Chapitre I – Partie 2 – Contexte géologique du bassin de Neuquén et de la Fm de la Vaca Muerta
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Avant-propos
Du fait de ses qualités d’affleurements, des nombreuses données acquises sur les carottes sédimentaires mises à disposition par Total, et du nombres important d’étude géologiques réalisées dans cette zone, la formation de la Vaca Muerta dans le bassin de Neuquén constitue un cadre d’étude de premier choix. Cette seconde partie du chapitre synthétise le contexte géologique du bassin de Neuquén ainsi que celui de la formation de la Vaca Muerta.
En premier lieu, nous repositionnons le bassin de Neuquén au sein du cadre géodynamique de l’Argentine, et plus spécifiquement, au sein de la cordillère des Andes en résumant l’évolution régionale andine. Puis nous détaillons les principaux domaines structuraux du bassin. Pour finir avec le bassin de Neuquén, nous présentons le contexte tectono-sédimentaire.
Dans un second temps, nous exposerons le contexte géologique de la formation de la Vaca Muerta, avec i) sa stratigraphie, et ii) les différentes lithologies qui la compose. Nous finirons par le potentiel pétrolier qu’elle représente et un historique de l’évolution de l’exploitation pétrolière dans ce bassin.
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I. Cadre morphostructural des Andes
A.Segmentation des Andes
La cordillère des Andes longe la partie ouest de l’Amérique du Sud sur plus de 8 000 Km, depuis le Venezuela au nord, jusqu’à la Terre de Feu et le Cap Horn au sud (Figure 78). Elle résulte de la subduction successive du nord au sud des plaques Cocos, Farallon, Nazca puis Antarctique, sous la plaque Amérique du Sud(Diraison et al., 2000). Cette subduction a commencé il y a 200 Ma (Forsythe, 1982) par un processus de marge active de type non-collisionnelle. La Cordillère des Andes est caractérisée par trois grands domaines morpho structuraux localisés dans la Figure 78 (Urien and Zambrano, 1994) et détaillés ci-dessous :
1. Les Andes Septentrionales
Les Andes Septentrionales résultent de la subduction des plaques Caraïbes, Cocos et Nazca sous la plaque Amérique du Sud. Ce segment se caractérise par un régime collisionel transpressif se produisant à l’est du plateau océanique colombien contre la marge continentale dans la partir NW de l’Amérique du Sud (Schmitz, 1994). Cette zone se situe entre le Venezuela (12°N) et le Pérou (10°S). La morphologie de cette chaîne de montagne est concave et arquée avec des sommets atteignant les 6000 m dans la cordillère blanche péruvienne. Elle est étroite et présente une largeur de 200 kilomètres.
2. Les Andes Centrales
Les Andes Centrales sont la conséquence de la subduction de la plaque Farallon puis Nazca sous la plaque Amérique du Sud. Dans cette zone, la chaîne andine atteint une largeur de 800 km avec des altitudes dépassant les 6000 m. Elles sont caractérisées par (i) une subduction océanique entrainant une forte activité magmatique dans les parties occidentales et (ii) un raccourcissement tectonique essentiellement accomodé dans la partie orientale (Howell et al., 2005; Irving, 1971). Tout comme les Andes Septentrionales, la géométrie de ce segment présente une forme arquée concave et se subdivise en trois parties ; i) au nord, les chaînons montagneux résultent d'une zone de subduction sub-horizontale impliquant la dorsale de la plaque Nazca (Espurt et al., 2007; Sébrier and Soler, 1991), ii) au centre, l’anticlinal bolivien est limité par le plateau de l’Altiplano-Puna (Capitanio et al., 2011; Eichelberger and McQuarrie, 2015; Isacks, 1988) et comprend une épaisseur crustale pouvant atteindre les 70 Km, puis iii) au sud, les Andes sont associées à une subduction horizontale de la ride Juan Fernàndez (Clouard et al., 2007; Von Huene et al., 1997; Yáñez et al., 2001). Le bassin de
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Neuquén (en orange sur la Figure 78)se trouve dans la partie sud de cette zone. Son contexte géodynamique sera détaillé ultérieurement dans le chapitre I partie 2 paragraphe II.B.
Figure 78 : Vue satellite Google Earth de l’Amérique du Sud et des plaques tectoniques adjacentes. Les trois principaux domaines andins sont séparés par des pointillés bleus. Les plaques tectoniques sont délimitées par des pointillés oranges. Les vitesses de convergence des plaques (en cm/an), marquées par les flèches oranges des plaques Amérique du Sud, Nazca et Antarctique, sont issues des données de Pardo Casas et Molnar (1987) et de Cobbold et Rossello (2003). Les vitesses absolues des plaques (en cm/an), marquées par des flèches blanches, d’après Gripp and Gordon (2002). Le bassin de Neuquén est matérialisé par la zone orangée.
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3. Les Andes australes
Les Andes australes résultent de la subduction de la plaque Nazca et Antarctique sous la plaque Amérique du Sud. Ces deux plaques interagissent entre elles, et initient la ride nord de la plaque Scotia (Barker, 2001; Ghiglione and Ramos, 2005; Sigmarsson et al., 1998; Stern and Kilian, 1996). Le régime tectonique de cette partie est transpressif (Lagabrielle et al., 2009). La morphologie de la chaîne est rectiligne et large de quelques 300 km avec des sommets atteignant les 5 000 m au nord de la zone.
B. Évolution de la convergence des plaques
Depuis le Mésozoïque, l'orogenèse andine est contrôlée par i) la vitesse absolue des plaques, ii) le taux de convergence des différentes plaques sous la plaque Amérique du Sud et iii) leur obliquité dans la zone de collision (Cobbold and Rossello, 2003; Pardo-Casas and Molnar, 1987a; Pardo-Casas and Molnar, 1987b; Sdrolias and Müller, 2006). L'évolution des vitesses de convergence du Crétacé à l'actuel a été estimée par l'analyse des anomalies magnétiques mesurées dans les roches du plancher océanique pacifique (Pardo-Casas and Molnar, 1987b; Somoza, 1998) (Figure 79).
De l’Albien au Campanien (113 Ma à 72 Ma), la vitesse de convergence était élevée (près de 10 cm/an). Cette période coïncide avec l’initiation de l’orogenèse andine initiant les premières déformations et les premiers reliefs, et correspond à la phase tectonique Péruvienne. Entre le Crétacé Supérieur et le Paléocène (72 Ma à 56 Ma), la direction de convergence est oblique par rapport à la fosse océanique (Figure 79A) et la vitesse de convergence diminue considérablement de l’ordre de 0,5 cm/an (Figure 79B). A partir de 49,5 Ma, et tout au long de l’Éocène moyen, la direction de convergence change radicalement et devient quasi perpendiculaire à la limite des plaques Farallon et Amérique du Sud. Ce changement de direction s’accompagne d’une forte accélération de la convergence de plus de 15 cm/an, coïncidant avec la phase tectonique Incaïque (Pardo-Casas and Molnar, 1987b)(Figure 79A & B) (Jaillard and Soler, 1996; Soler and Bonhomme, 1990; Somoza, 1998). A l’Oligocène (~30 Ma), la vitesse de convergence et l’obliquité des plaques diminuent (valeurs d’angles oscillant entre les 30° et 10°, Figure 79C) (Pardo-Casas and Molnar, 1987b; Pilger Jr and Rex, 1981; Somoza, 1998).
Au cours du Néogène (23 Ma), la vitesse de convergence augmente de nouveau pour atteindre un pic d’environ 15 cm/an (Figure 79B). Cette accélération coïncide avec la phase tectonique Quechua de l’orogenèse andine (Pardo-Casas and Molnar, 1987b). Jusqu'à l'actuel, la vitesse de convergence a diminuée et reste constante (~10 cm/an) (DeMets et al., 1990; Klotz et al., 2001; Norabuena et al., 1998).
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Les phases tectoniques corrélées aux périodes d’accélération de la vitesse de convergence entre les plaques Nazca et Amérique du Sud s’observent sur le terrain aussi bien dans les Andes Centrales (Kennan et al., 1995; Lamb et al., 1997) que dans les Andes Australes (Cobbold and Rossello, 2003).
Figure 79: Évolution de la convergence des plaques Amérique du Sud et Farallon puis Nazca : A. Position de deux points sur la plaque Nazca, qui se sont formés au moment de l’anomalie magnétique 30-31 il y 68 Ma. Les anomalies magnétiques sont en gras et les ellipses rouges représentent l’incertitude de la position des points. Modifié d’après Padro-Casas et Molnar (1987). B. Vitesse de convergence depuis le Crétacé supérieur à la latitude 40°S, modifié d’après Pardo-Casas & Molnar (1987). Les deux périodes d’accélération de la vitesse de convergence correspondent aux phases compressives Incaïques (Éocène inférieur-moyen) et Quechua (Miocène) C. Évolution du gradient d’obliquité des plaques depuis l’Éocène jusqu’à l’actuel. Les courbes correspondent à une synthèse des travaux de Pilger (1981), Pardo-Casa & Molnar (1987) et Somoza (1998).
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II. Le bassin de Neuquén
A.Contexte morpho-structural
Au cours du cycle orogénique Andin (du Trias supérieur au Pliocène), une série de bassins sédimentaires, de type avant-arc, intra-arc et rétro-arc se sont développés en Argentine et au Chili. Situé à l'ouest de l'Argentine, le bassin sédimentaire mésozoïque de Neuquén s’étend de 66°W à plus de 71°W d’est en ouest, sur la bordure est de la cordillère des Andes, au niveau des Andes méridionales. Il couvre une superficie de plus de 120 000 km2
et sa forme triangulaire est délimitée structurellement par deux blocs cratoniques : i) la chaîne Pampean-Sierra Pintada au nord-est et ii) le massif nord patagonien au sud-est. La ceinture orogénique marque la limite ouest du bassin (Hogg, 1993; Yrigoyen, 1991) (Figure 80).
Figure 80: A. Zonations structurales du bassin de Neuquén. La zone ouest et la zone dite de transition sont fortement affectées par la tectonique compressive andine alors qu’un contexte tectonique avec une compression moins marquée l’emportent sur la zone est. La mégasuture (grand chevauchement) séparant l’embayment des zones déformées dans la cordillère est surlignée en gras. B. Carte des différentes provinces du bassin de Neuquén. Le dépocentre de l’embayment central est séparé de l’embayment sud par la dorsale cisaillante de Huincul qui délimite la mégasuture. La ride de Hinge marque la flexure entre l’embayment et la plateforme nord-est. Modifié d’après Urien et Zambrano (1994).
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Le bassin de Neuquén comprend un enregistrement sédimentaire de plus de 6 000 mètres d’épaisseur couvrant une période allant du Trias jusqu’au début du Cénozoïque (Leanza et al., 1973). La sédimentation d’abord continentale (volcano-clastique) évolue vers une sédimentation marine avec le développement d’un bassin d’arrière-arc à partir du Jurassique inférieur, puis redevient continentale au Crétacé supérieur avec la mise en place d’un bassin d’avant-pays (Howell et al., 2005). Le bassin est subdivisé en trois grandes zones (Figure 80A) : i) la « zone est », aussi appelée la région de l’embayment, où les séries du Mésozoïque demeurent peu déformée et n’affleurent pas, ii) la zone de transition au centre du bassin aussi appelées « ceintures plissées » et le ii) la partie ouest, connue sous le nom de Neuquén Andin. Chacune de ces zones est divisée en provinces (Figure 80B) qui sont affectées par la déformation de la tectonique andine (Tableau 1) (Urien and Zambrano, 1994).
Tableau 1 : Classification des zones morpho structurales du bassin de Neuquén affectées ou non par la déformation de la tectonique andine. FTB=Fold and Thrust Belt. Modifié d’après Urien et Zambrano (1994)
Major deformation by Andean tectonism Minor deformation by Andean tectonism
Provinces in the Andean Neuquén
province Transition province Embayment province
Orogenic belt Chihuidos-Huantraico folded zone Northeastern platform Loncopué trough Reyes-Llancanelo folded
zone Hinge line
Cordillera de Viento Embayment
Tromen-Payun volcanic uplift Dorsal shear zone
Agrio-Chos Malal and South
Mendoza FTB Southern embayment
1. Le Neuquén Andin
Le Neuquén Andin se compose des provinces suivantes : le principal front orogénique aussi appelé la cordillère principale, la gouttière de Loncopué, la cordillère Del Viento et les différentes ceintures plissées de l’Agrio, Chos-Malal et de Mendoza sud. Ces provinces contiennent 6 km d’épaisseur de séries sédimentaires déformées depuis le Crétacé supérieur. Une partie de cette zone est recouverte par des sédiments clastiques, pyroclastiques et volcaniques datant du Mésozoïque et du Cénozoïque. L’essentiel des déformations compressives affectant les sédiments présentent des structures nord-sud.
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a. La ceinture orogénique
La ceinture orogénique est constituée des roches du socle et a permis leur mise à l’affleurement à l’ouest du bassin. Les structures les plus grandes dans le Neuquén Andin sont les grands chevauchements à vergence est et parallèles à la ceinture orogénique (Vergani et al., 1995). Les anticlinaux des séquences sédimentaires du Mésozoïque orientés nord-sud, ayant une longueur kilométrique à pluri kilométriques, sont recoupés par des chevauchements du Tertiaire (Cobbold and Rossello, 2003; Horton et al., 2016; Urien and Zambrano, 1994).
b. La gouttière de Loncopué et la Cordillère Del Viento
Longue de 200 km et large de 30 km, la gouttière de Loncopué est associée à la dépression provoquée par les failles normales des hémigrabens du socle (Ramos, 1978), et localisée près de la frontière chilienne (Figure 80B). Le nord de cette zone est délimité par les hauts structuraux de la cordillère Del Viento composée de sédiments du Paléozoïque affleurant à la surface (Leanza et al., 2005; Llambías et al., 2007). Cette zone a subi un flux thermique anormalement haut, conduisant la transformation des shales de Los Molles en anthracite (Sagripanti et al., 2014).
c. Les ceintures plissées
Le bassin de Neuquén comporte différentes ceintures plissées du nord au sud, respectivement appelées les ceintures de Mendoza sud (comprenant Ramada, Aconcagua, Malargüe), la ceinture de Chos Malal et la ceinture de l’Agrio (Figure 80B) (Cobbold and Rossello, 2003; Ramos and Kay, 2006). Ces ceintures regroupent d’importants anticlinaux d’orientation nord-sud, issus des déformations successives du Crétacé supérieur et du Tertiaire, notamment au nord du bassin (Zapata and Folguera, 2005). Ces ceintures ont permis la mise à l’affleurement d’épaisses séries du Mésozoïque et du Cénozoïque (Folguera et al., 2015; Valcarce et al., 2006; Yagupsky et al., 2008).
2. La zone de transition
La zone de transition, aussi appelée zone plissée de Chihuidos-Huantraico-Reyes-Llancanelo, se situe entre le Neuquén Andin et l’embayment. Elle se compose des provinces de Chihuidos, Huantaico, Reyes et Llancancelo représentant des zones plissées délimitées à l’est par la mégasuture (Figure 80B). Son étendue est limitée à l’est par la mégasuture qui s’étend depuis les ceintures plissées de Mendoza, et par la dorsale cisaillante au sud du bassin (Figure 80B) (Urien and Zambrano, 1994). Cette zone de transition se divise en trois segments ; i) l’avant pays de Llancanelo se compose d’une série d’anticlinaux recoupés par des