Geociencias Aplicadas Latinoamericanas - Volumen 3, Número 1

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas

Volumen 3 · Número 1

Edición especial de Márgenes del Atlántico Sur – Implicaciones para el potencial petrolífero

3

Geodinámica de los márgenes conjugados del Atlántico Sur central: implicaciones para el potencial de hidrocarburos M.R. Lentini, S.I. Fraser, H. Scott Sumner y R.J. Davies

21 La apertura del segmento central del Atlántico Sur: simetría y discrepancia en la extensión

T.J. Reston 31

Relación entre el desarrollo de sistemas y plays petroleros y la evolución de las cuencas: margen brasileño del Atlántico Sur S.E. Beglinger, H. Doust y S. Cloetingh

57 Interpretación geológica y geofísica de la Elevación de Río Grande, margen brasileño suroriental: tectónica extensional y rifting de las cortezas continental y oceánica

W.U. Mohriak, M. Nobrega, M.E. Odegard, B.S.Gomes y W.G. Dickson

http://geolatin.eage.org

issn 2352-0418 (print) issn 2352-8281 (online)

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 1

Volumen 3 · Número 1

Edición especial de Márgenes del Atlántico Sur – Implicaciones para el potencial petrolífero

3

Geodinámica de los márgenes conjugados del Atlántico Sur central: implicaciones para el potencial de hidrocarburos M.R. Lentini, S.I. Fraser, H. Scott Sumner y R.J. Davies

21 La apertura del segmento central del Atlántico Sur: simetría y discrepancia en la extensión

T.J. Reston 31

Relación entre el desarrollo de sistemas y plays petroleros y la evolución de las cuencas: margen brasileño del Atlántico Sur S.E. Beglinger, H. Doust y S. Cloetingh

57 Interpretación geológica y geofísica de la Elevación de Río Grande, margen brasileño suroriental: tectónica extensional y rifting de las cortezas continental y oceánica

W.U. Mohriak, M. Nobrega, M.E. Odegard, B.S.Gomes y W.G. Dickson

© 2016 European Association of Geoscientists & Engineers http://geolatin.eage.org

issn 2352-0418 (print) issn 2352-8281 (online) doi:10.3997/1873-xxxx.xxxxxxxx

GEOCIENCIAS APLICADAS LATINOAMERICANAS Editor jefe Jorge Reverón Becerra Editores asociados Carlos Eduardo Abreu – Geofísica de yacimientos y Física de rocas Fredy Villaorduna Artola – Geofísica de yacimientos, Física de rocas y Sísmica multicomponente Franck Audemard – Sismología, Geodinámica y Tectónica Kurt Bayer – Interpretación sísmica Asdrúbal Bernal – Geología estructural y Tectónica Miguel Bosch – Geofísica de yacimientos e Inversión sísmica Marco Polo Buonora – Métodos no sísmicos Lorenzo Cascone – Métodos no sísmicos Sergio Chávez-Pérez – Historia de casos y Representación sísmica Carlos Cobos – Geofísica de yacimientos y Física de rocas Alejandro Escalona – Geodinámica y Análisis de cuencas Adriana Mantilla – Métodos no sísmicos Leonardo Meneses – Petrofísica Webster Mohriak – Geología estructural y Tectónica David Moreno – Ingeniería de yacimientos, simulación numérica de yacimientos Andrey Ortega – Procesamiento sísmico y Representación sísmica Paul Perdomo – Geomecánica, Ingeniería de yacimientos Gabriel Pérez – Procesamiento sísmico, Caracterización geofísica de yacimientos Roderick Perez Altamar – Caracterización geofísica de yacimientos y Física de rocas Francisco Rocha – Análisis de cuencas Franklin Ruiz – Física de rocas y Geofísica de yacimientos Carlos Santos – Física de rocas y Petrofísica Mayka Schmitt – Petrofísica Saulo Silva – Interpretación sísmica, Modelado sísmico y Anisotropía sísmica Carlos Torres-Verdin – Inversión sísmica, Geofísica de yacimientos y Petrofísica José Villa – Geoestadística, Ingeniería de yacimientos ASOCIACIÓN EUROPEA DE GEOCIENTÍFICOS E INGENIEROS Director del Departamento de Producción Audiovisual – Linda Molenaar (lm@eage.org) Director del Departamento de Relaciones Corporativas – Peter Leitner (plr@eage.org) Oficina editorial – Geociencias Aplicadas Latinoamericanas Apartado de correos 59, 3990 DB Houten, Países Bajos Dirección para visitas: De Molen 42, 3994 DB Houten, Países Bajos Página web: geolatin.eage.org

Junta (Junio 2015 – Junio 2016) Mohammed Alfaraj – Presidente Chris Ward – Vicepresidente Jean-Jacques Biteau – Vicepresidente electo Walter Rietveld – Director de programas técnicos Paul Sava – Director de educación Everhard Muijzert – Secretaria-Tesorera Roald van Borselen – Director de membresía y cooperación Karl Berteussen – Director de publicaciones John Brittan – Presidenta de la División de geociencias del petróleo y el gas Valentina Socco – Presidente de la División de geociencias cerca de la superficie Junta de Asesores (Junio 2015 – Junio 2016) Hussein Sadeegh - Asesor para el Norte de África Valeriy Ryzhkov - Asesor para Rusia/CEI Ahmad Al Suwaidi - Asesor para Oriente Medio Yohaney Gomez - Asesor para Latinoamérica Responsabilidad Geociencias Aplicadas Latinoamericanas se publica por parte de la Asociación Europea de Geocientíficos e Ingenieros, Houten, Países Bajos. La asociación, el editor y la editorial no se hacen responsables de las opiniones expresadas y las declaraciones hechas en los artículos que se publiquen en la revista, recayendo dicha responsabilidad sobre los autores. El uso de marcas registradas o nombres de servicios, etc., en esta publicación, incluso sin referencia específica a su registro, no puede considerar que implique que esos nombres estén exentos de regulaciones de protección relevantes.

Derechos de autor y reproducción © 2016 EAGE Todos los derechos reservados. Geociencias Aplicadas Latinoamericanas o cualquier parte de ella no podrá ser reproducida, almacenada en un sistema de recuperación o transcrita en ninguna forma o mediante ningún medio, electrónico o mecánico, incluida la fotocopia y la grabación, sin el consentimiento previo por escrito de la editorial.

Papel La política de la editorial es utilizar papel permanente sin ácido (TCF), según la norma ISO/DIS/9706, procedente de bosques sostenibles y utilizando pulpa sin cloro (estándar Nordic-Swan).

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Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 1

Prefacio Presentamos la revista Geociencias Aplicadas Latinoamericanas (GL), una publicación de la European Association of Geoscientists & Engineers (EAGE). Esta revista responde a la necesidad de tener un espacio donde la geociencia petrolera del Nuevo Mundo sea la protagonista sin limitaciones del idioma. Razón por la cual la publicación será presentada en los tres idiomas más hablados en Latinoamérica: español, portugués e inglés. El temario también aunque relacionado con la industria petrolera es muy variado: geofísica, geología, petrofísica, ingeniería de yacimientos, etc.

Latinoamérica con sus grandes reservas de hidrocarburos (descubrimientos pre-salinos en Brasil, La Faja Petrolífera del Orinoco en Venezuela, los recursos no-convencionales en Argentina, etc.) y su gran e interesante complejidad geodínamica es un punto importante para el desarrollo de las geociencias en las compañías petroleras, centros de investigación y universidades por los cual la EAGE quiere facilitar un espacio para el encuentro de los geocientíficos y el intercambio de conocimiento, donde el idioma no sea una limitación sino una manera de enriquecer más el acervo científico de América y del Mundo.

Para la nueva publicación hemos adoptado un esquema para el Consejo Editorial similar a las otras publicaciones de la EAGE. Además del Editor en Jefe y de su asistente, tenemos un número de Editores Asociados. Ellos son responsables de las diferentes sub-disciplinas de la revista, siendo bastante autónomos en el modo que trabajan, es decir, ellos manejarán cada manuscrito de forma independiente, asignando los revisores y emitiendo su opinión sobre la aceptación. El Consejo Editorial de GAL será sujeto a cambios cuando las circunstancias lo ameriten, en particular habrá un incremento de los editores asociados para servir a cada sub-disciplina con más eficacia.

GL ha sido producto de un gran esfuerzo de la EAGE, el Consejo Editorial y los autores de los artículos para dar al público un producto de calidad que esperamos que con cada número sea mejor y en el futuro un punto de referencia para la comunidad geocientífica latinoamericana y mundial.

Jorge Reverón Editor en Jefe de Geociencias Latinoamericanas Aplicadas

© 2016 European Association of Geoscientists & Engineers

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Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 3-19

doi: 10.3997/2352-8281.20160003

Geodinámica de los márgenes conjugados del Atlántico Sur central: implicaciones para el potencial de hidrocarburos Michael R. Lentini1, Scot I. Fraser2,3,*, H. Scott Sumner1 y Richard J. Davies3 Cobalt International Energy L.P., Two Post Oak Central, 1980 Post Oak Boulevard, Suite 1200, Houston, Texas 77056, EE.UU. BHP Billiton Petroleum, 1360 Post Oak Blvd # 150, Houston, Texas 77056, EE.UU. 3 Departamento de Ciencias de la Tierra, Centro para la Investigación de Sistemas Terrestres y Energéticos CeREES, Universidad de Durham, Durham DH1 3LE, REINO UNIDO 1 2

Este artículo fue publicado originalmente en Petroleum Geoscience como: M.R. Lentini, S.I. Fraser, H.S. Summer & R.J. Davies 2010.

Geodynamics of the central South Atlantic conjugate margins: implications for hydrocarbon potential. Petroleum Geoscience, 16, 217 – 229. DOI: 10.1144/1354-079309-909 ABSTRACT Using a new margin restoration model for the central South Atlantic we highlight margin-opposed rift basin subsidence characteristics, reconcile important facies relationships and consider the associated processes responsible for contrasting basinward transitions to oceanic crust. We interpret these parameters as diagnostic of strain evolution during rifting. Pre-salt subsidence patterns and sequence isopachs of late syn-rift and early post-rift sequences are symptomatic of these complex extension behaviours. Inherited basement fault trends partition extensional strain during stretching with resultant rift-related structural styles recording the heterogeneity of the pre-rift crust.

Correspondingly the seismic and gravity expression of the transition from continental crust to oceanic crust differs systematically along the length of the ‘conjugate’ basins. The presence of a conspicuous coast parallel positive linear gravity anomaly, referred to as the ‘terminal horst’, defines the basinward extent of attenuated continental crust in the more symmetrical Campos Basin and its interpreted conjugate. In the ‘asymmetrical’ Santos and Benguela Basins the ocean–continent transition at the present-day OCB (ocean–continent boundary) becomes equivocal with little gravity expression. Consequently the relationship of primary salt basin edges to the basinward extent of crustal extension appears more complex. Pre-existing crustal and lithospheric mantle scale heterogeneities are considered to impart a first-order control on whole crust deformation and ultimately ‘sag’ basin development. These structurally defined heterogeneities are believed to partition crustal strain and juxtapose endmember mechanisms of pure-shear and simple shear deformation styles as recorded by the complex distribution of syn-rift subsidence patterns within the pre-salt basins of the central South Atlantic. These conclusions challenge the necessity for invoking dominantly depth-dependent processes as a mechanism to explain apparent pre-salt, syn-rift subsidence anomalies. The complex interplay of structure and stratigraphy with an overlay of palaeoclimatic models provides important insights into hydrocarbon play fairways along the margin. In particular the impact on reservoir and source rock distribution and heat flow are discussed.

KEYWORDS: South Atlantic, petroleum systems, pre-salt, rift, crust, palaeoclimate RESUMEN Utilizando un nuevo modelo de restitución de márgenes para el Atlántico Sur central, destacamos las características de la subsidencia de las cuencas de rift de márgenes opuestos, reconciliamos las importantes relaciones de las facies y consideramos los procesos asociados responsables de las contrastadas transiciones hacia la cuenca hasta la corteza oceánica. Interpretamos esos parámetros *

scot.fraser@bhpbilliton.com

© 2016 European Association of Geoscientists & Engineers

como un diagnóstico de la evolución de la deformación durante el rifting. Los patrones de subsidencia presal y las isopacas de las secuencias del final del sin-rift y el principio del post-rift son sintomáticos de esos complejos comportamientos de extensión. Las tendencias de las fallas de basamento heredadas particionan la deformación extensional durante el estiramiento, con el resultado de estilos estructurales relacionados con el rift que registran la heterogeneidad de la corteza pre-rift. Consecuentemente, la expresión sísmica y gravimétrica de la transición desde la corteza con3

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M.R. Lentini et al.

tinental hasta la corteza oceánica difiere sistemáticamente a lo largo de la longitud de las cuencas “conjugadas”. La presencia de una llamativa anomalía lineal de gravedad positiva paralela a la costa, que denominamos “horst terminal”, define el alcance hacia la cuenca de la corteza continental atenuada en la cuenca más simétrica de Campos y su conjugada interpretada. En las cuencas “asimétricas” de Santos y Benguela la transición océano-continente en el OCB (siglas en inglés del límite océano-continente) actual se hace equívoca, con poca expresión de la gravedad. En consecuencia, la relación de los límites de la cuenca salina primaria con el alcance hacia la cuenca de la extensión cortical parece más compleja. Se considera que las heterogeneidades existentes a escala cortical y de manto litosférico imparten un control de primer orden sobre toda la deformación cortical y finalmente en el desarrollo de la cuenca de “sag”. Se cree que esas heterogeneidades definidas estructuralmente particionan la deformación cortical y yuxtaponen los mecanismos del miembro final de los estilos de deformación de cizalla pura y cizalla simple, como registra la compleja distribución de los patrones de subsidencia sin-rift dentro de las cuencas presal del Atlántico Sur central. Esas conclusiones cuestionan la necesidad de recurrir a procesos dominantemente dependientes de la profundidad como mecanismo para explicar las aparentes anomalías de subsidencia presal sin-rift. La compleja interacción de la estructura y la estratigrafía con la superposición de modelos paleoclimáticos aporta importantes perspectivas sobre los play fairways de hidrocarburos a lo largo del margen. En particular, se aborda el efecto sobre la distribución de rocas madre y reservorio y el flujo calorífico.

PALABRAS CLAVE: Atlántico Sur, sistemas petroleros, presal, rift, corteza, paleoclima INTRODUCCIÓN La extensión de la corteza continental es la precursora de la formación de márgenes pasivos (Le Pichon y Sibuet 1981; Lister et al. 1986; Peron-Pinvidic y Manatschal 2010; Reston 2010). El desarrollo de las cuencas de rift precursoras a lo largo de los márgenes continentales pasivos parece compleja y a menudo las cuencas de rift tienen una evolución polifásica (Jackson 2005; Manatschal y Lavier 2006; Peron-Pinvidic y Manatschal 2010).

Es decir, puede haber varios pulsos de extensión que ocurrieron episódicamente durante decenas de millones de años, migrando el estiramiento y la deformación cortical conforme evoluciona la acomodación de la deformación en el tiempo y el espacio.

Situadas al norte de los márgenes volcánicos “calientes” del Atlántico Sur (como describen Franke et al. 2010; Fernández et al. 2010) y al sur de los márgenes no volcánicos “fríos” de Iberia y Terranova (Peron-Pinvidic y Manatschal 2010), la formación de las cuencas de rift presal del Atlántico Sur central sigue siendo ambigua (Reston 2009; Unternehr et al. 2010). Utilizando un nuevo modelo cinemático de restitución de márgenes, destacamos las características de la subsidencia de las cuencas de rift de márgenes opuestos y reconciliamos las importantes relaciones de

las facies sin-rift a lo largo del margen. El modelo de restitución de placas destaca las contrastadas transiciones hacia la cuenca hasta la corteza oceánica, que interpretamos que son diagnósticas de la respuesta de la corteza heterogénea a la deformación extensional durante el rifting. Nuestro modelo de restitución destaca una significativa variación a lo largo de la dirección en la simetría/asimetría de las cuencas y la distribución del espesor de las isopacas sin-rift refleja la deformación extensional de reologías corticales de basamento contiguas diferentes. Utilizamos detalladas interpretaciones sísmicas, calibradas mediante datos de campos potenciales, para entender la complejidad estructural y para explicar las relaciones de las cuencas conjugadas.

Pretendemos documentar una serie de observaciones empíricas que describen las variables geodinámicas importantes y las combinan para determinar la arquitectura de las cuencas del Atlántico Sur central. Se reconoce que esos parámetros tienen un efecto fundamental en la evolución temprana del margen fracturado. El margen del Atlántico Sur central presenta muchos rasgos estructurales y estratigráficos característicos y las cuencas conjugadas proporcionan un excelente laboratorio para examinar su efecto diferencial. En este artículo presentamos nuestras observaciones basadas en conjuntos de datos del subsuelo recientemente adquiridos e interpretados y los mapas derivados resultantes como apoyo a nuestras conclusiones.

ANTECEDENTES Sigue habiendo un debate considerable respecto a las secuencias térmicas e isostáticas de diferentes modelos para la extensión litosférica. Los miembros finales de la cizalla pura frente a la cizalla simple de McKenzie (1978) y Wernicke (1981, 1985) y sus derivadas (p.ej., Lister et al. 1986) han conformado la base de muchos debates cualitativos sobre la evolución de las cuencas de rift precursoras de los márgenes continentales del Atlántico Sur central (Davison 1997; Fraser y Lentini 2005; Fraser et al.

2007a,b, 2010a,b; Aslanian et al. 2009). El modelo de estiramiento uniforme de McKenzie (1978) afirma que el adelgazamiento de la corteza y el manto litosférico no varía con la profundidad. Sin embargo, los modelos de estiramiento discontinuo no uniforme de Royden y Keen (1980) y Beaumont et al. (1982) difieren fundamentalmente en que el estiramiento del manto litosférico subcortical puede ser independiente de, y mayor que, la extensión experimentada por toda la corteza (Fig. 1). El modelo de cizalla pura parece incapaz de tener en cuenta el desarrollo aparente de espesores de cuencas de “sag” a lo largo del margen del Atlántico Sur. La deformación frágil sumada registrada por las fallas sin-extensionales parece subestimar la magnitud de la extensión lateral de una corteza que se asume homogénea necesaria para crear secuencias de “sag” anómalamente potentes (consultar Reston 2010 para una argumentación detallada).

Como alternativa se ha citado el estiramiento dependiente de la profundidad (Karner y Driscoll 1999) para explicar la aparente paradoja del desarrollo de una cuenca de sag potente, la presencia de un sustancial levantamiento marginal (observado a lo largo

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Geodinámica de los márgenes conjugados del Atlántico Sur

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Figura 1 Geometría transversal que muestra la configuración inicial y final de dos modelos diferentes de estiramiento litosférico (modificada de Rowley y Sahagian 1986).

de los márgenes Africano Occidental y Brasileño) y un aumento de la subsidencia térmica en ausencia de un fallamiento significativo del basamento. Sin embargo, este modelo requiere que el manto litosférico y/o la corteza inferior dúctil se extiendan una cantidad mayor que la corteza superior frágil. Esto precisa la existencia de una discontinuidad regional cortical o subcortical o un despegue que normalmente se asume que está en la base de la corteza superior. Con este modo de extensión dependiente de la profundidad, es difícil predecir el flujo calorífico durante la formación de las cuencas, pero la deducción sería que una astenosfera más somera necesitaría unos paleogradientes de flujo calorífico extremadamente elevados. En el modelo de cizalla pura la máxima subsidencia térmica coincide espacialmente con la máxima subsidencia tectónica sin-rift y con el máximo flujo calorífico relacionado con el rift. Sin embargo, en el modelo de cizalla simple la máxima subsidencia tectónica sin-rift está desplazada lateralmente de la subsidencia térmica máxima, con la anomalía térmica desplazada conforme a ello (Fig. 2) (ver también la discusión de Issler et al. 1989). La modelización del flujo calorífico de los márgenes fracturados a menudo asume una extensión inicial de una corteza sin deformar de 30-35 km de espesor. Sin embargo, es probable que las suposiciones del flujo

calorífico estén sustancialmente modificadas en presencia de múltiples fases de rifting y con un espesor cortical previamente atenuado. La interpretación de un registro profundo de datos sísmicos de reflexión y refracción a lo largo de los márgenes de Brasil y África Occidental sugiere un espesor cortical “sin deformar” del orden de 21-25 km (Contrucci et al. 2004; Fraser et al.

2008; Lentini y Fraser 2008).

Se ha aplicado una variedad de modelos más recientes para explicar las observaciones geológicas asociadas con el rifting de edad neocomiense del margen del Atlántico Sur central (p.ej., Blaich et al. 2008, 2009; Aslanian et al. 2009; Torsvik et al.

2009; Unternehr et al. 2010), pero esos modelos fracasan al abordar las implicaciones para el flujo calorífico del rift, sensu McKenzie (1978) y reconsiderado por Latin y White (1990). Los procesos fríos de los márgenes de exhumación del manto a lo largo de un margen no volcánico están bien descritos por Unternehr et al. (2010) a partir del Atlántico Central y el origen volcánico del Atlántico Sur al sur de la dorsal de Walvis ha sido bien documentado recientemente (p.ej., Blaich et al. 2008). El Atlántico Sur central parece de algún modo enigmático, situado entre segmentos de márgenes volcánicos y no volcánicos, como se define en la actualidad (Menzies et al. 2002; Crosby et al.

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M.R. Lentini et al.

Figura 2 Modelos de cizalla (a) pura y (b) simple (según Coward et al. 2003).

2008). Este contexto único dentro de la cuenca Atlántica hace surgir la cuestión de si es probable que la extensión cortical del segmento central haya operado a través de mecanismos litosféricos fríos o calientes. Unternehr et al. (2010) y Zalan et al. (2009) creen que son capaces de interpretar la presencia de manto continental exhumado utilizando datos sísmicos regionales 2D recientes. Están de acuerdo en que la cuenca ha experimentado una evolución polifásica, culminando con la hiperextensión de los márgenes distales de la placa. Asimismo, destacan las relaciones conjugadas distinguibles a partir de sus interpretaciones sísmicas 2D que apoyan un proceso de margen y un origen de ambos lados de la cuenca fríos.

En lugar de entrar en debate sobre las implicaciones de esos modelos o sobre si las discrepancias en la extensión realmente existen o están reconciliadas (Reston 2009, 2010), preferimos un debate basado en observaciones a partir de datos geológicos y geofísicos. Sin embargo, proponemos que el estiramiento ortogonal es un caso de miembro final y que la extensión relacionada con el rift de una corteza heterogénea con tendencias de fallas de basamento heredadas probablemente se deformará de un modo no ortogonal. De esto se deduce que el resultado de una extensión oblicua probablemente describiría el proceso responsable de las geometrías rómbicas bajo las cuencas que dominan la arquitectura general de las cuencas de rift.

METODOLOGÍA Y PLANTEAMIENTO Tratando de entender las relaciones de los márgenes conjugados, se reconstruye el margen del Atlántico Sur central a lo largo de un límite exterior interpretado de corteza continental atenuada que corresponde al COB (límite continente-océano). Conceptualmente, deseamos derivar un mapa de interpretación coherente que destacaría las relaciones de la extensión antes de la expansión oceánica organizada. El COB se cartografió rigurosamente utilizando una malla densa de datos sísmicos regionales 2D (varios cientos de miles de kilómetros de línea) en combinación con los datos de gravedad derivados de satélite de Sandwell y Smith (1997) y

datos de campos potenciales adquiridos en el mar. La malla sísmica regional se evaluó tanto en profundidad (donde había disponibilidad) como en tiempo con un espaciado promedio de líneas de c. 5 km. Una iteración constante entre la interpretación sísmica y los mapas derivados de los campos potenciales (principalmente la primera derivada vertical de la gravedad y el magnetismo RTP de gradiente horizontal residual) ayudó a restringir la confianza de las interpretaciones del COB a lo largo de ambos márgenes.

Las localizaciones cartografiadas de los COB conjugados se unieron nuevamente rotando los márgenes usando los polos de rotación establecidos por los modelos de reconstrucción de placas de Scotese (2008). Se seleccionaron seis horizontes sísmicos regionales clave y se cartografiaron a través de la malla sísmica regional. El techo y la base de la sal autóctona, el techo y la base de la sal alóctona, la base del sag y las secuencias sin-extensionales “cerca” de la base se correlacionaron cuidadosamente entre las subcuencas. Las fallas de basamento se cartografiaron con las principales tendencias de las fallas sin-extensionales coherentes con la orientación de las anomalías de gravedad que involucran al basamento. A continuación, los horizontes sísmicos regionales se cuadricularon para generar isopacas de secuencias después del análisis de la velocidad y la conversión a profundidad. El modelo de márgenes restituidos y las relaciones de las isopacas rotadas proporcionaron un marco de referencia para entender los procesos fundamentales que determinan el carácter “conjugado” en lugar de “imagen simétrica de espejo” para los márgenes fracturados.

OBSERVACIONES Escala de margen de placas A escala de márgenes de placas, ambos márgenes presentan un estratigrafía presal similar y los sedimentos lacustres que rellenan la cuenca del margen opuesto parecen contemporáneos, dadas las débiles restricciones paleontológicas de edad de las secuencias sin-rift. El volcanismo neocomiense relacionado con el rift está restringido por dataciones radiométricas de los basaltos de colada continentales de Paraná y Etendeka que surgieron

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Geodinámica de los márgenes conjugados del Atlántico Sur

hace 137-127 Ma (Turner et al. 1994; Marzoli et al. 1999), coherentes con la edad de las lavas basálticas datadas a partir de un pozo exploratorio presal reciente en la cuenca de Santos en 13-132 Ma (Fraser et al. 2010a). La orientación NW-SE del enjambre de diques de Ponta Grossa (134-129 Ma) sugiere que la orientación de la deformación extensional inicial puede diferir de la de la fase principal de rifting y de la deriva final del Atlántico Sur (Fig. 3).

Lógicamente, se podría sospechar que los márgenes conjugados son simplemente imágenes en espejo. Sin embargo, examinando más de cerca los datos del subsuelo y de la cinemática de placas hay diferencias fundamentales en el espesor de la corteza continental atenuada, el estilo de rifting, los patrones de subsidencia y las historias térmicas, que sugieren que el rifting fue complejo y polifásico (Fraser y Lentini 2005; Fraser et al. 2007a, 2008, 2009, 2010b; Lentini y Fraser 2008). Entender la edad relativa del desarrollo de las subcuencas y las relaciones temporales de la evolución de los segmentos del rift desde el margen de la cuenca hasta el límite exterior de la corteza continental sin una calibración estratigráfica detallada sigue siendo problemáti-

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co. Combinando las relaciones sísmicas-estratigráficas con los modelos de restitución estructural 2D, Lentini y Fraser (2008) dedujeron que para el Atlántico Sur las cuencas más jóvenes que se forman son las de las localizaciones distales del margen.

Asimismo, concluyeron que las cuencas de rift más exteriores están rellenas predominantemente por potentes secuencias evaporíticas diacrónicas. Esta interpretación tiene importantes implicaciones para el sistema petrolero. La continuidad lateral de facies potentes de rocas madre que se extienden hasta el COB sería incompatible con el espacio de acomodación de la etapa final del rift, estando rellenada rápidamente predominantemente por una potente sal aptiense. Se espera que el borde frontal de los dominios de corteza cortical muy atenuados estén inundados por las aguas marinas más tempranas en el momento, o justo antes, de la primera existencia de corteza oceánica continua, de forma no diferente a la región actual de Afar (p.ej., Jackson et al. 2000).

El relleno sedimentario de las cuencas de rift generalmente responde a una de tres categorías generales: (1) relleno sin-extensional caracterizado por horsts y fosas, fallamiento sin-deposicional, rocas madre de Tipo I y generalmente sedimentación

Figura 3 Basaltos de colada continentales de Paraná-Etendeka que surgieron hace 137-127 Ma (Turner et al. 1994) y son contemporáneos con la fase de rifting principal y son evidencias de una pluma mantélica arraigada (observe la asimetría, ya que la mayoría de los materiales volcánicos residen en el lado brasileño). La orientación NW-SE del enjambre de diques de Ponta Grossa (línea amarilla) sugiere que la orientación del rifting temprano difiere del de la fase principal de rifting y de la deriva final del Atlántico Sur. Esto podría estar relacionado con esfuerzos de campo lejano asociados con el “tirón de la placa”/subducción del Neo-Tethys bajo el Arco de Ladakh una vez que la dorsal en expansión comenzó a subducir (reconstrucción del Proyecto Paleomap, Scotese 2008).

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clástica con algunos carbonatos; (2) una secuencia de relleno en onlap suprayacente que normalmente no está fallada y es subparalela a la base de la sal, comúnmente denominada relleno de cuenca de “sag” (Brumbaugh et al. 1994; Henry et al. 1995); y (3) una secuencia transgresiva delgada, pero lateralmente persistente, que precede inmediatamente al depósito de sal. Los márgenes pasivos opuestos pueden ser simétricos o asimétricos respecto a la anomalía de ruptura donde la expansión oceánica organizada se ha propagado dejando un retazo desproporcionado de corteza estirada en un margen. Las observaciones de la “simetría” de la secuencia en la medida en que el relleno en onlap se superpone directamente a regiones que experimentaron una extensión máxima (sensu McKenzie 1978) o de la “asimetría” de la secuencia (sensu Wernicke 1985) donde el relleno en onlap más potente está desplazado de la extensión máxima infrayacente están claramente registradas en las relaciones de las isopacas.

Los materiales volcánicos del Cretácico Superior y el Cenozoico aprovecharon los lineamientos neoproterozoicos del basamento, reflejando la heterogeneidad cortical pre-rift heredada.

La reconstrucción representa la configuración de las placas inmediatamente antes del depósito de la sal y de la formación de la expansión oceánica organizada. Existe un límite fundamental a lo largo de la dirección al sur de las cuencas de Campos y Kwanza que divide el área de estudio en dos provincias distintas (Fig. 6). Las anchuras de la corteza continental atenuada de las cuencas conjugadas de Campos-Kwanza son cada una de aproximadamente 250 km al norte de este límite. Al sur de este límite, la anchura de la corteza continental de la cuenca de Santos es de aproximadamente 600 km y la anchura del margen conjugado de Benguela es de sólo 50 km. El centro inicial del estiramiento del margen de la cuenca de Santos probablemente se situaba en, o

Modelo de restitución de márgenes El modelo de restitución de márgenes (Figs. 4 y 5) proporciona un marco de referencia sin-rift para entender las geometrías fundamentales del rifting que determinan el carácter de las cuencas conjugadas presal. La masa terrestre pre-oceanización reconstruida se ilustra a escala regional utilizando el mapa de gravedad por satélite de la primera derivada vertical (datos de Sandwell y Smith 1997). Como se ha explicado anteriormente, ambos lados del margen del Atlántico Sur se restituyeron satisfaciendo el alcance hacia la cuenca de la corteza continental altamente atenuada cartografiada (COB) mejorada por la interpretación del límite de la corteza continental (LCC). Además, proponemos que la reconstrucción tiene validez con la congruencia de que las tendencias volcánicas más jóvenes coinciden en los conjugados.

Figura 4 Mapa de gravedad por satélite de la primera derivada vertical que muestra el área de estudio. Datos de gravedad por satélite de Sandwell y Smith (1997).

Figura 5 Mapa de gravedad reconstruido de la primera derivada vertical del área de estudio. Los terrenos del basamento precámbrico se han simplificado en dos categorías amplias: basamento cristalino (rosa) y basamento del cinturón de pliegues metasedimentario (naranja) (modificado de Lentini y Fraser 2008). La situación del límite continental-oceánico (COB) a lo largo del segmento Jequitinhonha a Camamu-Almada es menos segura debido a limitaciones de los datos.

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Figura 6 Mapa que muestra la distribución y el espesor de las cuencas de “sag” dentro del intervalo presal tardío superpuesto sobre el mapa de gravedad reconstruido de la primera derivada vertical del área de estudio. El tipo de rift se ha categorizado en dos miembros finales generales en base a las interpretaciones sísmicas: simétrico: donde la máxima subsidencia térmica (“sag”) está sobre la máxima subsidencia tectónica; y asimétrico: donde la máxima subsidencia térmica está desplazada respecto a la máxima subsidencia tectónica. Inserto de Tipos de Rift de miembro final según Coward et al. 2003.

cerca de, la meseta de São Paulo (Mohriak et al. 2010). Como consecuencia de la reorganización de placas, tuvo lugar un salto de la dorsal que dio lugar a que la propagación de la dorsal se trasladara mucho más lejos hacia la cuenca (Bird y Hall 2009; Lentini y Fraser 2008; Fraser et al. 2010a). El visible resultado asimétrico de la ruptura final demostrado por la relación de las conjugadas (Figs. 5 y 6) contrasta marcadamente con la relativa simetría de la geometría de la ruptura que muestran las cuencas septentrionales del margen en base al modelo de reconstrucción.

Los mapas regionales de la geología del basamento de aguas de Brasil y África revelan la distribución de los terrenos acrecionados del basamento precámbrico y neoproterozoico. Jensen y Teasdale (2009) destacaron la importancia de entender el posible impacto de los principales límites entre cortezas de origen y reología diferentes en el Atlántico Sur. En este artículo se han simplificado los terrenos de basamento precámbrico en dos categorías amplias: basamento cristalino (el cual asignamos que es relativamente “corteza dura”) y el basamento de cinturón de pliegues metasedimentarios (que describimos como relativamente “corteza blanda”).

Utilizando esta distinción bipartita simplificada, lo que surge de las relaciones de las isopacas es que la subsidencia diferencial parece reflejar la heterogeneidad del basamento a escala regional.

El desarrollo de una cuenca de “sag” presal más potente está asociado con partes del margen que tienen debajo un basamento metamórfico precámbrico o “corteza blanda” (Fig. 6.). Por el contrario, las geometrías sísmicas asociadas con secuencias de sag están peor desarrolladas o ausentes cerca de la geología de los márgenes dominados por basamento cristalino. Se han realizado observaciones similares de desarrollo de una cuenca de “sag” muy potente en cuencas de rift sobre corteza “blanda” en China (Fraser et al. 2008) y en Siberia Occidental (Heine 2005a, b). Por tanto, sostenemos que los terrenos de basamento precámbrico ejercen un control de primer orden sobre los patrones de subsidencia durante el rifting en el Atlántico Sur central.

Como hemos indicado anteriormente, la subsidencia sin-rift inmediatamente anterior al depósito regional de evaporitas aptienses está claramente influenciada por la debilidad cortical heredada. Las secuencias de depósito presal muestran una transición de norte a sur desde un ambiente clástico dominante hasta un contexto deposicional progresivamente más rico en carbonato. Numerosas penetraciones de pozos exploratorios y la geología de los afloramientos de las cuencas marinas de Gabón, Reconcavo y Sergipe-Alagoas muestran potentes asociaciones de facies clásticas dentro de las secuencias estratigráficas sin-rift.

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Figura 7 Mapas paleoclimáticos que enmarcan el rifting del Atlántico Sur (reconstrucción de GANDOLPH PROJECT; Scotese et al. 2008).

Recientes penetraciones de pozos exploratorios en la cuenca de aguas profundas de Santos han indicado potentes secuencias de facies carbonatadas de “biolaminitas” (Zalan et al. 2009).

Asimismo, se han registrado facies carbonatadas en numerosas penetraciones presal de las cuencas de Campos y Kwanza. Se ha demostrado que el clima y la escorrentía asociada son factores importantes para modelizar las asociaciones de facies y el relleno del espacio de acomodación en entornos lacustres sin-rift modernos, p.ej., África Oriental (Scholtz 2009). Teniendo esto en

mente, incorporamos las simulaciones paleoclimáticas acopladas de la dinámica atmosférica y oceanográfica de Scotese et al.

(2008; proyecto Gandolph) en nuestra reconstrucción modelizada. Las reconstrucciones paleogeográficas de placas se calibraron utilizando litologías climáticamente sensibles (Scotese 2008) y una base de datos geoquímica regional. Esto pronosticó un ambiente más húmedo en el Atlántico Sur al norte del río Congo actual y un clima mucho más árido al sur.

En nuestra opinión, el paleoclima del proto-Atlántico Sur

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establece un importante control de primer orden sobre la naturaleza y la distribución del relleno sedimentario de las cuencas de rift en desarrollo, afectando al tipo y a la calidad de las rocas madre, a la distribución de facies reservorio clásticas/carbonatadas y finalmente al espesor de la sal aptiense (Scotese et al.

2008) (Fig. 7). Un clima seco al sur del actual río Congo es el responsable de la acumulación de rocas madre lacustres hipersalinas presal, de petróleos presal con biomarcadores hipersalinos, de una mayor abundancia de carbonatos lacustres y de una sal de edad aptiense más potente (Figs. 8 y 9). Al norte del actual río Congo, hubo considerablemente más descarga fluvial; los sedimentos presal son predominantemente clásticos, con facies de

Figura 8 Mapa de espesor de la sal aptiense superpuesto sobre una reconstrucción inmediatamente anterior a la formación de la corteza oceánica. El límite continental-oceánico (COB) se indica como una línea negra. La situación de los “horsts terminales” identificados sísmicamente en el COB se indican con las líneas magenta gruesas. Observe la presencia o ausencia de una sal potente sin importar la presencia de un “horst terminal”.

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rocas madre de agua dulce a salobre mixtas de Tipo I y III, con una sal suprayacente de edad aptiense asociada más delgada. La presencia de una potente sal primaria parece depender menos de la presencia o ausencia de horsts terminales y de algún modo parece no estar relacionada con el espesor del relleno de sedimentos de sag del rift infrayacentes, pareciendo correlacionarse en lugar de eso con el cambio hacia un paleoclima más árido.

Estilos estructurales y naturaleza del COB de Brasil En las regiones proximales del SE de Brasil, los espesores de la corteza continental no deformada son del orden de 20-25 km y se adelgazan durante el proceso de rifting hasta c. 6 km cerca del COB (Lentini y Fraser 2008). Las cuencas de Espírito Santo, Campos y Santos muestran unos estilos estructurales de cuenca fracturada y una arquitectura de cuenca a lo largo de la dirección marcadamente diferentes (Figs. 10 y 11). La segmentación de los dominios corticales se produce por grandes fallas de transferencia continentales (Mohriak y Rosendahl 2003). Las cuencas de rift de la cuenca de Campos son lineales, predominantemente paralelas a la costa y son principalmente semifosas. Además, en la cuenca de Campos, más grande, la secuencia de relleno en onlap coincide más o menos con la máxima extensión relacionada con el rift. En las cuencas de Campos y Espírito Santo, en la sísmica PSDM 2D regional y los datos de campos potenciales se capta un prominente horst terminal. Éste delinea el límite de la

Figura 9 Reconstrucción del Atlántico Sur en el Albiense/Cenomaniense (99 Ma) (Scotese 2008) que muestra la distribución de las familias de rocas madre y de petróleo y sus ambientes de depósito (Modificada de Brownfield y Charpentier 2006. Datos de Schiefelbein et al. 1999, 2000).

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Figura 10 Mapa de la estructura en profundidad del basamento de las cuencas de Espírito Santo, Campos y Santos (los colores cálidos son elevaciones, los colores fríos son depresiones). En la cuenca de Santos aparecen cuencas de rift rómbicas (indicadas por los polígonos de puntos rojos) en parte como resultado de la extensión oblicua. La línea de la charnela Atlántica (negra) marca la zona próxima al límite de la corteza continental no extendida. El mapa de gravedad residual isostática muestra el COB donde no hay datos sísmicos. Se puede observar un COB claro tanto en los datos sísmicos como en los de gravedad en las cuencas de Campos y Espírito Santo. El COB exterior de la cuenca de Santos es menos evidente. Es evidente la segmentación de la corteza a lo largo de la dirección por grandes fallas de transferencia.

corteza continental muy atenuada desde una inequívoca corteza oceánica hacia abajo.

El espacio de acomodación relacionado con el rift en la cuenca de Santos tiene una marcada geometría rómbica a gran escala, el resultado de la orientación de los esfuerzos extensionales a un elevado ángulo de la disposición heredada del basamento. Los segmentos de falla son cortos, muy curvados y superpuestos (Fraser et al. 2008). Es importante que la secuencia de relleno en onlap normalmente esté desplazada del eje de la extensión máxima del rift.

La evolución estructural de las subcuencas individuales es compleja y da lugar a numerosas elevaciones y depresiones deposicionales adyacentes tanto entre las cuencas como dentro de ellas, acentuadas por la extensión oblicua a lo largo de tendencias de fallas conjugadas de basamento orientadas paralelamente a la costa y NW-SE (Fraser et al. 2007a, 2008; Wilson et all.

2008). A diferencia de las cuencas del norte, no hay un horst terminal claro que delinee el límite de la corteza continental.

Nuestra observación es que la situación cartografiada del ele-

mento continuo de “horst terminal” coincide con una anomalía de gravedad lineal positiva (Fig. 8) y está exclusivamente asociada con la configuración simétrica de la cuenca. Proponemos que el horst exterior tiene origen en la corteza continental y que es diagnóstico de la transición a la corteza oceánica después de la extensión ortogonal de “cizalla pura” del margen. Se considera que la ausencia de un elemento equivalente en los datos sísmicos y de gravedad en cualquier otro sitio (p.ej., cuenca de Santos) indica una transición más compleja a la corteza oceánica.

Estilos estructurales y naturaleza del COB de África Occidental En base a la interpretación de datos sísmicos registrados en profundidad, la corteza continental de Gabón y Angola se adelgaza desde aproximadamente 20-25 km hasta c. 6-8 km cerca del límite continental-oceánico (Figs. 12 y 13). En el norte de Angola, el horst exterior está asociado con una fuerte anomalía de gravedad positiva y separa inequívocamente la corteza oceánica hacia abajo de la corteza continental muy atenuada. Aquí se

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desarrolla una potente cuenca de “sag” presal que coincide con el máximo estiramiento o el adelgazamiento interpretado de la corteza. El COB en aguas de Gabón tiene una anomalía positiva menos marcada que separa la corteza continental de la oceánica; el horst exterior continuo es más ambiguo debido en parte a una calidad de los datos sísmicos mucho más pobre.

Al norte de la dorsal de Walvis (Fig. 12), la arquitectura de las cuencas de rift muestra una fuerte asimetría, dominando la extensión oblicua toda la respuesta de la corteza en la cuenca de Santos y, en menor medida, en las cuencas de Kwanza y de Gabón Sur, con el resultado del desarrollo de subcuencas rómbicas. Por el contrario, las cuenca de Campos y Congo Inferior son más coherentes con el estiramiento ortogonal, con semifosas caracterizadas por fallas planares continuas de buzamiento pronunciado.

Los límites corticales definidos por la geología terrestre registran la heterogeneidad de la corteza pre-rift. Se reconocen como grandes desplazamientos a lo largo de la línea de costa actual y son aparentes en los mapas regionales derivados de la gravedad como evidentes anomalías lineales.

INTERPRETACIÓN La arquitectura de las cuencas de rift del Atlántico Sur central sugiere que los esfuerzos de campo lejano estaban orientados más o menos ortogonalmente al margen de las cuencas. Sin embargo, la heterogeneidad preexistente del basamento ha dado

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lugar a estilos de deformación que muestran una considerable variabilidad a lo largo de la dirección.

En el sur de Gabón, se cree que el rifting ha tenido lugar en corteza “blanda” y ha dado lugar a un relleno en onlap de 2-3 km de espesor allí donde se capta en los datos sísmicos 2D (ver Fig. 12). La cuenca de rift y la relación de las conjugadas es “simétrica” y la sección de relleno en onlap más potente se superpone a partes de la cuenca que experimentaron una extensión y un flujo calorífico máximos relacionados con el rift. La parte superior del relleno en onlap está caracterizada por facies clásticas (Fm. Dentale) y rocas madre de Tipo I-III más eficaces relacionadas con condiciones paleoclimáticas húmedas.

Las facies de rocas madre de Tipo I están conservadas dentro de los ejes de las fosas más profundas dentro de los intervalos de relleno sin-extensional superior y en onlap inferior (Fm. Melania).

En el norte de Angola, caracterizado por una combinación de corteza “blanda” y un paleoclima árido, el potente relleno en onlap (más de 4 km en las partes axiales de la cuenca; ver Fig. 12) es dominantemente carbonatado y con rocas madre de Tipo I. El play fairway de hidrocarburos para esta parte de la cuenca probablemente estará restringido al margen de la cuenca de relleno en onlap donde los reservorios carbonatados lacustres están asociados con estructuras de horst profundas en el basamento.

Figura 11 Perfiles sísmicos regionales a través de las cuencas marinas de Campos y Santos, Brasil. En la cuenca de Santos, la secuencia de relleno en onlap (OF) normalmente está desplazada de la extensión máxima (SE) durante el rifting.

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Figura 12 Mapas de gravedad de la primera derivada vertical de la zona marina de Angola y Gabón. Las elevaciones del basamento son rojas, las cuencas son azules. El límite continental-oceánico (COB) está destacado mediante una línea azul gruesa y las fallas están indicadas con líneas negras.

Es probable que el relleno sin-extensional infrayacente sea más clástico.

Existe considerablemente menos relleno en onlap dentro de la cuenca de Kwanza (c. 1-2 km) al sur de los bloques de aguas profundas de Luanda debido a la transición hacia una corteza cristalina, es decir, de origen “duro”, a través de una compleja zona de sutura en el basamento. De nuevo, debido al paleoclima, hubo poca escorrentía de agua de lluvia y poca descarga asociada de sedimentos fluviales, dando lugar a una secuencia de relleno en onlap más carbonatada. Los sedimentos sin-extensionales más profundos son areniscas y lutitas. Se espera que haya rocas madre de Tipo I en profundidad dentro de las fosas, pero generalmente excesivamente maduras hoy en día debido al importante enterramiento post-rift. Esta cuenca de rift es más asimétrica, con el relleno en onlap y el flujo calorífico desplazados espacialmente respecto a la extensión máxima. La sección del rift de la cuenca de Benguela es muy asimétrica y, debido a un potencial de rocas madre pobremente desarrolladas, se considera la menos

prospectiva de las cuencas a lo largo del margen Africano Occidental. Aquí, los depocentros sin-rift están confinados en un margen estrecho de menos de c. 50 km de anchura asociado a un basamento cristalino.

Las cuencas de rift neocomienses de las cuencas de Santos, Campos y Espírito Santo del SE de Brasil aparecen en corteza “blanda” y cuentan con secuencias de relleno en onlap bien desarrolladas, de hasta 2 km de espesor, que se encuentran sobre 2-3 km de relleno clástico sin-extensional. Como resultado de unas condiciones paleoclimáticas áridas, el relleno en onlap tiene una considerable cantidad de carbonatos lacustres y rocas madre de Tipo I (Katz y Mello 2000). El origen de la paleoelevación regional, denominada meseta de São Paulo, dentro de la cuenca Exterior de Santos, sigue siendo origen de mucho debate (consultar Mohriak et al. 2010). No obstante, desde la perspectiva de los hidrocarburos, la meseta de São Paulo ha sido testigo de los mayores descubrimientos informados hasta la fecha en carbonatos lacustres presal. Las facies estromatolíticas de la secuencia de

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sag superior han probado una continuidad lateral regional asociada con la paleoelevación regional, como se cartografía en la base de la sal aptiense. Esta meseta tiene una estrecha afinidad con el magmatismo relacionado con el rift y puede estar volcánicamente modificada con una importante adición ígnea (Fraser et al.

2010a). Debido al elevado flujo calorífico inicial resultante durante el evento de rifting, las rocas madre del sin-rift temprano más profundas se consideran demasiado maduras y se cree que la mayoría de los petróleos generados en el presal se originan a partir de rocas madre de Tipo I térmicamente maduras de la parte media de las secuencias de relleno en onlap superiores (Fraser et al. 2008). La extensión relacionada con el rift en corteza continental reológicamente “blanda” puede dar lugar a una subsidencia sustancialmente mayor que en la corteza frágil “dura”.

DISCUSIÓN Parámetros Nuestro análisis nos permite proponer los elementos enumerados en la Tabla 1 como representantes de los principales factores que se combinan de forma variable para controlar la evolución de las cuencas de rift de las cuencas del Atlántico Sur central. En base a la amplia interpretación sísmica y a la síntesis regional de datos

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de campos potenciales, proponemos que esos parámetros son de importancia fundamental y que son sintomáticos de los procesos dominantes en el rift. Describen la interacción de los modelos de rift de cizalla pura frente a la simple y los efectos de la heterogeneidad cortical y/o litosférica.

IMPLICACIONES El desarrollo de subcuencas de rift en el Atlántico Sur central es diacrónico con la localización de la deformación que migra hacia la cuenca, formando depocentros progresivamente más jóvenes hacia el límite continental-oceánico. Las subcuencas de rift más jóvenes (más exteriores) se asocian normalmente con el desarrollo de una secuencia evaporítica aptiense primaria más potente.

Como consecuencia, la base del posterior relleno en onlap sinrift también es diacrónico a lo largo de ambos márgenes, y el espacio de acomodación anterior poco rellenado proporciona los ejes del reservorio más potente relacionado con el hundimiento y depocentros de rocas madre más ricas. Un modelo de exploración regional para el presal que tenga en cuenta esas relaciones temporales y espaciales delineará mejor la localización de los play fairways regionales de hidrocarburos más prospectivos.

Además, e íntimamente relacionadas con lo anterior, están las

Figura 13 Perfiles sísmicos regionales profundos en aguas de Angola y de Gabón. La corteza continental completa sin deformar (?) tiene un espesor de aproximadamente 20-25 km y se adelgaza hasta unos 5-6 km en el límite continental-oceánico (COB).

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suposiciones del paleoflujo calorífico que está asociado con una corteza hiperextendida (corteza continental anómalamente adelgazada de <8 km de espesor) en las parte más distales de las cuencas de sin-rift.

Se cree que el paleoclima es un factor de control principal en el desarrollo de las rocas madre lacustres, el tipo de litofacies reservorio y el espesor de la sal primaria del Atlántico Sur. Un clima seco da lugar a rocas madre lacustres hipersalinas, petróleos con biomarcadores hipersalinos, una mayor abundancia de carbonatos lacustres y una sal aptiense suprayacente más potente.

Hacia dentro del COB, las facies reservorio están interestratificadas con rocas madre lacustre ricas de Tipo I en sistemas de lagos (¿agua dulce?) (Teisserenc y Villemin 1990; Brumbaugh et al.

1994; Henry et al. 1995; Katz y Mello 2000; Penteado y Behar 2000; Brownfield y Charpentier 2006). Por el contrario, las regiones con un clima más húmedo cuentan con una descarga fluvial considerablemente mayor, sedimentos que son predominantemente clásticos con rocas madre de agua dulce a salobre mixtas de Tipo I y III y una sal aptiense suprayacente más delgada.

Que el relleno sin-extensional y en onlap de las cuencas de sag sea clástico o carbonatado depende de la interacción tanto de la tectónica regional como de las condiciones climáticas. En las cuencas de rift de regiones con una lluvia y un aporte fluvial abundantes (p.ej., en tierra y en mar en Gabón, Reconcavo, Sergipe-Alagoas), la estratigrafía presal está dominada por depósitos fluviales-deltaicos a lo largo de márgenes de lagos con depósitos turbidíticos axiales en las partes más profundas del lago (Smith 1995). Con una abundante entrada de materiales clásticos, la materia orgánica se diluye, dando lugar a un COT reducido en las rocas madre y mayores proporciones de kerógeno de Tipo III propenso al gas (Smith 1995; numerosos informes no publicados de pozos en aguas del sur de Gabón; p.ej., CMA-

1, CMB-1, OKM-1). Las cuencas de rift que se interpreta que experimentaron condiciones climáticas áridas al sur del actual río Congo (p.ej., cuencas de Campos, Santos, Congo Inferior y Kwanza) serán más propensas a los carbonatos lacustres, con facies proximales dominadas por comunidades de bivalvos. La última sección en onalp presal donde prevalecieron condiciones de aguas someras hipersalinas acentuadas tuvo poco aporte clástico y fue más favorable para que prosperaran comunidades algales a escala regional (p.ej., meseta de São Paulo y elevaciones equivalentes dentro de las cuencas). Desde la perspectiva de los sistemas petroleros, las observaciones sobre la “simetría” o “asimetría” de las secuencias de relleno del rift permiten construir modelos de flujo calorífico más precisos. Esto es particularmente crítico cuando el depósito de las rocas madre está dentro de unos pocos millones de años del evento de tensión térmica relacionado con el rift (p.ej., Fraser et al. 2008).

CONCLUSIONES La magnitud y la distribución de los patrones de la subsidencia lateral (extensión) frente a la vertical (térmica) relacionados con el rift a lo largo de los márgenes del Atlántico Sur muestran una importante variabilidad a lo largo de la dirección y hacia la cuenca. Ésta se evidencia en la simetría y asimetría de las cuencas conjugadas y en la distribución de las isopacas de los depósitos finales del sin-rift. La parte norte del margen Atlántico Sur central se caracteriza por la formación de márgenes simétricos.

Proponemos que el rifting y la subsidencia post-rift se pueden explicar mediante las geometrías pronosticadas por un modelo de “cizalla pura” sensu McKenzie (1978). Las anchuras de los márgenes conjugados definidas por el COB y el LCC interpretados por nosotros son cada una de aproximadamente 250 km, en contraste con la asimetría demostrable más hacia el sur, caracte-

Tabla 1 Factores que se combinan de forma variable para controlar la evolución de las cuencas de rift en las cuencas del Atlántico Sur central.

VARIABLES

Complejidades y datos empíricos

Modelo de rift

Espesor cortical / Flujo calorífico / espesor litosférico subsidencia térmica del rift

Transición a corteza oceánica

Tipos corticales

Soluciones no únicas de los miembros finales y pueden estar yuxtapuestas

Modificado por la Complejo en historia tiempo extensional y espacio polifásica

Variabilidad a lo largo de la dirección y conjugada

Corteza “blanda” vs. “dura”

Cizalla pura vs. simple, ¿dependencia de la profundidad?

< o > 35 km < o > 125 km

¿Anomalía del horst exterior presente o ausente?

Cinturones móviles o basamento cristalino

difuso vs. instantáneo

Estilos estructurales / geometría de la cuenca de rift Importancia de la debilidad cortical heredada – heterogeneidad del basamento y tendencias de fallas Terrenos acrecionados, límites litosféricos

CONSECUENCIAS / OBSERVACIONES ¿Aparente coexistencia a lo largo de la Flujo calorífico del rift y madurez de las rocas madre sindirección de modelos uniformes de cizalla pura rift dependiente del modelo. ¿El bloque de horst terminal/ o cizalla simple o híbridos? exterior tiene origen continental o de oceanización?

Estructuras de horst terminal no siempre aparentes.

Rifting asimétrico vs. simétrico Rift oblicuo vs. ortogonal Ancho vs. estrecho Cuencas rómbicas vs. semifosas

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rizada por las cuencas conjugadas de Santos y Benguela. Aquí los márgenes tienen c. 600 km y c. 50 km de anchura, respectivamente. El desarrollo de un evidente bloque estructural (¿continental?) que separa la corteza continental de la corteza oceánica es diagnóstico del proceso de rifting simétrico. El “horst terminal” se considera un precursor de la oceanización y allí donde existe determina el límite del depósito de la cuenca evaporítica primaria de inicios del post-rift.

Se conserva una parte desproporcionada de la corteza continental atenuada en el margen sur brasileño. El segmento sur tiene un origen más estrechamente relacionado con un modelo de miembro final de cizalla simple. La yuxtaposición de mecanismos extensionales de cizalla pura y cizalla simple es posible allí donde hay presentes discontinuidades estructurales de escala litosférica. Hacia el norte de la cuenca de Santos, el gran desplazamiento de la línea de costa actual y la distribución de las anomalías de gravedad lineales evidencian una deformación extensional a lo largo de la dirección particionada por una discontinuidad cortical fundamental. Creemos que el estiramiento ortogonal es un caso de miembro final excepcional a lo largo del margen del Atlántico Sur central y que la extensión de un manto litosférico no homogéneo y de una corteza heterogénea darán lugar a cantidades variables de geometrías de fallas extensionales oblicuas. Las debilidades corticales heredades, especialmente las tendencias de las fallas de basamento, concentrarán preferentemente la deformación y condicionarán la evolución de la arquitectura del rift. El estiramiento oblicuo de la cuenca de Santos en particular dio lugar a subcuencas rómbicas con numerosos bloques de horst en el interior de las cuencas, en lugar de simples geometrías lineales de horsts-fosas, como se observa en la cuenca de Campos, más grande, y sus conjugadas. La naturaleza de la corteza es un factor fundamental para determinar los patrones de subsidencia durante la extensión. El rifting en corteza continental “blanda” puede dar lugar a una subsidencia de estilo sag sustancialmente mayor que en corteza frágil “dura”. Un modelo de estiramiento dependiente de la profundidad quizás no sea un requisito previo para explicar los espesores anómalos de las secuencias de relleno en onlap que se observan comúnmente bajo la sal y que denominamos “cuencas de sag”.

Deseamos dar las gracias a Cobalt International Energy por el permiso para publicar este artículo y expresar nuestro reconocimiento a nuestros anteriores colegas en Shell International E&P, que proporcionaron útiles debates sobre las anteriores ideas y conceptos presentados en este trabajo. Asimismo, deseamos dar las gracias a TGS-NOPEC Geophysical Company por el permiso para incluir los datos sísmicos de Brasil y a Ion GX Technology por el uso de los datos sísmicos 2D de África. Dale Bird de Bird Geophysical colaboró con nosotros en el trabajo de campos potenciales. Chris Scotese permitió amablemente utilizar productos de sus proyectos PaleoMap y Gandolph. Deseamos dar las gracias a los revisores del manuscrito, quienes reforzaron significativamente los argumentos presentados.

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Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 21-30

doi: 10.3997/2352-8281.20160004

La apertura del segmento central del Atlántico Sur: simetría y discrepancia en la extensión Tim J. Reston* GEES, Universidad de Birmingham, Birmingham, Reino Unido (correo electrónico: Este artículo fue publicado originalmente en Petroleum Geoscience como: T.J. Reston 2010. The opening of the central segment of the South Atlantic: symmetry and the extension discrepancy. Petroleum Geoscience, 16, 199 – 206. DOI: 10.1144/1354-079309-907 ABSTRACT The rifted margins of the central segment of the South Atlantic are considered in terms of magmatism, symmetry and the amount and timing of extension, in comparison to the margins of the North Atlantic. It is suggested that the South Atlantic margins are probably moderately magmatic, with most of the magmatism occurring in the Hauterivian–Barremian, after the onset of rifting in the Berriasian. Most of the crustal extension took place between the Berriasian and early Barremian, before focusing along a narrow line of breakup in the Aptian. The changing locus of the rifting with time led to the development of considerable late asymmetry, and the stranding of the large part of the salt basins on variously the African and South American margin. The amount of Berriasian– Barremian extension may have been underestimated and may be sufficient to explain most of the observed crustal thinning. The apparent limited subsidence by the time of deposition of the Aptian evaporites may result from either delayed thermal subsidence due to the influx of hot asthenosphere or indicate that Early Cretaceous global sea level was well above the local water level within this isolated, partly empty basin.

KEYWORDS: rifting, continental breakup, evaporites, South Atlantic, Angola, Brazil RESUMEN Se consideran los márgenes fracturados del segmento central del Atlántico Sur en términos del magmatismo, la simetría y la cantidad y el momento de la extensión, en comparación con los márgenes del Atlántico Norte. Se sugiere que los márgenes del Atlántico Sur probablemente sean moderadamente magmáticos, teniendo lugar la mayor parte del magmatismo en el HauterivienseBarremiense, después del inicio del rifting en el Berriasiense. La mayor parte de la extensión cortical tuvo lugar entre el Berriasiense y el inicio del Barremiense, antes de concentrarse a lo largo de una estrecha línea de ruptura en el Aptiense. El cambio de posición del rifting con el tiempo condujo al desarrollo de una asimetría tardía considerable y a que gran parte de las cuencas salinas quedaran apartadas indistintamente en el margen africano y sudamericano.

La cantidad de extensión Berriasiense-Barremiense puede haberse subestimado y puede ser suficiente para explicar la mayor parte del adelgazamiento cortical observado. La aparente subsidencia limitada en el momento del depósito de las evaporitas aptienses puede resultar tanto de una subsidencia térmica atrasada debido a la entrada de la astenosfera caliente o indicar que el nivel global del mar a principios del Cretácico estaba muy por encima del nivel local del agua dentro de esta cuenca aislada y parcialmente vacía. *

t.j.reston@bham.ac.uk

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PALABRAS CLAVE: rifting, ruptura continental, evaporitas, Atlántico Sur, Angola, Brasil INTRODUCCIÓN Los márgenes fracturados se forman por la extensión, el adelgazamiento y la ruptura de la litosfera continental, pero el mecanismo por el cual la litosfera, y en particular la corteza, se adelgaza es controvertida. Gran parte del debate se ha centrado en los márgenes pobres en magma del Atlántico Norte, en particular en el margen occidental de Iberia. Los márgenes pobres en magma se han estudiado ampliamente debido a la disponibilidad de imágenes de alta calidad lejos de los flujos de basalto; el margen ibérico se ha estudiado más, ya que está relativamente privado de sedimentos, permitiendo un fácil acceso a las rocas pre-rift y de basamento a través del Programa de Perforación Oceánica. En este artículo se aplican las lecciones aprendidas del Atlántico Norte y Central, en particular respecto a su simetría y a su evolución tectónica a gran escala, a los márgenes del Atlántico Sur, donde las potentes secuencias sedimentarias, que incluyen sal, hacen que obtener imágenes y muestrear sea más problemático.

MÁRGENES DEL ATLÁNTICO NORTE Los márgenes pobres en magma del Atlántico Norte muestran varias características comunes (Fig. 1., consultar Reston 2009a 21

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T. J. Reston

para una revisión detallada). En primer lugar, la corteza se adelgaza hacia el margen, pasando de c. 30 km bajo la plataforma y la llanura costera a c. 4-8 km bajo la base del talud continental y finalmente llegando a cero en la zona de transición continente-océano (COT, por sus siglas en inglés). Aquí, las peridotitas mantélicas parcialmente serpentinizadas (PSMP, por sus siglas en inglés) forman el techo del basamento y están directamente cubiertas por sedimentos dominantemente post-rift. Las PSMP continúan hacia tierra bajo el borde irregular de la corteza continental adelgazada, extendiéndose hacia tierra en varios márgenes hasta que el espesor del basamento cortical suprayacente alcanza un espesor de c. 8 km. Dado que este es el espesor en el cual toda la corteza de debería convertir en frágil (Pérez-Gussinyé y Reston 2001), se cree que la formación de las PSMP por debajo de la corteza adelgazada (“undercrusting”, Boillot et al. 1989) está relacionada con el paso de agua a través de una corteza

adelgazada, fallada y completamente frágil. Las serpentinitas que crecen bajo la corteza adelgazada generalmente se reconocen mediante su estructura de velocidad sísmica: intermedia entre valores corticales y valores del manto y con velocidades aumentando hacia abajo, reflejando los grados decrecientes hacia abajo de la serpentinización (ver la revisión de Reston 2009a). Con esta base, se han identificado serpentinitas bajo corteza adelgazada (Fig. 1) en 14 segmentos del margen del Atlántico Norte (Reston, 2009a).

Existe cierta incertidumbre para distinguir entre las PSMP y las intrusiones máficas bajo las placas, ya que ambas tienen una velocidad y una densidad similares, pero implican condiciones muy diferentes durante el rifting. La tendencia de las PSMP de mostrar velocidades pronunciadas que aumentan hacia abajo puede distinguirlas de la base de las placas más homogénea, pero si lo que hay bajo las placas es realmente una serie de intrusiones

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Figura 1 Área de estudio. (A) Mapa del Atlántico Sur en el Aptiense Superior (según Torsvik et al. 2009) que muestra la línea de ruptura, las cuencas salinas y las lavas, ambas en tierra (lavas Paraná, Etendeka) e interpretadas mar adentro a partir de SDRs, sólo débilmente desarrolladas en aguas de Brasil y no observadas frente a las costas de Angola, Congo o Gabón. (B, C) Secciones a través de los márgenes de Angola y la cuenca de Campos (según Aslanian et al. 2009) que muestran la estructura general del margen. Observe que en el margen de Angola aparecen cuerpos con velocidades de 7,4-7,7 km s -1 tanto bajo la corteza adelgazada por debajo del talud como bajo la corteza delgada del margen profundo. (D) Margen rico en magma (Reston 2009a) donde unas velocidades de 7-7,6 km s -1 generalmente se interpretan como rocas máficas bajo las placas. (E, F) La cuenca de Terranova Sur (Lau et al. 2006) y su conjugado, el margen de la Llanura Abisal del Tajo (F: Neves et al. 2009), son márgenes pobres en magma donde se encuentran serpentinitas bajo la corteza con 7-7,8 km s -1. Sugiero que los cuerpos de alta velocidad bajo el talud angoleño se deben a intrusiones máficas, pero puede aparecer un manto parcialmente serpentinizado al avanzar hacia el océano, por lo que el margen de Angola puede ser intermedio entre pobre en magma y rico en magma.

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Segmento central del Atlántico Sur

más pequeñas dentro del manto, disminuyendo el número de intrusiones hacia abajo, puede resultar un gradiente de velocidad similar. Un modo útil de distinguir entre las PSMS y las rocas máficas bajo las placas puede ser el espesor de la sección cortical pre-rift suprayacente, ya que las PSMP sólo se pueden formar cuando la corteza se ha adelgazado lo suficiente para que el agua pase a través de ella hasta dentro del manto. La modelización numérica (Pérez-Gussinyé y Reston 2001) ha mostrado que para la corteza cratónica y postorogénica, probablemente aplicable a diferentes segmentos de la corteza antes de la ruptura tanto en el Atlántico Norte como el Sur, la corteza pasa a ser totalmente frágil cuando se ha adelgazado hasta entre 10 y 6 km: así, velocidades de 7-7,4 km s_1 bajo una corteza de potencia mayor a 10 km probablemente se deberán a materiales máficos bajo las placas.

Aunque la corteza en los márgenes fracturados pobres en magma se adelgaza marcadamente hacia el océano, la cantidad de extensión que se puede medir a partir de las fallas observables generalmente es demasiado pequeña para explicar el adelgazamiento en un modelo de volumen constante (Kusznir y Karner 2007). Esto ha llevado a sugerir que el adelgazamiento no es de volumen constante, sino que depende de la profundidad, implicando la eliminación de gran parte de la corteza media e inferior. Sin embargo, no hay evidencias convincentes para tal adelgazamiento dependiente de la profundidad (DDT, por sus siglas en inglés) (Reston 2007, 2009a) y hay grandes problemas con el mecanismo del DDT (Reston 2009b). En lugar de eso, la discrepancia en la extensión puede ser simplemente el resultado lógico de extender la corteza tanto que sean necesarias múltiples generaciones de fallas: cuando la extensión se aproxima al 100% (factor de estiramiento de 2), las fallas normales han rotado hasta un bajo ángulo y tenderán a bloquearse, siendo necesaria la formación de una nueva generación de fallas. Fases repetidas de fallamiento y refallamiento conducen a geometrías complejas que son difíciles de interpretar en el campo y mucho menos en la sección sísmica, lo que significa que la cantidad de extensión está considerablemente subestimada.

MÁRGENES DEL ATLÁNTICO SUR: RASGOS GENERALES El rifting del Cretácico Inferior (Karner y Driscoll 1999; Kusznir y Karner 2007) que precedió a la ruptura continental y a la apertura del Atlántico Sur condujo a la formación de los márgenes ricos en petróleo de aguas de Brasil (p.ej., cuencas de Santos y Campos) y de aguas de Angola, Congo y Gabón. Entender la formación de esos márgenes tiene considerables implicaciones para la futura exploración de hidrocarburos y, en particular, para el potencial de plays sin-rift y pre-rift.

Muchas de las características de los márgenes pobres en magma del Atlántico Norte también aparecen en el Atlántico Sur. Secciones corticales recientemente publicadas derivadas de sísmica de amplio ángulo, así como perfiles regionales de reflexión sísmica, han revelado que algunos, pero no todos, de esos márgenes se caracterizan por la formación de amplias regiones de corteza adelgazada (Fig. 1). Las PSMP bajo la corteza se han

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interpretado a partir de la modelización de la gravedad (Wilson et al. 2003) y a partir de las velocidades de la sísmica de amplio ángulo (Contrucci et al. 2004). Finalmente, la cantidad de fallamiento que se puede observar parece demasiado poca para explicar la cantidad de adelgazamiento (Aslanian et al. 2009): existe una pronunciada discrepancia en la extensión.

Se cree que el rifting ha sido polifásico. Karner y Driscoll (1999) identificaron tres fases: Berriasiense-Hauteriviense (c.

145-135 Ma), Hauteriviense-Barremiense (c. 135-126 Ma) y Barremiense-Aptiense (c. 125-112 Ma); Kusznir y Karner (2007) dos fases: Berriasiense-principios del Barremiense (145-126 Ma) y finales del Barremiense-Aptiense (125-112 Ma). Se cree que el rifting más temprano ha estado controlado por fallas, dando lugar al desarrollo de pronunciadas zonas de falla en el margen Africano Occidental: la charnela Oriental y la charnela Atlántica (Kusznir y Karner 2007). Hacia el océano de la charnela Atlántica, el techo del basamento cae varios kilómetros y la corteza se adelgaza a c. 10 km o menos y el relleno de la cuenca onlapa los márgenes de la cuenca. ¿RICO EN MAGMA O POBRE EN MAGMA? Aunque los márgenes al sur de la zona de fractura ParanáEtendeka generalmente se interpretan como ricos en magma debido a la presencia de reflectores que buzan hacia el mar (SDRs: p.ej., Blaich et al. 2009), hacia el norte varios autores (p.ej., Contrucci et al. 2004; Aslanian et al. 2009) han interpretado que los márgenes de Angola y de Brasil central son pobres en magma. En la parte africana, el margen de Río Muni también se ha interpretado (Wilson et al. 2003) como desprovisto de un exceso de magmatismo. Sin embargo, otros autores informan de reflectores que buzan hacia el mar (SDRs) en aguas de Brasil entre 14 y 2º S (p.ej., Torsvik et al. 2009), lo que podría continuar por debajo de los potentes sedimentos y la sal de las cuencas de Campos y Santos y en el margen de Gabón (Meyers et al. 1996).

La presencia o no de rocas máficas bajo las placas también se debate. Frente a las costas de Angola, Contrucci et al. (2004) describieron cuñas de alta velocidad tanto bajo la plataforma como bajo la corteza continental adelgazada. Las primeras están mal resueltas y pueden ser artefactos; las últimas parecen ser robustas y se han interpretado como PSMP por analogía con zonas similares en márgenes pobres en magma del Atlántico Norte. Como resultado, Contrucci et al. infieren que el margen es, de modo similar, pobre en magma. Sin embargo, las zonas de alta velocidad bajo la corteza adelgazada aparecen donde el basamento infrayacente es en algunos lugares más potente de 10 km y, así, al menos puede ser parcialmente material bajo las placas.

Blaich et al. (2008) infieren la presencia de cuerpos de alta densidad que interpretan como materiales máficos bajo las placas frente a las costas de Gabón y Brasil tan al norte como a 12º S; como los cuerpos identificados por Contrucci et al., parecen ocurrir donde la corteza es demasiado potente para haber sido completamente frágil, pero la modelización de la gravedad está peor restringida que la sísmica de amplio ángulo.

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T. J. Reston

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Figura 2 Simetría del desarrollo del rift. (A) Mapa de los márgenes Brasileño y su conjugado Africano Occidental hace 83,5 Ma (según Torsvik et al.

2009), mostrando la distribución de márgenes duros y blandos: observe que no hay una simetría o asimetría coherente. (B-D) Perfiles sintéticos de la línea de flujo (Aslanian et al. 2009) a través del margen en tres localizaciones diferentes que muestran cómo cambia la simetría a lo largo de la longitud del margen. La asimetría refleja la línea de ruptura cortando oblicuamente a través del rift pre-Aptiense (ver Fig. 1). Observe que la anchura aparente del margen de Santos está agudizada por la línea de la sección: ésta puede ser paralela a la dirección final de la expansión del fondo marino, pero es oblicua a la orientación de la cuenca de Santos. COT: transición continente-océano.

Claramente, existe cierta incertidumbre acerca del grado de magmatismo a lo largo de los márgenes del segmento central del Atlántico Sur, reflejando quizás tanto el momento como la cantidad de cualquier magmatismo. Los márgenes están cerca de los basaltos de colada de Paraná, que tuvieron su máximo hace 132 Ma (Torsvik et al. 2009), momento en el cual el rift probablemente estaba bien desarrollado. Dado que tanto el ascenso del manto caliente (la fuente del magma a través de una fusión parcial) como la propia fusión deberían estar concentrados bajo la litosfera adelgazada y la corteza adelgazada, se pueden esperar pocas evidencias de magmatismo en la plataforma continental.

Además, las lavas más extensas pueden no haberse emplazado subaéreamente, sino dentro de una compleja red de semifosas, entremezcladas con sedimentos sin-rift; los problemas para obtener imágenes a través de la sal suprayacente también pueden haber impedido el reconocimiento de algún basalto. En las partes de aguas someras de la cuenca de Kwanza se han perforado potentes materiales volcánicos presal (Pettini com.pers. 2010).

Como se explica más adelante, reinterpretar esos márgenes como moderadamente magmáticos tiene implicaciones para la historia de subsidencia y la discrepancia en la extensión. Sin embargo, si el magmatismo es de la misma edad que los basaltos

de colada de Paraná, pueden postdatar gran parte del rifting, por lo que estructuralmente los márgenes pueden haber evolucionado como rifts pobres en magma del mismo modo que la fosa de Rockall y la cuenca de Voring, desarrolladas como rifts pobres en magma antes de verse afectadas por el magmatismo post-rift.

SIMETRÍA Y ANCHURA: VARIACIONES A LO LARGO DE LA DIRECCIÓN Davison (1997) señaló que la anchura del margen del Atlántico Sur varía considerablemente a lo largo de la longitud del margen, pasando de estrecho (“duro”) a ancho (“blando”), como es patente tanto en corte como en la distancia entre la costa y el borde de la COT (Fig. 2). Sin embargo, no hay una asimetría o simetría simple o coherente: los márgenes duros no siempre están enfrentados a conjugados duros, ni a conjugados blandos. Como resultado, Davison concluyó que la simetría a gran escala del margen no estaba controlada por modelos de cizalla simple o similares, proponiendo en lugar de eso que la historia geológica y térmica podía controlar las variaciones de la simetría del margen a lo largo de la dirección.

Reston y Pérez-Gussinyé (2007) y Reston (2009a) señalan que la simetría o no de un par de márgenes conjugados no tiene por qué reflejar la de los procesos que conducen a la ruptura. Por ejemplo,

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Segmento central del Atlántico Sur

un modelo de cizalla simple asimétrica en su forma más simple predice una distribución simétrica de adelgazamiento cortical (Voorhoeve y Houseman 1988), mientras que un rifting de “cizalla pura” simétrica puede producir pares de márgenes asimétricos si la posición del rifting se mueve durante una historia de rift polifásica prolongada. La asimetría o simetría final entre márgenes conjugados en este modelo está controlada por la línea de la ruptura frágil a través de una franja amplia de corteza ya adelgazada y no está controlada por la simetría o asimetría del proceso de rifting anterior y, de este modo, tampoco por la reología cortical inicial.

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En el Atlántico Norte, la mayoría de los pares de márgenes conjugados parecen moderadamente asimétricos cuando se compara el adelgazamiento cortical como una función de la distancia a la línea de ruptura cortical (Fig. 3). Sin embargo, cuando los gráficos se cambian de modo que se representen en términos de distancia desde el punto en el cual toda la corteza se convierte en frágil, la mayoría de los pares de márgenes conjugados son bastante simétricos, ya que el factor de adelgazamiento cortical (1 – 1/β) aumenta desde 0 (corteza sin adelgazar) hasta entre 0,65 y 0,8 (espesor cortical de c. 10-6 km, el rango en el que la

Figura 3 Perfiles de adelgazamiento (1 – 1/β) para márgenes fracturados pobres en magma del Atlántico Norte comparados con los del Atlántico Sur. Cuando se representan como una función de la distancia desde la transición continente-océano (COT): los pares conjugados muestran una marcada asimetría. Cuando se representan frente a la distancia desde el punto en el cual toda la corteza pasa a ser frágil (la línea de ruptura ha cambiado), la mayoría de los márgenes parecen más simétricos, ya que la corteza delgada está varada en un lado del océano. La asimetría que permanece en el par conjugado Banco de Galicia – Cabo de Flemish puede estar relacionada con una compleja historia de rifting polifásico, estando la Cuenca Interior de Galicia (GIB, por sus siglas en inglés) predatada por el rifting principal más hacia el océano. En algunos márgenes del Atlántico Sur también se mantiene cierta asimetría cuando se representan frente a la distancia desde el punto de endurecimiento cortical, quizás reflejando también una compleja historia de rift polifásico.

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corteza pasa a ser totalmente frágil), pero son fuertemente asimétricos más allá de eso, con la mayor parte de la corteza adelgazada quedando en un margen o en el otro. Reston (2009a) argumentó que esos márgenes se desarrollaron a través de un rifting más o menos simétrico hasta que la rigidez cortical condujo al completo acoplamiento entre la corteza y el manto, dando lugar al desarrollo de estructuras asimétricas en la etapa final que produjeron una ruptura asimétrica. La consecuencia es que hay un cambio desde un rifting simétrico a uno asimétrico una vez que la corteza se acopla completamente al manto (Huismans y Beaumont 2002) y las fallas frágiles que atraviesan pueden cortar a través de la mayor parte de la litosfera (Reston 2009a). Se sabe que el único par de márgenes que se mantiene fuertemente asimétrico (Banco de Galicia – Cabo de Flemish) está caracterizado por una historia compleja de rift polifásico, con los rifts más tempranos parcialmente solapados con los rifts posteriores, al menos en el lado de Galicia (p.ej., Pérez-Gussinyé et al. 2003).

Es probable que el rifting polifásico de larga duración condujera 21-30al desarrollo de la asimetría: debido al endurecimiento por deformación (el enfriamiento del manto levantado bajo el centro del rift, p.ej., Kusznir y Park 1987) entre las fases de rift, es probable que la posición del rifting se mueva, dando lugar a una amplia zona de extensión y a una línea asimétrica de ruptura final.

En el Atlántico Sur, el transecto sintético Espírito Santo – Angola (Fig. 2) construido por Aslanian et al. (2009) parece ser más o menos simétrico en términos de distancia desde el punto en el cual es probable que la corteza se haya convertido en frágil (aunque existe una incertidumbre considerable sobre a qué factores de adelgazamiento (1 – 1/β) sucedería esto, los perfiles de adelgazamiento se solapan desde valores de 0,2 hasta 0,8, cubriendo todo el rango concebible). Sin embargo, otros transectos sintéticos tanto al norte como al sur muestran una marcada asimetría que es improbable que sea simplemente función de procesos de las etapas finales después del endurecimiento cortical y también es improbable que sea simplemente debida a desajustes al construir los transectos. En lugar de eso, es posible que la asimetría se derive de la superposición de múltiples fases de rifting, como para el par conjugado Galicia – Cabo de Flemish (Fig. 3).

Karner y Driscoll (1999) describen tres fases de rifting: una amplia fase Berriasiense-Hauteriviense, una fase ligeramente más concentrada Hauteriviense-Barremiense y finalmente el rifting hasta la ruptura en el Aptiense: si esas fases de rift no son completamente paralelas y no están directamente superpuestas, se desarrollará cierta asimetría. Karner y Driscoll (1999) afirman que el rifting aptiense reactivó estructuras anteriores (específicamente las líneas de charnela), pero, dado que esta fase de rifting también condujo a la ruptura final, es probable que haya estado concentrado a lo largo de la línea de ruptura, una zona estrecha cortando oblicuamente norte-sur a través de la tendencia anterior de rift NE-SW que produjo las cuencas principales, incluida la cuenca de sal aptiense (Fig. 1). De este modo, el último rift y la ruptura se hacen más ortogonales a la dirección de expansión final, insinuando un cambio vinculado con el comienzo de la expansión del

fondo marino y el magmatismo asociado. El cambio de orientación del eje del rift dejó la mayor parte de la corteza adelgazada y la cuenca evaporítica suprayacente en el lado africano al norte (cuencas de Congo y Kwanza) y en el lado sudamericano más hacia el sur (cuenca de Santos). Aunque esto no fue un salto de dorsal, ya que la dorsal todavía no se había formado, por lo que la corteza africana no quedó abandonada en el lado sudamericano o viceversa, los sedimentos de procedencia proto-africana pueden haberse quedado varados en el lado sudamericano y viceversa.

Los márgenes del Atlántico Sur también parecen de algún modo más anchos que sus equivalentes del Atlántico Norte. Parte de esto se debe al aumento de la asimetría, causando que algunos márgenes sean particularmente anchos, mientras que sus conjugados peor estudiados y menos prospectivos son bastante estrechos (p.ej., margen de Santos y de Namibia), y parte se debe a la oblicuidad a la orientación probable del rifting que produjo la cuenca en primer lugar. El transecto Jequitinhonha-Gabón es el más ortogonal al rift inicial y tiene una anchura combinada comparable a muchos pares conjugados del Atlántico Norte (Fig. 3). Sin embargo, como se ha hecho notar anteriormente, es probable que el propio rifting polifásico produzca márgenes relativamente anchos.

DISCREPANCIA EN LA EXTENSIÓN Y DÉFICIT DE SUBSIDENCIA SIN-RIFT Se ha identificado que el rift fue polifásico, pero la mayoría de los autores interpretan la fase o fases Berriasiense-Barremiense como una extensión relativamente menor controlada por fallas (factores de estiramiento de c. 1,5-1,7 como máximo; Karner y Driscoll 1999) y defienden que el adelgazamiento principal sucedió durante la extensión aptiense que condujo a la ruptura (p.ej., Aslanian et al. 2009). Sin embargo, hay varios problemas con esta interpretación. En primer lugar, la cantidad de extensión observable en los niveles barremienses-aptienses es despreciable excepto a lo largo de algunas fallas (p.ej., la línea de charnela reactivada) y en la línea de ruptura (Kusznir y Karner 2007), siendo necesario algún otro mecanismo de adelgazamiento, como el adelgazamiento dependiente de la profundidad, que plantea sus propios serios problemas (Reston 2009a, b). En segundo lugar, las secciones sísmicas publicadas (p.ej., Kusznir y Karner 2007; Moulin et al.

2005) a través del margen Africano Occidental y Brasileño revelan una sección sedimentaria presal variable, pero en algunos lugares potente, gran parte de la cual está poco fallada y se describe como una cuenca de sag presal (p.ej., Huismans y Beaumont 2008). Esto precisa que se haya creado un espacio de acomodación considerable antes del Aptiense. En tercer lugar, las estimaciones previas de la extensión berriasiense-barremiense a partir tanto de la subsidencia como de las geometrías de las fallas se deben considerar como estimaciones mínimas, en particular si la mayoría de la extensión tuvo lugar de forma temprana en lugar de tardía en este periodo. La subsidencia puede estar subestimada (profundidad del paleoagua, que el nivel del agua local sea diferente al nivel del mar global) o aplazada (efectos térmicos) de varios modos, y es notablemente difícil cuantificar la extensión a

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Figura 4 Cuantificación de la extensión en el Atlántico Sur, adaptada de Aslanian et al. (2009). (A) Factores de estiramiento deducidos a partir del adelgazamiento cortical (curva roja) a través del par de márgenes conjugados. (B) Perfil sintético que muestra la geometría en el momento de la ruptura. Observe que, aparte de bajo la plataforma continental, β está sistemáticamente por encima de 2. Si tuvo lugar esta cantidad de extensión, habrían sido necesarias múltiples generaciones de fallas, haciendo que la medida de la extensión sea muy difícil. (C) Interpretación apoyada por Aslanian et al. (2009): tuvo lugar una extensión de c. 100 km (a través de la exhumación de rocas corticales profundas a lo largo de fallas no reconocidas), pero se pierden c. 4500 km2 de la sección cortical original. (D) Explicación alternativa rechazada por Aslanian et al. (2009) porque contradice la reconstrucción de placas que apoyan: c. 235 km de extensión restauran la corteza hasta un espesor constante de c. 32 km sin perder ninguna sección. (E) Reconstrucción pre-rift del Cretácico Inferior de Torsvik et al. que muestra c. 250-300 km de superposición entre la línea de ruptura final, implicando esta cantidad de extensión, coherente con D.

partir de imágenes sísmicas, en particular si ha ocurrido fallamiento polifásico (p.ej., Reston 2007, 2009a), como se esperaría para los factores de estiramiento (<2) necesarios para explicar el adelgazamiento cortical observado (Fig. 4).

La cantidad de extensión necesaria para explicar el adelgazamiento cortical observado en el perfil de Zaiango a través del margen (Fig. 4) es de unos 235 km (Aslanian et al. 2009), a menos que una sección cortical sustancial se haya eliminado de algún modo, p.ej., a través del adelgazamiento dependiente de la profundidad. No hay espacio para situar esta corteza que falta en la transición continente-océano, como defienden Driscoll y Karner (1998), y desplazarla bajo el continente crearía grandes montañas en los márgenes pasivos (Reston 2009b); la capa de alta velocidad bajo la plataforma continental africana sólo es tenuemente identificada por Contrucci et al. (2004) y tiene una velocidad demasiado elevada para ser material cortical desplazado.

Aslanian et al. (2009) descartan los 235 km de extensión, ya que excede la cantidad que se puede acomodar dentro de la reconstrucción de placas que apoyan. Sin embargo, 235 km es marcadamente similar a los 250-300 km de solapamiento entre los límites continente-océano de la reconstrucción del Cretácico Inferior de Torsvik et al. (2009) (Fig. 4). Torsvik et al. datan esta reconstrucción como hauteriviense; yo sugiero que, al menos

para el Segmento Central, se debería aplicar también al Berriasiense. Si ha tenido lugar una extensión de c. 250 km desde el Berriasiense, ésta debería predatar en gran medida la sal aptiense: como se ha explicado anteriormente, parece que la línea de ruptura es bastante localizada y que cruza la cuenca de sag aptiense y la línea del rifting anterior y otra extensión aptiense parece menor. Asumiendo que toda la extensión y adelgazamiento cortical tuvieron lugar en el Berriasiense-Hauteriviense, es posible comparar el espesor de la sección presal con la subsidencia pronosticada. El espesor de la sección presal varía en los perfiles publicados entre cero y 5 km, ya que el basamento cortical infrayacente se adelgaza hasta los 6 km en algunos lugares.

La descompactación de esos sedimentos presal permite la comparación con la subsidencia esperada por la carga de sedimentos calculada a partir del adelgazamiento cortical observado: aunque el espesor de la sección presal es sistemáticamente menor que el pronosticado para el adelgazamiento cortical, la diferencia no es tan marcada (Fig. 5). Además, existen varios mecanismos para explicar un déficit de subsidencia durante e inmediatamente después del rifting. Por ejemplo, los efectos térmicos de un manto astenosférico inusualmente caliente (esperable si el margen es magmático) pueden retrasar fácilmente la subsidencia sin-rift (Reston et al. 2009b), al igual que lo puede hacer un

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21-30Figura 5 Subsidencia con carga aerodinámica medida a 112 Ma (momento del depósito de evaporitas) para los eventos de rift hace 140 y 135 Ma que produjeron conjuntamente el adelgazamiento cortical observado desde una corteza de un espesor original de 32 km (sección según Aslanian et al.

2009). Observe que la subsidencia sin-rift y post-rift inicial pronosticada por el adelgazamiento cortical (línea azul) es sistemáticamente unos 700 m mayor que la subsidencia observada (el espesor de la sección presal está desmontado hasta la densidad del aire – barras de error rojas) en la región donde se desarrolló una sal sustancial, pero no en los flancos de la cuenca.

Cambiar la subsidencia pronosticada en 700 m (línea azul discontinua) simula el efecto de una cuenca donde el nivel del agua estaba 700 m por debajo del nivel global del mar. COT: transición continente-océano.

estiramiento litosférico dependiente de la profundidad (Huismans y Beaumont 2008) en el cual el exceso de adelgazamiento mantélico bajo la cuenca causa un exceso de ascenso térmico y el retraso de la subsidencia sin-rift. De hecho, von Nicolai et al.

(2009) describen evidencias de que la subsidencia sin-rift se retrasó en la cuenca de Kwanza. En cualquier lugar a lo largo del desarrollo del Segmento Central del Atlántico Sur, puede haber tenido lugar más rifting aptiense, contribuyendo más a la subsidencia, pero a lo largo del transecto de Angola no parece necesario un rifting aptiense significativo para explicar la subsidencia.

Por lo general, la subsidencia se mide asumiendo que el nivel del agua refleja el nivel global del mar, pero cuando se forman evaporitas potentes es improbable que esta condición se satisfaga, ya que la formación de evaporitas implica un acceso restringido al océano abierto. No obstante, Aslanian et al. (2009) tomaron las evaporitas como marcador para el nivel global del mar, argumentando que la falta de una gran discordancia erosiva asociada con el desarrollo de la sal y su amplia distribución descartan la idea de que las evaporitas se depositaran en una cuenca con una profundidad somera del agua causada por el descenso del nivel del agua, como fue el caso para el Mediterráneo durante el Messiniense (profundidad del agua c. 2000 m por debajo del

nivel global; Reston et al. 2002); destacan que, mientras el evento messiniense estuvo precedido por el desarrollo de profundas incisiones erosivas dentro de la plataforma continental (Clauzon et al. 1996), no se observa dicho evento en el Atlántico Sur. Sin embargo, no consideran la posibilidad de que el cambio desde un depósito lacustre a uno de evaporitas no fuera el resultado de un descenso del nivel del agua, sino a un relleno parcial de cuencas profundas, aisladas, de aguas dulces a salobres, por aguas salinas conforme el rift comenzaba a estar conectado con el océano abierto en el Aptiense (Bate 1999; Dingle 1999; Karner y Gamboa 2007). Un rift en el interior de un gran continente estará inicialmente aislado del océano global y se desarrollará durante muchos millones de años y se producirán una extensión y un adelgazamiento sustanciales sin ser invadido por el agua marina.

Inicialmente, la superficie superior del lago o lagos se mantendría por encima del nivel del mar por el volumen de entrada de sedimentos y por la elevación térmica inicial, y el exceso de agua drenaría a lo largo del rift hacia el océano abierto, pero con una mayor subsidencia la cuenca se drenaría internamente y por debajo del nivel del mar y el agua del lago se haría más salobre, ya que la evaporación se convierte en el único modo de eliminar agua de la cuenca. Finalmente, la subsidencia a lo largo de barreras de dirección (hacia el sur la zona de fractura de Paraná Etendeka y las incipientes crestas volcánicas; hacia el norte los márgenes transformados ecuatoriales del Atlántico) permitiría una entrada limitada de agua marina, produciendo evaporitas, seguida, una vez que la cuenca estuviera llena y la conexión estuviera totalmente desarrollada, por el desarrollo de las condiciones marinas normales. La topografía de un rift profundo no cubierto de lagos se desarrollará hasta ser estable bajo condiciones subaéreas, y por lo general puede ser más tenue que si estuviera bajo condiciones submarinas. Así, la subsiguiente inundación durante la entrada marina no conducirá a un gran desgaste de masas o a una incisión profunda, estando la erosión confinada al estrecho canal de entrada que conecta la cuenca profunda con el océano global, y la erosión por oleaje y el posterior onlap acompañarán a la rápida transgresión marina.

Aslanian et al. (2009) y Moulin et al. (2005) también defienden que la extensión de las evaporitas, desde la plataforma hasta la cuenca profunda, implica que toda la cuenca debe haber sido somera: parece improbable que la plataforma pudiera haber sido profunda y, así, implícitamente, las partes más distales de la cuenca también deberían haber estado cerca del nivel del mar, asumiendo que todas las evaporitas se depositaron en el mismo momento y en las mismas condiciones. En general, las evaporitas son bastante más delgadas en los márgenes de la cuenca (Fig. 1) y pueden haberse formado hacia el final del depósito evaporítico, una vez que el centro de la cuenca ya estaba parcialmente lleno.

Además, como con el evento messiniense, las evaporitas probablemente se depositaron no sólo en la cuenca profunda, sino también en cuencas colgadas en los flancos del rift. La posibilidad de una halocinesis hacia arriba del margen tampoco se tiene que descartar, particularmente quizás en el margen brasileño (Fig. 1).

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Karner y Gamboa (2007) defienden que una cuenca profunda, sólo parcialmente rellena, implicaría la presencia de una amplia región de 3-4 km de relieve expuesto para los 18 Ma desde el comienzo del rifting. Sin embargo, si el rifting continuó hasta el Aptiense, cualquier relieve sólo se habría desarrollado durante ese momento. Además, dado que la mayor parte de la subsidencia que se desarrolló fue post-rift, la sugerencia de 3-4 km de relieve parecería bastante grande. Para los factores de estiramiento deducidos a partir del adelgazamiento cortical a lo largo del transecto mejor restringido de Espírito Santo-Angola, la cantidad de subsidencia con carga aerodinámica hasta el Aptiense pronosticada para un rift berriasiense-hauteriviense sólo es 700 m mayor que el espesor de desmonte hasta la carga aerostática de la sucesión sedimentaria presal identificada a partir de los datos de amplio ángulo (Fig. 5). (Se utiliza en ambos casos la subsidencia con carga aerostática para producir la topografía de una cuenca en gran medida vacía). Cálculos similares en segmentos peor restringidos empujan en algunos lugares la profundidad de la cuenca con carga aerostática hasta los 900 m, todavía más lejos de lo previsto por Karner y Gamboa (2007). Así, si el nivel del agua dentro del rift aislado en desarrollo era de 700 m por debajo del nivel del océano global, la subsidencia pronosticada coincide marcadamente bien con el espesor de sedimentos observado en el centro de la cuenca. Durante la rápida transgresión conforme se rellenaban los 700 m de profundidad de la cuenca durante el Aptiense, tendría lugar una erosión por oleaje relativamente pequeña en el nivel de la base de la sal: Karner y Gamboa (2007) muestran evidencias de dicha discordancia erosiva en la cuenca de Santos. Yo sugiero que el rifting, la extensión y el adelgazamiento principales tuvieron lugar a principios del Cretácico y que la subsiguiente subsidencia durante el Aptiense fue en gran medida una subsidencia térmica post-rift para este gran y hasta ahora subestimado evento de rift que comenzó en el Berriasiense. La cuenca salina aptiense y el sag presal infrayacente no se formaron debido a un DDT extremo asociado con la ruptura, sino más bien por subsidencia térmica hasta este gran rifting anterior. La ruptura final y la reactivación de las estructuras de rift anteriores que la acompañan pudieron haber sucedido varios millones de años después del principal evento de rift.

CONCLUSIONES En este artículo he presentado algunas ideas que espero que sean provocadoras sobre la evolución del norte del Atlántico Sur de la zona de fractura de Paraná-Etendeka, basadas en parte en estudios previos de los márgenes del Atlántico Norte. Las principales conclusiones son: • Aunque sólo se han registrado SDRs localmente, el momento del magmatismo de la gran provincia ígnea (LIP, por sus siglas en inglés) vecina (bastante después del inicio del rifting principal), la probable dificultad de reconocer los flujos de lava resultantes más controlados tectónicamente y menos continuos bajo las potentes secuencias de sal y la presencia de lavas y posibles magmas bajo las placas en el margen de Angola sugie-

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ren que el margen puede haber sido moderadamente magmático después de una fase inicial de rifting pobre en magma.

• La cuenca se desarrolló a través de un rifting polifásico, la última de los cuales condujo a la ruptura. Las fases de rifting principales pueden haber sido durante el BerriasienseHauteriviense, probablemente acompañadas por múltiples generaciones de fallas, que después de un periodo de relativa calma fueron seguidas por la ruptura localizada a finales del Aptiense.

• El extremo adelgazamiento cortical fue acomodado por un fallamiento polifásico; la dificultad de reconocer esto condujo a una aparente discrepancia en la extensión y a una subestimación de la magnitud de la extensión berriasiense-hauteriviense en las cuencas profundas. No es necesario un gran adelgazamiento cortical dependiente de la profundidad y no hay un mecanismo claro sobre cómo pudo haber ocurrido dicho adelgazamiento. Si hubo un magmatismo sin-rift amplio durante el rifting, el reconocimiento de las fallas y los bloques de falla habría sido todavía más difícil.

• El rifting polifásico puede haber dado lugar al desarrollo de rifts amplios y asimétricos, dado que las fases de rift individuales no estuvieron directamente superpuestas. La asimetría de los márgenes se ha exagerado por la línea de ruptura final, que corta oblicuamente a través de la cuenca, dejando la mayor parte de la corteza delgada en el lado africano en el norte y en el lado sudamericano más hacia el sur. Esta ruptura final oblicua y asimétrica probablemente tuvo lugar una vez que toda la corteza había pasado a ser frágil, estando acompañada por la serpentinización del manto, produciendo velocidades anómalas en la transición continente-océano a lo largo del perfil de Zaiango. Dado que la ruptura cortical fue frágil, la geometría final puede haber estado poco influenciada por la reología cortical inicial.

• El depósito de evaporitas sobre los sedimentos lacustres ricos en materia orgánica puede indicar que esas unidades se depositaron en una cuenca moderadamente profunda inicialmente desconectada del océano global, con un nivel local del agua por debajo del nivel del mar global. Así, las evaporitas se habrían formado por la incursión inicial de agua marina en una cuenca que se estaba ensanchando y desecando.

• Tuvo lugar una extensión de hasta 250 km (disminuyendo hacia el norte) entre Brasil y África, coherente con el grado de adelgazamiento cortical observado en los perfiles corticales presentados por Contrucci et al. (2004) y con la reconstrucción del Cretácico Inferior de Torsvik et al. (2009). Las reconstrucciones menos ajustadas (p.ej., Aslanian et al. 2009) presentan un problema, ya que no aportan una explicación convincente para el modo en el que la corteza del margen se adelgazó desde los 32 km hasta menos de 10 km.

• La cuenca salina aptiense se desarrolló debido a la subsidencia térmica hasta el rifting anterior y estuvo acompañada por tan sólo un fallamiento menor posterior. No hay evidencias claras, mecanismos o necesidad de un gran DDT cortical.

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Claramente, es necesario mucho más trabajo para probar la validez de los conceptos aquí presentados; sin embargo, hay problemas sustanciales con los modelos ya existentes para la formación de los márgenes del Atlántico Sur. Deseo dar las gracias a Scot Fraser y Mike Lentini por las útiles revisiones, a Steve Jones y Magdelena Scheck-Wenderoth por los alentadores comentarios y sugerencias y a los organizadores por la excelente reunión Rift Renaissance.

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© 2016 European Association of Geoscientists & Engineers, Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 21-30

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 31-56

doi: 10.3997/2352-8281.20160002

Relación entre el desarrollo de sistemas y plays petroleros y la evolución de las cuencas: margen brasileño del Atlántico Sur Suzanne E. Beglinger1*, Harry Doust2 y Sierd Cloetingh2 1

Global New Ventures, Global Screening, Statoil, Grenseveien 21, Forus, N-4035 Stavanger, Noruega Grupo de Tectónica, Departamento de Ciencias de la Tierra, Facultad de Geociencias, Universidad de Utrecht, Budapestlaan 4, 3584CD Utrecht, Países Bajos

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Este artículo fue publicado originalmente en Petroleum Geoscience como: S. E. Beglinger, H. Doust and S. Cloetingh 2012. Relating petroleum system and play development to basin evolution: Brazilian south Atlantic margin. Petroleum Geoscience, 18(3), 315 – 336.

DOI: 10.1144/1354-079311-022 ABSTRACT We review the structural genesis and evolutionary history of basins along the Brazilian South Atlantic margin from the Sergipe-Alagoas (north) to the Pelotas basin (south), and demonstrate the links with petroleum system and play development. In our approach, we first break basins down into their tectonostratigraphic megasequences and define their characteristics, particularly focused on the development of characteristic source- and reservoir-rock intervals. We then compare these megasequences with similar types of megasequences in other basins, thereby providing a means to learn through a greater population of analogues. We demonstrate, using trajectory plots, that these basins experienced a similar tectonostratigraphic basin evolution, resulting in the deposition of many analogue potential source- and reservoir-rock intervals. These give rise to the development of similar types of potential petroleum systems and play (level)s. Although the area is currently being actively explored, large areas remain poorly understood, with unknown source-rock maturity distributions and many unknown/untested reservoirs/plays. This approach allows us to make analogue comparisons between the Brazilian marginal basins in order to evaluate and predict the presence of potential, yet undiscovered or under-explored, hydrocarbon accumulations.

Supplementary material: Published source-rock and play properties used in this analysis are available at http://www.geolsoc.org.uk/SUP18536 RESUMEN Revisamos la génesis estructural y la historia evolutiva de las cuencas a lo largo del margen brasileño del Atlántico Sur desde Sergipe-Alagoas (norte) hasta la cuenca de Pelotas (sur) y demostramos las relaciones con el desarrollo de sistemas y plays petroleros. En nuestra planteamiento, primero descomponemos las cuencas en sus megasecuencias tectonoestratigráficas y definimos sus características, en particular orientadas al desarrollo de intervalos de rocas madre y reservorio característicos. A continuación, comparamos esas megasecuencias con tipos similares de megasecuencias de otras cuencas, proporcionando así un modo de aprender a través de una mayor población de análogos.

Utilizando gráficos de trayectorias demostramos que esas cuencas experimentaron una evolución tectonoestratigráfica de cuencas similar, dando lugar al depósito de muchos intervalos análogos de potenciales rocas madre y reservorio. Esto da lugar al desarrollo de tipos similares de potenciales sistemas y plays *

s.e.beglinger@gmail.com

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(niveles) petroleros. Aunque en la actualidad la zona se está explorando activamente, grandes áreas siguen siendo poco conocidas, con unas distribuciones desconocidas de la madurez de las rocas madre y con muchos yacimientos/plays desconocidos/no probados. Este método nos permite realizar comparaciones de análogos entre las cuencas marginales brasileñas con el objetivo de evaluar y predecir la presencia de potenciales acumulaciones de hidrocarburos todavía no descubiertas o poco exploradas.

Material complementario: Las propiedades de las rocas madre y de los plays publicadas utilizadas en este artículo están disponibles en http://www.geolsoc.org.uk/SUP18536 INTRODUCCIÓN La mayoría de las provincias de hidrocarburos están pasando a ser maduras respecto a la exploración y predecir la prospectividad petrolera de cuencas peor exploradas es cada vez más importante. El uso de cuencas maduras como análogos puede contribuir a este respecto. Utilizamos el concepto de que las cuencas 31

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Figura 1 Mapas de localización y evolución de las cuencas marginales brasileñas del Atlántico Sur. De norte a sur: cuencas de Sergipe-Alagoas, Jacuípe, Almada-Cumuma, Jequitinhonha, Cumuruxatiba, Espírito Santo, Campos, Santos y Pelotas. (a) Mapa de localización actual que incluye la batimetria y el límite continente-océano (COB, por sus siglas en inglés) (Torres et al. 2008; Versfelt 2010). (b) Mapa de espesor del Aptiense de la secuencia de sag presal (parte inferior de la megasecuencia transicional) definida por una subsidencia térmica máxima después del rifting (subsidencia tectónica) (Lentini et al. 2010). La secuencia sedimentaria de sag puede ser clástica (p.ej., cuenca costera de Gabón) o estar dominada por carbonatos (p.ej., cuenca de Santos), dependiendo del aporte de sedimentos clásticos desde el interior. (c) Mapa de espesor de la sal aptiense que incluye el COB y los “horsts terminales” identificados sísmicamente, definiendo la extensión hacia la cuenca de la corteza continental atenuada en un contexto de rift simétrico (Lentini et al. 2010).

sedimentarias se pueden clasificar según su génesis estructural y su historia evolutiva (Berlinger 2010; Berlinger et al. 2012a, b) y se pueden dividir en ciclos y etapas tectonoestratigráficas relativamente estándar (Kingston et al. 1983; Doust y Sumner 2007).

A continuación, relacionamos el desarrollo de hábitats de hidrocarburos con esos patrones tectonoestratigráficos básicos y realizamos comparaciones a escala general de los sistemas petroleros entre diferentes cuencas con historias geológicas similares. Esto ayuda a reconocer tipos comunes de sistemas petroleros, o Tipos de Sistemas Petroleros (PSTs, por sus siglas en inglés), así como plays que es probable que se asocien con ellos, y de este modo ayuda a evaluar las oportunidades de las cuencas poco o nada exploradas (p.ej., consultar Doust y Sumner 2007). Las escalas temporales utilizadas se basan en la tabla de datos geológicos de Gradstein et al. (2008).

En este estudio revisamos el potencial de las acumulaciones de hidrocarburos todavía sin descubrir o poco exploradas de las cuencas a lo largo del margen brasileño del Atlántico Sur, que comprende las cuencas de Sergipe-Alagoas, Almada-Camamu, Jequitinhonha, Cumuruxatiba, Espírito Santo, Campos, Santos y Pelotas (Fig. 1a). Todas comenzaron como cuencas interiores de rift o de fractura (sensu Kingston et al. 1983) y, durante la apertura del océano Atlántico Sur, evolucionaron a márgenes pasivos de

post-rift o como cuencas marginales amplias y poco profundas. La fisiografía actual comprende una serie de cuencas marinas paralelas a la costa, una llanura costera de 80 km de anchura y una región terrestre elevada (van Balen et al., 1995). El área es una productora muy prolífica de petróleo y gas, en la actualidad está sometida a una exploración muy activa en aguas profundas y contiene varias áreas que siguen poco exploradas. Este análisis demostrará que esas cuencas comparten muchas características respecto a su evolución tectonoestratigráfica de la cuenca, dando lugar al desarrollo de tipos similares de sistemas y plays petroleros.

DESARROLLO TECTONOESTRATIGRÁFICO El sistema de rift brasileño oriental se formó en época del Jurásico-Cretácico Inferior como consecuencia de la ruptura de Gondwana occidental, lo cual dio lugar a la apertura del Atlántico Sur. En nuestro análisis hemos elegido ciclos o megasecuencias de cuenca, tal como definen Cainelli y Mohriak (1999), para la subdivisión (Fig. 2).

1. Pre-rift (cuenca intracratónica - Paleozoico Superior a Jurásico): incluye varias fases de subsidencia intracratónica y estiramiento temprano dentro del Supercontinente de Gondwana, precediendo a la fase de rift principal, dando lugar al desarrollo

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Historia evolutiva de las cuencas: Brasil

de sags regionales (Garcia 1991; Chang et al. 1992). La megasecuencia pre-rift comprende dos súper-secuencias, las súper-secuencias paleozoica y jurásica. (a) Súper-secuencia paleozoica: bien desarrollada en las grandes cuencas intracratónicas de Solimões, Amazonas, Parnaiba y Paraná, pero sólo expresada como algunos restos de rocas pérmicas y carboníferas en las cuencas de Sergipe-Alagoas y Almada-Camamu (Gonçalves et al. 2000). (b) Súper-secuencia jurásica: separada de la súper-secuencia paleozoica por un hiato que implica al Triásico. Esta súper-secuencia, con lutitas rojas no marinas y areniscas caoliníticas de grano grueso, mal clasificadas (Melton 2008), alcanza un espesor de 300 m en la cuenca de SergipeAlagoas y cubre los restos de las rocas paleozoicas o del basamento precámbrico (Feijó 1994). En la cuenca de Almada-Camamu esta sección está representada por lutitas y areniscas fluvio-lacustres (Gonçalves et al. 2000).

Las rocas sedimentarias pre-rift sólo se han encontrado en las cuencas de Sergipe-Alagoas y Almada-Camamu (Fig. 2). En las cuencas de Campos, Santos y Pelotas, esta fase estuvo asociada con la extrusión de basaltos de colada (Fig. 2) (Cainelli y Mohriak 1999).

2. Sin-rift (fractura interior - Jurásico Superior a Cretácico Inferior - ±144-127 Ma): rifting y subsidencia, dando lugar al desarrollo de cuencas elongadas y falladas (Unternehr et al.

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2010). La sección sin-rift de la mayoría de las cuencas rellena una red de semifosas y elevaciones interiores y está fallada por fallas sintéticas escalonadas N-S o NE-SW, a veces interrumpidas por fallas antitéticas (Cainelli y Mohriak 1999). Las cuencas de rift se rellenaron con rocas siliciclásticas, como se observa en las cuencas de Espírito Santo y Sergipe-Alagoas (Fig. 2). Sin embargo, en las cuencas de Campos, Santos y Pelotas, el rifting temprano estuvo acompañado por la extrusión de basaltos toleíticos (Fig. 2), equivalentes temporalmente a la gran extrusión de basalto de Serra Geral (132,4±1,1 Ma) del área intracratónica vecina (Turner et al. 1994; Crosta et al. 2010). Algunos podrían argumentar que esos basaltos de colada forman parte de la megasecuencia pre-rift, ya que esos basaltos parecen haber rotado por fallamiento extensional (Fontana 1990; Davison 1997). En la mayoría de las cuencas brasileñas del Atlántico la megasecuencia sin-rift sedimentaria está compuesta por tres asociaciones de litofacies principales (Fig. 2) (Figueiredo 1981; Dias et al.

1988): (a) en los bordes del rift (especialmente a los que corresponden a fallas de rift activas) - conglomerados y areniscas de abanicos aluviales en los que los clastos volcánicos son componentes comunes; (b) en los depocentros lacustres - lutitas negras calcáreas ricas en materia orgánica depositadas en condiciones anóxicas extremas (agua dulce, salobre a (hiper)salina);

Figura 2 Gráfica de la evolución tectonoestratigráfica generalizada para las cuencas marginales de Brasil. Todas las cuencas evolucionan desde pre-rift, sin-rift, transicional a post-rift bajo la influencia de los mismos eventos y procesos. Se incluye una estratigrafía esquemática para cada cuenca a lo largo del margen (modificada de Mohriak 2003). Observe la dominancia del vulcanismo durante la fase de (pre-)rift de las cuencas meridionales en contraste con el hundimiento y las fallas de basamento (con el aumento de la subsidencia) de las cuencas septentrionales (Dias et al. 1994; Rangel et al. 1994; 2007; Cainelli y Mohriak 1999; Caixeta et al. 2007; Assunção Gontijo et al. 2007; Moreira et al. 2007; Campos Neto et al. 2007; Rodovalho et al.

2007; Vital Bueno et al. 2007; Winter et al. 2007). Asimismo, se indican las mega- y súper-secuencias tal y como las definen Cainelli y Mohriak (1999).

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S.E. Beglinger et al.

(c) a lo largo de flancos/crestas de elevaciones internas del rift de las cuencas de Campos, Santos y Sergipe-Alagoas - calizas con pelecípodos bien desarrolladas (lumaquelas) en áreas sin o con poca entrada de sedimentos terrígenos (Bertani y Carozzi 1984, 1985).

Inicialmente, las aguas lacustres de la semifosa sin-rift eran dulces, pero pasaron a ser cada vez más salinas, hasta incluso hiper-salinas, con la evolución de las cuencas: los lagos tempranos se desarrollaron como sistemas lacustres estables, equilibrados (o poco rellenos) que crecieron como resultado del aumento de la precipitación (Bate 1999). Más tarde, durante las fases de nivel bajo del mar, cuando la evaporación era mayor que la precipitación, las aguas del lago pasaron a ser (hiper)salinas (Bate 1999), favoreciendo el desarrollo de lumaquelas lacustres y estromatolitos. Parece que la reducción del lago y el aumento de la salinidad del agua coincidieron con el final de la fase de rift, relacionada con el relleno del espacio de acomodación disponible y el descenso del relieve superficial.

3. Transicional (cuencas de sag - Aptiense a Albiense Inferior): la sucesión litológica de estas megasecuencias consiste en materiales siliciclásticos y carbonatos del Albiense Inferior (127-117 Ma) y evaporitas del Aptiense Superior al Albiense Inferior (±117-112 Ma), marcando el cese del estiramiento y del rifting y de la mayoría de la actividad de las fallas que involucran al basamento (Unternehr et al. 2010) (Figs. 1b,c, 2). La peneplanación de las crestas de los bloques levantados y rotados del rift neocomiense dejaron una topografía residual que proporcionó la fuente siliciclástica para las areniscas y conglomerados aptienses de grano grueso depositados sobre la discordancia basal. Allí donde la entrada de material clástico era limitada se pudieron desarrollar carbonatos microbianos (Lentini et al. 2010). En general, de norte a sur, la secuencia de sag presal muestra una transición desde un entorno clástico dominante hasta un entorno progresivamente más rico en carbonato (Lentini et al. 2010).

Las evaporitas halita y anhidrita siguieron a los primeros ingresos marinos dentro del alargado Golfo del Atlántico Sur (Asmus y Ponte 1973), produciendo finalmente una cubierta de evaporitas continua que se extiende desde la cuenca de Sergipe-Alagoas hasta la de Santos. Únicamente se interrumpía en la cuenca de Jacuípe, la cual se interpreta que formó una profunda fosa privada de sedimentos durante el depósito de la sal, pero que puede que nunca se secara (Davison 2007). La edad del depósito de evaporitas varía a lo largo del margen. En Sergipe-Alagoas, en la Fm. Maceio se reconocen dos intervalos separados de depósito de evaporitas: se estima que las sales de los Mbr. Paripueira e Ibura se depositaron en torno a ±124,8 Ma y ±115 (>114,5) Ma, respectivamente (Koutsoukos et al. 1993; Davison 2007). En la cuenca de Santos, las evaporitas de la Fm. Ariri, discordantes sobre el Alto de Florianopolis, se han datado en ±113,2 Ma (Davison 2007). No se conoce la edad exacta del principal cuerpo de sal continuo que se extiende desde la cuenca de Espírito Santo hasta la de Santos (Davison 2007), pero en general se

estima que está entre 116 y 110 Ma (Davison 2007; Karner y Gamboa 2007). La presencia de esas evaporitas dio lugar a la deformación de los estratos post-rift suprayacentes por halocinesis y determinó los patrones del depósito de turbiditas y abanicos.

4. Post-rift (cuencas marginales de hundimiento térmico Principios del Albiense hasta la actualidad): se cree que la transición final hasta la expansión del fondo marino ha tenido lugar a ±112-110 Ma (Moulin et al. 2005; Unternehr et al. 2010).

La siguiente fase de la evolución de las cuencas se caracterizó por la subsidencia térmica, aumentando hacia la cuenca conforme la disminución de la anomalía térmica creada durante la fase de estiramiento (McKenzie 1978) y el movimiento progresivo del continente alejándose de la dorsal medioceánica causaron el enfriamiento y la contracción de la litosfera. En la megasecuencia post-rift marina se pueden distinguir dos súper-secuencias (Cainelli y Mohriak 1999). (a) La súper-secuencia marina restringida (Principios del Albiense a finales del Cenomaniense) (Fig. 2), marcada por condiciones marinas someras hipersalinas y anóxicas (DiasBrito 1982, 1987), se subdivide en tres secuencias: (i) la secuencia nerítica (Albiense Inferior a Medio), que comprende calcarenitas y dolomitas de alta energía y aguas someras depositadas en un ambiente de rampa/ plataforma con aguas hipersalinas (Dias-Brito 1982; Dias-Brito y Azevedo 1986; Azevedo et al. 1987; Koutsoukos y Dias-Brito 1987); (ii) la secuencia de profundización (Albiense Superior) representa la sumersión de la plataforma carbonatada. El resultado de un amuento de la batimetría aguas adentro y del desarrollo de un perfil de rampa fue un cambio gradual a depósitos terrígenos marinos someros y profundos, ya que la producción carbonatada no pudo continuar con la subsidencia (Séranne y Anka 2005; Anka et al.

2010). (iii) la secuencia hemipelágica (Turoniense/Cenomaniense) coincide con un evento anóxico mundial, el cual dio lugar al depósito de lutitas negras ricas en materia orgánica. Durante este periodo, la tasa de sedimentación era baja – el estiramiento tenía lugar en una zona relativamente amplia de la litosfera continental, con movimientos verticales (subsidencia hacia la cuenca y levantamiento hacia tierra) distrubuidos a lo largo de un margen de >200 km de anchura. La consiguiente topografía moderada produjo poca erosión y un bajo influjo terrígeno al margen (Séranne y Anka 2005). Observe que el desarrollo de las secuencias de profundización y hemipelágica comenzaron más tarde (durante el Santoniense) en las cuencas más septentrionales (Fig. 2). (b) La súper-secuencia marina abierta (±Turoniense a la actualidad) (Fig. 2) representa la fase oceánica de depósito, caracterizada por estabilidad ambiental y profundidades del agua

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Historia evolutiva de las cuencas: Brasil

que alcanzaban los 1000-2000 m más allá de la plataforma continental actual (Koutsoukos 1984, 1987). En las cuencas de Campos y Sergipe-Alagoas se observa un patron estratigráfico de retrogradación en el Cretácico Superior seguida por una progradación terciaria, con secuencias de offlap (van Balen et al. 1995; Cainelli y Mohriak 1999). Sin embargo, la cuenca de Santos experimentó un influjo de sedimentos inicialmente mayor desde la elevación de Serra do Mar, el cual excedió la acomodación creada por el aumento del nivel del mar y, por tanto, se caracteriza por una sección general progradante (Pereira et al. 1986; Pereira y Feijó 1994; Cainelli y Mohriak 1999). Durante el Terciario, se desarrolló una cuña plataforma-talud-cuenca bien definida (<3500 m) debido al aumento de la entrada de sedimentos a través de todo el margen (Cainelli y Mohriak 1998). Se estableció un margen de plataforma clástico-carbonatado mixto (Fig. 2) con areniscas costeras/de plataforma gradando hacia el mar hasta carbonatos de borde a lo largo del límite de la plataforma.

Lentículas turbidíticas, derrubios y depósitos de flujo de masas aparecen ampliamente en la sección del Terciario Inferior (Peres 1993). Hacia la cuenca, los depósitos turbidíticos más potentes se acumularon donde tuvo lugar una removilización de la sal a la vez que el depósito.

La naturaleza de la “megasecuencia Transicional”, que consiste en una secuencia de hundimiento dominada por materiales clásticos o carbonatados (su área varía dependiendo de la entrada de sedimentos clásticos) y evaporitas suprayacentes, sigue siendo controvertida. Algunos defienden que representa una segunda y tercera etapa de la fase de rift general del Cretácico Inferior (mega-secuencia) (Contrucci et al. 2004; Moulin et al. 2005; Aslanian et al. 2009; Torsvik et al. 2009; Reston 2010; Unternehr et al. 2010). Sin embargo, artículos recientes publicados por Petrobras (p.ej., Dias 2005; Moreira et al. 2007; Winter et al.

2007) incluyen la secuencia clástica/carbonatada de hundimiento del Aptiense Inferior en la megasecuencia sin-rift, mientras que se postula que la secuencia de evaporitas representa la sección más baja de la megasecuencia post-rift. Generalmente se postula que la desintegración tuvo lugar inmediatamente después del depósito de las evaporitas, iniciando la fase de deriva post-rift (Moreira et al. 2007; Winter et al. 2007). Siguiendo la línea de pensamiento de Petrobras, esto implicaría que la sección tectonoestratigráfica post-rift se debería subdividir en una arquitectura de cuenca de hundimiento interior temprano y marginal posterior. Las variaciones en dirección en el desarrollo de la “megasecuencia Transicional” (Fig. 1b, c) se muestran mediante las diferencias de espesor de la secuencia de hundimiento presal, que según Lentini et al. (2010) depende de la naturaleza “dura” (cristalina) o “blanda” (metamórfica) del basamento. En consecuencia, afirman que los terrenos del basamento precámbrico controlaron marcadamente los patrones de subsidencia durante el rifting en esta región.

De modo similar, se pueden observar variaciones en el espesor de las evaporitas (Fig. 1c): las subcuencas de rift más

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jóvenes y más externas normalmente se asocian con una secuencia más potente de evaporitas (Lentini et al. 2010). La distribución de las evaporitas aptienses a lo largo del rumbo parece no estar relacionada con el espesor de la secuencia de sag suprayacente, pero parece estar más estrechamente asociada con un cambio de un paleoclima árido a uno más húmedo: un paleoclima seco al sur del río Congo actual es el responsible del desarrollo de una secuencia de evaporitas más potente que al norte del río, mientras que un paleoclima húmedo dio lugar a más descarga fluvial y, en consecuencia, a un mayor influjo de sedimentos y a una secuencia de evaporitas más delgada (Lentini et al. 2010).

Otro punto de discusión concierne al contexto del rift en aguas profundas, ya que los márgenes fracturados de aguas profundas no se pueden comparar con los modelos clásicos producidos hasta la fecha. Como destacan Unternehr et al. (2010), los nuevos datos sugieren un fallamiento frágil de elevado ángulo, un dominio transicional entre la corteza continental y la oceánica con propiedades bastante diferentes y márgenes conjugados distales del rift muy asimétricos. Para una discusión detallada sobre las observaciones en el Atlántico Sur, sobre la validez de los modelos geodinámicos nuevos y existentes y sobre las implicaciones para la exploración de hidrocarburos, remitimos a Lentini et al. (2010), Reston (2010) y Unternehr et al. (2010).

El objetivo de este artículo no es presentar un nuevo modelo geodinámico para el desarrollo del margen del Atlántico Sur, sino dividir la tectonoestratigrafía conocida en megasecuencias (los “bloques de construcción” de las cuencas) y utilizarlas para la comparación análoga respecto al desarrollo de sistemas y plays petroleros. Debido a la naturaleza incierta de la “secuencia de hundimiento de la cuenca” clástica y las evaporitas suprayacentes, hemos definido esta sección como un “ciclo/megasecuencia transicional”, separando la fase de rift de la fase de deriva.

Para este análisis utilizamos los cuatro ciclos de la evolución de cuencas (es decir, megasecuencias tectonoestratigráficas) definidas por Cainelli y Mohriak (1999).

Los gráficos de trayectorias (Fig. 3) ilustran la evolución sedimentaria y tectónica de las cuencas a través del tiempo (Doust 2003; Beglinger et al. 2012a, b): en el eje horizontal se representan los principales ciclos tectónicos de las cuencas (o megasecuencias) y en el eje vertical el ambiente de depósito profundizando. Cada cuenca describe una trayectoria característica en el diagrama y se sugiere que donde coinciden trayectorias de cuencas diferentes, pero relacionadas, pueden existir rocas madre generadoras y niveles de plays productivos comparables.

Los gráficos de trayectorias demuestran que cada una de las cuencas a lo largo del margen ha experimentado una evolución sedimentaria simiar: un sin-rift lacustre y fluvial somero/profundo, seguido por un ciclo transicional fluvio-marino y marino restringido (hipersalino), y un post-rift marino somero a profundo (Fig. 3i). Allí donde entraron suficientes sedimentos clásticos en el sistema se desarrollaron sistemas turbidíticos en las partes más profundas de las cuencas.

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S.E. Beglinger et al.

Figura 3 Gráficos de trayectorias describiendo la evolución de las cuencas sedimentarias a través del tiempo para las cuencas de (a) Sergipe-Alagoas, (b) AlmadaCamamu, (c) Jequitinhonha, (d) Cumuruxatiba, (e) Espirito Santo, (f) Campos, (g) Santos y (h) Pelotas. Se indica el momento del depósito de las rocas madre y reservorio, así como el ambiente sedimentario asociado. (i) Gráfico resumen de las trayectorias que describe la tendencia evolutiva general de cada cuenca. Observe la tendencia desde un sin-rift continental hasta un post-rift dominantemente marino. Allí donde las trayectorias se solapan se puede anticipar que se desarrollaron depósitos similares.

DESARROLLO DE LOS TIPOS DE SISTEMAS PETROLEROS Los gráficos de trayectorias han mostrado que esas cuencas han experimentado una evolución tectónica y sedimentaria similar (Figs. 2, 3), que comprende cuatro megasecuencias caracterizadas por ambientes de depósito específicos. En consecuencia, se pudieron desarrollar muchos intervalos de rocas madre, reservorio y sello equivalentes (Figs. 2-4). Las rocas madre se depositaron en

periodos repetidos gracias a las condiciones climáticas favorables y a la restricción de la circulación de agua impuesta por la dorsal de Walvis durante la mayor parte de la evolución de las cuencas (hasta el Turoniense) (Huc 2004; Brownfield y Charpentier 2006), de modo que cada intervalo produce hidrocarburos con una firma particular. Generalmente, los intervalos generadores dentro de cada megasecuencia muestran poca variación a lo largo del margen, sugiriendo que durante el depósito prevalecieron condiciones

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Historia evolutiva de las cuencas: Brasil

similares en todas las cuencas. Sin embargo, los lagos varían ambientalmente más que los sistemas marinos (Bohacs et al. 2000; Katz 2001) y tienen grandes variaciones de salinidad y pH (Gonçalves 2002). En consecuencia, las características geoquímicas de las rocas madre lacustres sin-rift pueden cambiar considerablemente tanto vertical como horizontalmente dentro de una cuenca de rift individual (Katz 1995; 2001; Gonçalves 2002). Por lo general, las lutitas sin-rift se depositaron inicialmente en aguas anóxicas meromícticas profundas dulces a salobres, causando que sean de contenido rico en hidrógeno. Pero con la evolución de las cuencas esas aguas pasan a ser oligomícticas, más amplias, más someras y cada vez más salinas, hasta que incluso se alcanzaron condiciones hipersalinas. Esas variaciones ambientales se reflejan en el contenido en carbono orgánico total (COT), el tipo de kerógeno y el índice de hidrógeno (HI) de las fuentes sin-rift desarrolladas (Schiefelbein et al. 2000; Andrus y Xu 2010).

Los sistemas petroleros identificados se pueden clasificar en uno de cinco PSTs, en cada uno de los cuales la roca madre, y por tanto la carga de petróleo, está asociada con una megasecuencia y un ambiente de depósito específicos (Figs. 3, 4).

1. El PST sin-rift lacustre (Figs. 4, 5).

• Origen: lutitas lacustres depositadas en entornos de lagos de agua dulce, salobres a (hiper)salinos (cada vez más salinos con el tiempo) - p.ej., Fm. Barra de Itiuba en Sergipe-Alagoas, Fm. Morro do Barro en Almada-Camamu, Fm. Cricare en Espírito Santo, Fm. Lagoa Feia en Campos y Fm. Guaratiba en Santos (Coward et al. 1999; Gonçalves et al. 2000; Guardado et al.

2000; Mohriak et al. 2000; ANP 2009; Scotchman y Chiossi 2009).

• Reservorios: dentro de megasecuencias pre, sin, transicional y post-rift.

• Sello: lutitas lacustres sin-rift regionales/intraformacionales, evaporitas (regionalmente amplias) de la megasecuencia transicional y lutitas marinas regionales/intraformacionales dentro de la sección post-rift de la estratigrafía.

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• Generación/migración de hidrocarburos: Cretácico Medio/ Superior hasta la actualidad.

• Rutas de migración: migración lateral y vertical corta hasta facies reservorio sin-rift yuxtapuestas o interdigitadas, así como migración lateral a través de capas petrolíferas presal; migración hacia arriba a través de ventanas de sal y a lo largo de fallas dentro de estratos reservorio post-rift.

• Formación de trampas: desde el Cretácico Inferior.

• Momento crítico: ± 80-100 Ma. El momento de la formación de la ventana de sal, que permite la migración hacia arriba de hidrocarburos dentro del post-rift, es crítica para la carga exitosa de los reservorios post-rift. En la mayoría de las áreas las rocas madre asociadas son maduras, o se espera que sean maduras.

2. El PST transicional fluvio-marino (Figs. 4, 5). Hasta la fecha, sólo se ha reconocido el potencial de dicho tipo de sistema petrolero (Fig. 4). Generalmente se considera que la unidad estratigráfica de la base de la megasecuencia transicional es un intervalo reservorio, por lo que se sabe poco acerca de las características de las rocas madre y de la distribución de la madurez.

• Origen: Lutitas fluvio-marinas de la base de la megasecuencia transicional - p.ej., potencialmente representadas por la Fm. Taipus Mirim de Almada-Camamu (Coward et al. 1999; Gonialves et al. 2000).

• Reservorios: potencialmente dentro de las megasecuencias transicional y post-rift.

• Sello: evaporitas (regionalmente amplias) de la megasecuencia transicional y lutitas marinas post-rift regionales/intraformacionales.

• Generación/migración de hidrocarburos: potencialmente desde inicios del Terciario hasta la actualidad.

• Rutas de migración: potencial migración lateral hasta reservorios yuxtapuestos/interdigitados en la base de la megasecuencia transicional y potencial migración hacia arriba a través de ventanas de sal y a lo largo de fallas dentro de facies reservorio post-rift.

Figura 4 Resumen de todos los tipos de sistemas petroleros (PSTs) reconocidos (!) o potencialmente presentes (* o ?) en cada megasecuencia de cada cuenca a lo largo del margen brasileño.

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• Formación de trampas: potencialmente desde el Cretácico Superior.

• Momento crítico: potencialmente ±60-70 Ma. 3. El PST transicional marino (hipersalino) restringido (Figs. 4, 5).

• Origen: lutitas negras calcáreas protomarinas hipersalinas aptienses - p.ej., Fm. Ibura de Sergipe-Alagoas (Meister y Aurich 1972; Mello et al. 1994; Coward et al. 1999; Mohriak et al. 2000; ANP 2002e; 2009).

• Reservorios: dentro de todas las megasecuencias.

• Sello: lutitas lacustres sin-rift regionales/intraformacionales, evaporitas (regionalmente amplias) de la megasecuencia transicional y lutitas marinas regionales/intraformacionales dentro de la sección post-rift.

• Generación/migración de hidrocarburos: Cretácico Superior hasta la actualidad.

• Rutas de migración: expulsión lateral y hacia abajo dentro de reservorios infrayacentes pre y sin-rift y hacia arriba a lo largo

de fallas dentro de areniscas turbidíticas cretácicas-terciarias.

Algunos campos, situados a profundidades más someras, reciben la carga a través de rutas de migración laterales que se extienden a lo largo de distancias de al menos 40 km.

• Formación de trampas: desde el Cretácico Medio.

• Momento crítico: ±65 Ma. Este PST sólo se ha probado en la cuenca de Sergipe-Alagoas, pero también es considerado como su sistema petrolero más importante. Las rocas madre están dentro de la ventana del petróleo en las partes marinas SE de la cuenca, donde están enterradas a una profundidad superior a los 2500 m (Rodrigues et al. 2000).

En partes de algunas cuencas se alcanzan los criterios de maduración, pero todavía no se han descubierto campos asociados.

4. El PST post-rift marino somero (Figs. 4, 5). Las rocas madre asociadas se depositaron en todo el margen, pero la capacidad de generar hidrocarburos está marcadamente controlada por el espesor de la sobrecapa: esas rocas madre post-rift generalmente son inmaduras cerca de los márgenes de las cuencas, pero pueden

Figura 5 Resumen general de los PSTs Sin-rift Lacustre, Transicional Fluvio-Marino, Transicional Marino (Hipersalino) Restringido, Post-rift Marino Somero y Post-rift Marino Profundo. La localización de cada (potencial) roca madre está indicada en la estratigrafía, así como todos los reservorios que (potencialmente) reciben carga desde esas fuentes. Las gráficas de eventos de cada PST específico aproximan el momento del depósito de la roca madre, reservorio, sello y sobrecapa, así como el momento de la generación, la migración y la conservación de los hidrocarburos (Mello et al. 1994; Gonçalves et al. 2000; Guardado et al. 2000; Mohriak et al. 2000; ANP 2002a, e, f ; 2009). El momento crítico se deriva a partir de la información sobre el “momento” de los procesos mencionados anteriormente.

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Historia evolutiva de las cuencas: Brasil

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Figura 6 Resumen de la distribución de todos los niveles de play probados a través de la estratigrafía de las cuencas marginales brasileñas. Tenga en cuenta que los niveles de play dentro de la cuenca de Pelotas no son probados, sino postulados. Lo mismo se aplica al nivel del play Urucutuca de la cuenca de Almada-Camamu, el cual está definido por un único campo.

alcanzar la ventana del petróleo en los sectores enterrados profundamente aguas adentro.

• Origen: Margas y calcilutitas marinas someras del AptienseAlbiense dentro de la supersecuencia marina restringida - x.ej., Fm. Regência de las cuencas de Jequitinhonha, Cumuruxatiba y Espírito Santo y Fm. Macae de la cuenca de Campos (Mohriak et al. 1990; Gonçalves et al. 1994; ANP 2002a, f).

• Reservorios: dentro de la megasecuencia post-rift.

• Sello: lutitas marinas post-rift regionales/intraformacionales.

• Generación/migración de hidrocarburos: desde el Cretácico Superior/inicios del Terciario en las partes aguas adentro del margen, controladas por el espesor de la sobrecapa.

• Rutas de migración: migración hacia arriba a lo largo de fallas inducidas por la sal.

• Formación de trampas: desde el Cretácico Superior.

• Momento crítico: desconocido.

5. El PST post-rift marino profundo (Figs. 4, 5). Se sabe que existe únicamente en las cuencas de Espírito Santo y Santos. En ambas cuencas, la ventana de petróleo se sitúa en el área de la

plataforma exterior, teniendo lugar la generación en las partes más profundas de las cuencas. Se han encontrado lutitas análogas en otras cuencas, pero un enterramiento insuficiente da lugar a una inmadurez general.

• Origen: lutitas marinas profundas albienses a cenomanienses dentro de la supersecuencia marina abierta - p.ej., Fm. Urucutuca de Espírito Santo y Fm. Itajai-Acu de Santos (Mohriak et al. 1990; Coward et al. 1999; ANP 2002f).

• Reservorios: dentro de la megasecuencia post-rift.

• Sello: lutitas marinas post-rift intraformacionales/regionales.

• Generación/migración de hidrocarburos: desde mediados del Terciario.

• Rutas de migración: migración hacia arriba a través de fallas inducidas por la sal y migración lateral a corta distancia.

• Formación de trampas: desde el Cretácico Medio.

• Momento crítico: desconocido.

Puede existir otro tipo de sistema petrolero que reciba la carga de las lutitas lacustres dentro de la sección pre-rift (Fig. 4). En la cuenca de Almada-Camamu, se sabe que el intervalo generador de la Fm. Itaipe pre-rift (Scotchman y Chiossi 2009) se encuen-

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tra dentro de la ventana de petróleo. En la cuenca de Pelotas, las lutitas de la Fm. Pérmica Irati (ANP 2002c) se encuentran en el basamento (cuenca de Paraná) bajo la secuencia volcánica y sedimentaria del Cretácico/Terciario. Sin embargo, ninguna cuenca cuenta con acumulciones asociadas descubiertas hasta ahora (Araujo et al. 2000; ANP 2002c; Holz et al. 2010).

Las rocas madre que dan lugar al PST sin-rift lacustre son las más extensas y maduras a lo largo de grandes áreas y, por tanto, este PST es el más productivo. Muchos intervalos reservorio del post-rift reciben hidrocarburos del sin-rift (Fig. 5), por lo que deben existir rutas de migración a través de las evaporitas de la megasecuencia transicional. Las zonas de transferencia, que están asociadas con el rifting oblicuo, pueden proporcionar un mecanismo para la concentración y la migración subsal de los hidrocarburos hacia ventanas en la base de la sal (Cobbold et al.

2001; Meisling et al. 2001). Como resultado, muchos reservorios post-rift contienen una mezcla de hidrocarburos originados a partir de diferentes rocas madre.

DESARROLLO DE PLAYS La similar evolución tectonoestratigráfica también ha conducido al desarrollo de muchos intervalos análogos de rocas reservorio, muchos de ellos característicos de la megasecuencia en la que aparecen (Figs. 5, 6).

1. Megasecuencia pre-rift: hasta la fecha, sólo se han encontrado rocas reservorio asociadas en las cuencas de Sergipe-Alagoas y Almada-Camamu. En la cuenca de Reconcavo, en el NE de Brasil, una sección pre-rift bien conservada contiene plays prolíficos (p.ej., areniscas fluviales/eólicas en bloques de falla basculados) (Sombra y Chang 1997; Gonjalves et al. 1998; Coward et al. 1999; ANP 2002d; 2009; Scotchman y Chiossi 2009).

• Litofacies reservorio: areniscas fluviales, así como rocas metamórficas fracturadas.

• Trampas: desarrolladas durante la fase precursora al rifting actual (hundimiento) que dio lugar a estructuras limitadas por fallas y discordancias, así como horsts y bloques de falla basculados. La fracturación del basamento metamórfico mejoró las características de porosidad y permeabilidad.

• Carga: lutitas lacustres sin-rift.

• Niveles de plays más importantes: - areniscas fluviales-eólicas de Sergi (Titoniense - cuenca de Almada-Camamu); - areniscas fluviales de Serraria (Titoniense - cuenca de Sergipe-Alagoas); y - basamento metamórfico (Precámbrico - cuenca de SergipeAlagoas).

2. Megasecuencia sin-rift: la cuenca de Reconcavo se caracteriza por una sección sin-rift bien desarrollada en la cual la exploración ha alcanzado una etapa avanzada, habiendo producido aproximadamente 109 BBL de petróleo (ANP 2002d). Es una cuenca con un depósito continental dominante. Los plays típicos

incluyen areniscas turbidíticas lacustres sin-rift con geometrías de entrampamiento estratigráfico, estructural o combinado (ANP 2002d). Esos tipos de plays también se espera que estén presentes análogamente en las cuencas marginales del Atlántico (Gonçalves et al. 1998; Coward et al. 1999; Guardado et al.

2000; Liro y Dawson 2000; ANP 2002a; 2009; Bruhn et al.

2003; Payão y Gomes 2007; Dyer 2008; Wertheim 2008; Scotchman y Chiossi 2009). Para una discusión detallada sobre los plays de Reconcavo, consultar Destro et al. (2003) y Rostirolla et al. (2003).

• Litofacies reservorio: areniscas lacustres, turbiditas y carbonatos (p.ej., lumaquelas) y areniscas fluviales y eólicas.

Asimismo, se sabe que algunas rocas volcánicas fracturadas producen petróleo.

• Trampas: desarrolladas como resultado del desarrollo de las fosas y de configuraciones de cambios rápidos de facies, dando lugar a una variedad de horsts y bloques (basculados) de fallas, anticlinales, cierres limitados por fallas, estructuras limitadas por discordancias y trampas estratigráficas, como lentejones deposicionales clásticos y acuñamientos deposicionales/de porosidad.

• Carga: lutitas lacustres sin-rift.

• Niveles de plays más importantes: - facies carbonatada bioclástica lacustre de Guaratiba (lumaquelas) (Barremiense-Aptiense - cuenca de Santos); - facies carbonatada bioclástica lacustre de Lagoa Feia (Mbr. Coqueiros) (lumaquelas) (Barremiense-Aptiense - cuenca de Campos); y - rocas volcánicas fracturadas de Cabiunas (Neocomiense Campos).

3. Megasecuencia transicional: en esta megasecuencia se han encontrado rocas reservorio en las cuencas de Espírito Santo, Sergipe-Alagoas, Jequitinhonha y Santos (Mello et al. 1994; Coward et al. 1999; Liro y Dawson 2000; Schenk 2000; ANP 2002a, b; 2009; Gomes et al. 2009; Busquet 2011b; Scandinavian Oil & Gas Magazine 2011, WorldOil 2011).

• Litofacies reservorio: conglomerados y areniscas aluviales/ fluviales/lacustres/deltaicos, así como areniscas marinas restringidas y carbonatos microbianos.

• Trampas: asociadas con las últimas etapas de disminución de la actividad de las fallas, dando lugar a estructuras limitadas por fallas, anticlinales supratenuados y acuñamientos deposicionales.

• Carga: tanto desde lutitas lacustres sin-rift como desde lutitas marinas fluvio-marinas/marinas restringidas (hipersalinas) dentro del ciclo transicional.

• Niveles de plays más importantes: - carbonatos con influencia marina dominados por calizas microbianas de Guaratiba (Aptiense - cuenca de Santos); - areniscas y conglomerados aluviales de Muribeca (Aptiense - cuenca de Sergipe-Alagoas); y - areniscas aluviales-fluviales-deltaicas y areniscas y

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carbonatos marinos restringidos de Mucuri (Aptiense cuencas de Espírito Santo y Jequitinhonha) 4. Megasecuencia post-rift - súper-secuencia marina restringida: en esta parte de la secuencia estratigráfica se han descubierto muchos campos en las cuencas de Sergipe-Alagoas, Espírito Santo, Campos y Santos (Lima y Aurich 1992; De Souza y De Assis Silva 1998; Coward et al. 1999; Guardado et al. 2000; Liro y Dawson 2000; Schenk 2000; Bruhn et al. 2003; ANP 2002f; 2009).

• Litofacies reservorio: principalmente carbonatos de plataforma marina somera y algunos sedimentos clásticos de delta en abanico y marinos someros.

• Trampas: desarrolladas como resultado de la meteorización de los carbonatos de plataforma durante los periodos alternantes de ascenso y caída del nivel del mar, así como debido a movimientos halocinéticos tempranos, dando lugar a anticlinales, estructuras limitadas por fallas y discordancias, crecimiento de fallas y cambios de facies.

• Carga: lutitas lacustres sin-rift, lutitas fluvio-marinas/marinas restringidas (hipersalinas) del ciclo transicional y/o lutitas/ margas carbonosas marinas someras de principios del post-rift.

• Niveles de plays más importantes: • - c arbonatos marinos someros a intermareales de la Fm. Macae - Mbr. Quissama (Albiense - cuenca de Campos); carbonatos de plataforma de alta energía de Guaruja (Albiense - cuenca de Santos).

5. Megasecuencia post-rift - Súper-secuencia marina abierta: la mayor parte de las reservas se han descubierto en esta sección de la estratigrafía, principalmente en las cuencas de Campos y Santos. Se han observado intervalos reservorio análogos en las cuencas de Espírito Santo, Almada-Camamu, Cumuruxatiba y Sergipe-Alagoas, y se espera que suceda en la cuenca de Jequitinhonha (Estrella et al. 1984; Palhares et al. 1992; D’Avila et al. 1998; Coward et al. 1999; Guardado et al. 2000; Schenk 2000; ANP 2002a, b, f; 2009; Lima y Dias 2008; Endeeper 2009).

• Litofacies reservorio: las areniscas turbidíticas marinas profundas proporcionan las principales litofacies reservorio, pero las facies fluviales, deltaicas, de línea de costa, mareales y marinas someras también están bien desarrolladas.

• Trampas: desarrolladas desde el Cretácico Superior debido a la halocinesis, dando lugar a anticlinales, bloques de falla (basculados) y estructuras limitadas por fallas y discordancias, en combinación con lentejones clásticos deposicionales, acuñamientos deposicionales y cambios de facies.

• Carga: principalmente a partir de lutitas lacustres sin-rift, pero algunas acumulaciones se derivan de una fuente marina somera/profunda activa post-rift.

• Niveles de plays más importantes: - a reniscas turbidíticas marinas profundas de Carapebus (Oligoceno-Mioceno - cuenca de Campos);

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- a reniscas turbidíticas marinas profundas de Ilhabela (Turoniense-Coniaciense - cuenca de Santos); y - turbiditas y canales marinos profundos de Urucutuca (Cretácico Superior-Terciario - cuenca de Espírito Santo).

Nøttvedt et al. (1995) y Gabrielsen y Faleide (2008) desarrollaron un modelo simple que se puede utilizar para describir la distribución de trampas y reservorios en las secciones pre y sinrift de las cuencas de rift brasileñas. Según ellos, el ciclo pre-rift de las cuencas se caracteriza por un área amplia y somera de depósito con un relieve modesto a través de fallas (fase de hundimiento inicial). En las cuencas marginales del Atlántico Sur, se cree que los plays pre-rift se sitúan dentro del basamento fracturado o consisten en sedimentos continentales depositados durante la fase inicial de hundimiento. Desafortunadamente, dichos plays únicamente se han encontrado de forma local y contienen reservas menores (es decir, los niveles de los plays de basamento y Serraria en Sergipe-Alagoas y el nivel del play Sergi en Almada-Camamu). El problema principal con esos tipos de plays implica la naturaleza dispersa de los sedimentos de la fase de hundimiento inicial.

El sin-rift se caracteriza por un fallamiento extensional acelerado y una mejora del relieve de la cuenca, promoviendo el desarrollo de una variedad de tipos de trampas, tanto estructurales como estratigráficas, y un sistema distributario complejo de sedimentos. La arquitectura del relleno sin-rift está controlada por el espaciado, la orientación y la segmentación de las fallas, y por si los sistemas de drenaje están concentrados en el bloque levantado, el bloque hundido o en partes axiales de la cuenca (Nøttvedt et al. 1995). Generalmente, las areniscas basales representan el inicio del rift, con bajas tasas de basculamiento y un vaciado rápido de los detritus meteorizados de las áreas de captura, mientras que los intervalos ricos en lutitas caracterizan el clímax del rifting (Prosser 1993; Nøttvedt et al. 1995): unas elevadas tasas de subsidencia y rotación crean espacio más rápido de lo que se puede rellenar y el material grosero es atrapado y almacenado cerca de los escarpes de falla. Las areniscas superiores del rift se cree que representan un momento de reducción de la tasa de subsidencia y rotación a finales de la fase activa de estiramiento: los sistemas de drenaje transversales se establecen mejor y los sistemas fluviales marinos someros pueden progradar a través de la cuenca, rellenando potencialmente las subcuencas hasta el nivel del mar (Prosser 1993; Nøttvedt et al. 1995). Sin embargo, si el área de la cuenca está dominada por condiciones áridas en este momento de la evolución de la cuenca, la entrada de sedimentos clásticos puede ser limitada, favoreciendo el desarrollo de carbonatos lacustres-marinos restringidos (p.ej., cuencas de Campos y Santos). Esta triple arquitectura sin-rift (Nøttvedt et al. 1995) se reconoce en las cuencas marginales brasileñas y probablemente sea el resultado de un equilibrio general entre la subsidencia y la entrada de sedimentos. En la actualidad, el sin-rift del margen brasileño está siendo intensamente explorado. Se pueden reconocer muchos plays análogos en esta sección tanto del margen brasileño como del africano occidental.

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Figura 7 Curvas de creaming (CC) y diagramas de distribución del tamaño de los campos (FSD, por sus siglas en inglés) para las cuencas de (a) Sergipe-Alagoas, (b) Almada-Camamu, (c) Jequitinhonha, (d) Cumuruxatiba, (e) Espírito Santo, (f) Campos y (g) Santos. Observe que los ejes verticales difieren para las diferentes cuencas dependiendo de las reservas totales descubiertas hasta la fecha. Los descubrimientos significativos también están indicados en las curvas de creaming (Candido y Wardlaw 1985; Candido y Cora 1992; Santos et al. 1999; ANP 2002e; 2009; Rangel et al. 2003; Drozinski 2004; Lima et al. 2007; Oliveira 2008; Gomes et al. 2009; IHS Inc. 2010, Field data IHS EDIN: cuencas de Sergipe-Alagoas, AlmadaCamamu, Jequitinhonha, Cumuruxatiba, Espírito Santo, Campos, Santos y Pelotas. Panoro Energy 2010; PennEnergy 2010b; 2010c; Spadini 2010; Busquet 2011 a; Offshore Technology 2011). Todavía no se han descubierto campos en la cuenca de Pelotas.

El desarrollo de plays de la megasecuencia transicional parece ser limitado, ya que los plays de areniscas fluvio-deltaicas marinas únicamente se han encontrado en las cuencas de Sergipe-Alagoas, Jequitinhonha y Espírito Santo. En la cuenca de Sergipe-Alagoas, y en las cuencas Costera de Gabón y Congo Inferior a lo largo del margen africano occidental, se sabe que este play contiene reservas significativas. En áreas de entrada limitada de sedimentos se desarrollaron carbonatos microbianos (p.ej., cuencas de Campos y Santos), los cuales son actualmente un objetivo exploratorio principal (p.ej., campos Tupi, Iara y Jupiter). Considerando que la transgresión marina del comienzo del ciclo transicional afectó a todo el margen brasileño y africano occidental, se podría esperar que en cada una de las cuencas asociadas aparecieran secuencias reservorio análogas. El principal riesgo para los plays de esta secuencia involucra al momento

de formación de las ventanas de sal y al desarrollo de las estructuras de entrampamiento en relación con la generación sin-rift de hidrocarburos. Además, la geometría de los poros de las areniscas es extremadamente heterogénea debido a un amplio rango de tamaños de grano así como a procesos diagenéticos, como la cementación y la disolución de carbonatos.

El desarrollo de plays post-rift normalmente sigue un patrón más simple y los tipos de trampas son menos variados (Gabrielsen y Faleide 2008). Sin embargo, en las cuencas marginales brasileñas la mayor variedad de plays se sitúa realmente en esta sección, dado que la variedad de ambientes de depósito y, por tanto, las potenciales litofacies reservorio, aumenta en combinación con una creciente complejidad de la tectónica que afecta al relleno de las cuencas: halocinesis. Debido a que la sal aptiense se depositó en una arquitectura de cuenca de sag, su espesor originalmente

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Historia evolutiva de las cuencas: Brasil

era bastante uniforme a lo largo de grandes áreas (Moulin et al.

2005), proporcionando una zona continua y muy eficiente de despegue para el posterior deslizamiento por gravedad/expansión en los márgenes pasivos (Tari et al. 2003). Una vez tuvo lugar la separación continental y se estableció un basculamiento hacia las cuencas, se desarrollaron las estructuras extensionales y compresivas vinculadas en la sal, subdividiendo el margen en tres dominios tectóncos. Esos dominios son distintos geográficamente y, debido a los diferentes mecanismos de deformación, dan lugar a diferentes dominios de trampas dentro de la sección post-rift (Meisling et al. 2001). Todas esas estructuras están interconectadas a través del despegue de la sal y la deformación tuvo lugar sincrónicamente en todas las cuencas. Se reconocen numerosas ventanas de sal y - en particular aquellas situadas por encima de zonas de transferencia del sistema de rift - están bien posicionadas para permitir la carga vertical desde el sin-rift (Meisling et al.

2001). La zona de cabalgamientos de pie de talud proporciona trampas estructurales muy atractivas en profundidades de agua profundas a ultraprofundas, pero algunas de ellas en la actualidad están más allá de las tecnologías viables de perforación/desarrollo. Sin embargo, se pueden reconocer muchos plays (niveles) análogos en la sucesión post-rift a lo largo del margen, desde yacimientos de carbonatos del post-rift temprano hasta yacimientos clásticos marinos del post-rift medio/tardío.

IDENTIFICACIÓN DE FAMILIAS DE CUENCAS Es una opinión popular que agrupar las cuencas en familias que compartan una evolución tectonoestratigráfica similar podría ayudar a predecir sistemas y plays petroleros análogos. Nosotros proponemos comparar megasecuencias individuales en lugar de cuencas enteras y examinar los sistemas y plays petroleros típicos de esas megasecuencias. Nuestro planteamiento demuestra que, en el caso de las cuencas marginales del Atlántico Sur, una evolución tectonoestratigráfica similar conduce al depósito de muchos (potenciales) intervalos de rocas madre, reservorio y sello análogos (Fig. 3). Sin embargo, muchas partes siguen estando poco exploradas y falta un control estrecho de la distribución de la madurez de las rocas madre y, por tanto, del desarrollo de los sistemas petroleros. La madurez de las rocas madre depende fuertemente del espesor de la sobrecapa y el flujo calorífico, los cuales varían enormemente a lo largo del margen. Por tanto, es de importancia primordial obtener medidas detalladas de la madurez para aplicar los análogos.

PROSPECTIVIDAD Y FUTURA EXPLORACIÓN Como se ha argumentado, este planteamiento es particularmente útil para obtener una primera impresión de la tectonoestratigrafía y del posible desarrollo de sistemas y plays petroleros de una cuenca sedimentaria. Combinando esto con nuestro conocimiento de la historia exploratoria, se puede evaluar mejor la potencial prospectividad de cada cuenca. La densidad de la exploración no es uniforme a través del margen brasileño (Fig. 7): sigue habiendo grandes áreas con una baja densidad de pozos. La mayoría de

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los campos se han perforado en la cuenca de Sergipe-Alagoas, seguida por las cuencas de Espírito Santo, Campos y Santos. Los mayores volúmenes de hidrocarburos están asociados con las cuencas de Campos y Santos. En las cuencas de AlmadaCamamu, Jequitinhonha y Cumuruxatiba sólo se han perforado unos pocos pozos, encontrando acumulaciones menores de hidrocarburos. En la cuenca de Pelotas ningún pozo ha encontrado hidrocarburos. A partir de nuestro análisis, proponemos lo siguiente (Fig. 8): 1. La exploración en la cuenca de Sergipe-Alagoas (Fig. 8a) ha alcanzado una etapa avanzada y los mayores campos de hidrocarburos se descubrieron durante las primeras etapas de exploración de la década de 1960 (Fig. 7a). En tierra, se han probado los plays presentes a través de la estratigrafía (desde pre hasta postrift), resultando muchos de ellos económicos de desarrollar.

Varios sistemas petroleros diferentes son activos en esta parte de la cuenca, ya que cargan reservorios en diferentes megasecuencias: el sistema petrolero (SP) Barra de Itiuba - Barra de Itiuba/ Serraria (!), el SP Coqueiro Seco - Coqueiro Seco (!) y el SP Ibura - Carmopolis/Calumbi (!). Desde mediados de la década de 1990, Petrobras ha estado centrando su atención en la parte marina de la cuenca y se han realizado descubrimientos en las turbiditas marinas profundas de la Fm. Calumbi post-rift. En 2010, Petrobras anunció que había identificado una acumulación de hidrocarburos en las aguas ultraprofundas de la cuenca. Esta nueva acumulación se considera análoga a los reservorios de la Fm. Carapebus post-rift (areniscas marinas profundas) de la cuenca de Campos. El análogo más cercano dentro de la cuenca de Sergipe-Alagoas se reconoce en el campo Piranema, en el cual las areniscas de talud marinas profundas proporcionan el reservorio. Este descubrimiento confirma la existencia de grandes acumulaciones en las partes distales de Sergipe-Alagoas, probablemente mayores que las encontradas en el área de aguas someras (WorldOil 2010). La mayoría de los reservorios dentro de la Fm. Calumbi post-rift reciben su carga de las lutitas marinas restringidas de la Fm. Ibura, situada dentro del ciclo transicional. El SP Ibura-Carmopolis/Calumbi (!) también es el sistema petrolero más productivo dentro de la cuenca. Se cree que algunos de los reservorios de Calumbi reciben su carga de las lutitas marinas profundas Calumbi (PS Calumbi-Calumbi (?)), aunque no se ha probado. Hasta la fecha, no se han encontrado reservorios en Calumbi que contengan hidrocarburos originados a partir de rocas madre lacustres sin-rift, lo cual implica que puede existir una barrera en la ruta de migración desde las rocas madre presal hasta los reservorios postsal, o una distribución areal o de la madurez desfavorable de las rocas madre sin-rift.

Todavía hay potencial para algunos sistemas petroleros sin descubrir, en particular en la sección marina: (a) un sistema petrolero marino somero post-rift que reciba carga desde las margas y lutitas de la Fm. Riachuelo (análoga a, p.ej., las lutitas marinas somera Regência de Espírito Santo);

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Figura 8 Resumen de los potenciales plays, algunos todavía sin descubrir, identificados utilizando el planteamiento de comparación de megasecuencias análogas respecto al desarrollo de sistemas y plays petroleros en (a) las subcuencas de Sergipe y Alagoas, (b) las subcuencas de Camamu y Almada, y las cuencas de (c) Jequitinhonha, (d) Cumuruxatiba, (e) Espírito Santo, (f) Campos, (g) Santos y (h) Pelotas (Aquino y Lana 1990; ANP 2002a, b, c, d, f; 2009; Mohriak 2003; Modica y Brush 2004; Davison 2007; Scotchman y Chiossi 2009; Contreras et al. 2010; Beglinger et al. 2012b).

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(b) un sistema petrolero marino profundo post-rift alimentado por las margas y limolitas marinas de la Fm. Cotinguiba (análoga a las lutitas marinas profundas Itajai-Acu de Santos, por ejemplo).

La madurez de las Fms. Riachuelo y Cotinguiba está fuertemente controlada por el espesor de la sobrecapa, lo cual implica que esas rocas madre podrán alcanzar únicamente la ventana de petróleo en aguas profundas. En cuanto a los futuros objetivos de exploración, la mayoría de los potenciales intervalos reservorio parecen haberse identificado. A pesar de ser una provincia probada de petróleo ligero, las actividades exploratorias en el área de aguas profundas de la cuenca han sido modestas, reflejando en parte la falta de estructuración relacionada con la sal y la presencia de un sistema plataforma-talud estrecho, que refleja la proximidad del límite océano-continente (Mullin et al. 2004).

Sin embargo, todavía puede quedar potencial para los apilamientos turbidíticos (dentro de la Fm. Calumbi) de la plataforma y de áreas de aguas profundas, esta última posibilidad situada sobre corteza oceánica (Fig. 8a), recibiendo carga a través de la migración lateral desde una roca madre marina profunda cretácica/ terciaria. Esto está respaldado por la curva de creaming y el diagrama de distribución del tamaño de los campos (Fig. 7a).

La curva de creaming muestra una tendencia aplanada desde la década de 1970, sugiriendo que la mayoría de las acumulaciones relacionadas con los plays conocidos ya se han descubierto.

Sin embargo, el diagrama de distribución del tamaño de los campos sugiere que hay potencial de nuevos descubrimentos en el rango de tamaño de campo de 1-32*106 BEP. En consecuencia, el descubrimiento de 2010 en aguas ultraprofundas puede no ser el único de su tipo y representar un nuevo play.

2. La cuenca de Almada-Camamu (Fig. 8b) contiene pocos descubrimientos, reflejando posiblemente una inmadurez en lo que respecta a la exploración de hidrocarburos (Fig. 7b). Hasta la fecha, únicamente se ha probado que exista un sistema petrolero - el SP Morro do Barro - Sergi/Morro do Barro (!). Sin embargo, podrían existir sistemas petroleros todavía sin descubrir, considerando que esta cuenca estrecha cuenta con una potente secuencia de rocas madre presal maduras del Cretácico Inferior (Scotchman y Chiossi 2009) (Fig. 8b). Dichos sistemas petroleros podrían recibir la carga de: (a) las lutitas lacustres de la Fm. Itaipe pre-rift; (b) las lutitas lacustres de la Fm. Rio de Contas sin-rift (análogas a las lutitas lacustres Melania de la sección sin-rift de la cuenca Costera de Gabón, por ejemplo); y (c) las lutitas fluvio-marinas de la Fm. Serinhaem de la parte baja de la megasecuencia transicional (análogas a las lutitas fluvio-marinas de la Fm. Gamba/Vembo de la cuenca Costera de Gabón, por ejemplo).

Hasta la fecha, se ha descubierto un campo (Copaiba) en la sección post-rift de la estratigrafía (Norse Energy 2008; Offshore 2008). El reservorio lo proporcionan turbiditas marinas profundas de la Fm. Urucutuca (análogas al play

Calumbi de Sergipe-Alagoas, el play Urucutuca de Cumuruxatiba y Espírito Santo y los plays Carapebus de Campos, por ejemplo). Se cree que Copaiba contiene hidrocarburos generados por las lutitas marinas profundas post-rift de Urucutuca. Se sabe que existen rocas madre maduras análogas en la cuenca de Espírito Santo. El principal riesgo de este sistema petrolero concierne a la madurez de las lutitas madre asociadas, ya que pueden no haber alcanzado la ventana de petróleo (Scotchman y Chiossi 2009; Beglinger et al.

2012b). Sin embargo, el sector de aguas profundas permanece en gran medida sin perforar y se espera que la madurez aumente al avanzar hacia la cuenca. Todos los demás campos de Almada-Camamu se sitúan dentro de areniscas continentals pre y sin-rift de las Fms. Itape, Sergi, Morro do Barro y Rio de Contas. Los potenciales reservorios, pero todavía sin descubrir, en esta cuenca incluyen (Fig. 8b): (i) carbonatos lacustres sin-rift potencialmente presentes dentro de las Fms. Morro do Barro y Rio de Contas (análogas, por ejemplo, a los plays sin-rift Guaratiba y Lagoa Feia de Santos y Campos, respectivamente); (ii) areniscas fluvio-marinas del Mbr. Taipus Mirim (Fm. Serinhaem) en la base de la megasecuencia transicional (análogas al Mbr. Mucuri de las cuencas de Jequitinhonha y Espírito Santo, por ejemplo);

(iii) los carbonatos de rampa marina somera de la Fm. Algodoes en la base de la megasecuencia post-rift (análogos al play Guaruja de Santos, el play Quissama de Campos y el play Regência de Espírito Santo, por ejemplo).

El principal riesgo para los plays presal está representado por la extensión superficial inicial del depósito de la secuencia evaporítica suprayacente, así como por el momento de la generación/ migración frente a la halocinesis (responsable de la creación de las ventanas de sal). La halocinesis es igualmente importante para el desarrollo de los potenciales plays postsal: los hidrocarburos sólo se pueden acumular después de la formación de las trampas. Sin embargo, la deformación de los estratos post-rift debido a movimientos halocinéticos parece limitada en AlmadaCamamu. Debido a estas cuestiones, se podría argumentar que esta cuenca tiene una prospectividad limitada, aunque la curva de creaming y el diagrama de distribución del tamaño de los campos sugiere que existe potencial para descubrimientos en (al menos) el rango de tamaño de campo de 0-16x106 BEP. 3. La cuenca Jequitinhonha (Fig. 8c) es una cuenca relativamente pequeña y estrecha y generalmente se considera que cuenta con una prospectividad limitada. No se han descubierto campos comerciales y se han perforado relativamente pocos pozos, por lo que la cuenca no es susceptible de realizar predicciones estadísticas respecto a las reservas todavía sin descubrir (Fig. 7c). Se han encontrado pequeñas acumulaciones de gas no comerciales en la Fm. Mariricu del ciclo transicional y en la Fm. Urucutuca post-rift. Este gas parece haber sido generado por las

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lutitas lacustres sin-rift de la Fm. Cricare (SP Cricare-Mucuri (.)). Observe que la geometría exacta de la fosa de rift todavía está poco entendida, limitando nuestro conocimiento de la distribución de las potenciales secuencias de rocas madre sin-rift.

Cerca de este sistema petrolero lacustre sin-rift existe potencial de carga desde rocas maduras: (a) lutitas fluvio-marinas de la Fm. Maricuru (Mbr. Mucuri) de la megasecuencia transicional; (b) lutitas/margas marinas someras post-rift de la Fm. Regência (análogas a las lutitas marinas someras Regência de Espírito Santo, por ejemplo); y (c) lutitas marinas profundas post-rift de la Fm. Urucutuca (análogas, por ejemplo, a las lutitas marinas profundas post-rift Urucutuca y Marambaia de Espírito Santo y Santos, respectivamente).

De un modo similar, la distribución y la madurez de las potenciales rocas madre post-rift está mal restringida. Sin embargo, las Fms. Regência y Urucutuca podrían muy bien estar situadas dentro de la ventana de petróleo en el área por debajo de los materiales volcánicos paleocenos-eocenos del Royal Charlotte Bank, donde fue capaz de desarrollarse una importante sobrecapa (PennEnergy 2010a). Casi todos los pozos exploratorios se encuentran cerca de la costa y han probado el potencial de reservorios presal. Por tanto, no es probable que hayan permanecido sin descubrir plays presal situados en esta zona, si bien todavía queda potencial más aguas adentro. El potencial de plays todavía por descubrir o no totalmente investigados todavía incluye (Fig. 8c): (i) las areniscas lacustres sin-rift de la Fm. Cricare de las partes más profundas de la cuenca (análogas al play Morro do Barro de Almada-Camamu, por ejemplo); (ii) los carbonatos de plataforma de la Fm. Regência del post-rift temprano (análogos al play Regência de Espírito Santo, por ejemplo); (iii) las areniscas de plataforma marina somera de la Fm. Sao Mateus del post-rift temprano (análogas al play Sao Mateus de Espírito Santo, por ejemplo); y (iv) las turbiditas marinas profundas de la Fm. Urucutuca post-rift (análogas al play Urucutuca de Espírito Santo y los plays Carapebus de Campos, por ejemplo).

El mayor riesgo para esos potenciales plays post-rift involucra a la madurez de las potenciales secuencias de rocas madre postrift. Además, se han observado relativamente pocas rupturas en el sello de evaporitas, inhibiendo la migración de hidrocarburos desde las rocas madre presal hasta los reservorios postsal. La cuenca de Jequitinhonha cuenta con potencial para futuros descubrimientos, pero, dado que existen muchas incógnitas, se debe considerar que sean de riesgo moderado a alto.

4. A pesar de los pocos descubrimientos de la cuenca de Cumuruxatiba (Fig. 8d), se considera que es moderadamente madura, con más de 40 pozos exploratorios peforados. El sector de aguas profundas todavía está sin perforar. Los descubrimien-

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tos son de tamaño pequeño a muy pequeño (<14x106 BEP) y no son comerciales (Fig. 7d). Los hidrocarburos asociados se originan a partir de las lutitas lacustres sin-rift de la Fm. Porto Seguro/Cricare (SP Porto Seguro/Cricare - Regencia/Urucutuca (!)) y las lutitas marinas someras de la Fm. Regência post-rift (SP Regência - Urucutuca (!)). No hay disponibles datos de madurez en las rocas madre sin-rift. Sin embargo, por comparación análoga con las cuencas de Espírito Santo y Almada-Camamu, se espera que las rocas madre sin-rift de Cumuruxatiba sean sólo marginalmente maduras en las áreas próximas a la costa, pero puedan ser maduras a demasiado maduras en la plataforma media/exterior hasta el área de aguas profundas, donde la secuencia sedimentaria post-rift aumenta en espesor. De modo similar, no hay datos disponibles de madurez en las lutitas madre de la Fm. Regência post-rift. Por analogía con las lutitas madre Regência de Espírito Santo, se asume que esas rocas madre marinas someras son inmaduras en el área terrestre de la cuenca y pasan a ser maduras en la plataforma exterior y en la región de aguas profundas. Por comparación análoga con secuencias de rocas madre probadas en otras cuencas, proponemos varios otros potenciales intervalos de rocas madre todavía sin descubrir: (a) Fm. Maricicu fluvio-marina (Mbr. Mucuri) del ciclo transicional; (b) Margas y lutitas calcáreas marinas de la Fm. Regência del post-rift temprano (análogas a las lutitas marinas someras Regência de Espírito Santo, por ejemplo); y (c) lutitas marinas profundas de la Fm. Urucutuca post-rift (análogas, por ejemplo, a las lutitas Urucutuca y Marambaia marinas profundas post-rift de Espírito Santo y Santos, respectivamente).

El riesgo principal para esos potenciales sistemas petroleros concierne a la madurez de las rocas madre asociadas. Un análisis detallado de la cuenca, incluyendo la modelización de la subsidencia, podría proporcionarnos un mejor conocimiento de la distribución de la madurez de esas secuencias de rocas madre. Los reservorios de las pocas acumulaciones probadas los proporcionan las turbiditas marinas profundas post-rift Urucutuca (6 acumulaciones) y las areniscas lacustres sin-rift Monte Pascoal (1 acumulación). Aunque la cuenca se considera moderadamente madura, muchos plays siguen estando relativamente sin probar o poco explorados. Los potenciales plays, pero todavía sin descubrir, incluyen (Fig. 8d): (i) areniscas lacustres sin-rift de la Fm. Cricare (análogas a las areniscas lacustres Morro do Barro y Rio de Contas de Almada-Camamu, por ejemplo); (ii) areniscas aluviales/fluviales/deltaicas de la Fm. MariricuMbr. Macuri del ciclo transicional (análogas a las areniscas fluvio-deltaicas Mucuri de Espírito Santo, por ejemplo); y (iii) areniscas marinas post-rift de la Fm. Sao Mateus (análogas a las areniscas marinas de la Fm. Sao Mateus de Espírito Santo).

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El riesgo más importante para todos esos plays está representado por la distribución de la madurez de las (potenciales) secuencias de rocas madre que producen la carga de esos reservorios. Los movimientos halocinéticos, evidentes por la presencia de domos de sal, deformaron los estratos post-rift – muchas potenciales estructuras de entrampamiento se pueden reorganizar. Sin embargo, la secuencia de evaporitas de sellado parece estar rota sólo localmente, limitando la migración hacia arriba de los hidrocarburos generados en el sin-rift dentro de reservorios post-rift.

Eso, sin embargo, favorecería el desarrollo de acumulaciones de hidrocarburos dentro de la sección sin-rift. Considerando todos los pozos exploratorios perforados en combinación con la tendencia que muestra la curva de creaming (Fig. 7d), el descubrimiento de nuevas acumulaciones significativas de hidrocarburos en la zona terrestre y la región de aguas someras parece improbable. Dado que la región de aguas profundas todavía está sin perforar, se podría anticipar el descubrimiento de un nuevo play allí en la sección pre o postsal, dependiendo de la continuidad de la capa de evaporitas y del desarrollo de las trampas relacionadas con el movimiento de la sal en la sección postsal.

5. La exploración terrestre en la cuenca de Espírito Santo (Fig. 8e) ha alcanzado una etapa avanzada. El volumen de hidrocarburos descubiertos todavía puede aumentar, ya que ahora se pueden desarrollar campos más pequeños con un pequeño coste debido a la infraestructura de producción ya disponible. Además, todos los descubrimientos terrestres involucran plays dentro de las megasecuencias transicional (play Mucuri) y post-rift (plays Regência, Sao Mateus y Urucutuca): potenciales plays presal siguen sin probar. Todos esos campos terrestres reciben su carga de las lutitas lacustres sin-rift de la Fm. Cricare (SP Cricare Mucuri/Urucutuca (!)). La región marina de la cuenca de Espírito Santo se considera poco explorada. Sin embargo, en 2003 se realizó el primer descubrimiento comercial de petróleo ligero en aguas profundas (campo Golfinho) (Fig. 7e). Este descubrimiento demostró la importancia de los sistemas de paleocañones en las aguas profundas, ya que el reservorio es alimentado por areniscas y conglomerados marinos profundos de la Fm. Urucutuca post-rift. Desde 2009, se han realizado cinco nuevos descubrimientos, aunque pequeños, en aguas profundas. Esos reservorios de Urucutuca contienen petróleos generados por las lutitas marinas profundas Urucutuca (SP Urucutuca - Urucutuca (!)). Se han descubierto otras acumulaciones marinas de hidrocarburos, aunque muy pequeñas y no comerciales, en las Fms. Regência y Sao Mateus post-rift. Se cree que esos hidrocarburos se originan en las lutitas Mariricu de la megasecuencia transicional (SP Mariricu - Sao Mateus/Urucutuca (.)) y en las lutitas marinas someras Regência del post-rift temprano (SP Regencia - Sao Mateus/Urucutuca (!)). Hasta el momento, el SP Urucutuca Urucutuca (!) es responsable del mayor volumen de hidrocarburos producido, aunque hay más campos asociados con el SP Cricare - Mucuri/Urucutuca (!). El SP Mariricu - Sao Mateus/ Urucutuca (.) y el SP Regencia - Sao Mateus/Urucutuca (!) pare-

cen haber producido el mínimo. Todavía se mantiene el potencial de un sistema petrolero adicional, posiblemente recibiendo la carga de las delgadas lutitas negras del interior de las evaporitas de la Fm. Mariricu (Mbr. Itaunas). El play más productivo lo proporcionan las turbiditas marinas profundas post-rift de la Fm. Urucutuca. En cuanto al potencial que queda de plays no descubiertos/no probados/poco explorados (Fig. 8e), proponemos lo siguiente: (a) areniscas lacustres sin-rift dentro de la Fm. Cricare (análogas al play Barra de Ituba de Sergipe-Alagoas y a los plays Morro do Barro y Rio de Contas de Almada-Camamu, por ejemplo); (b) areniscas/carbonatos marinos someros de las Fms. Regência y Sao Mateus post-rift (análogos al play Guaruja de Santos, por ejemplo); (c) canales y turbiditas marinos profundos de la Fm. Urucutuca post-rift (análogos a los plays Carapebus de Campus y al play Marambaia de Santos, por ejemplo).

La sección sin-rift de la cuenca parece estar completamente por explorar. Por tanto, sigue habiendo potencial para las areniscas lacustres dentro de la Fm. Cricare, las cuales están en contacto directo con lutitas madre maduras de la misma formación. El principal riesgo para que sea un play viable concierne a las ventanas de sal (situación/existencia) que se desarrollaron en la secuencia evaporítica de sellado suprayacente. Además, las propiedades reservorio pueden resultar decepcionantes, en particular en la región marina, donde hay presente una sobrecapa más potente. En cuanto al potencial de plays del post-rift temprano de las Fms. Regência y Sao Mateus, parecen bien exploradas en el área terrestre de la cuenca, pero se han perforado pocos pozos para investigar su potencial más hacia la cuenca. Es más sorprendente que las pocas acumulaciones marinas contengan hidrocarburos generados por las lutitas madre de las Fm. Mariricu o Regência, en lugar de por las acumulaciones terrestres, las cuales reciben su carga de las lutitas lacustres sin-rift de la Fm. Cricare. Esto podría implicar que la extensión de las lutitas madre sin-rift esté limitada al área terrestre/próxima a la costa, o que la distribución de la madurez sea desfavorable para generar petróleo/gas en la región marina, o que el sello evaporítico suprayacente no esté roto allí, inhibiendo la migración hacia arriba de los hidrocarburos generados en el sin-rift dentro de los reservorios post-rift. Además, aunque el play Urucutuca ya es el play más productivo, sigue quedando un importante potencial: se espera un equivalente de las turbiditas reservorio oligocenas del campo Marlim (Fm. Carapebus de Campos), ya que en las aguas profundas de Espírito Santo se observa un patrón deposicional de sistemas de turbiditas alimentados por la plataforma (Brush et al. 2004). A partir de esto, en combinación con las tendencias observadas en la curva de creaming y en el diagrama de distribución del tamaño de los campos para esta cuenca, se puede concluir que sigue habiendo un considerable potencial para el área marina, en particular en las aguas profundas a ultraprofundas.

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6. La cuenca de Campos (Fig. 8f) es la provincia petrolera más prolífica de Brasil, con los campos más conocidos concentrados en sólo el 10% del área total de la cuenca. La historia de perforación generalmente ha favorecido los descubrimientos de hidrocarburos en intervalos sucesivamente más jóvenes conforme se avanza hacia la cuenca (Guardado et al. 1997). La cuenca contiene una variedad de reservorios con buenas características de permeabilidad y porosidad a través de toda la estratigrafía (Guardado et al. 2000). Las más productivas son las areniscas turbidíticas cretácicas y terciarias, que contienen alrededor del 90% de todos los hidrocarburos descubiertos en la cuenca. La exitosa exploración de esos reservorios ha sido posible gracias a su distintiva expresión sísmica y a los avances en la resolución sísmica, que han permitido cartografiar detalladamente los cambios de facies y acuñamientos (Coward et al. 1999). El sistema petrolero dominante de la cuenca se basa en las lutitas lacustres de la Fm. Lagoa Feia sin-rift. Otros intervalos de rocas con buenas características de roca madre, que hasta la fecha no ha probado que aporten carga, son: (a) las margas de plataforma marina somera de la Fm. Macae del post-rift temprano (análogas a las lutitas Regência de Espírito Santo, por ejemplo); y (b) las lutitas y las limolitas calcáreas post-rift del Cretácico Superior y el Terciario de las Fms. Carapebus/Ubatuba (análogas a las lutitas Urucutuca de Espírito Santo, por ejemplo).

Sin embargo, esas potenciales secuencias de rocas madre generalmente carecen de madurez termal, excepto posiblemente en las aguas profundas a ultraprofundas. En cuanto al desarrollo de plays, existe una amplia distribución de reservorios a través de toda la estratigrafía. En el área de Badejo, los basaltos hauterivienses-neocomienses de la Fm. Cabiunas del sin-rift temprano producen petróleo debido a zonas brechificadas con porosidad interconectada (Jahnert et al. 1998; Pessoa et al. 1999). Las lumaquelas de la Fm. Coqueiros sin-rift del Grupo Lagoa Feia proporcionan reservorios productores de petróleo cuando son porosas: la diagénesis condujo al desarrollo de zonas extremadamente heterogéneas, dando lugar a grandes variaciones en la calidad de reservorio en distancias relativamente cortas. La Fm. Macabu del Grupo Lagoa Feia, situada en la base de la megasecuencia transicional, proporciona reservorios de areniscas (calcáreas) y carbonatos. Las areniscas (calcáreas) y carbonatos marinos someros a profundos de las Fms. Goiteca, Namorado y Quissama proporcionan los reservorios en la sección del post-rift temprano de la estratigrafía para acumulaciones desde muy pequeñas hasta de tamaño significativo. La Fm. Carapegus del Cretácico Superior al Terciario comprende tres grandes sistemas turbidíticos (Cretácico Superior, Paleoceno-Eoceno y OligocenoMioceno) y proporciona los reservorios más importantes de la cuenca de Campos. En la última década, algunos de los mayores descubrimientos se han realizado en esta cuenca, p.ej., los campos Baleia y Jubarte (Bezzera et al. 2004; Fontanelli et al. 2009).

Se han realizado descubrimientos pequeños y grandes en los carbonatos sin-rift Coqueiros y en las areniscas calcáreas y car-

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bonatos Macabu de la fase de hundimiento del ciclo transicional (análogos al campo Tupi de Santos, por ejemplo). Estudios más detallados sobre la naturaleza del rifting del Cretácico Inferior y sus efectos en la sección presal pueden aportar oportunidades adicionales de exploración en toda la cuenca (Fig. 8f). La curva de creaming sugiere que el área se está convirtiendo en madura con respecto a la exploración. Sin embargo, el diagrama de distribución del tamaño de los campos sugiere que queda un potencial significativo de descubrimientos que varían en tamaño de 0-128x106 BEP (Fig. 7f). El desarrollo de esos campos más pequeños de la cuenca de Campos podría resultar económico considerando la infraestructura de producción ya presente.

7. En 2005, la cuenca de Santos (Fig. 8g) se consideraba como una importante cuenca de frontera: a pesar de la amplia perforación exploratoria, la evolución geológica y los sistemas petroleros de la cuenca todavía estaban mal restringidos debido a la falta de información sobre los sedimentos y estructuras presal, así como sobre la distribución de las rocas madre del Cretácico Inferior (Coward et al. 1999). Todas las acumulaciones descubiertas hasta 2005 se situaban dentro de la sección post-rift en reservorios proporcionados por areniscas marinas profundas de las Fms. Ilhabela y Marambaia y por calizas oolíticas marinas someras de la Fm. Guaruja. Esos reservorios recibieron su carga desde las lutitas lacustres sin-rift de la Fm. Guarativa (SP Guaratiba - Guaratiba (!)) o desde las lutitas marinas profundas post-rift de la Fm. Itajai-Acu – Mbr. Ilhabela (SP Itajai-Acu Ilhabela/Marambaia (!)). En el área de plataforma, a profundidades moderadas de <400 m, los principales objetivos de la exploración incluían grainstones oolíticos de la Fm. albiense Guaruja del post-rift temprano, areniscas turbidíticas del Mbr. Ilhabela del Turoniense Superior y areniscas marinas del Cretácico Superior de la Fm. Jureia. El principal riesgo para esos reservorios implicaba la conservación de la porosidad primaria, ya que esas rocas estuvieron enterradas a 4-5 km de profundidad. En el sector de aguas profundas (>400 m), se investigaron otras oportunidades de exploración, como las areniscas turbidíticas de plataforma exterior a talud del Cretácico Superior de la Fm. Itajai-Acu – Mbr. Ilhabela (p.ej., campo de gas Merluza) (Enciso y Tisi 1998) y las areniscas turbidíticas cenozoicas situadas entre domos de sal de la provincia de domos de sal. Las posibilidades exploratorias de la sección sin-rift cambiaron en 2006 con el descubrimiento subsal del campo Tupi a ±5000 m de profundidad. La sección reservorio consiste en carbonatos microbianos de la secuencia de hundimiento del ciclo transicional y las lumaquelas infrayacentes de la secuencia sin-rift (Busquet 2011a).

Las reservas recuperables del campo Tupi se estiman en 5-8x109 BEP (Petrobras 2009; Paschoa 2010; SubseaIQ 2011). Tupi recibe su carga a partir de las lutitas lacustres sin-rift de la Fm. Guaratiba (SP Guaratiba - Guaratiba (!)). Desde 2006, se han descubierto al menos nueve acumulaciones análogas más en la cuenca de Santos, por ejemplo, los campos Iara y Jupiter (Durham 2009; Mello et al. 2009). En 2010, se realizaron dos

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descubrimientos gigantes más en aguas profundas, destacando el excelente potencial del presal brasileño con los campos Franco y Libra, que se estima que contienen 4,5x109 BEP (ANP 2010a) y 7,9x109 BEP (ANP 2010b), respectivamente. Petrobras (2009) confía en la viabilidad técnica y económica del desarrollo comercial de esas acumulaciones. Los principales riesgos de los plays presal implican la calidad de los reservorios y la continuidad del sello de evaporitas suprayacente: muchos reservorios post-rift contienen hidrocarburos generados en el sin-rift, lo cual implica que, al menos localmente, la capa de evaporitas está rota. Aparte de los dos intervalos de rocas madre probados en las Fms. Guaratiba sin-rift y Itajai-Aiju post-rift, existe potencial para las calcilutitas oscuras y la facies de lagoon intercaladas dentro de la Fm. Guaruja del post-rift temprano (~ análogas a la Fm. Regência de Espírito Santo, por ejemplo). Considerando la madurez local de las lutitas Itajai-Aiju más jóvenes, se espera que esas rocas madre de Guaruja sean maduras (localmente).

Aun así, esos intervalos de rocas madre del Cretácico Superior no pueden haber estado en la ventana del petróleo durante más de 10 Ma (Coward et al. 1999). Tanto la curva de creaming como el diagrama de distribución del tamaño de los campos sugieren que este área es inmadura en lo tocante a la exploración (Fig. 7g): la cantidad de conocmientos obtenidos en los últimos años probablemente dará lugar a muchos más emocionantes descubrimientos exploratorios, en particular en la sección presal.

8. La cuenca de Pelotas (Fig. 8h) es un área de frontera y su potencial exploratorio se considera pobre. Se han perforado pocos pozos (ninguno en el sector de aguas profundas a ultraprofundas) y no se han descubierto campos. Aunque Pelotas experimentó una evolución geológica similar a la de otras cuencas a lo largo del margen brasileño, difiere de esas otras cuencas en que tiene un importante vulcanismo basáltico durante la fase de rift y en la ausencia de un depósito generalizado de evaporitas (sólo se ha encontrado algo de anhidrita en el área del Alto de Florianopolis) (Mohriak 2003). La ausencia de intervalos probados de rocas madre hace que la exploración sea de alto riesgo.

Dentro del pre-rift, las lutitas de la Fm. Irati proporcionan potenciales rocas madre maduras (ANP 2002c; Holz et al. 2010). No hay evidencias de presencia de lutitas lacustres ricas en materia orgánica en la sección sin-rift de la cuenca (Contreras et al.

2010), ya que está compuesta por flujos basálticos barremienses (Fm. Mibituba) y depósitos aluviales de finales del BarremienseAptiense (Fm. Casino) (Fontana 1987; Talwani y Abreu 2000; Mohriak 2003; Contreras et al. 2010): la cuenca probablemente se levantó por encima del nivel del mar como una región montañosa volcánica hasta avanzada la fase sin-rift (Davison 1999).

Las limolitas cenomanienses-turonienses y posiblemente las limolitas de principios del Terciario representan potenciales rocas madre post-rift, pero, dado que probablemente habrían alcanzado la madurez antes de que tuviera lugar la formación de la trampa oligocena-miocena, cualquier petróleo se puede haber perdido (Oliveira et al. 2010). Sin embargo, en la parte sur de la

cuenca se desarrolló un gran delta: el Cono de Rio Grande representa varios sistemas de progradación alimentados por sedimentos fluviales y cratónicos influenciados por las fluctuaciones del nivel del mar (Castillo et al. 2009). Esta sucesión de sedimentos de 3000 m de espesor (Fontana 1996; Castillo et al. 2009) consiste en limolitas y lutitas (potenciales sellos) con cuerpos de areniscas lenticulares intercalados (potenciales reservorios) (Contreras et al. 2010). Las altas tasas de sedimentación durante el Terciario y el consiguiente rápido enterramiento dieron lugar a la conservación de materia orgánica y a la probable generación de gas biogénico (Oliveira et al. 2010). La presencia de acumulaciones de hidratos de gas a través de la transición plataforma-margen de cuenca es sugerida por reflectores simuladores de fondo (BSR, por sus siglas en inglés) en la región desde 5003600 m de profundidad de agua (Fontana 1989; Fontana y Massumeci 1994; Sad et al. 1998; Deckelman et al. 2006; Rosa et al. 2006; Santa Ana et al. 2008; Contreras et al. 2010; Oliveira et al. 2010). Se espera que esos hidratos de gas aparezcan en un área de 45000 km2 (Sad et al. 1998; Oliveira et al. 2010) y los volúmenes estimados se acercan a los 135x109 m3 de gas en sitio o 22x109 m3 en superficie (Oliveira et al. 2010). La ausencia de sales y, por tanto, de halocinesis disminuyó enormemente el desarrollo de geometrías de entrampamiento en la sección postrift, excepto en el área del Cono de Rio Grande, donde el elevado aporte de sedimentos y la inestabilidad del talud han dado lugar al desarrollo de estructuras lístricas de roll-over dentro del delta y a estructuras de cabalgamientos de pie de talud en la cuenca profunda. En consecuencia, el mayor potencial exploratorio (para hidratos de gas) se espera en los cuerpos de arenas turbidíticas de la Fm. Imbe del Cono de Rio Grande (Fig. 8h).

CONCLUSIONES En este artículo hemos revisado el potencial de las acumulaciones de hidrocarburos todavía sin descubrir o poco exploradas de las cuencas a lo largo del margen brasileño del Atlántico Sur (Fig. 8). El planteamiento para este análisis comenzó por descomponer las cuencas en sus megasecuencias tectonoestratigráficas (los bloques de construcción de las cuencas) y vincular el desarrollo de los intervalos característicos de rocas madre y reservorio a esas megasecuencias. Esto nos proporcionó un conjunto de datos de análogos que pudimos utilizar para identificar los potenciales sistemas y plays petroleros todavía sin descubrir o poco explorados. Utilizamos gráficos de trayectorias (Fig. 3) para demostrar la evolución tectonoestratigráfica similar de las cuencas de las cuencas individuales a lo largo del margen, así como el desarrollo de intervalos análogos de rocas madre y reservorio. Observe que este método compara las megasecuencias individuales respecto al desarrollo de rocas madre y reservorio en lugar de comparar entidades de cuencas completas.

Las cuencas aquí abordadas son las más productivas a lo largo de todo el margen sudamericano del Atlántico Sur, caracterizándose colectivamente por la presencia de rocas madre pre y postsal prolíficas, estructuras relacionadas con la sal, basculamiento

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tectónico y carga terciaria relacionada. Sin embargo, la densidad exploratoria no es uniforme (Fig. 7) y tanto las secciones sin-rift como las post-rift de los sectores marinos profundos a ultraprofundos de todas las cuencas siguen estando poco exploradas, así como poco entendidas. Los riesgos relacionados con los plays sin-rift implican la distribución y la madurez de las rocas madre, las geometrías de entrampamiento y la calidad de los reservorios.

El principal riesgo del post-rift está relacionado con la presencia o la ausencia de rutas de migración desde las fuentes maduras sin-rift hasta los reservorios post-rift a través de las evaporitas de la megasecuencia transicional. Al contrario que las cuencas marginales de África Occidental, las rocas madre post-rift generalmente son inmaduras debido a una sobrecapa insuficiente y/o a un bajo flujo calorífico. Allí donde las lutitas marinas post-rift son maduras, también contribuyen a las acumulaciones post-rift.

Para sacar el máximo provecho de este enfoque es necesaria la modelización de la madurez.

Las provincias que pueden actuar como análogos para este área son las cuencas africanas occidentales del Atlántico Sur, ya que están situadas en el margen conjugado opuesto y han compartido el desarrollo sin-rift. Las megasecuencias individuales del desarrollo de las cuencas también se pueden utilizar como análogos. Por ejemplo, las megasecuencias sinrift de las cuencas terciarias del Sudeste Asiático se pueden comparar con las de las cuencas brasileñas: se ha realizado un análisis similar de las cuencas terciarias del Sudeste Asiático, dando lugar a la identificación de varios PSTs distintivos estrechamente relacionados con los principales ciclos de la evolución de las cuencas (Doust y Sumner 2007).

Este trabajo comprende parte de la tesis doctoral de S.E. Beglinger en la Universidad VU de Ámsterdam, subvencionada por Statoil. Deseamos expresar nuestra gratitud a Statoil por su ánimo y su apoyo financiero y moral para hacer este proyecto posible.

También agradecemos a HIS Energy por permitir el acceso a sus bases de datos de los campos de las cuencas marginales brasileñas.

Esto mejoró enormemente nuestro conocimiento de la geología del petróleo de Brasil y nos ayudó significativamente en nuestro análisis inicial. Asimismo, expresamos nuestra gratitud a nuestros revisores, Webster Mohriak e Ian Davison, cuyos comentarios críticos mejoraron enormemente y actualizaron el manuscrito.

APÉNDICE A: TERMINOLOGÍA Y DEFINICIONES Sistema petrolero:

n grupo de rocas madre activas y todas las U acumulaciones de petróleo y gas genéticamente relacionadas. Incluye todos los elementos y procesos geológicos que son esenciales para que una acumulación de petróleo y/o gas exista (Magoon y Dow 1994; Magoon y Beaumont 1999). Este concepto aporta la relación entre la distribución de las acumulaciones de petróleo y gas y el desarrollo estratigráfico y estructural de una cuenca.

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Tipo de sistema petrolero (PST):

Grupo de sistemas petroleros con rocas madre similares depositadas en el mismo ciclo/megasecuencia de cuenca y con firmas químicas similares, así como los plays que son comparables en situación, litofacies reservorio y estructuras de entrampamiento.

Sin embargo, esos plays pueden estar situados a través de toda la secuencia estratigráfica.

Play:

Se utiliza una definición jerárquica en tres niveles propuesta por Doust (2003) en la cual se realiza una distinción entre el carácter de la carga de petróleo, que normalmente está definido por el sistema petrolero, el nivel del play, definido por las formaciones o litofacies reservorio/sello, y el tipo de trampa. Debido a que el nivel del play depende de la estratigrafía de la cuenca, es mas fácil de relacionar con el sistema petrolero que el tipo de trampa, que depende en gran medida del desarrollo estructural local.

Megasecuencia/ ciclo/etapa de cuenca:

Unidad básica en la clasificación de las cuencas sedimentarias que consiste en los sedimentos depositados durante un episodio tectónico, normalmente separada por discordancias erosivas. La unidad estratigráfica mínima que se puede denominar ciclo de cuenca (es decir, megasecuencia) debe tener significado en el desarrollo de una cuenca, en espesor o en duración en el tiempo geológico (Kingston et al. 1983). El marco estratigráfico adoptado acomoda las fases tectónicas con los principios de la estratigrafía secuencial, agrupadas jerárquicamente en megasecuencias de depósito (es decir, ciclos de cuenca) y súper-secuencias (es decir, etapas de cuenca).

Fase/episodio de cuenca:

Término utilizado informalmente para describir periodos de la historia de las cuencas que no cubren los anteriores o están confinados en ellos.

Momento crítico: Definido como el momento de mayor probabilidad de entrampamiento y conservación de los hidrocarburos de un sistema petrolero después de la formación de la trampa y la migración y la acumulación de los hidrocarburos en un reservorio. Por tanto, el momento crítico marca el inicio de la conservación de los hidrocarburos en un sistema petrolero viable (Magoon y Dow 1994).

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Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2016, 3, 57-73

doi: 10.3997/2352-8281.20160005

Interpretación geológica y geofísica de la Elevación de Río Grande, margen brasileño suroriental: tectónica extensional y rifting de las cortezas continental y oceánica W.U. Mohriak1,2*, M. Nobrega3,2, M.E. Odegard4, B.S.Gomes1 y W.G. Dickson5 Petróleo Brasileiro SA. E&P-EXP, Río de Janeiro, Brasil Universidad del Estado de Río de Janeiro, Río de Janeiro - RJ, Brasil 3 Universidad Federal Fluminense, Niterdi - RJ, Brasil 4 Grizzly Geosciences, Sugar Land, Texas, EE.UU. 5 Dickson International Geosciences (DIGs), Houston, EE.UU. 1 2

Este artículo fue publicado originalmente en Petroleum Geoscience como: W.U. Mohriak, M. Nobrega, M.E. Odegard, B.S.Gomes y W.G. Dickson 2010. The opening of the central segment of the South Atlantic: symmetry and the extension discrepancy. Petroleum Geoscience, 16, 231 – 245. DOI: 10.1144/1354-079309-910 ABSTRACT This paper discusses the geological and geophysical interpretation of rift structures in the region extending from the Rio Grande Rise, in the Southeastern Brazilian margin, towards the Cabo Frio High, which separates the Campos and Santos basins. We have analysed potential field data (gravity and magnetic) from the Argentine to the Brazilian oceanic basins and extending over the Pelotas, Santos and Campos basins. The Rio Grande Rise shows a relatively negative Bouguer anomaly in an area that corresponds to a major positive bathymetric feature between the Argentine and Brazil basins. North–south propagators related to the early spreading centres of the Atlantic Ocean are observed from Argentina towards the southern Santos Basin, which is characterized by an elevated basement topography relative to the Pelotas Basin. The region adjacent to the Florianópolis Fracture Zone between the Santos and Pelotas basins is also characterized by an elevated basement region aligned in an east–west direction, and locally it is marked by rift structures aligned along a NW–SE direction, forming a lineament or shear zone (Cruzeiro do Sul lineament) that extends from the Cabo Frio High towards the Rio Grande Rise, thus involving both continental and oceanic crusts. The Rio Grande Rise is associated with the east–west-trending fracture zones, which are characterized by several aligned magnetic anomalies in the southern Santos Basin. The Rio Grande Fracture Zone continues landward as the São Paulo Ridge, and extends towards the platform as the Florianópolis High. Oceanic propagators are identified from Argentina towards the Pelotas and Santos basins, and locally we observe rupturing of the salt layer by igneous intrusions or possibly by mantle exhumation. The Florianópolis (or Rio Grande) Fracture Zone is marked by an abrupt topographic offset separating the Pelotas Basin from the southern Santos Basin, and the associated volcanic belts limit the southernmost occurrence of the late Aptian evaporate sequence. The evaporite sequence in this segment of the continental margin shows remarkable layering of halite, anhydrite and carnalite. Conjugate to the Rio Grande Rise, the Walvis Ridge, offshore Namibia, is similarly a topographic high, but rift structures as observed in the Brazilian side are apparently unique in the South Atlantic.

Alternative interpretations for the origin of the Rio Grande Rise include: a volcanic edifice or plateau rooted in the mantle; an intraplate shear zone affecting both continental and oceanic crust; an oceanic area of igneous over-productivity caused by a hotspot or a thermal anomaly in the mantle; a palaeo-spreading centre in the Cretaceous Atlantic Ocean; an area of excessive volcanic activity resulting from mantle differentiation due to adiabatic decompression; or perhaps an isolated remnant of continental crust left outboard of the Brazilian continental margin during the drifting process.

KEYWORDS: Rio Grande Rise, South Atlantic, Santos Basin, extensional tectonics, oceanic crust *

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W.U. Mohriak et al.

Figura 1 Mapa topobatimétrico regional con los principales elementos geomorfológicos del margen brasileño oriental. El Complejo Volcánico de Abrolhos se caracteriza por la mayor expansión de la plataforma en el SE de Brasil y está limitado al sur por la Dorsal de VitoriaTrinidade. La Elevación de Río Grande está separada del sur de la cuenca de Santos por la Zona de Fractura de Florianópolis y por el Canal de Vema. RC, monte submarino Royal Charlotte; AB, complejo volcánico Abrolhos; BS, monte submarino Besnard; VT, lineación Vitoria-Trinidade; RJFZ, Zona de Fractura de Río de Janeiro; CF, arco de Cabo Frío; AS, monte submarino Almirante Saldanha; CS, lineamiento de Cruzeiro do Sul; SPP, meseta de São Paulo; FP, plataforma de Florianópolis; AR, dorsal de Abimael; FFZ, Zona de Fractura de Florianópolis; RGR, Elevación de Río Grande; PAFZ, Zona de Fractura de Porto Alegre.

Modificada de C. Benz en Mohriak (2004).

RESUMEN Este artículo aborda la interpretación geológica y geofísica de las estructuras de rift de la región que se extiende desde la Elevación de Río Grande, en el margen suroriental brasileño, hacia el Alto de Cabo Frío, que separa las cuencas de Campos y Santos.

Hemos analizado datos de campos potenciales (magnéticos y de gravedad) desde las cuencas oceánicas argentinas hasta las brasileñas y que se extienden sobre las cuencas de Pelotas, Santos y Campos. La Elevación de Río Grande muestra una anomalía de Bouguer relativamente negativa en un área que corresponde a un gran elemento batimétrico positivo entre las cuencas de Argentina y Brasil. Se observan propagadores norte-sur relacionados con los centros de la expansión temprana del océano Atlántico desde Argentina hacia el sur de la cuenca de Santos, que se caracteriza por una topografía elevada del basamento en relación con la cuenca de Pelotas.

La región adyacente a la Zona de Fractura de Florianópolis entre las cuencas de Santos y Pelotas también se caracteriza por

una región elevada del basamento alineada en dirección este-oeste y está marcada localmente por estructuras de rift alineadas a lo largo de una dirección NW-SE, formando un lineamiento o zona de cizalla (lineamiento de Cruzeiro do Sul) que se extiende desde el Alto de Cabo Frío hacia la Elevación de Río Grande, involucrando así tanto a corteza continental como a oceánica.

La Elevación de Río Grande está asociada con las zonas de fractura de dirección este-oeste, las cuales están caracterizadas por varias anomalías magnéticas alineadas en el sur de la cuenca de Santos. La Zona de Fractura de Río Grande continúa hacia tierra como la Dorsal de São Paulo y se extiende hacia la plataforma como el Alto de Florianópolis. Se identifican propagadores oceánicos desde Argentina hacia las cuencas de Pelotas y Santos y localmente observamos la ruptura de la capa de sal por intrusiones ígneas o posiblemente por la exhumación del manto.

La Zona de Fractura de Florianópolis (o Río Grande) está marcada por un abrupto desplazamiento topográfico que separa la cuenca de Pelotas del sur de la cuenca de Santos y los cinturo-

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Geología y geofísica de la Elevación de Río Grande

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Figura 2 Mapa topobatimétrico de la región del SE brasileño con un perfil batimétrico regional SW-NE (A-B) a través de la Elevación de Río Grande, desde las cuencas oceánicas argentinas hasta las brasileñas. El ápice de la Elevación de Río Grande se caracteriza por una estructura de fosa con unos flancos que se elevan hasta una batimetría de menos de 1000 m.

nes volcánicos asociados limitan la presencia más al sur de la secuencia evaporítica del final del Aptiense. En este segmento del margen continental, la secuencia evaporítica muestra una marcada estratificación de halita, anhidrita y carnalita. Conjugada a la Elevación de Río Grande, la Dorsal de Walvis, en aguas de Namibia, es de modo similar un alto topográfico, pero las estructuras de rift observadas en el lado brasileño son aparentemente únicas el Atlántico Sur. Las interpretaciones alternativas para el origen de la Elevación de Río Grande incluyen: un edificio o meseta volcánica enraizada en el manto; una zona de cizalla intraplaca que afecta tanto a corteza continental como a oceánica; un área oceánica con exceso de productividad ígnea causada por un punto caliente o una anomalía térmica en el manto; un paleocentro de expansión en el océano Atlántico cretácico; un área de excesiva actividad volcánica resultante de la diferenciación del manto debido a una descompresión adiabática; o quizás un resto aislado de corteza continental que quedó fuera del margen continental brasileño durante el proceso de deriva.

PALABRAS CLAVE: Elevación de Río Grande, Atlántico Sur, cuenca de Santos, tectónica extensional, corteza oceánica INTRODUCCIÓN La Elevación de Río Grande corresponde a un gran elemento estructural positivo del Atlántico Sur entre las cuencas oceánicas de Argentina y Brasil (Fig. 1), elevándose a menos de 1000 m de batimetría sobre el nivel del mar circundante a una profundidad

media de 4000 m (Fig. 2). Generalmente se ha interpretado como una dorsal asísmica formada en corteza oceánica datada en el Cretácico Superior (Perch-Nielsen et al. 1977; Thiede 1977). Sin embargo, sondeos DSDP en el ápice estructural recuperaron únicamente basaltos eocenos datados en torno a 40 Ma (Gamboa y Rabinowitz 1984; Leite et al. 1999), y el sondeo DSDP-516 perforado en el flanco norte de la estructura (Fig. 3) penetró basaltos datados en torno al Santoniense-Coniaciense, con similitudes químicas con los basaltos de la dorsal mesoceánica que aparecen en Islandia (Barker et al. 1981).

La Elevación de Río Grande está asociada con una gran anomalía regional de aire libre positiva de dirección NW-SE (Fig. 4), sobre la cual se ha superpuesto una marcada anomalía negativa a lo largo de una depresión batimétrica en el ápice de la estructura (Fig. 3). Una evidente y enigmática anomalía de Bouguer negativa se asocia a la estructura (Fig. 5), indicando una deficiencia de masa en comparación con las regiones adyacentes de las cuencas oceánicas argentinas y brasileñas. El mapa de anomalías magnéticas (Fig. 6) indica que la elevación está limitada hacia el norte y hacia el sur por grandes zonas de fractura este-oeste, y por evidentes anomalías magnéticas negativas en la región entre los sondeos DSDP perforados cerca del alto estructural y la anomalía magnética C-34 (83 Ma; Cande y Kent 1995). La mayoría de los sondeos DSDP se sitúan entre las isócronas de 100 y 80 Ma (Muller et al. 2008), con la excepción del sondeo DSDP356, que se sitúa en una elevación estructural asociada con la Zona de Fractura de Florianópolis (Figs. 1, 3, 4, 5 y 6).

La Elevación de Río Grande también se caracteriza por una

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Figura 3 Mapa topobatimétrico de la región del SE brasileño con un transecto SW-NE (A-B) cerca del sondeo DSDP-516 de la Elevación de Río Grande. La localización de los perfiles sísmicos abordados en el texto se indica mediante una línea azul y su número de perfil. Asimismo, se muestran el límite cortical volcánico (Mohriak 2001) y el límite cortical de Leplac (Gomes et al. 1992) con las líneas púrpura gruesa y marrón delgada, respectivamente.

prominente estructura de rift sobre su cresta, como evidencia un gran lineamiento regional NW-SE que se extiende desde la corteza oceánica hacia la corteza continental (Figs. 2 y 4). El transecto regional A-B cerca del sondeo DSDP-516 (Figs. 2, 3, 4, 5 y 6) indica que la estructura de rift está marcada por una anomalía de gravedad negativa (Fig. 7). Este lineamiento, conocido como Cruzeiro do Sul (Cruz del Sur), se ha interpretado como una zona de cizalla localmente afectada por intrusiones ígneas y movimientos transcurrentes (Souza et al. 1993; Szatmari y Mohriak 1995).

El lineamiento de la Cruz del Sur se extiende desde la Elevación de Río Grande hasta el Alto de Cabo Frío, el cual divide las dos provincias petroleras más prolíficas de Brasil, las cuencas de Campos y Santos (Fig. 8), que están marcadas por diferentes estilos de tectónica salina (Mohriak 2001; Franke et al. 2007). Entre las cuencas de Pelotas y Santos, la destacada Dorsal de Abimael, situada al sur de la Cadena de Avedis y al oeste del gran cinturón volcánico al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis (Figs. 1 y 8), corresponde a una dorsal proto-oceánica abortada marcada por intrusiones ígneas o posiblemente por una exhumación mantélica local (Mohriak 2001; Mohriak et al. 2008a; Gomes et al. 2008).

Los objetivos de este trabajo incluyen un debate sucinto sobre los siguientes temas:

• interpretación regional de conjuntos de datos geológicos y geofísicos hacia la cuenca de la provincia de sal de la cuenca de Santos; • una visión general de posibles modelos tectónicos para explicar la anomalía topográfica positiva y la anomalía de Bouguer negativa asociada; • evaluación de las estructuras ígneas y de rift observadas en perfiles sísmicos más recientes adquiridos en la corteza volcánica entre la cuenca de Santos y la Elevación de Río Grande; • una breve discusión sobre los modelos geodinámicos en el contexto de elementos estructurales similares de cualquier lugar.

Esos temas están relacionados con los paradigmas geológicos clave de la tectónica de placas de los márgenes continentales del Atlántico Sur, en particular: • las marcadas similitudes observadas entre los centros de expansión oceánica y la tectónica extensional en los rifts continentales; • las posibles analogías con centros de expansión subaéreos (como en Islandia y posiblemente en Afar); • las posibles analogías con centros de expansión submarinos (como en el mar Rojo y en el golfo de Aden); • la identificación de propagadores oceánicos y reflectores buzando hacia el mar en los perfiles sísmicos;

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Figura 4 Mapa de anomalías de aire libre del margen del SE brasileño con la localización del transecto A-B.

Figura 5 Mapa de anomalías de Bouguer del margen del SE brasileño con la localización del transecto A-B.

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Figura 6 Mapa de anomalías magnéticas del margen del SE brasileño con la localización del transecto A-B. Las isócronas de 120, 100 y 80 Ma (basadas en Muller et al. 2008) se muestran como líneas negras. La Elevación de Río Grande se sitúa cerca de la anomalía magnética C-34 (83 Ma). La corteza oceánica está caracterizada por anomalías magnéticas visiblemente negativas hacia el este del sondeo DSDP-516. La isócrona de 80 Ma está localizada cerca de un cinturón de anomalías magnéticas positivas desplazadas por zonas de fractura.

Figura 7 Gráfico comparativo a lo largo del transecto A-B que muestra la batimetría y las anomalías de aire libre, de Bouguer y magnéticas.

• la relación entre los ambientes sedimentarios de aguas someras de los márgenes volcánicos fracturados que preceden a un depósito generalizado de sal.

DATOS Y MÉTODOS Los proyectos DSDP (siglas en inglés de Proyecto de Perforación Marina Profunda) y Remac (Reconocimiento del Margen Continental) de los años 70 recogieron datos de campos poten-

ciales y sísmicos a través de la meseta de São Paulo y la Elevación de Río Grande (p.ej., Supko et al. 1977; Guazelli y Carvalho 1981; Barker et al. 1983). Esos datos se complementan ahora con proyectos industriales, gubernamentales y académicos, que incluyen el proyecto LEPLAC (Levantamiento de la Plataforma Continental) (Gomes 1992), y datos de gravedad obtenidos por satélite (Geosat, Sandwell y Smith 1997). Los detallados conjuntos de datos industriales adquiridos en la déca-

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da de 1990 en la exploración de las cuencas de Campos y Santos incluyen datos de gravedad, magnéticos y sísmicos, algunos procesados para captar elementos corticales más profundos (Bassetto et al. 2000; Mohriak et al. 2000). Tres campañas DSDP perforaron ocho sondeos relevantes (ODP 21-22; 356357; 515-518), complementados con los pozos exploratorios en aguas profundas de Petrobras en el sur de la cuenca de Santos durante la pasada década. El número de sondeos exploratorios en aguas ultra profundas en la zona ha aumentado exponencialmente en particular desde 2007, cuando se descubrió el primer campo petrolífero súper gigante en la secuencia presal (Berman 2008; Carminatti et al. 2008; Gomes et al. 2008).

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Los datos de campos potenciales (anomalía de gravedad y anomalía magnética) basados en Geosat y en fuentes de dominio público (Sandwell y Smith 1997; Korhonen et al. 2007; Amante y Eakins 2008) se integraron desde la plataforma hacia las cuencas brasileñas y argentinas (Figs. 2-6) y se utilizaron en la interpretación de grandes zonas de fractura, altos estructurales y paleocentros de dorsales de expansión asociadas con los propagadores oceánicos que se habían interpretado en los márgenes argentino y brasileño (Mohriak 2001; Franke et al. 2007). La Dorsal de Abimael, situada entre las cuencas de Pelotas y Santos (Fig. 8), se interpreta como un propagador abortado que está caracterizado por una anomalía de gravedad de Bouger fuerteFigura 8 Mapa tectónico del modelo del margen del SE brasileño con las principales intrusiones ígneas en la corteza volcánica y a lo largo de la zona de fractura.

La Dorsal de Abimael es un propagador oceánico situado entre la Plataforma de Florianópolis y el cinturón volcánico asociado con la Zona de Fractura de Florianópolis, y que avanza desde el norte de la cuenca de Pelotas hasta el sur de la cuenca de Santos. La Cadena de Avedis y la fosa de Merluza se sitúan hacia los depocentros sin-rift del sur de la cuenca de Santos.

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Figura 9 Mapa regional que muestra el modelo de la topografía del Moho basado en la inversión de la gravedad de datos Geosat (coordenadas UTM, MC = 45W). El perfil sísmico L44 se sitúa en la transición desde la corteza continental hasta la proto-oceánica cerca del propagador. El alto exterior del SE de la cuenca de Santos se sitúa en corteza adelgazada y está cubierto por una potente capa de sal. También se identifican la corteza oceánica y los límites continente-océano (COB, por sus siglas en inglés) de Leplac.

mente positiva hacia la cuenca desde el límite cortical volcánico (Figs. 3, 4 y 5), sugiriendo que hay rocas densas bajo la sección sedimentaria. Está caracterizada por una anomalía magnética negativa cerca de la isócrona de 120 Ma (Fig. 6).

Se preparó un mapa estructural regional para la discontinuidad corteza/manto (Moho) basado en la inversión de la gravedad de los datos Geosat y en la compensación isostática de las anomalías de gravedad. El mapa estructural del Moho (Fig. 9) indica una profundidad de más de 40 km en la cuenca terrestre de Paraná y profundidades inferiores a 10 km hacia el centro de expansión actual. Localmente, la discontinuidad de Moho asciende rápidamente desde una profundidad de unos 30 km hasta menos de 20 km (Fig. 9, cerca del perfil L44 situado al oeste del propagador), y finalmente se queda cerca de aflorar por debajo de las rocas volcánicas y sedimentarias asociadas con el rifting y el inicio de la corteza oceánica (Fig. 10), que se caracteriza por varios rasgos que son más indicativos de afinidad oceánica que continental (ver, por ejemplo, Rosendahl et al.

2005). Es posible que localmente el proceso de ruptura diera lugar a la exhumación del manto, como se ha interpretado y corroborado con los sondeos ODP en aguas de Iberia (Mohriak et al. 2008a; Gomes et al. 2008).

Los trabajos publicados de la región del SE brasileño normalmente destacan las extrañas anomalías de gravedad de la plataforma de São Paulo, sugiriendo un basamento de corteza continental al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis (p.ej., Guimarães et al. 1982; Gomes 1992; Leite et al. 1999). Sin embargo, en la región de la Elevación de Río Grande tanto el mapa batimétrico como el de las anomalías de gravedad de aire libre indican elementos morfoestructurales positivos compatibles con una gran elevación volcánica sobre una corteza oceánica con una profundidad del Moho de unos 12-11 km (Fig. 9), pero el elemento más intrigante es la llamativa anomalía de Bouguer negativa. Varios mapas publicados han mostrado el elemento (p.ej., Stanton et al. 2006), pero no se ha llevado a cabo un trabajo detallado para definir una distribución de la densidad para explicar su origen.

Tratamos de avanzar hacia la interpretación tectónica de los elementos ígneos y de rift observados en la estructura de la Elevación de Río Grande proponiendo varias hipótesis alternativas para la causa de este elemento de gravedad basadas en la interpretación sísmica de las regiones circundantes y en analogías con otras grandes mesetas volcánicas de todo el mundo.

La topografía de un basamento levantado asociada con estruc-

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turas ígneas en una corteza oceánica se caracteriza normalmente por anomalías de gravedad positivas de mayor densidad en el cuerpo intrusivo en comparación con la corteza circundante. Una excepción podría corresponder a los cuerpos de baja densidad (como fragmentos de corteza continental) con potentes raíces de material ígneo penetrando en el manto superior. Como alternativa, los procesos de rifting podrían iniciar la acumulación de material sedimentario de baja densidad en fosas extensionales de la meseta en corteza oceánica.

Las intrusiones ígneas a lo largo de zonas de fractura a menudo se asocian con anomalías positivas debido a la mayor densidad de los constituyentes mineralógicos de esos materiales magmáticos y volcánicos, a no ser que estén alterados por procesos hidrotermales. El contraste de densidad entre los plugs ígneos intrusivos (diabasa y gabro) y la corteza oceánica (principalmente basaltos) es suficiente para producir anomalías de gravedad, asumiendo una densidad de 2,8 g cm-3 para el basalto y de 2,9 g cm-3 para el gabro. Las anomalías de gravedad positivas también pueden resultar de la actividad tectónica, como el extremo adelgazamiento cortical de las zonas de fractura, causando una elevación del Moho relativa a la litosfera oceánica (p.ej., Mutter y Detrick 1984; Minshull et al. 1995).

En base a conjuntos de datos regionales (p.ej., NGDC y GEBCO), preparamos mapas batimétricos y estructurales de alta resolución de la Elevación de Río Grande, que identifican la base actual de la fosa de rift (parcialmente rellena de sedimentos), y cartografiamos la profundidad hasta el basamento, calculada a partir de la anomalía de gravedad restringida por los sondeos DSDP en la corteza oceánica. El mapa de la disconti-

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nuidad de Moho asume que la base de la corteza está deprimida por carga de material ígneo o por la formación de una raíz ígnea más profunda que penetra rocas peridotíticas de mayor densidad (material mantélico). Esto podría explicar una anomalía de Bouguer negativa y se ha sugerido como una posible explicación para elementos equivalentes en todo el mundo, como la meseta de Kerguelen del océano Índico, que está caracterizada por una capa de manto superior a una profundidad superior a 20 km (Cofin et al. 1990; Operto y Charvis 1996). Sin embargo, esta interpretación no da lugar a la formación de estructuras de rift en la parte superior de la región elevada de la Elevación de Río Grande y las profundidades del Moho estimadas por inversión de la gravedad (12-11 km, Fig. 9) no son indicativas de un gran enraizamiento.

Una explicación más adecuada y atractiva visualmente de la estructura de la corteza superior de la Elevación de Río Grande la proporciona la interpretación de los perfiles sísmicos obtenidos por las campañas de DSDP y del Instituto de Geofísica de la Universidad de Texas (UTIG, por sus siglas en inglés) en el Atlántico Sur (Barker et al. 1983). La interpretación sísmica sugiere grandes estructuras extensionales en la corteza oceánica, formando semifosas en el ápice y a lo largo de los flancos de la Elevación de Río Grande, con un gran rift paleógeno y neógeno propagándose en dirección NW que podría corresponder al máximo esfuerzo asociado con un acoplamiento dextral este-oeste. Este lineamiento está asociado con intrusiones ígneas y conos volcánicos paleógenos que aparecen tanto en la corteza oceánica como en la continental (Souza et al. 1993), indicando varios pulsos de actividad tectónica y magmática.

Figura 10 Perfil sísmico regional (L44, ver Figs. 3 y 9 para su localización) que muestra la elevación del Moho hacia la cuenca de sal, sugiriendo un Moho somero y un basamento proto-oceánico hacia la Dorsal de Abimael.

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Figura 11 Perfil sísmico regional de Leplac (L511) a lo largo de la dirección (dirección SE-NE) que cruza la Zona de Fractura de Florianópolis y está situado cerca del sondeo DSDP-356.

Figura 12 Perfil sísmico regional de Leplac (L059) a lo largo de la dirección del buzamiento (NW-SE) que cruza la Zona de Fractura de Florianópolis y está situado cerca del sondeo DSDP-356.

RESULTADOS Y DISCUSIONES El mapa tectónico del margen del SE brasileño, asumiendo un modelo cortical volcánico (Fig. 8), destaca elementos adyacentes a los depocentros sin-rift de las cuencas de Campos y Santos, que están separadas por el Alto de Cabo Frío. Este alto está alineado con la continuación hacia tierra del Lineamiento de la Cruz del Sur, que se extiende desde la Elevación de Río Grande hacia el Alto de Cabo Frío (Souza et al. 1993). De modo similar a la actividad magmática observada en la región de Cabo Frío, la Elevación de Río Grande está marcada por actividad volcánica tan reciente como del Eoceno.

El lineamiento de dirección NW-SE de Cruzeiro do Sul está asociado con plugs ígneos y estructuras extensionales que afec-

tan tanto a la corteza oceánica como a la continental. Un indicio importante de reactivación tectónica post-cretácica a lo largo de esta dirección se registra en la fosa de Barra de São João, cerca del Alto de Cabo Frío (Mohriak 2004). Las intrusiones ígneas aparecen en tierra a lo largo de una dirección este-oeste que es subparalela a la línea de costa de Río de Janeiro.

Al sur de la Zona de Fractura de Río de Janeiro se observan significativas intrusiones ígneas, en particular en los montes submarinos Jean Charcot, y varios elementos volcánicos situados a lo largo de un cinturón que se emplazó al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis (Mohriak 2001).

La región entre la Zona de Fractura de Florianópolis y la plataforma de Florianópolis se caracteriza por una anomalía de

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gravedad positiva y un ascenso del Moho interpretado como un propagador oceánico (Dorsal de Abimael) avanzando desde la cuenca de Pelotas hacia la cuenca de Santos (Mohriak 2001; Mohriak et al. 2008a). El propagador oceánico no pudo penetrar en la corteza continental al norte de esta zona de fractura, permitiendo la unión continua con la placa Sudamericana de la mayor parte de las secuencias sin-rift y de evaporitas cuando los centros de expansión oceánica se desplazaron hacia el margen africano (Kumar y Gamboa 1979; Gamboa y Rabinowitz 1981; Mohriak 2001; Gomes et al. 2008). La transición desde la corteza continental hasta la oceánica está marcada por el acuñamiento de la capa de sal y por varias cuñas de reflectores con buzamiento hacia el mar (Fig. 10). Hacia la cuenca de sal, las secuencias sedimentarias tienen debajo rocas volcánicas o corteza proto-oceánica que podría incluir basaltos (MORB) o posiblemente

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manto serpentinizado exhumado por los procesos de ruptura (Mohriak 2001; Mohriak et al. 2008a; Gomes et al. 2008). Hacia el centro de expansión emergente, el Moho se identifica en los perfiles sísmicos como una banda de reflectores muy inclinados que surgen desde la corteza inferior hacia la base de las sucesiones sedimentaria y volcánica (Figs. 9 y 10).

Algunas estructuras de rift de la cuenca de Santos, como la fosa norte-sur de Merluza (Fig. 8), están aparentemente conectadas con los esfuerzos extensionales que resultan de la propagación tentativa del centro de expansión que avanza hacia el norte de la plataforma de Florianópolis (Mohriak y Paula 2005). Los altos estructurales y los plugs volcánicos al norte y al este de la Dorsal de Abimael están asociados con la expansión paralizada con una separación local de la cuenca de sal y la propagación fallida del centro de expansión, que avanzó mediante un patrón

Figura 13 Perfil sísmico de alta resolución de la industria (L3235) que muestra la estratigrafía penetrada por el sonde DSDP-365. La Zona de Fractura de Florianópolis está caracterizada por la elevación de las secuencias sedimentarias neógenas y por un gran desplazamiento batimétrico a través de la estructura ígnea.

Figura 14 Perfil sísmico regional de Leplac (R500L42) que muestra las intrusiones ígneas y las fosas sedimentarias limitadas por fallas en el extremo SE (flanco occidental de la Elevación de Río Grande). El canal de Vema se caracteriza por una fosa socavada muy grande (más de 30 km de anchura).

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Figura 15 Mapa batimétrico de alta resolución con un perfil regional a través del ápice de la Elevación de Río Grande. La depresión del techo de la estructura muestra un perfil de relieve que excede los 1000 m. El rift de dirección NW probablemente esté asociado con un acoplamiento dextral este-oeste.

Figura 16 Mapa topobatimétrico de la Elevación de Río Grande con una gran exageración vertical que muestra la topografía del rift.

El contorno de -2000 m está identificado mediante una línea blanca.

en échelon lateral dextral (Mohriak 2001; Mohriak et al. 2008a).

El basamento de corteza continental más elevado de la cuenca de Santos, al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis en la meseta de São Paulo, está caracterizado por una secuencia de sal anómalamente potente, formada a finales del Aptiense, que cubre una cuenca de sag muy potente y generalizada tanto en el margen brasileño como en el africano occidental (Karner y Driscoll 1999; Karner 2000; Karner y Gamboa 2007; Mohriak et al.

2008b). La cuenca de sal directamente al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis está aparentemente sobre un cinturón este-oeste de rocas volcánicas, que formó un complejo extrusivo que es una barrera para las evaporitas (Gladczenko et al. 1997).

El lineamiento de Cruzeiro do Sul corta esta estructura a lo largo de una dirección NW. Su prolongación hacia la cuenca de Santos y el Alto de Cabo Frío está asociada con plugs ígneos tanto en mar como en tierra (Mohriak 2004). Algunas de esas estructuras

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intrusivas se reconocen en la cuenca de sal, penetrando en la secuencia de rift y extruyendo sobre los estratos sedimentarios del Cretácico Superior (Mohriak 2004). Alternativamente, algunos trabajos recientes sugieren que pudo ocurrir una exhumación del manto entre la corteza proto-oceánica (Dorsal de Abimael) y el alto exterior Sugar Loaf de la cuenca de Santos, que se sitúa al norte de la zona de fractura (Gomes et al. 2008).

El lineamiento este-oeste al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis (FFZ) es un gran límite tectónico con importantes implicaciones para la exploración de petróleo. Al norte de la FFZ, el margen continental se caracteriza por amplias cuencas sedimentarias, en particular la cuenca de Santos. La corteza continental se fracturó después de la extrusión basáltica, dando lugar a lagos profundos rellenados con rocas madre ricas propensas al petróleo (Guardado et al. 1989; Mohriak 2003; Dickson y Schiefelbein 2005; Dickson et al. 2010). La cuenca de sag está asociada con rocas carbonatadas (microbialitas) depositadas en ambientes salinos de aguas someras (Carminatti et al. 2008). La potente sal se caracteriza por facies sísmicas particularmente estratificadas asociadas con varios ciclos evaporíticos, mientras que las capas presal se caracterizan por bloques basculados en el rift inferior y por reflectores subhorizontales asociados con la cuenca de sag (Karner y Gamboa 2007). Se han descubierto campos petrolíferos gigantes en las cuencas de Campos y Santos, principalmente a lo largo del alto exterior de ambas cuencas (Guardado et al. 1989; Gomes et al. 2002). El primer campo súper gigante de aguas de Brasil, el campo Tupi, se descubrió en 2007 después de perforar una capa de sal que tenía unos 2000 m de espesor (Berman 2008; Carminatti et al. 2008, Gomes et al. 2008).

Por otro lado, al sur de la Zona de Fractura de Florianópolis (con prolongación hasta la Elevación de Río Grande/Dorsal de Walvis en África) las cuencas son más estrechas, la corteza continental fracturada está desprovista de sal, existen potentes cuñas de reflectores con buzamiento hacia el mar y hasta la fecha no se han descubierto acumulaciones significativas de hidrocarburos (Talwani y Abreu 2000; Mohriak 2003).

El cinturón volcánico de Florianópolis se extiende hacia el este desde la Dorsal de Abimael hasta los montes submarinos

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Jean Charcot (Figs. 1 y 8), controlando localmente el límite exterior de la cuenca de sal. La tendencia NW de la estructura positiva que se extiende desde el alto SE de la cuenca de Santos hacia la Elevación de Río Grande está cortada por el moderno canal de Vema (Fig. 1), el cual conecta la cuenca de Argentina con la cuenca de Brasil.

La Zona de Fractura de Florianópolis se caracteriza sísmicamente como un horst desplazado hacia abajo por falla hacia el sur. Una sección sísmica inclinada NW-SE (L511) muestra el bloque hundido hacia el sur (Fig. 11). Una sección sísmica SW-NE (L059, Fig. 12) muestra una tasa de subsidencia mucho mayor en el bloque sur en comparación con el norte.

DSDP-365 se perforó en profundidades de agua de unos 3175 m a lo largo del flanco norte de la Zona de Fractura de Florianópolis (Dorsal de São Paulo), cerca de la transición de la corteza continental a la oceánica entre las cuencas de Santos y Pelotas (Fig. 11, ver localización en Fig. 3). Este sondeo penetró rocas siliciclásticas neógenas y paleógenas y alcanzó carbonatos del Albiense Superior (techo del Albiense a -3883 m) después de perforar 741 m de sedimentos (Barker et al. 1981).

Una visión de detalle de este sondeo en un perfil sísmico inclinado NW-SE (L3235, cerca de la zona de fractura) muestra una estructura ígnea por debajo de un recubrimiento de sedimentos y el fondo marino refleja la topografía positiva que surge desde por debajo de 3175 m hasta menos de 2600 m y a continuación cae abruptamente a más de 4000 m (Fig. 13).

Aparentemente, el basamento volcánico está afectado por fallas extensionales y el deslizamiento de sedimentos a lo largo de los flancos estructurales septentrionales de la zona de fractura está asociado a fallas lístricas activas desde el Cretácico Superior hasta el Neógeno (Fig. 13).

Varios perfiles sísmicos regionales se extienden a través del límite entre la corteza continental y la oceánica (COB) de la cuenca de Santos, incluidas nuevas líneas de penetración profunda que captan las secuencias presal y definen la arquitectura cortical (p.ej., Mohriak et al. 2008b).

Los perfiles sísmicos (como L042 a través del canal de Vema, Fig. 14) muestran que el límite noroccidental de la Elevación de Figura 17 Perfil sísmico del Instituto de Geofísica de la Universidad de Texas (L10a, ver localización en Fig. 3) en la Elevación de Río Grande que muestra la estructura del rift en el techo del basamento volcánico.

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Figura 18 Perfil sísmico norte-sur (L13a) a través del flanco norte de la Elevación de Río Grande. El sondeo DSDP-516 se perforó en una batimetría de 1313 m y penetró 1250 m de carbonatos y 21 m de basaltos santonienses-coniacienses (82-96 Ma). Se interpretan montículos volcánicos dentro de la secuencia eocena.

Río Grande está extremadamente fallado e intruído por plugs ígneos. La estructura en domo cerca del ápice de la Elevación de Río Grande se caracteriza por profundidades de agua inferiores a 2000 m y por montículos volcánicos dentro de la secuencia sedimentaria del Cretácico Superior al Paleógeno (Gamboa et al.

1983; Gamboa y Rabinowitz 1984). DSDP-516, en el flanco de la Elevación de Río Grande (Fig. 3), se perforó en 1313 m de profundidad de agua y penetró basaltos después de perforar 1250 m de sedimentos.

Los mapas topobatimétricos de alta resolución regionales muestran claramente una estructura de rift de dirección NW-SE con desplazamientos este-oeste que probablemente corresponden a zonas de acomodación (Figs. 15 y 16). Esto puede estar relacionado con un acoplamiento lateral dextral que formara estructuras extensionales durante el Paleógeno y el Neógeno (Fig. 16). La depresión de la superficie superior del elemento en domo se convierte en una fosa en relación con sus flancos levantados (que somerizan hasta profundidades inferiores a 1000 m), hundiéndose hasta profundidades de agua de más de 2000 m (Fig. 15). La estructura de dirección NW-SE demuestra el aumento de la subsidencia hacia el extremo SE (Fig. 16) y los flancos levantados siguen la misma tendencia que la depresión central.

La interpretación sísmica de la estructura indica que las fallas de borde afectan al fondo marino, por lo que la Elevación de Río Grande es un gran elemento neotectónico (Fig. 17). Los sedimentos dentro de la fosa se caracterizan por horizontes basculados debajo y estratos subhorizontales por encima, sugiriendo una gran discordancia que separa las dos secuencias. La falla de borde del margen NE es la falla maestra del rift en este perfil. El cambio repentino de la falla maestra es un elemento común de los rifts y se podría predecir a lo largo de este rift de un modo similar al de los rifts de África Oriental (Rosendahl 1987).

El ápice y el flanco norte de la estructura positiva de la Elevación de Río Grande están marcados por una potente sucesión sedimentaria del Oligoceno al Eoceno (Fig. 18). Se identifican capas volcánicas particularmente dentro del Eoceno (Fodor y Thieda 1997) y el basamento volcánico está asociado con reflectores inclinados que corresponden a flujos basálticos for-

mados durante el inicio del centro de expansión, que era anómalamente somero y probablemente constituyó una isla subaérea en el Santoniense (Barker et al. 1981). Una explicación para la estructura en fosa del techo del edificio volcánico corresponde a diferentes ciclos extrusivos con calderas colapsadas. Sin embargo, el enorme tamaño de la estructura, su asociación con una zona de cizalla de dirección NW-SE y la asociación con un acoplamiento de cizalla este-oeste sugieren que este elemento más probablemente corresponde a una estructura de rift extensional formada en el basamento oceánico.

CONCLUSIONES Las observaciones clave del área que se extiende desde la cuenca argentina hacia la Elevación de Río Grande en las cuencas de Santos y Pelotas incluye: • Los propagadores oceánicos del sur del Atlántico Sur están relacionados con grandes zonas de fractura; • Los altos estructurales y las estructuras de rift asociadas separan provincias petroleras con una prospectividad petrolera radicalmente diferente; • Al norte de la Zona de Fractura de Florianópolis, la cuenca de Santos se caracteriza por una corteza continental elevada donde se formó una potente cuenca de sal a finales del Aptiense después del depósito de una potente cuenca de sag; • La cuenca de Pelotas se caracteriza por una corteza oceánica deprimida con abundantes cuñas con buzamiento hacia el mar en la plataforma y un posible centro de expansión submarino.

Este propagador de Abimael avanzó hacia las cuencas septentrionales en torno al momento de depósito de la sal, pero se detuvo con la incipiente ruptura de la corteza en el sur en la cuenca de Santos. Los centros de expansión formaron un patrón lateral dextral en échelon que dio lugar a la separación final de la cuenca de sal de las cuencas de Santos y Namibe en la etapa de deriva (Kumar y Gamboa 1979; Mohriak et al.

2008a); • Las zonas de fractura con direcciones transformantes este-oeste (Zona de Fractura de Florianópolis, Dorsal de São Paulo) son fallas permeables que dieron lugar a la erupción de plugs

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Geología y geofísica de la Elevación de Río Grande

volcánicos desde el Cretácico Inferior hasta el Eoceno y están asociadas a grandes cinturones volcánicos, como el situado hacia el norte de la Zona de Fractura de Florianópolis.

• Las zonas de fractura y los cinturones volcánicos parecen controlar los límites exteriores de la cuenca salina; • Un prominente lineamiento NW-SE (Cruzeiro do Sul) corresponde a un evento tectono-magmático que afectó tanto a la corteza oceánica como a la continental, y así, está asociado con la gran reorganización de las placas en el Paleógeno y el Neógeno.

Los resultados de la integración geológica y geofísica de conjuntos de datos antiguos y modernos de la región de la Elevación de Río Grande muestran una gran anomalía topográfica positiva caracterizada por una anomalía de Bouguer negativa. Esto sugiere una construcción volcánica profundamente enraizada, una corteza oceánica extremadamente potente (como en la región de Islandia, Sigmundsson y Saemundsson 2008) o una corteza potente afectada por fallas extensionales que fueron activas del Paleógeno al Neógeno. Si este área levantada está sobre corteza oceánica del Cretácico Superior, las estructuras extensionales abordadas en este trabajo caracterizarían el rifting post-cretácico de un centro de expansión anteriormente activo que se formó en torno al momento de la anomalía C-34 (83 Ma). De forma similar al actual bloque de Islandia, parece corresponder a una isla volcánica subaérea que subsidió en el Cretácico Superior bajo el nivel del mar. Después, durante el Cenozoico, los esfuerzos extensionales a lo largo de un acoplamiento de cizalla este-oeste produjeron un gran vector de extensión en la dirección NE-SW. El lineamiento de Cruzeiro do Sul está claramente asociado con las estructuras de rift extensionales de la Elevación de Río Grande, que dieron lugar a depocentros parcialmente rellenos de sedimentos. El rift probablemente fue causado por movimientos transtensionales a lo largo de la zona de cizalla o por un acoplamiento de cizalla este-oeste que produjo la fosa extensional. Los movimientos de strike-slip a lo largo de la zona de cizalla probablemente dieron lugar a una intensa fracturación de las cortezas continental y oceánica, permitiendo el ascenso de material volcánico (plugs ígneos), a menudo observados como sills y flujos de lava dentro de la secuencia sedimentaria (Szatmari y Mohriak 1995; Mohriak 2004).

Teniendo en cuenta los múltiples conjuntos de datos aquí abordados, y en base a las analogías de otras mesetas oceánicas similares, las posibles explicaciones del origen de la topografía positiva de la Elevación de Río Grande con una anomalía de Bouguer negativa en la cresta incluyen: • El engrosamiento de la corteza oceánica debido a un excesivo magmatismo en el inicio, como en la meseta de Kerguelen del océano Índico o la meseta de Ontong Java del océano Pacífico Occidental (Cofin y Gahagan 1995); • Un edificio volcánico con un profundo enraizamiento cortical en el manto y calderas colapsadas en la cresta; • La alteración composicional de las rocas del manto superior dando lugar a serpentinitas con una densidad reducida;

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• Tectónica extensional con un acoplamiento de cizalla dextral asociado con fallas transformantes; • Una hipótesis más remota es un fragmento abandonado de corteza continental hacia la cuenca de la principal zona de rift, como, por ejemplo, la colina submarina Orphan del Atlántico NW (Chian et al. 2001) o el microcontinente Jan Mayen al norte de Islandia (Kodaira et al. 1998).

Este enigmático elemento podría tener un origen asociado con procesos geodinámicos dentro de la corteza inferior. Los datos geológicos y geofísicos existentes (de campo potencial y sísmica de penetración somera) captan principalmente las propiedades de la corteza superior. La verdad podría estar lejos de nuestra interpretación actual. Como a menudo se repite a los estudiantes cuando observan un afloramiento, “La estructura que vemos en superficie es sólo una expresión mínima de lo que está, en realidad, oculto a nuestra vista”.

Finalmente, las destacadas estructuras observadas en perfiles de reflexión sísmica profunda recientes a lo largo de la corteza oceánica de la provincia de aguas ultra profundas de los márgenes continentales divergentes comportan llamativas similitudes con estructuras aflorantes como las ofiolitas o los complejos de núcleos metamórficos. Estos podrían constituir temas para una futura investigación.

Agradecemos a Scot Fraser la amable invitación para presentar este artículo en el Congreso de Resurgimiento del Rift y a la dirección de Petrobras, en particular a G. O. Estrella, M. Carminatti y S. Anjos, por el permiso para presentar los datos y las interpretaciones en la reunión técnica y para publicar este trabajo. La recopilación de datos de campos potenciales y sísmicos a lo largo del margen brasileño formó parte del proyecto de máster de M. Nobrega en la Universidad Federal Fluminense de Río de Janeiro, y se presentó un trabajo preliminar en el III Congreso Brasileño de Oceanografía, Fortaleza, en 2008.

Asimismo, damos las gracias a varios colegas de Petrobras, la Universidad Federal Fluminense y la Universidad del Estado de Río de Janeiro por los esclarecedores debates. Estamos agradecidos por la útil revisión crítica de los revisores anónimos, que aportaron varios comentarios constructivos y sugerencias relevantes que mejoraron el manuscrito.

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