Alumno:

SAMIR DE JESUS CARBAJAL BARCO

Materia:
Estratigrafía

Docente:
M. en I. Miguel Varela Santamaría

Tema:
Sistema Tectónico, Estratigráfico y Desarrollo
de Hidrocarburos del Borde Sur del Golfo,
México y Guatemala

07 de mayo de 2017
 Introducción
El borde sur del Golfo de México contiene varias cuencas del Mesozoico y
Cenozoico importantes que se originaron en Norteamérica y Sudamérica separados
en el Mesozoico temprano. Esta red de cuenca incluye cinco depocentros
principales separados por altos de basamento de varios relieves estructurales, a
través de un origen común y tectono-estratigrafíco. El borde sur del Golfo incluye la
Bahía de Campeche, salina del Istmo, Sureste, Chiapas, y cuenca Petén, los cuales
bordean los flancos sur y oeste de la gran plataforma carbonatada Yucatán. Las
cuencas Sureste y Campeche son realmente mitad en tierra y mar de una sola
cuenca del Mesozoico. Este se divide por fallas normales del Neógeno en los
depocentros Macuspana y Comalcalco, separados por Reforma-Akal
(Villahermosa). El cinturón plegado de Chiapas es el deforme y levantado residuo
de la depresión de Chiapas, una alargada cuenca con tendencia NW-SE que vincula
el Sureste en las cuencas en el subsuelo. El Petén se divide en mitades norte y sur
por el arco de La Libertad, una prominente cresta de basamento. Al noroeste de las
cuencas se funden en mar profundo en la Bahía de Campeche para formar una
amplia cuenca deformada y por la sal móvil, algo parecida a la de aguas profundas
norte del Golfo.
El desarrollo de las acumulaciones de clase mundial de hidrocarburos en el sur
puede estar vinculado a una historia dinámica de la formación de la cuenca, la
evolución y de alguna destrucción. Un elemento clave en esta historia es la
interacción local a través de tiempo entre pasivos, transformantes y ambientes
tectónicos de margen continental activo y la sedimentación.
El norte y sur del Golfo comparten muchas similitudes estratigráficas, sin embargo,
en lugar de ser un "espejo-imagen" del norte del Golfo, el sur del Golfo experimentó
una serie única de eventos relacionados con su proximidad al margen activo del
Pacífico. Estas diferencias aparecen por primera vez en el Cretácico medio,
llegando a ser cada vez más dramáticos en el Terciario. Todos los elementos en
juego muestran algún efecto de los acontecimientos del Cretácico y Terciario tardío
que distinguen a esta área desde los márgenes norte y oeste del Golfo. Algunas de
las diferencias más importantes incluyen:
• Levantamiento diacrónico, karstificación y dolomitización de carbonatos del
Cretácico debido a la flexión de la corteza durante la aproximación Cretácico tardío
y la colisión del arco Antillas Mayores;
• Deformación extrema del sur de la plataforma Yucatán, hasta finales de Cretácico
del arco Antillas Mayores, y luego en la falla de rumbo sinistral Terciario a lo largo
del límite norte de la placa del Caribe
• Numerosos pequeños ríos que drenan levantamientos terciarios locales que
exponen variada procedencia
• Neógeno proximal de la orogénesis de Chiapas, asociada con elevación, la
deformación, la erosión y un aumento dramático en el suministro de sedimentos a
las cuencas cercanas
• Los efectos del subsuelo de compresión activa en el promontorio cinturón plegado
de Chiapas, empuje que se extienden hacia el norte y al impacto fuerte a estructura
en zonas de altura
• La presencia local del vulcanismo Plio-Cuaternario.
Así, el tiempo, la importancia, y la distribución de la sedimentación, la estructuración
y la erosión son las piezas más importantes del rompecabezas de sistemas de
hidrocarburos del Golfo del sur, en particular en lo que se refiere a la comprensión
en el norte del Golfo.
Historia de la Exploración y aparición de hidrocarburos
El primer descubrimiento significante de hidrocarburos en México tuvo lugar en 1904
con el pozo La Pez-1, así el descubrimiento del campo Pánuco cerca de Tampico,
Tamaulipas, que daba 1500 barriles al día a partir de calizas cretácicas fracturadas.
La exploración y el desarrollo de los esfuerzos posteriores de PEMEX han dado
lugar a la producción diaria actual en México de 2,75 millones de barriles de petróleo
y 3,5 millones de pies cúbicos de gas. Las estimaciones de yacimientos
recuperables probadas en México son muy significativas, situando a México como
uno de los más importantes países productores de petróleo actuales y futuros del
mundo.
La parte expuesta del cinturón plegado de Chiapas en el sureste de México ha sido
escasamente perforada. Dos campos se han descubierto: Nazaret, situada en el
cinturón plegado central, que produce gas y condensado de dolomitas intercaladas
con evaporitas del Aptiano-Albiano; Lacantún, en el sureste de Chiapas cerca de la
frontera de Guatemala, su producción es de dolomitas del Albiano de la formación
Cobán C. Geológicamente, ambos campos realmente pertenecen al play
Rubelsanto del centro de Guatemala.
Play Reforma
El play Reforma, en el norte de Chiapas dentro de la cuenca del Sureste, produce
alrededor de 650.000 barril por día, lo que equivale un 26 por ciento del total diario
mexicano. Los yacimientos son principalmente rocas carbonatadas de diferentes
facies que varían en edad desde Kimmeridgiano al Maastrichtiano, con clastos del
Terciario.
Play Campeche
La importancia del play Reforma fue parcialmente eclipsado por el descubrimiento
del play Campeche, ubicado en alta mar en la Bahía de Campeche. Los Campos en
este play se producen de 70 hasta 175 kilómetros al norte de Tabasco en
profundidades de menos de 100 metros. El pozo Chac-1 ha establecido la
producción en 18 campos, todo en estructuras anticlinales asociadas a sal. Brechas
carbonatadas de plataforma de margen Cretácico Superior y Paleoceno son los
principales yacimientos secundarios que incluyen del Jurásico Superior a
secuencias carbonatadas fracturadas del Cretácico medio, Jurásico (Oxfordiano)
superior. Lutitas del Paleoceno sellan los yacimientos más pequeños, mientras que
las pizarras del Mesozoico, carbonatos, y la sal sellan los depósitos mesozoicos.
Cantarell, es el campo más grande de este play, por sí solo representa el 35 por
ciento de la producción diaria de México, y es el sexto campo mayor del mundo.
Guatemala-Belice
En contraste con el SE México, los descubrimientos de hidrocarburos en el norte de
América Central hasta la fecha han sido pequeños. La presencia de hidrocarburos
comerciales en Guatemala se estableció en 1974 con el descubrimiento del campo
Rubelsanto en la parte centro-occidental del país (sureste de Chiapas). La
producción actual en Guatemala va de 5.000 a 10.000 barriles al día a partir de dos
plays, el Rubelsanto y Xan. La producción de petróleo en el play Rubelsanto es de
yacimientos de dolomita del Cretácico Medio presentes en estructuras anticlinales
del cinturón plegado de Chiapas-Guatemala.
Basamento Pre-Mesozoico
Se tiene conocimiento del basamento pre-rift de Yucatán y el sur del Golfo de
México bajo la superficie donde se ve limitada por los escasos datos primarios. Los
afloramientos se restringen a zonas del sur de la zona, y el control del pozo es
escasa fuera de las principales cuencas productoras. Con el fin de extrapolar más
allá de este control limitado, se utilizaron las compilaciones de datos gravimétricos
y magnéticos, combinado con el dominio de los datos sísmicos y mapas, y las
inferencias obtenidas de reconstrucciones Pérmico-Triásico de la circum-Golfo de
México.
Bloque de Yucatán
El bloque de Yucatán es el remanente de un gran fragmento de la corteza
continental, que sobrevivió a la ruptura continental Mesozoico relativamente intacto.
El límite entre la corteza continental y oceánica marca los límites norte y este del
bloque en el Golfo de México y la cuenca de Yucatán, respectivamente.
Los afloramientos y configuración de sub-superficies.
La presente configuración del basamento refleja un rifting mesozoico que ocurrió
cuando abrió el Golfo de México. La respuesta del basamento a la extensión fue
muy variable dentro del bloque de Yucatán, con la mayor extensión que ocurre
alrededor de sus márgenes. El canal Chiapas marca el único lugar de significativo
adelgazamiento cortical Mesozoico en el interior del bloque de Yucatán, que separa
la corteza más gruesa y menos deformada del macizo de Chiapas al suroeste, y del
largo bloque Maya continental hacia el noreste.
Las exposiciones de basamento cristalino se limitan a la ribera sur de Yucatán,
donde forman un prominente semicírculo. Tres altos de basamento importantes
están expuestos los cuales son:
 Macizo de Chiapas: Este bloque de tendencias NW del Precámbrico y
Paleozoico de rocas metamórficas y plutónicas; ha sido una fuente de
sedimentos clásticos y estructurales desde tiempos del Pérmico
 Montañas Maya: Situado en el borde sudeste del bloque de Yucatán, esta
exposición de rocas metamórficas del Paleozoico probablemente representa
los restos de un brazo de la corteza, levantada en una importante "pata de
perro" durante la extensión del Mesozoico
 Chuacus y Montañas Las Minas: Esquistos de mica y gneis de la Serie
Chuacús están expuestos en una serie de este a tendencias de rangos a lo
largo de la zona de límite de placa Caribe de América del Norte. Además de
los altos del basamento expuestos, varios altos de basamento han penetrado
en los pozos, que se detectaron en los datos sísmicos, o inferidos en el
subsuelo por la interpretación de facies patrones y potencial de los datos
campos: Arco la Libertad y otros altos de basamentos pequeños
El canal de Chiapas es una tendencia de depresión al noroeste bastante simétrica
con mínimos subsidiarios y medio-grabens en su noreste y suroeste. El canal forma
una continuidad en tierra de la Bahía de Campeche, que se extiende hacia el sureste
y se estrecha y se vuelve más superficial al sureste, donde se combina con
estructuras de este a oeste.
El canal de Chiapas y de la cuenca sur de Yucatán están separados por una serie
de altos de basamento inclinados que se extienden hacia el oeste desde el extremo
occidental del arco de La Libertad.
Orogénesis Pre-Mesozoica y Reconstrucción
La sedimentación y la fábrica estructural del circum-Golfo de México fueron
fuertemente influenciadas por el grano de basamento que se originó durante el
Paleozoico. Esta es particularmente cierta a lo largo del borde sur del Golfo, donde
la estructura del basamento siguió desempeñando un papel importante en
desarrollo de la cuenca, la geometría, y así la sedimentación en el Neógeno.
El patrón estructural de bloques de basamento que iba a influir más tarde Mesozoico
estratigrafía refleja la influencia del Mississipiano-Pérmico Inferior, Ouachita-
Marathon (Alleghaniano) placas de América del Norte, Yucatán y América del Sur.
Las posiciones de margen pasiva Paleozoico, y cuencas de antepaís indican una
zona de subducción activa debajo de Yucatán antes de la colisión.
La correlación de las exposiciones dispersas de sedimentos y rocas metamórficas
de finales del Paleozoico muestran que el macizo de Chiapas fue parte del bloque
de Yucatán. Las pruebas paleomagnéticas indican que se restaura a una posición
Pérmico-Triásico en el noroeste del Golfo. Estos datos también sugieren que en
este momento el margen occidental de Yucatán daba al norte o noroeste. Las fechas
radiométricas de granitos en el macizo de Chiapas y relaciones estratigráficas con
estratos del Paleozoico Superior implican su origen como un complejo batolito
Paleozoico, probablemente dentro de un macizo de arco continental. El cinturón
intrusivo Paleozoico tardío también incluye los altos de basamento de Coahuila y
Tamaulipas, en el noreste de México. Antes de la colisión Paleozoico tardío con
América del Norte, estos intrusivos formados como un tipo arco andino macizo
magmático en el borde de choque (margen activo) de Gondwana ya que cabalgaban
hacia el norte a través y se consumen de forma activa la corteza oceánica del
océano proto-Atlántico.
Alternativamente, Chiapas y Yucatán pueden representar fragmentos continentales
periféricos que fueron dejados atrás durante la apertura anticipada del proto-
Atlántico, y más tarde se extendieron a lo largo del margen activo de Gondwana en
el tiempo Paleozoico Tardío.
Por el final del Paleozoico, los elementos del basamento que actualmente son piso
de cuencas del circum-Golfo habían amalgamado con el norte de América del Sur
para formar una porción del oeste de la Pangea. El cierre completo del océano
proto-Atlántico ocurrió con el choque de Norteamérica y Sudamérica con el bloque
de Yucatán.
La orogénesis que acompañó el cierre del océano proto-Atlántico resulta de una
colisión continental que creó un macizo montañoso que se sentó en el Golfo de hoy
en día.
Golfo relacionado (margen pasivo) Desarrollo de la Cuenca
El área de estudio está atravesada por la frontera entre el margen pasivo del Golfo
de México y el margen activo del Pacífico. La sedimentación y desarrollo de la
cuenca fueron influenciados tanto por la tectónica de márgenes pasivos y activos.
Hasta el final del Cretácico Inferior de la evolución tectónica y estratigráfica fueron
dominadas por el Golfo de México y eventos eustaticos. Por el contrario, en el
Cretácico Superior a través del desarrollo Terciario resultó de eventos margen del
Pacifico vinculados a la tectónica del Caribe.
La deposición de los estratos del Mesozoico temprano puede estar relacionado con
la influencia regional de la apertura del Golfo de México. Impulsado en el Jurásico
Medio de segundo orden con súper secuencias bien desarrolladas cretácicas
Media. Estas secuencias se correlacionan bien con las que se encuentran en el
resto de la circum-Golfo en el Cenomaniano este enlace para eustatismo fue
interrumpido permanentemente por el Tectónica del margen pacifico. Así, el
Mesozoico tardío desarrollo la estratigráfica Cenozoica del borde sur del Golfo que
es muy diferente del resto del Golfo.
El desarrollo de la cuenca post-Paleozoico del borde sur del Golfo puede ser dividido
en 7 fases principales, cada uno con sus propios patrones de sedimentación
impulsados por el entorno tectónico reinante en ese momento:
Fase 1: Rifting Triásico-Jurásico (~ 23O - 144 Ma)
Fase 2: Deriva pasiva del Jurásico Tardío (144-130 Ma)
Fase 3: Hundimiento térmica de Cretácico temprano (130-98 Ma)
Fase 4: Flexibilidad de la corteza cretácea tardía y el arco de isla de colisión
(98 - 66,5 Ma)
Fase 5: Orogénesis oblicua y relajación oblicua paleoceno-eoceno (66,5--49,5
Ma)
Fase 6: Eoceno-transpresión reciente (49,5 Ma - Presente)
Fase 7: Orogénesis Mioceno (25.2 Ma - Presente)
Las primeras tres fases registran la creación y el hundimiento pasivo de cuencas
asociadas con la extensión de circum-Golfo. Las fases posteriores muestran la
influencia del margen Pacífico activo. El efecto de estos eventos posteriores varía
según la ubicación, orientación, y la geometría de las cuencas individuales.
Fase de cuenca 1: Rifting Triásico-Jurásico (~ 23O - 144 Ma)
Las cuencas del Golfo de México se originaron durante un período prolongado y
episódico de extensión Triásico y Jurásica. La extensión triásica fue impulsada
inicialmente por el colapso de la orogenia Alleghaniana, a través de la inversión
negativa de fallas de empuje preexistentes. Los datos estratigráficos para este
intervalo son relativamente escasos. Sin embargo, se encuentran suficientes
exposiciones relacionadas con el rift en todo el Golfo en asociación con subculturas
de la orogenia paleozoica para indicar una fuerte correlación espacial.
Marton y Buffler (1993) abogan para una historia cinemática en dos etapas para
rifting y apertura del Golfo. La plataforma de Yucatán se produjo durante la primera
fase en Triásico y Jurásico temprano. Esto fue seguido por la rotación en el sentido
contrario de las agujas del reloj de Yucatán en el Jurásico Medio-tardío tiempo.
Los grabens triásicos en el este de los Estados Unidos son paralelos al margen del
Atlántico central, lo que indica la separación del ESE entre América del Norte y
Gondwana. Los bloques del sótano en la región del Golfo están limitados por las
fallas normales oblicuas sinistrales de la edad Triasico-Liasico Superior que cortan
estructuras de Permico-Triasico y las intrusiones. Por lo tanto, la extensión triásica
sincrónica en la región del Golfo debe haber sido oblicua, con un fuerte componente
sinistral a lo largo de las fallas oblicuas de tendencia ESE.
La mayor parte del alivio bruto del basamento en la región se estableció durante la
extensión mesozoica temprana. El Macizo de Chiapas era un basamento expuesto
elevado que arrojaba clastos hacia el norte en bajos adyacentes. El bloque maya
en Belice y su segmento subterráneo hacia el oeste, el Arco de La Libertad, se
formaron a lo largo de la extremidad meridional de una "pierna de perro" en la
corteza, en fallas que expresaron una extensión temprana entre Yucatán y
Sudamérica. En la sierra de Chiapas se deducen varias elevaciones subterráneas
del sótano, a partir del patrón de deformación en los sedimentos superpuestos y la
interpretación de la gravedad, los datos magnéticos y los datos sísmicos limitados.
En el Jurásico, el rifting activo que implicaba un adelgazamiento permanente de la
litosfera había suplantado el colapso post-orogénico como el mecanismo impulsor
de la extensión en el Golfo. Los datos paleomagnéticos muestran la rotación a la
izquierda de Yucatán durante la extensión jurásica.
La rotación de Yucatán y la extensión oblicua generaron grabens profundos y half-
grabens que controlaban la deposición de la fuga syn-rift los depósitos posteriores.
Los bajos de los sótanos conectados formaban una amplia red de cuencas
entrelazadas. La depresión de Chiapas se desarrolló como un bajo subterráneo
prominente en el noroeste. Este depocentro se ensancha hacia el noroeste en la
Bahía de Campeche, donde forma el contenedor para los sistemas de hidrocarburos
más importantes del sureste de México.
Los movimientos jurásicos entre Yucatán y el este de México fueron oblicuos, con
un fuerte componente dextral. A medida que Yucatán avanzaba hacia el sudeste, el
macizo de Chiapas se movía hacia el sur a lo largo de la falla de transformación de
Tamaulipas-Chiapas en el este de México. Esto causó divergencia entre Chiapas y
Yucatán, abriendo el canal de Chiapas como brazo hacia el sur del sistema del rift
del Golfo de México.
Debajo de la plataforma central de Yucatán, otro bajo del sótano se deduce
tentativamente de las interpretaciones de la gravedad y del engrosamiento sutil de
los paquetes del sedimento del post-rift en el área, implicando subsidencia
diferencial sobre una depresión enterrada del sótano.
Estratigrafía y Paleografía
La estratigrafía Pre-Cenomaniano se puede subdividir en cuatro súper secuencias
de segundo orden que fueron definidos previamente en el noreste de México. Una
quinta súper secuencia, como se define en el noreste de México, no se reconoce
aquí, el resultado de súper secuencias finales de interés de segundo orden es:
 Súper secuencia 1- Batoniano superior a Kimmeridgiano inferior (158,5 -144
Ma);
 Súper secuencia 2 - Kimmeridgiano Inferior a Berriasiano (144 -128,5 Ma),
 Súper secuencia 3 - Valanginiano superior a Aptiano inferior (128,5 a 112
Ma),
 Supersecuencia 4 – Aptiano Inferior a Albiano Superior (112 a 98 Ma)
La sedimentación relacionada al Rift y a la actividad ígnea acompañaron la falla del
bloque Triásico. La extensión se acompañó de levantamiento regional y erosión de
los sedimentos del Paleozoico Tardío y basamento. La erosión produjo cantidades
masivas de sedimentos clásticos que llenaron grabens profundos. La sedimentación
está relacionada a rift en el sureste de México incluye gruesos graben relleno pre-
Calloviense.
A lo largo del borde meridional de Yucatán, los primeros sedimentos marinos
conocidos son Caloviano en edad, basado principalmente en la correlación con
evaporitas y depósitos de sal más al noroeste.
En los flancos norte y sur del arco de La Libertad en Guatemala, los datos sísmicos
muestran una gruesa secuencia de reflectores en capas, no deformados, en medio
grabens invertidos y profundos. Estos estratos son interpretados para representar
sedimentos pre-158 Ma depositados sobre la inconformidad Permo-Triásico, y
parecen espesarse lejos del arco al norte y al sur.
SS1: Batoniano Superior - Kimmeridgiano Inferior (158.5 - 144 Ma)
La Supersecuencia 1 está dominada por la deposición LST-TST de segundo orden
que registra la incursión marina inicial por encima de la topografía rift pre-158,5 Ma.
Proximal a los altos del basamento rebajados, los grabens y los half-grabens
recibieron clasificadores fluviales-aluviales no-marinos, de tipo LST de segundo
orden. Los clastos no marinos degradan el margen marginal de la anhidrita de
sabkha marino y más allá de la costa en la sal LST Caloviano de segundo orden,
que ocupa todo el contorno actual del canal de Chiapas y el borde sur del Golfo,
alcanzando espesores originales de hasta 6000 pies y al este de la cuenca de
Chiapas, todos los clastos no-marinos de Todos Santos se adelgazan desde 2000
pies hasta cero pies, sobreponiéndose a los emergentes bloques de montañas
septentrionales de Yucatán y Maya. La parte superior del LST de segundo orden se
sitúa entre 152-150,5 Ma, dependiendo de la posición paleogeográfica.
La parte superior de la TST de segundo orden en el área se produce alrededor de
147 Ma. Esto es más claramente ejemplificado por la retrogradación máxima de la
rampa de carbonato de San Ricardo en el muelle de Chiapas. Asimismo, el HST de
segundo orden se caracteriza por la progradación hacia el mar del complejo de la
rampa de San Ricardo en las áreas noroccidental de Chiapas y Reforma-
Campeche/Macuspana. El límite de las Supersecuencia de 144 Ma está marcado
por una reversión progradacional a retrogradacional en patrones de apilamiento de
facies en la rampa de San Ricardo de la cuenca de Chiapas.
Fase de Cuenca II: Deriva pasiva del Jurásico Tardío (144 – 130 Ma)
En el Jurásico Tardío, los márgenes del Golfo de México entraron en una fase de
deriva pasiva, a medida que se creaba la corteza oceánica a lo largo del centro de
expansión del Golfo central. Durante esta fase de desarrollo de la cuenca se
depositaron lutitas marinas titonianas generalizadas. Estas rocas son las rocas de
fuente de hidrocarburos más importantes en el borde sur del Golfo.
Esparcimiento Marino, Rotación Yucatán
El momento de la ruptura y la formación inicial de la corteza oceánica en el Golfo de
México sigue siendo motivo de debate. No se observan anomalías magnéticas que
puedan estar relacionadas con la propagación del mar (rayas magnéticas) en el
Golfo de México. La amplia brecha en la extensa halita Caloviano en las cuencas
septentrional y meridional del Golfo sugiere la propagación del suelo marino post-
Caloviano, aunque la deposición de evaporitas en la corteza oceánica no es
imposible, dada la combinación adecuada de geometría, restricción y circulación de
la cuenca. Por lo tanto, las mejores estimaciones datan de la más antigua corteza
oceánica en el Golfo como (probablemente temprano) Oxfordiano, en algún
momento entre 150 y 144 Ma. En el noreste de México, el rifting cesó en el primer
tiempo Oxfordiano, con la "disconformidad de ruptura" colocada a 150.5 Ma. En
contraste, el rifting en el sureste de México continuó a través del tiempo oxfordiano.
La ruptura a lo largo de Yucatán oriental era más diacrónica, comenzando en el
noreste en cerca de 144 Ma o aún más temprano, y propagándose hacia el sur a
través del tiempo jurásico atrasado. Esta era una expresión de la naturaleza
diacrónica de la tectónica que rodeaba el bloque giratorio de Yucatán. En partes del
sur de Yucatán, el rifting pudo haber continuado hasta el final del tiempo jurásico,
cuando la separación final con Suramérica ocurrió (cerca de 130 Ma).
El suelo marino que se extendía entre Yucatán y América del Norte continuó durante
el período Jurásico Superior. El movimiento oblicuo dextral a lo largo del este de
México se hizo más pronunciado después de la ruptura de la rotación a la izquierda
de Yucatán. A principios de Oxfordiano, el Macizo de Chiapas había migrado a la
punta sur del Arco de Tamaulipas, en el noreste de México.
Todos los principales movimientos horizontales asociados con la apertura del Golfo
de México fueron completados por la edad Berriasiano. El Macizo de Chiapas y la
plataforma de Yucatán alcanzaron su posición pre-Mioceno respecto a
Norteamérica en ese momento.
Aunque la expansión del fondo marino en el Golfo cesó aproximadamente a las 130
Ma, la separación entre América del Norte y América del Sur continuó. La última
ruptura jurásica entre Yucatán y Sudamérica completó la iniciación de la expansión
oceánica activa a lo largo del eje protocaribeño. Este evento de ruptura final, de 15
a 20 Ma, más joven que la desintegración del Golfo, está bien registrado en los
patrones de sedimentación clásica en el sudeste de Yucatán, y en su margen
conjugado en el noroeste de América del Sur.
Estratigrafía y Paleogeografía
SS2: Kimmeridgiano - Berriasiano (144-128,5 Ma)
La deposición de sal en el Golfo se terminó cuando se estableció la circulación de
agua de mar casi normal. Este temprano refresco del Golfo se puede vincular a la
iniciación de la expansión del fondo marino, que dividió la cuenca de Sal Caloviano
del Golfo en dos provincias separadas de sal. En Guatemala y el este de Yucatán,
la "disconformidad de ruptura" se registra entre los límites de secuencia de 144 y
128,5 Ma. La extensión regional y el rifting pueden haber continuado en el tiempo
cretáceo más bajo.
Las inundaciones marinas Tithoniano-Portlandianas regionales marcaron la
sedimentación temprana relacionada con la deriva a lo largo del borde suroeste de
Yucatán. En las áreas externas de las cuencas de Sureste y Campeche, se
distribuyeron lutitas distales muy extendidos, clasificando el updip a carbonatos en
rampa mezclados y clastos finos en Chiapas, a clastos marginales marinos y no
marinos en el Petén. Clasificadores y margas lagunares de grano fino, de grano fino,
transgredían la plataforma meridional de Yucatán, mientras que la mayor parte del
norte de Yucatán seguía emergiendo.
En general, los patrones de deposición simplemente registran el llenado pasivo de
los mínimos del sótano pre existentes. En contraste con el Golfo noroccidental, el
hundimiento diferencial entre bloques adyacentes del sótano tuvo solamente un
efecto menor en el desarrollo de la facies. Los cambios rápidos de facies laterales
están ausentes; más bien, las correas principales de facies son zonificadas desde
las lutitas costa afuera hasta los clastos gruesos proximales de las tierras altas. La
existencia local de bancos bajos de carbonatos marinos dentro de las lutitas del
Titoniano en el borde noroeste de la cuenca de Chiapas puede indicar que el
movimiento subyacente de la sal podría haber inducido una subsidencia diferencial
en algunas áreas.
Las facies TST inferiores son sobrepasadas por el Titoniano hasta las primeras
pórticas pantanosas de aguas profundas de Pórtland y lime mudstones de San
Ricardo Fm., que registran la inundación regional por condiciones marinas
restringidas, anóxicas o disodicas. Estas son las rocas de fuente de hidrocarburos
más importantes en las prolíficas provincias del sureste de México.
En el flanco del arco de La Libertad, 750 m (250 m) de lutitas titonianas fueron
penetradas en el pozo Mactun-1, y probablemente se espesan al sur y al oeste.
Estos son interpretados como el equivalente a la corriente descendente de la
secuencia de clastos no marítima de San Ricardo. Esta es una de las unidades
sedimentarias más importantes de la región, debido a su potencial para abastecer
grandes cantidades de hidrocarburos, como se demostró al noroeste de la región
de Reforma/Campeche. El reconocimiento de que estas rocas generadoras podrían
extenderse a lo largo del eje de la cuenca de Chiapas aumenta el potencial de la
zona de doble cinturón de Chiapas y sugiere que un estudio posterior puede
producir importantes avances en exploración.
El HST de segundo orden se compone de carbonatos en rampa de ángulo bajo
Chinameca progradante hacia el mar, con San Marcos limitó la actualización de
evaporitas marinos, clasificando landward en areniscas marinas nearshore.
En las áreas de inmersión, los clastos no marinos gruesos se apoyaban en los
flancos de bloques emergentes en el norte de Yucatán y la zona de las Montañas
Mayas. El límite de la Supersecuencia de nivelación a 128,5 Ma está marcado por
una inversión en los patrones de apilamiento de facies en el borde de la rampa de
Chinameca en las áreas de la cuenca de Chiapas y Sureste.
Fase de Cuenca III: Subsidio térmica del Cretácico Temprano (130 - 98 Ma)
Durante esta fase, el borde sur del Golfo sufrió un hundimiento suave con
enfriamiento térmico y carga de sedimentos. Esta fase de desarrollo de la cuenca
es importante debido a que la plataforma de depósito de carbonatos-evaporitas
acumuló las rocas de depósitos más importantes y las rocas de fuente significativa
en el borde sur del Golfo.
Subsidencia del margen pasivo
Tras el cese de la propagación del fondo marino en el Golfo y la ruptura final con
América del Sur a lo largo del este y sur de Yucatán, el hundimiento a lo largo del
borde sur del Golfo fue enteramente pasiva. Esta fase de subsidencia térmica duró
aproximadamente 30 Ma., durante la mayor parte del tiempo Cretácico Temprano,
y concluyó en el tiempo de Cenomaniano.
Durante la primera parte de la etapa de deriva, los máximos del basamento todavía
eran emergentes, ya que continuaban erosionando y la sedimentación clástica local.
Los altos del basamento en el norte y el este de Yucatán, las montañas mayas y el
macizo de Chiapas permanecieron emergentes durante la mayor parte del tiempo
Neocomiano (131-116,5 Ma).
Estratigrafía y paleogeografía
Durante este período se desarrolló un extenso sistema de plataforma de carbonato
de arrecife en los márgenes del Golfo. A lo largo del borde del sur del Golfo, una
extensa plataforma de carbonato del Cretácico finalmente cubrió todo el Yucatán.
La sedimentación fue impulsada por la eustacia, como lo demuestran las
Supersecuencia de segundo orden bien desarrolladas que se correlacionan
regionalmente.
SS3: Valanginiano superior - Aptiano inferior (128.5 - 112 Ma)
No hay datos suficientes para confirmar la existencia de un LST de segundo orden,
restringido básicamente, pero es improbable que se haya desarrollado debido a que
todo el material clástico se encontraba encadenado a un nivel de actualización cerca
de los bloques que se erigen activamente. Espesamiento (hasta 1200 pies),
backstepping y expansión lateral de la rampa de Chinameca significan el TST de
Supersecuencia 3, expresado de nuevo como una inversión en patrones de
apilamiento de facies. En el sur de la Bahía de Campeche, una rampa de carbonatos
retrogradacionales valanginianos de la Chinameca Fm. En la vertiente Reforma
Campeche / Chiapas noroeste, la rampa de Chinameca de poca profundidad y poco
profunda se retiró hacia tierra, al igual que las aguas profundas de las fachadas de
la rampa y las calizas shaley de San Ricardo. El complejo de la rampa de carbonato
pasó a través de la rampa interna de Chinameca, reservado a las evaporitas y
carbonatos marinos en el valle central de Chiapas, equivalente a los clastos de
grano fino mezclados, carbonatos restringidos y margas de la edad valangiana
"Cancuen Facies” Petén y sureste de la cuenca de Chiapas. Para entonces la mayor
parte del bloque de las montañas mayas estaba inundada, pero el norte de Yucatán
seguía emergiendo.
El Coban D es la primera unidad que expresa el desarrollo extensivo de la
deposición de carbonato (Figura 10). Se separa del subyacente San Ricardo Fm.
Por el límite de secuencia de 128,5 Ma. Anteriormente se pensaba que el miembro
de Hillbank del Coban D era un importante objetivo de exploración (contiene lo que
se había interpretado como submarinos de oolita de alto nivel y regresivos debajo
del límite de 112 Ma). Después de un extenso análisis de registros de pozos y
correlación regional, ahora se entiende que el Hillbank es el depósito transgresivo
más bajo dentro del paquete de secuencias transgresoras por encima del límite de
Supersecuencia de 112 Ma (incluyendo Coban C y B). Esto reduce
significativamente la posibilidad de que contenga una porosidad mejorada por
solución.
Otros lechos dentro del Cobán D son ahora conocidos por tener un excelente
potencial de yacimiento, como lo demuestra el descubrimiento de Nazaret en
México.
Los modelos de apilamiento de facies, distribución y geometría del período se
representan mediante una subida al bajón, transecto sureste a noroeste del Petén,
a través del canal de Chiapas y extendiéndose hacia las cuencas de Sureste y
Campeche. Inmersión, los clastos gruesos no marinos proximales de grado offshore
en clastos marinos superficiales de grano fino, que a su vez pasan a una amplia
zona de evaporitas marinos, lagunares limitados, carbonatos y clásticos finos. Más
hacia el noroeste, estas facies degradan el gradiente en un sistema de rampa de
carbonato de bajo ángulo (Chinameca Fm) que pasa hacia las calizas marinas más
profundas (San Ricardo Fm). Este sistema de rampa bordeaba toda la península de
Yucatán y continuaba hacia el oeste a través del istmo de Tehuantepec.
El MFS de segundo orden de esta superescuencia se selecciona a 117 Ma. Esto se
ve limitado por un cambio vertical importante de la facies en la cuenca del Petén,
que procede de los clásticos y carbonatos de grano fino mixtos Valanginianos-
Hauterivianos de un sistema de rampa interior mixto profundizado hacia arriba. Este
cambio vertical de la facies, desde la profundización ascendente seguida de una
sucesión superficial, también se expresa lateralmente hacia abajo, donde la rampa
de carbonato de Chinameca retrocede gradualmente verticalmente hasta un
Aptiano Barremiano-inferior, relieve moderadamente distal, margen bordeado de
arrecife frente a una ancha Facies del carbonato marino normal. En la bahía de
Campeche este borde de estantería tiene un delantal de talud del foreslope que
pasa hacia el mar en Tamaulipas más bajos lutitas marinas más profundos y lime
mudstones.
La barrera de 1.500 pies de espesor del barranco de Aptiano-HST inferior del
arrecife del carbonato literalmente formó un foldbelt continuo (tracto de la facies)
que envuelve alrededor de los lados occidentales y septentrionales de la plataforma
de Yucatán. Detrás de los 50 kilómetros de ancho de los carbonatos frente al mar,
persistió un vasto estante carbonato-evaporita de 200-400 km de ancho,
extendiéndose en una amplia explanada entre la tierra expuesta del norte de
Yucatán y el emergente bloque de montaña Maya, así como el Petén y el sureste
De la cuenca de Chiapas. Este amplio foldbelt interior estaba compuesto de
carbonatos restringidos, dolomitas peritidal, evaporitas subacuáticos y sabkha. El
límite de Supersecuencia de 112 Ma se recoge fácilmente en registros de pozos
mediante un cambio sistemático interno en los patrones de apilamiento vertical de
secuencias subordinadas. También se señala regionalmente por una reversión de
facies y retroceso del borde de la plataforma de Sierra Madre.
SS4: Aptiano inferior - Albiano superior (112-98 Ma).
En el período Aptiano-Albiano (112 - 98 Ma), el sistema de rampa de carbonato
evolucionó en un ángulo alto, bordeado de arrecifes, con una plataforma de relieve
de la cuenca en orden de varios miles de pies. Por la edad Albiano, toda la
plataforma de Yucatán estaba sumergida. Una zonificación de facies laterales de
margen pasivo clásico persistió, con un amplio estante interior carbonato-evaporita
(Coban Fm) que pasaba hacia el mar en carbonatos marinos normales, bordeados
por el margen de arrecife que encerraba toda la península de Yucatán (Sierra Madre
Gp). Este margen de estantería de alto relieve derramó extensos restos de talud del
foreslope, que se clasificaron hacia abajo en calderones de cal profunda (Upper
Tamaulipas Fm.).
Desde el este de Yucatán hasta el borde sureste de la subida nicaragüense, el
depósito entre los límites de la secuencia de 112 Ma y 98 Ma continuó a lo largo de
un margen pasivo que se enfrenta al SE (ahora desplazado a 1100 km al este de
su posición cretácica). Esta secuencia de carbonato-evaporita registra un entorno
de plataforma silenciosa y plataforma restringida durante el tiempo Coban C
(Apiano-Albiano, o 112 Ma a 98 Ma) y Coban B (Albiano-Cenomaniano, o 98 Ma a
92.5 Ma). Estas dos unidades son los objetivos de exploración tradicionales en
Guatemala.
LST de segundo orden La sal de Aptiano supera el límite de Supersecuencia de 112
Ma en las áreas de inmersión, particularmente en la cuenca septentrional de Peten
(Figura 12). La TST de segundo orden se caracteriza por un retroceso inicial
moderado del borde de la estantería bordeada por la Sierra Madre, seguido por un
agravamiento vertical. En este momento un arrecife bordeado, borde de estante de
ángulo alto persistió desde el norte de Chiapas y rodeó esencialmente toda la
plataforma de Yucatán.
Durante el TST el foldbelt de arrecife tenía hasta 3250 pies de espesor y
posiblemente tan ancho como 10 km. Detrás del borde bordeado, existía un estante
exterior de carbonato de 50 km de ancho abierto. Este ascenso clasificado en una
vasta plataforma de carbonato-evaporita de 350 km de ancho, compuesta de
carbonatos restringidos, dolomita peritidal, evaporitas subacuáticos y sabkha, de
hasta 3200 pies de espesor. Este complejo de carbonato-evaporita se extendió
progresivamente sobre la superficie expuesta de la parte septentrional del Aptiano
norte de Yucatán, así como sobre el bloque de montañas mayas.
En este punto, el borde de la plataforma Aptiano era básicamente coincidente con
los bordes sur y este de la cuenca de Sureste (Macuspana). En las cuencas
centrales de Chiapas y Peten el TST está marcado por el miembro de Hillbank del
Coban D Fm, compuesto de 500-700 pies de carbonato de shelfal primario
intercalado con cantidades menores de evaporita. En general, el Hillbank profundiza
hacia arriba.
El MFS de segundo orden de la superescuencia se sitúa a 108 Ma, basado en los
patrones de apilamiento verticales de las facies y subordina las secuencias de tercer
orden tal como se interpretan en los registros de pozos.
Durante el HST de segundo orden, la paleogeografía general del borde sur del Golfo
permaneció sin cambios; y el borde de la plataforma Albiano (Sierra Madre Gp.)
acumuló 6000 pies de material bordeado de arrecife en el borde bajante de la
depresión de Chiapas. Para entonces, el paleo-relieve en la enorme plataforma era
de más de 10.000 pies. Las aguas profundas de las calizas de la parte superior del
Tamaulipas fueron depositadas frente al borde del estante. Detrás del estante
exterior de carbonato, se depositaron hasta 3500 pies de depósitos de carbonato-
evaporita en el estante interior (Albiano Yucatán Gp. Y Coban C). Éstos se
adelgazaron hacia el norte a unos cuantos miles de pies sobre la actual masa
sumergida del norte de Yucatán. El bloque de montañas mayas seguía siendo
emergente.
En la cuenca de Chiapas y en las cuencas de Petén, el HST de segundo orden
contenía dos intervalos ricos en carbonatos ricos en regiones (200-400 pies de
espesor) relacionados con los ciclos relativos del nivel del mar subordinado de tercer
orden: las calizas de Bolunkitu y Mactun. La orilla Albiana parece haber sido
agravada verticalmente y la frontera de las Supersecuencia de 98 Ma está marcada
localmente por erosión de la parte superior del HST (sobre el Arco Liberado, por
ejemplo). El límite de Supersecuencia de 98 Ma coincide con la terminación de la
fase tectónica del margen pasivo del borde sur del Golfo.
Desarrollo de la cuenca activa (Margen del Pacifico)
A finales de la época Albiana, el borde sur del Golfo empezó a experimentar la
destrucción secuencial (de sur a norte) del margen pasivo hacia el sur. En este
punto, ya no es posible discutir la estratigrafía en términos de Supersecuencia de
segundo orden eustaticamente impulsadas que correlacionan a todo el Golfo. Más
bien el desarrollo estratigráfico es controlado por eventos tectónicos más o menos
confinados al sureste de México y al sur de Yucatán. Los paquetes principales de
estratos están limitados por los límites de secuencia conducidos tectónicamente. Se
reconocen seis límites a 92,5, 89, 84, 74,5, 66,5 y 49,5 Ma, y se reconocen así seis
paquetes o secuencias estratigráficas "tectónicamente limitadas", la secuencia 98-
92,5 Ma, la secuencia 92,5-89 Ma, etc.
Los límites de secuencia conducidos tectónicamente tienen las siguientes
características que los distinguen de los límites controlados eustáticamente:
1) No se producen en todo el Golfo, ni se correlacionan bien con las partes del
interior o del Pacífico de México;
2) Carecen de apilamiento vertical interno sistemático de facies y secuencias
subordinadas, tal como se identifican en los registros de pozos;
 3) Están siempre asociados con erosión significativa, del orden de algunos
miles de pies o más, lo que sugiere elevación y deformación; y
4) Las secuencias que enlazan muestran una amplia gama en duración
temporal (de 3,5 a 17,5 Ma) y no están necesariamente ligadas a gotas
eustáticas
Fase de Cuenca IV: Fase 4: Flexibilidad de la corteza cretácea tardía y el arco
de isla de colisión (98 - 66,5 Ma)
Esta etapa señaló el final de la deposición silenciosa de plataformas carbonatadas
en la región. El acercamiento y el acoplamiento diacrónico de la isla de las Antillas
Mayores causan un cambio importante en la historia tectónica y sedimentaria del
borde sur del Golfo. La elevación menor y la erosión observada para empezar por
92.5 Ma se interpretan como el efecto del paso hacia el norte de un "forebulge" de
flexión relacionado con la inminente llegada de los arcos. Fueron creadas las
elevaciones locales que permitieron la erosión a través de Coban B y en las rocas
C de Coban.
Se depositaron rocas carbonato-evaporitas de Cobán A (Cenomaniano-Santoniano,
o 92,5 Ma a 89 Ma) cuando el forebulge pasó a través del área de sur a norte.
Tras el paso de la presa, una fase importante de la flexión del antebrazo hacia el
sur comenzó aproximadamente en el límite de 89 Ma, ya que la isla se aproxima
desde el sur. Los carbonatos de retroceso de la Formación Campur (Santoniano-
Campaniano, o 89 Ma a aproximadamente 75 Ma) registran un ambiente de
deposición de plataformas de profundización, y el retroceso hacia el norte y el
eventual ahogamiento de la plataforma carbonatada. La actividad tectónica local
durante este y posteriores períodos supera la señal eustática en el registro
sedimentario. Finalmente, al final del tiempo de Cretáceo, un flujo masivo hacia el
norte de sedimentos de flysch marca el acercamiento de la isla. Su colisión y sutura
con el margen pasivo es registrada por la deformación "Laramide" (es decir,
Cretáceo Tardío-Terciario Superior), y la obducción de ofiolitas como la Santa Cruz
(superpuesta por flysch Mastrichtiano de la Formación Sepur).
Flexibilidad de la corteza del Cenomaniano-Campaniano
En este punto, el margen pasivo de Yucatán, que mira hacia el sur, comenzó una
transformación gradual en un margen convergente para pasar a través de una
importante reorganización de los movimientos de píatos. En la última época Albiana
la isla de las Antillas Mayores es el sistema, con Jamaica y Cuba al sur del eje de
la zanja, se encontraba bien al sur de Yucatán. La migración iniciada hacia el norte
por la inversión de polaridad ya en los tiempos Aptiano-Albiano, comenzó a subducir
la corteza oceánica distal de Yucatán (proto-Caribeña) en una zona de subducción
de inmersión sur. Por el tiempo Cenomaniano (98 - 92.5 Ma), las Antillas Mayores
se han movido hacia el norte bastante lejos comenzar a cerrar la abertura con
Yucatán meridional.
La carga aplicada por el movimiento se produce elevación forebulge flexión que
emigró hacia el norte a través del banco de carbonato de Yucatán, dejando un rastro
de erosión y karstificación visto en los datos de pozos de la región.
Secuencia 1 Albiano-Cenomaniano Tardío (98-92.5 Ma)
Durante el tiempo de Cenomaniano, el paso inicial del forebulge a través del
extremo meridional de la plataforma de Yucatán dio lugar a la reactivación de los
altos del sótano triásico-jurásico. La reactivación flexural del relieve estructural
preexistente causó el levantamiento local y la erosión de los últimos carbonatos
Albiano-Cenomaniano.
El levantamiento fue más pronunciado en la plataforma Maya, el sur de Peten, el
arco de La Libertad y en partes limitadas de la depresión de Chiapas. El mapeo de
la secuencia de 98 92,5 Ma a través del control del pozo revela hasta 2000-3000
pies de elevación y erosión, a través de todo el Cenomaniano y hacia abajo en la
parte superior de la sección Albiana. Es fácil demostrar que esta erosión fue
impulsada por el levantamiento inducido tectónicamente, porque el nivel del mar
eustático logró su elevación máxima de todos los tiempos al final del tiempo
Cenomaniano (aproximadamente 300 m sobre MSL actual). En todas partes de
México y el Golfo de México, el estandarte Cenomaniano del nivel del mar ahogó
los sistemas de carbonato Albiano, que luego fueron retrocedidos y cubiertos por
carbonatos basales y pizarras marinas profundas. La excepción fue la península de
Yucatán, que acumuló unos 4000-5000 pies de depósitos de plataformas
carbonatadas, igual al espesor que se acumuló durante el tiempo Albiano.
Secuencia 2 Turoniano-Coniaciano (92,5-89 Ma)
En el período Turoniano-Santoniano (92-84 Ma), el eje de la zanja de las Antillas
Mayores se invadió desde el sur, ubicado a unos 150 km del límite sur de los
márgenes de la cuenca de Chiapas y Petén del Sur. El área intermedia se
transformó en un foredeep marino que se acumulaba hacia el sur, engrosando
profundos lutitas marinos. En el límite norte del foredeep orientado hacia el este-
oeste, un sistema de rampa de carbonato orientado hacia el sur retrocedió hacia el
norte y se profundizó hacia arriba en respuesta a la carga tectónica hacia el sur.
Durante este período el eje forebulge siguió migrando hacia el norte, en
consonancia con la flexión teórica de la litosfera continental debido a la carga
aplicada de un movimiento. Esta migración hacia el norte impulsó la continua
reactivación y elevación de los máximos tempranos Triásico-Jurásico, relacionados
con el rift. Los datos de pozos limitan la cantidad de erosión inducida por el
levantamiento de la plataforma de Yucatán a no más de 1000 pies. Una altura
eustática en el nivel del mar aún persiste en tiempos Turoniano-Santoniano y
literalmente todo el Golfo de México y México al este de la Los Alisitos Are (ubicados
a lo largo del margen occidental del Pacífico de México) se ahogaron, acumulando
calcáreas marinas profundas y lutitas del Aqua Nueva/San Felipe.
Cuando el bulbo delantero pasó al norte, la sal Caloviano desestabilizada sufrió
movimientos laterales y verticales. La sal y la elevación de la sal amplia ocurrieron
sobre las elevaciones del basamento relicto y sobre el borde deposicional original
de la sal, que coincidió esencialmente con la posición del borde del arrecife post-
Aptiano (es decir, el borde de la plataforma). El resultado neto de la tectónica de sal
en este momento fue el levantamiento y la erosión extensa de Cenomaniano a
través de los carbonatos del estante de Santoniano a través de la mayor parte de la
depresión de Chiapas. Esto resultó en el levantamiento y la erosión de la plataforma
Turoniano, y continuó la recarga de agua dulce subterránea y la lixiviación de
Turoniano y unidades más viejas. La cantidad de erosión y la elevación inferida se
ve limitada por los datos de los pozos a un mínimo de 2.000 pies.
Secuencia 3 Coniaciano-Santoniano (89-84 Ma)
La inconformidad de 89 Ma es reconocida en el lado noreste de la Reforma
Campeche y en el flanco sudoeste y noreste de la cuenca de Macuspana. Este límite
se infiere que resulta de la elevación relacionada con la sal y la erosión. No hay
esencialmente registro de la secuencia 92.5-89 Ma en el canal de Chiapas,
interpretado como no deposición y elevación-erosión debido a la tectónica de sal y
la reactivación del sótano. La sección Coniaciano-Santoniana está ausente en los
campos de Catedral, Caletón, Páramo y Sabanero en el área de plataforma Artesa-
Mundo Nuevo de la tendencia Reforma. En contraste, las cuencas del norte y del
sur de Peten contienen un registro continuo de la deposición, que contiene tres
secuencias carbonato-evaporita del tercer orden del Coban A. Éstos sobrelapan los
flancos levantados del Arco de La Libertad rejuvenecido. En la plataforma de
Yucatán, el límite de la secuencia de 89 Ma refleja el movimiento diacrónico hacia
el norte del aleteo de flexión, y se encuentra sólo en el estante central de Yucatán.
El límite de la secuencia de 84 Ma también se reconoce solamente en la plataforma
central de Yucatán, donde está atado al movimiento hacia el norte del aleteo de
flexión. Durante este lapso de tiempo, la paleogeografía Coniaciano-Santoniana fue
idéntica a la del tiempo Turoniano. El espesor total preservado de la plataforma de
carbonato Turoniano-Santoniano es típicamente 1000-2000 pies a través de
Yucatán.
Secuencia 4 Campaniano (84-74,5 Ma)
Durante los tiempos Coniaciano-Campaniano, la migración forebulge del norte dio
lugar a la reactivación de basamento continuada, a la deformación de la sal y a la
elevación de la plataforma del carbonato de Campaniano Turoniano. En las cuencas
de Sureste y Campeche, la sal doming en el borde de la sal dio como resultado el
levantamiento, la no deposición y la erosión de la facies del astrágalo, el borde reefal
del borde de estantería y la laguna de carbonato del arrecife posterior.
Un foredeep Turoniano-Campaniano se desarrolló al sur de las áreas elevadas de
la cuenca del sureste de Chiapas, la cuenca norte del Petén y el bloque Maya. Las
estimaciones de levantamiento y erosión de 89-74,5 Ma se encuentran entre 1000
y 5000 pies en el centro de Chiapas. Relativamente cantidades menores de
levantamiento y erosión (por lo general menos de 500-1000 pies) afectó el Campur
en los límites de la secuencia de 84 y 89 Ma. Al sur, la facies de la plataforma de
Campur que se desplaza hacia el sur cambiaba lateralmente en lutitas basales que
se extendían hacia el sur del foredeep. Estos clásticos finos distantes del "fordet"
del "Campur" tienen hasta 3.000 pies de espesor y no fueron sometidos al
levantamiento y la erosión pre-Terciarios.
A través del tiempo de Campaniano (84-74,5 Ma), el eje forebulge continuó su
migración hacia el norte, en consonancia con los modelos teóricos para la
flexibilidad de la corteza de carga. El reactivaron del sótano asociado fue enfocado
en la cuenca norte del Peten y el área de las montañas del Maya.
La plataforma de Yucatán de Campania al norte de la foredeep orientada hacia el
sur siguió siendo una vasta plataforma de evaporita-carbonato con un borde de
estante de alivio inferior. En otros lugares del Golfo y en México, los sistemas de
carbonatos estaban ausentes, terminados por afluencia clásica foreland derivada
del levantamiento de Laramide. En la cuenca de Chiapas y en el flanco oriental de
las cuencas de Macuspana y Campeche, la desestabilización de la sal y la amplia
domación continuaron a lo largo del borde delgado de la sal, induciendo el
levantamiento y la erosión de la plataforma de carbonato Angostura de Campania y
carbonatos más antiguos. Prácticamente toda la sucesión de Campania en el canal
de Chiapas se erosionó. A lo largo del margen Macuspana-Campeche, a la parte
exterior del borde del estante, la tectónica salina también elevó las calizas basinales
frente a los depósitos del talud del foreslope. Las calizas basales elevadas fueron
deformadas, fracturadas y alteradas diageneticamente (dolomitizadas).
Colisión del arco volcánico y destrucción del margen pasivo Mastrichtiano-
Campaniano
Cerca del final del tiempo cretáceo un flujo masivo hacia el norte de flysch (Sepur
Fm.) marca el acercamiento del arco de la isla. Su colisión y sutura con el margen
pasivo es registrada por la deformación "Laramide" (es decir, Cretácico Tardío-
Terciario Superior), destrucción del margen pasivo y obducción de ofiolitas como la
Santa Cruz.
La colisión de las Antillas Mayores con el margen pasivo fue un evento diacrónico,
volviéndose más joven al noreste. A medida que se mueven hacia el norte, sus
partes occidentales fueron progresivamente suturadas al margen y dejadas atrás.
La estructura asociada con la colisión de los arcos fue más severa en las porciones
meridionales de la región, en SE Chiapas, Guatemala y Belice.
Muchas de las estructuras de empuje del doblez formadas en este tiempo son
todavía evidentes en Landsat y las imágenes del radar del área.
La estructuración, junto con la afluencia de espesor de flysch Sepur, muy
probablemente llevó a una fase temprana local de la maduración de hidrocarburos
y la migración, concentrada en el sur. Es posible que las estructuras de empuje e
inversión se hayan formado lo suficientemente temprano como para proveer
trampas para estos líquidos a medida que emigraron hacia el norte fuera de la
profundidad meridional. Gran parte de la evidencia de esta fase de deformación ha
sido oscurecida u obliterada por una deformación más intensa que iba a seguir.
Lamentablemente desde el punto de vista de la exploración, esto también es
probable que sea cierto de cualquier acumulación potencial de hidrocarburos de
esta edad.
Secuencia 5 Maastrichtiano (74.5-66.5 Ma)
En la edad de Maastrichtiano (74.5-66.5 Ma), la colisión principal entre el extremo
occidental de la isla mayor de Antillas es y la plataforma meridional de Yucatán
ocurrió. Esto estrechó y comprimió el foredeep, que estaba recibiendo el flysch de
Sepur. Hasta 2000 pies de flysch sepulcro con bloques alóctonos de erosionados
son material llenado el eje de foredeep SSW-NNE, que estaba siendo comprimido
y deformado de sur a norte.
La colisión y atraque de las Antillas Mayores se limitó a la parte sur del bloque de
Yucatán, ya que el movimiento hacia el norte del oeste de Cuba fue desviado hacia
el noreste a lo largo de la transformación sinistral de la escarpa oriental de Yucatán.
El paso oblicuo de la trinchera al este de Yucatán estructuró y destruyó la sucesión
del margen pasivo pre-Maastrichtiano oriental.
Durante la colisión, la obducción de la ofiolita tuvo lugar en el Petén del sur, y toda
la zona del Monte Petén y la Montaña Maya al norte del foredeep se elevó y se
erosionó profundamente. Simultáneamente, se inició la deformación contraccional
con el inicio de los empujes orientados hacia el sudoeste y el noreste. Al norte de
estas áreas elevadas, la península de Yucatán todavía persistió como un vasto
sistema interior de evaporación-rampa externa con un borde de estante de bajo
relieve preservado a lo largo de los límites sur y este de la actual cuenca de Sureste
(Reforma Macuspana-Campeche).
. Mucho del canal de Chiapas se elevó con 500-1000 pies de erosión a través de la
plataforma de carbonato de Angostura. Este levantamiento de Chiapas se vinculó
nuevamente con el movimiento de la sal, combinado con proporciones crecientes
de deformación contraccional hacia el este. Se deduce que parte de este
levantamiento aún estaba relacionado con las primeras fases de la reactivación
profunda del basamento.
La elevación de Maastrichtiano y la erosión de los carbonatos de plataformas
marinas (Angostura) en Chiapas fue mínima, del orden de algunos cientos de pies.
Las cuencas terciarias estaban bordeadas al sur y al este por el margen de la
plataforma de Angostura, de unos 500 pies de espesor, y acumulaban unos pocos
cientos de metros de la brecha foreslope en el este de Macuspana y el sur de
Reforma. En otra parte, una capa de espesor muy delgada de aguas profundas,
márgenes marinos abiertos (lutitas Méndez) cubrió las cuencas terciarias. El borde
de la plataforma de Angostura pasó hacia el noroeste a lo largo del límite oriental
de la cuenca de Campeche hasta el Yucatán, donde el borde de la plataforma
cambió facies en un margen de rampa que rodeaba todo el norte de Yucatán. Detrás
del borde de la rampa, 500 pies de rampa externa de carbonatos entran a bordo en
300 km. Zona ancha de Yucatán Gp.
Fase de Cuenca V: Orogénesis Oblicua y Relajación (66.5 - 49.5 Ma)
Se sabe muy poco acerca de esta etapa, y su sincronización está mal limitada
debido a la elevación generalizada y la no deposición en tierra firme, y la deposición
distal de foreland relativamente hambrienta en áreas de alta mar. Lo mejor que se
puede decir es que este período siguió a la deformación del Cretácico Tardío y
precedió el deslizamiento mayor del Terciario. Las edades varían de un lugar a otro,
sin embargo, debido a que las fases tectónicas precedentes y sucesivas eran
diacrónicas. Por ejemplo, durante gran parte de este período las Antillas todavía
estaban pasando el margen oriental de Yucatán, impulsando la elevación continua
y la deformación.
Durante esta etapa, la sutura de colisión oblicua entre el bloque de Yucatán y la isla
de las Antillas Mayores se transformó en una transformación sinistral a medida que
el bloque de Chortis se incorporó al pabellón caribeño. Esta zona de falla principal
(el Motagua-Polochic ancestral) comprende el límite del píate entre el bloque de
Chortis y el píate de Yucatán. Al final de este período, la migración hacia el este del
bloque de Chortis estaba en marcha, con desviación alineada a lo largo del margen
de Acapulco y el sistema Motagua-Polochic.
Debido a la convergencia continua a lo largo de la frontera del norte del Caribe, se
desarrolló una estrecha franja de empuje plegado del Paleoceno-Eoceno temprano
al norte de la zona de sutura de Maastrichtiana, cerca de la ubicación actual de la
zona de falla Motagua-Polochic.
Asociado con el cinturón de empuje de Paleógeno es el desarrollo de un foredeep
de espesamiento hacia el sur que acumuló hasta 6000 pies de Gp Nanchital
proximal. Las lutitas marinas proximales y más profundas de la cuenca de foreland
clasificaron el updip en clastos más finos marinos a no marinos El Bosque dentro
del canal de Chiapas.
Al sur, la plataforma de las montañas mayas, la cuenca del sur de Petén y la mayor
parte del canal de Chiapas se transformaron en un cinturón de empuje del
Paleoceno-Eoceno inferior activo.
A medida que las Antillas Mayores pasan al este de Yucatán, la relajación de la
corteza ocurre en su estela al oeste de la transformación de Río Hondo, permitiendo
la reanudación diacrónica de una plataforma de carbonato de Paleoceno-Eoceno.
Este sistema de carbonatos estaba compuesto por un arrecife interior restringido,
facies mezcladas de carbonato-evaporita y bordeado por un margen de arrecife de
alto relieve (3500 pies de espesor) con delantal de escombros frente a la costa
frente al mar. En el mar, los carbonatos del foreslope cambian las facies en lutitas
marinas profundos de Chinal/Candelaria, por ejemplo en las áreas de Macuspana-
Campeche. Maastrichtiano a través de la exposición temprana del Eoceno, la
erosión y la karstificación de la plataforma Artesa-Mundo Nuevo produjeron brechas
masivas vertidas al norte y al sur; y la disolución y dolomitización incrementaron la
porosidad original.
Al sureste en Guatemala / Petén, la cuenca mantuvo una inclinación hacia el sur,
como lo demuestra la progresión hacia el sur de evaporitas-carbonatos a clásticos
registrados en los sedimentos del Grupo de Petén.
Finalmente, la deformación del empuje del pliegue de Laramide alcanzó el este de
México cerca del Golfo en algún momento en el tiempo terciario temprano
(Paleoceno-Eoceno). Esta deformación fue más severa hacia el oeste, pero el frente
de deformación pudo haber llegado hasta el este en la zona occidental o central de
Chiapas, donde los sedimentos del Terciario Temprano incluyen secuencias
clásticas gruesas interpretadas para representar olistostromas.
Secuencia 6 Paleoceno-eoceno (66,5 - 49,5 Ma)
En el Paleoceno hasta los primeros tiempos del Eoceno, una extensa plataforma de
carbonato-evaporita, una vez más, persistió a través de la plataforma de Yucatán,
extendiéndose hasta la Escarpa de Campeche. Los carbonatos y evaporitas de
arrecife interno restringidos de la Formación Icaiche.
El límite basal de las Supersecuencia de 66,5 Ma está marcado por un hiato menor
en las cuencas terciarias y la plataforma de Yucatán. El límite de la secuencia de
66.5 Ma se define mejor en las áreas de Peten y Chiapas. En la cuenca del Petén,
la relajación de la corteza después de la deformación del antebrazo del Paleoceno
permitió el desarrollo del borde sur de la plataforma de carbonato-evaporita de
Yucatán. Estos depósitos se unen de forma inconforme y cubren los carbonatos de
Campur cretácico superior erosionados y estructurados. Los datos del pozo son
insuficientes para extraer secuencias de tercer orden dentro de esta secuencia
gruesa de carbonato-evaporita del Terciario Inferior.
Fase de Cuenca VI: Transpresión (Pos-49,5 Ma)
El límite de Supersecuencia de 49.5 Ma se expresa de manera más prominente en
el canal de Chiapas, donde el movimiento hacia el noreste del macizo de Chiapas
convirtió a los depocentros de Chiapas-Peten en un incipiente fold-thrust belt. En el
Petén, la mitad norte de la cuenca fue levantada y emergente, al igual que el Arco
La Libertad. La mitad sur, que enfrentaba el foldbelt hacia el oeste y el suroeste, era
el sitio de hasta 200-300 pies de clásticos no marinos, arenas deltaicas y lutitas
costa afuera (Formación Caribe). En Chiapas, el levantamiento y la erosión eran
prominentes y localmente hasta 2000 pies de El bosque y Deposito no marinos a
cerca de la costa clastos marinos acumulados en depresiones estructurales. La
frontera de la secuencia de 49.5 Ma está marcada por la terminación del complejo
de carbonatos de Icaiche del embalse de Reforma-Macuspana, donde la plataforma
de carbonato estancada está sepultada por hasta 5.000 pies de clastos de la
frontera (La Laja/Nanchital). Al este y noreste. La Península de Yucatán formó una
amplia área emergente, flanqueada al norte y noroeste por la plataforma de
carbonato de Carillo Puerto.
Más allá del límite noroeste del Chiapas, se depositaron en las cuencas terciarias
vastas cantidades de materiales clastos pasados por alto. Se han acumulado hasta
12.000 pies de lutitas marinos profundos y turbiditas intercaladas de arenisca y de
submarinos de La Laja, un importante hiato se reconoce en 25.2 Ma en las cuencas
Terciarias, separando el Oligoceno foredeep profundo Esquistos de costa a costa,
clasificadores marinos más superficiales del Mioceno Formación Deposito.
En la edad temprano al medio Eoceno la placa del Caribe comenzó a moverse hacia
el este con respecto a Norteamérica (y Peten), viajando eventual 1100 kilómetros al
este de su posición del cretácico posterior. El sistema Motagua-Polochic de falla de
deslizamiento se desarrolló, conectando el esparcimiento dentro del Cañón Cayman
con la zona de subducción del Pacífico. Esta zona transformada a escala continental
estuvo dominada por la transposición sinistral a lo largo de su historia. La corteza al
sur del sistema de fallas de Motagua Polochic (el Bloque de Chortis del norte de
Centroamérica), después de transferir al borde de salida del píate caribeño por
razones mal entendidas, se movió hacia el este pasado el sur de Yucatán,
derramando los clásticos hacia el norte a través del Terciario Medio.
La deformación eoceno-oligoceno en la región de Chiapas/Petén estuvo dominada
por fallas sintéticas de deslizamiento sintético de E-W de campo lejano, algunas de
las cuales parecen haber seguido fallas normales invertidas más antiguas. Esto
probablemente comprometió la integridad de la trampa de la mayoría de las
estructuras anteriores.
Fase de Cuenca VII: Orogénesis (25.2 Ma - Presente)
La evolución de la cuenca a lo largo del borde sur del Golfo culminó en un evento
orogénico importante que desarrolló una intensidad creciente a través del tiempo
Mioceno. Este evento de deformación y la sedimentación resultante tuvieron un
efecto dramático en la prospectividad global de la región. Las grandes trampas
estructurales en el área de Reforma Campeche fueron creadas a través de la
compresión subsuperficial. Estos fueron enterrados por una afluencia masiva de
sedimentos clásticos neogénicos tardíos derivados de las montañas recién
deformadas expuestas al sur. Incluso los mayores espesores de la sección
equivalente se acumulan en los bajos estructurales adyacentes, lo que conduce a
la rápida maduración de las rocas de origen y la creación de un sistema de tuberías
vigoroso y activo. Este enorme depocentro progradante del norte también fue
responsable de impulsar la mayor movilización de la sal, creando trampas
adicionales a través de la retirada, el diapirismo y el desprendimiento a escala de la
cuenca y la falla de la pendiente.
Orogénesis del Mioceno
Orogénesis del Mioceno en el sureste de México fue impulsado por el movimiento
hacia el noreste del Macizo de Chiapas, que comprimió, invertido, y elevó los
sedimentos que llenan las cuencas a su norte y este. Los cálculos basados en el
acortamiento en el foldbelt colocan el macizo 60 a 80 km al suroeste de su posición
actual antes de la orogénesis. El movimiento de este gran bloque de la corteza fue
resultado del movimiento hacia el este de Chortis y la exposición del sur y sureste
de México a la subducción del Pacífico. Al norte de Chortis a lo largo del límite del
píate, el levantamiento también migró hacia el este, ya que el perfil rectangular de
la corteza al norte del sistema vertical de huelga-deslizamiento se convirtió en una
cuña sobre una zona de subducción de inmersión al noreste.
Durante el período medio-terciario, este proceso fue responsable de la elevación y
exposición del complejo metamórfico de Xolapa a lo largo del margen meridional de
México al oeste del istmo de Tehuantepec. La iniciación del levantamiento y la
deformación a lo largo del valle de Chiapas en Oligoceno o Mioceno temprano indicó
la exposición inicial de las raíces del macizo de Chiapas a los efectos de la zona de
subducción. Mientras Chortis continuaba su paso hacia el este a través del tiempo
Mioceno, el margen Pacífico del macizo fue progresivamente expuesto, forzando el
macizo al noreste. Durante el Mioceno medio-tardío, se inició una orogénesis mayor,
con compresión y elevación en todo el valle de Chiapas y en las áreas de Reforma-
Campeche. La deformación en frente del macizo fue facilitada por el
desprendimiento en sal Caloviano gruesa en la base de la sección marina. Alrededor
de este tiempo, un empuje adicional hacia el noreste probablemente fue
proporcionado en la zanja por subducción de la cresta de Tehuantepec, una antigua
falla de transformación oceánica compuesta de corteza oceánica espesa.
El foldbelt de Chiapas tiene 500 km de longitud a lo largo del rumbo del estrato, de
los cuales 150 km están enterrados bajo sedimentos litorales en su extremo
noroeste (Figura 20). Esencialmente ocupa todo el depocentro pre-Terciario de
Chiapas. Su anchura máxima expuesta es de 175 km.
En general, la afectación del basamento es más común en el suroeste, cerca del
macizo de Chiapas, mientras que la deformación separada es claramente
dominante hacia el noreste. El cambio escalonado desde el basamento implicado a
la deformación separada del macizo puede interpretarse como un reflejo de los
medio grabens enterrados, cuyas crestas se profundizan progresivamente hacia el
noreste. Moviéndose hacia el noreste desde el basamento expuesto del macizo de
Chiapas, los pliegues y empujes se hacen más estrechos, más numerosos y
complejos, hasta que se encuentra el primer hombro de graben, donde se observa
una disminución en la complejidad de la deformación.
Los pliegues tienen múltiples amplitudes y longitudes de onda que generalmente se
hacen más pequeñas y más estrechas hacia el noreste. La distancia entre los ejes
de plegado disminuye drásticamente a medida que el frente de deformación se
aproxima desde el suroeste. Esto refleja el adelgazamiento de la sección separada
cuando el destacamento maestro se eleva hacia el noreste. El frente de deformación
se caracteriza por la ausencia de un evidente empuje hacia el noreste. En cambio,
los pliegues en el frente de deformación terminan abruptamente en una cuña por
encima de un empuje ciego. Los pliegues más grandes en el núcleo del cinturón
plegable muestran evidencia de pliegues parásitos más pequeños a lo largo de sus
flancos. A partir de estas observaciones se deducen múltiples niveles de
desprendimiento superiores en la sección.
El diapirismo salino también parece haber sido un factor importante en la
deformación, más claramente preservado hacia el sureste en el centro de
Guatemala.
El momento de la máxima compresión es diacrónico y se vuelve más joven al
noreste. En el suroeste, la deformación comenzó tan pronto como el tiempo más
reciente del Oligoceno, y se intensificó temprano a medio tiempo del Mioceno. El
área afectada por la compresión se expandió al norte y al este mientras el foldbelt
se desarrollaba a través del tiempo Mioceno. El momento de la deformación de la
cumbre fue el Mioceno Temprano en el área Sur de Reforma, Mioceno pre-Tardío
en el área meridional de Macuspana, Mioceno Medio-Tardío en el área de Reforma,
Mioceno tardío en el istmo salino de la costa, y parece haber durado hasta el último
tiempo Mioceno en las áreas de Comalcalco y Campeche al noreste.
Todo Yucatán fue efectuado por la orogénesis en Chiapas. La flexión, impulsada
por la carga aplicada por fold-thrust belt y el macizo de Chiapas, era aparentemente
suficiente para levantar y exponer gran parte de la plataforma de Yucatán. Sólo los
depósitos ligeros y dispersos de la edad del Mioceno se registran desde las partes
centrales de la plataforma.
Este núcleo central elevado de Yucatán estaba rodeado por un ancho arrecife de
carbonato marino de poca profundidad (carbonatos de Carillo Puerto) que se
clasificó en alta mar en lutitas marinas más profundos del Cinco de Mayo.
La erupción de los volcanes del macizo de Tuxtla se extiende a lo largo de la frontera
entre el Mioceno y el Plioceno. Esta pila volcánica y volcaniclástica formó una
barrera para los sedimentos que entran en la cuenca salina del istmo desde el oeste,
y en su lugar se convirtió en el área de procedencia primaria para los turbiditas
arenosos del Plioceno en alta mar.
Influjo de sedimentación, falla de crecimiento y tectónica salina
Enormes volúmenes de clastos neogénicos se acumulaban en una inusual cuenca
marina, en su mayoría marina foreland, al norte del foldbelt, a lo largo del borde sur
de la bahía de Campeche. La deposición foreland era inusual porque los
depocentros actualmente se colocan a lo largo del foldbelt, en vez de delante de él,
donde él se sumerge la subsuperficie a lo largo de la llanura costera de la bahía de
Campeche. Estos sedimentos se derivaron principalmente del sur, donde el
levantamiento y la deformación dentro del foldbelt de Chiapas condujeron a una
profunda erosión e incisión. Aunque la carga y la flexión de Neógeno crearon
algunos alojamientos, la mayor parte del espacio de alojamiento local en el área de
Reforma-Campeche se había generado durante la extensión del mesozoico. Por lo
tanto, las mayores acumulaciones de sedimentos neogénicos se formaron enfrente
del borde relicto del arrecife superior del Cretácico, pasándolo por completo. Esta
pila de sedimentos avanzó rápidamente hacia el norte hasta el depocentro hasta el
momento lleno de agua en el tiempo Plio-Cuaternario.
La afluencia clástica condujo a la movilización de la sal y a la falla de la pendiente
mayor por extensión y falla de crecimiento desprendida de la sal. El litoral Oligo-
Mioceno se extiende aproximadamente de oeste a este, desde el Istmo-Salino hasta
las cuencas de Macuspana, curvándose hacia el norte en el margen oriental de la
cuenca de Macuspana. Los clásticos marinos deltaicos y superficiales costeros se
espesaron dramáticamente al norte. El tiempo de esta deformación inducida por la
carga de sedimentos alcanzó su punto máximo en el tiempo del Plioceno. Sin
embargo, el influjo de sedimentos tempranos se superpuso a la compresión
sincrónica en la fase final del foldbelt de Chiapas. Esta mezcla de compresión
dirigida hacia el noreste y la extensión dirigida hacia el noroeste y la falla de la
pendiente, ambas separadas principalmente de la sal Caloviano, significa que las
estructuras resultantes son oblicuas en todas direcciones.
Las cuencas de Macuspana y Comalcalco están limitadas por grandes fallas de
crecimiento listricos y separadas entre sí por el horst Akal, que alberga las
tendencias de Reforma (suroeste) y Campeche (noreste).
En los depocentros neogénicos tardíos, de más de 5 km de espesor en la cuenca
meridional de Macuspana y de más de 7 km de espesor en el Comalcalco, se
acumulan enormes espesores de los complejos litorales del Mioceno post-medio y
marginal fluvio deltaico. Estas cuencas están bordeadas al noreste por puentes del
Mioceno Tardío que bordean el noreste que se apoyan en el arrecife enterrado de
carbonato de Yucatán. Las fallas de empuje se reactivaron durante la extensión
mediante transpresión destral.
La fuente de sedimentos provenía del sur y el sureste, por lo que la primera afluencia
de sedimentos se acumuló a lo largo de la cuenca más próxima de Macuspana en
el Mioceno Tardío. La tremenda entrada inicial de clásticos marinos indujo la falla
de la pendiente gravitatoria a lo largo de fallas listricas de crecimiento normal,
desprendidas de la sal Caloviano y de las lutitas del Paleoceno, formando la
"cuenca" de Macuspana. La carga adicional también forzó la movilización masiva
de la sal Caloviano. La obturación del Mioceno tardío del depocentro de Macuspana
desvió volúmenes cada vez mayores de sedimentos fuera de borda, donde la
cuenca de Comalcalco se formó por mecanismos similares en el tiempo del Plioceno
tardío. Los datos sísmicos a lo largo del margen meridional de la cuenca de
Comalcalco muestran una disconformidad mayor de la base-Plioceno, donde la
elevación y la edificación de la sal del Mioceno Tardío causaron una erosión
profunda de la sección Terciaria. Los sedimentos pliocenos superpuestos se
inclinan hacia el norte en la cuenca de Comalcalco.
Sistemas y Plays de hidrocarburos establecidos
El análisis de los sistemas de hidrocarburos es una herramienta útil con la que se
pueden comprender y clasificar las obras en un contexto de escala de cuencas. Se
han identificado tres sistemas de hidrocarburos en el área de estudio. En orden de
importancia son: jurásico superior, inferior a medio cretáceo, y terciario (Mioceno).
Los dos primeros se asocian con facies de fuente propensa al aceite, este último es
propenso a gas. Cuando se superponen en la vista del mapa, los sistemas de
hidrocarburos generalmente se mezclan a fondo mediante la migración cruzada a
lo largo de fallas y fracturas.
Sistema Jurásico Superior de Hidrocarburos
El Jurásico Superior constituye actualmente el sistema de hidrocarburos más
importante en el sureste de México, y por extensión, todo México, no tiene barreras.
Todos los campos gigantes y supergigantes de las tendencias Reforma-Campeche
forman parte de este prolífico sistema. Su éxito se deriva de la yuxtaposición
añadida de elementos y la sincronización en una secuencia casi perfecta: depósito
de fuente generalizada; deposición de yacimientos y mejora temprana en el tiempo
mesozoico; y la formación de la trampa en el Mioceno tiempo que precedió el
Mioceno Tardío-Reciente maduración y la migración, impulsada por gruesos
sedimentos de grano fino de Neógeno que también sirven como sello regional.
Fuente
El predominio del área Reforma-Campeche en las reservas y producción de México
puede estar directamente relacionado con la presencia generalizada de las ricas
rocas del Jurásico Superior del Titoniano. Las rocas de origen marino II, de origen
algal/bacteriano de Oxfordiano, Titoniano-Kimmeridgiano y Tithoniano-Berriasiano
forman subsistemas geórgicamente distintos del Jurásico Superior
En el campo de Cárdenas de la tendencia Reforma, se han penetrado 300 m de
calizas dolomitizadas de Titoniano, con materia orgánica sapropélica de tipo II y con
TOC al 1-2%. En otros lugares, la fuente de Titoniana alcanza espesores superiores
a 800 m, con hasta 4% de TOC.
Las lutitas de Titoniana son también la fuente principal en la cuenca salina istmo.
Recientemente, se ha reportado una importante pero mucho menos prolífica roca
oxfordiana, consistente en areniscas de carbonato de algas que recubren
evaporitas. La geoquímica de las rocas de origen y los aceites derivados de ellas
son consistentes con la deposición marina anoxica, hipersalina.
Maduración
La sincronización de la maduración de las rocas de la fuente del Jurásico Superior
se extiende a través de gran parte del tiempo Terciario, con el pulso de maduración
más importante que se limita al tiempo Neógeno. La afluencia neogena de
materiales clásticos por la erosión del foldbelt de Chiapas condujo al rápido
enterramiento de las fuentes existentes en el área de Reforma-Campeche. La
inundación clástica procedió de sur a norte, comenzando en el Mioceno medio. La
maduración y la porosidad y dureza de la roca de origen Jurásico superior rastrearon
la ubicación y el momento de los depocentros que migran hacia el norte.
La maduración puede haber comenzado ya en el tiempo del Oligoceno en los
canales alrededor del borde sur del área de Reforma. La fase principal de
maduración comenzó a mediados del Mioceno, primero en la cuenca de
Macuspana, y después avanzó fuera del Mioceno y Plioceno hacia la cuenca de
Comalcalco y áreas más al noroeste. La maduración máxima se realizó
diacrónicamente desde el sur y el sureste hasta el norte y el noroeste.
Migración
Dada la relativa juventud del evento de maduración primaria en la mayor parte del
área, la migración de hidrocarburos es igualmente reciente y continua en la
actualidad. Las fallas y fracturas creadas durante la compresión del Mioceno y la
extensión Mioceno-Cuaternario son los principales conductos de migración en toda
la región. Estas fallas cortan tanto las principales rocas fuente de Titoniana como
los principales depósitos del Cretácico Superior. Por lo tanto, la migración vertical
es el principal mecanismo de plomería que une la fuente al reservorio de la zona.
La extrema variabilidad en la porosidad, permeabilidad y distribución de los
principales depósitos de carbonatos, combinada con la amplia red de fallas, hace
que la migración lateral a larga distancia sea poco probable. Las excepciones a esto
pueden incluir el subsistema fuente-depósito oxfordiano, que puede no requerir
migración vertical significativa. Además, Romero-Ibarra concluye que, al norte, en
la tendencia de Campeche, donde la deformación era menos severa, la migración
lateral es un factor significativo, dada la observación de que los intervalos de la
fuente pueden permanecer inmaduros sobre las crestas de muchas estructuras.
El horst de Reforma-Akal se inclina suavemente hacia arriba hacia el NE, por lo
que cualquier lecho de soporte que contenga presumiblemente enfocaría la
migración lateral hacia el gran número de campos que rodean el complejo de
Cantarell. Ortuno-Arzate y col. sugieren que la migración lateral puede haber
ocurrido a lo largo de los lechos superiores del Cretácico Medio. Los mismos autores
sostienen también que las relaciones de relleno-derrame indican una migración
lateral sustancial hacia el sur en redes de campo de la tendencia de Reforma. Un
subsistema de vertido-derrame lateral similar, aunque dirigido hacia el norte, puede
estar funcionando en áreas fuera de borda de la tendencia de Campeche.
Trampa
La compresión miocénica asociada con la formación del foldbelt de Chiapas es el
principal evento de formación de trampa en la región. Todos los campos gigantes y
súper gigantes de la zona Reforma-Campeche deben el grueso de sus reservas
atrapadas a este evento. Las trampas son doblemente vergentes, anticlinales de
"buckle-fold" subterráneos, desprendidos de la sal calloviana, con miembros
invertidos o con fallas de empuje.
Un desarrollo emocionante es el reciente descubrimiento de que la plataforma de
fallas autóctonas bajo el campo de Cantarell contiene reservas significativas, en una
gran trampa secundaria, esto es un buen augurio para la posibilidad de que trampas
similares existan bajo campos establecidos como Ku, Maloob, Zaap y Tunich, en el
autóctono que se extiende hacia el noroeste a lo largo del frente de deformación del
Mioceno.
Los campos petrolíferos y de gas en la cuenca occidental salina istmo ocurren en
un foldbelt de estructuras de foldbelt-thrust que tienden NE-SW y borde noroeste,
conocido como el foldbelt de Catemaco. Estas estructuras se montan en un
desprendimiento en las lutitas del Paleógeno, y fueron creadas a través de la
transposición sinistral durante la orogenia de Chiapas en el tiempo Mioceno Medio
a Tardío. Los anticlinales de compresión desprendidos de la sal, las cúpulas salinas
y las perforaciones de sal, en su mayoría de edad neogénica, constituyen las
trampas más importantes de la cuenca istmo-salina
Un tipo adicional de trampa está formado por extensión tardía del Jurásico-Cretácico
temprano (rodillos de sal) a lo largo de la pendiente que da a la rampa expansiva de
carbonato del tiempo. Esto representa la etapa más temprana de la movilización de
la sal en la región.
Mirando hacia el futuro, las áreas de aguas profundas inexploradas en el mar
ofrecen múltiples oportunidades para exploración exitosa, incluyendo trampas
adicionales fold-thrust enterradas del Mioceno y toda la gama de trampas
relacionadas con sal de Mioceno y Plio-Cuaternario. Estos incluyen almohadas de
sal, diapiros, tortugas y roll over extensional y desprendimiento separados tanto de
la sal madre autóctona como de hojas de sal alóctona, similar a muchas de las
trampas exitosamente exploradas en el Golfo Norte.
Sello
Las evaporitas Oxfordianas sellan depósitos oxfordianos en los campos Lum y Ek-
Balam. Otros depósitos jurásicos están sellados por calizas arcillosas de Tithoniano
y lutitas. Los depósitos prolíficos de carbonato cretáceo se sellan principalmente
sobreponiéndose a los carbonatos impermeables y las lutitas paleogénicas. Las
lutitas en los cambios de facies laterales y verticales son las principales
responsables del sellado de los depósitos terciarios.
Depósito
Los aceites generados a partir de las rocas fuente del Jurásico Superior se
encuentran en la mayoría de los intervalos de los depósitos productores en el
sureste de México, desde el Jurásico hasta el Terciario. Los depósitos más prolíficos
son brechas de carbonato de 200-300 m de espesor, encontradas en un borde del
astrágalo a lo largo del estante exterior del Cretácico Superior. Estas brechas se
extienden por cientos de kilómetros en un cinturón que se extiende desde el área
de Reforma-Campeche hacia el sur y hacia el suroeste a través del área de
Reforma. La porosidad promedio es de 10-14%, con permeabilidades muy variables
que alcanzan 5 especies en algunos campos costa afuera. La variabilidad es
consistente con la presencia y distribución fluctuantes de tres mecanismos primarios
de origen de porosidad/permeabilidad: dolomitización, solución y fracturación. En el
área de Reforma, sostienen que la fractura y la presión-solución son los factores
más importantes que crean y mejoran la permeabilidad. Los carbonatos cretácicos
adicionales de aguas someras, que consisten en arenas calcáreas y arrecifes,
forman importantes intervalos de reservorio en el área de Reforma.
Los yacimientos oxfordianos incluyen areniscas eólicas y de playa en los campos
Lum y Ek Balam, con hasta 26% de porosidad y 2730 md de permeabilidad. La obra
Kimmeridgiano se caracteriza por bancos de oolita dolomitizados, depositados en
condiciones de alta energía cerca del borde de la rampa de carbonato Jurásico.
Sistema de hidrocarburos cretácico
El sistema cretáceo se extiende desde la cuenca meridional de Macuspana hacia el
sudeste, a través del foldbelt de Chiapas y hacia Guatemala. Hasta la fecha sólo se
han descubierto campos relativamente pequeños, principalmente debido a los retos
que implica explorar los foldbelts en tierra.
Fuente
Las vastas reducidas y las secuencias medio cretácico carbonato-evaporita de la
Formación Cobán constituyen la fuente del Cretácico. Estas rocas se depositaron
en ambientes restringidos, hipersalinos, de interior y sabkha ambientes desde
Neocomiano a través de tiempos Albiano-Cenomaniano, y se desarrollan mejor en
el sur de Chiapas y Guatemala. Tienen una firma geoquímica variable, consistente
con múltiples, apilados. Los aceites relacionados con este sistema se encuentran
en las partes sur y sureste de la zona, en campos desde el borde sur de la cuenca
de Macuspana hasta Guatemala. El carbón orgánico total alcanza hasta el 1,5%,
con un querógeno de tipo II dominado por algas y materia orgánica bacteriana.
Maduración
La maduración de las rocas generadoras del Cretácico ocurrió principalmente
durante la orogénesis del Mioceno, ya que la deformación fold-thrust deprimió los
bloques bajo las fallas de empuje. La maduración de un intervalo de fuente dado
durante la deformación varió entre estructuras individuales, desde maduras y
sobremaduras a lo largo de los mínimos sinclinales hasta marginalmente maduras
e inmaduras a lo largo de las crestas de los anticlinales fallados. Sin embargo, gran
parte de la zona del foldbelt de Chiapas se elevó en el tiempo del Mioceno y
actualmente se está erosionando.
Migración
La migración lateral domina este sistema, desde la fuente del Cretácico hasta el
depósito del Cretácico. Las dolomitas cretáceas intercaladas con anhidritas son las
camas portadoras necesarias. Las vías de migración vertical también son posibles
a lo largo de fallas y fracturas.
Trampa
En el foldbelt de Chiapas y en Guatemala, las trampas de empuje desplegadas en
sal son el estilo estructural dominante, aunque la deformación es más severa y las
trampas son por lo tanto de tamaño menor que en las tendencias Reforma-
Campeche. El levantamiento también ha roto las crestas de muchas de las
estructuras en el foldbelt expuesto; y el riesgo adicional viene de la segmentación
de la trampa por las averías del rasgón asociadas con la llave que falla al sur.
Las trampas estratigráficas funcionan en este sistema; El descubrimiento de Xan en
el norte de Guatemala es una trampa estratigráfica. En otras partes las trampas
imitarán las del sistema de hidrocarburos Jurásico.
Sello
Los sellos están formados por anhidritas intercaladas y camas de esquisto. Debido
a que éstos son generalmente delgados (menos de 1 m), la naturaleza altamente
criticada del paquete de sedimentos deformado significa que el riesgo alto debe ser
colocado en la integridad de la trampa, debido al sello roto a lo largo de la mayor
parte del foldbelt de Chiapas.
Depósito
Los depósitos son dolomitas inferiores y cretáceas medias depositadas en
condiciones hipersalinas, restringidas en el estante interior. Concebiblemente, los
depósitos comprobados de otros sistemas de hidrocarburos también deberían ser
accesibles a los fluidos generados en el sistema Cretáceo.
Sistema Terciario de Hidrocarburos
Los sedimentos neogénicos son relativamente delgados o ausentes en gran parte
de la región costera, por lo que no hay posibilidad de una amplia distribución en
tierra del sistema de hidrocarburos terciarios. Por lo tanto, este sistema se limita en
gran medida al depocentro de la cuenca de Macuspana, que se extiende a lo largo
de la costa. El gas en las partes central y septentrional de la cuenca contiene un
importante componente biogénico, además del gas termogénico y el condensado
encontrados a lo largo del borde sur de la cuenca.
Fuente
Las rocas de origen de este sistema consisten en lutitas deltaicas y pro-delta inferior
a medio del Mioceno, con fracciones mixtas de materia orgánica terrígena y marina.
Al oeste, en la cuenca salina istmo, las lutitas marinas del Paleógeno forman una
fuente subsidiaria. También es posible que parte del gas reservado en la cuenca
salina istmo fue generado por fuentes deltaicas terciarias intercaladas.
Maduración
Debido a su edad relativamente temprana, las rocas de origen clástico del Mioceno
sólo maduran dentro del depocentro Neógeno más profundo, centrado en la cuenca
central y meridional de Macuspana.
Migración
La migración en este sistema es tanto vertical a lo largo de defectos normales como
lateral a lo largo de los yacimientos de soporte siliciclástico. El gas termogénico en
la cuenca central de Macuspana proviene principalmente del sur, debido a que los
niveles de madurez del gas húmedo reservado tienden a disminuir al noreste. Esto
implicaría la presencia de vías de migración laterales efectivas.
Trampa
Las trampas son anticlinales defectuosos, cúpulas y plataformas de fallas inclinados
relacionados con la extensión y fallas normales desprendidas a dos niveles: en sal
calloviana y en pálidos paleolíticos. La falla maestra de crecimiento normal se
extiende NE-SW a lo largo del margen suroriental de la cuenca de Macuspana,
siguiendo la tendencia subsuperficial del margen del arrecife del Cretácico. Al
noroeste, una falla importante de crecimiento normal antitético forma la frontera
entre el graben de Macuspana y el horst de Reforma-Akal. Entre estas dos fallas,
los sedimentos del Mio-Plioceno son cortados por una red de fallas normales
entrelazadas que crean vuelcos y trampas giratorias de plataforma de fallas en el
interior de la cuenca.
Sello
Entre el deltaico y el pro-delta, las lutitas de agua marina y salobre y los carbones
ocasionales constituyen el mar en el área.
Depósito
Los yacimientos son toda la llanura costera, deltaico marino superficial o
siliciclastico delta-frontal, de Mioceno superior. Los intervalos productivos son
principalmente areniscas superficiales discontinuas y silestones. La porosidad
oscila entre 18 y 31% y la permeabilidad oscila entre 45 y 55 md.
Tanto el gas termogénico como el biogénico se encuentran y se mezclan a menudo
en los depósitos. Los gases puramente biogénicos están restringidos a la sección
del Plioceno, mientras que los gases puramente termogénicos sólo se encuentran
en la sección del Mioceno Superior.
Debates y conclusiones
Una mezcla fortuita de tectónica y sedimentación, relacionada con márgenes
pasivos y activos, se han combinado para producir depósitos de petróleo y gas de
clase mundial en el sureste de México. La sedimentación en la región comenzó
como lo había hecho en otras partes del Golfo de México, controlada por la
configuración del basamento joven, el hundimiento del margen pasivo y la eustasía.
Grandes espesores de sal se depositaron al principio de esta historia, al igual que
las generosas rocas fuente de Titoniano. La posición del sureste de México cerca
del margen occidental de Tethys en el tiempo cretáceo llevó a la deposición típica
de carbonato de Tethyan, en gruesas acumulaciones a través de toda la plataforma
de Yucatán. El vínculo con la deposición en otras partes del Golfo de México fue
interrumpido permanentemente en el tiempo de Cenomania, ya que los eventos
tectónicos del margen Pacífico comenzaron a ejercer una mayor influencia en el
sureste de México. Los efectos del margen activo del Pacífico proximal hacen que
las cuencas del borde sur del Golfo sean únicas, y no simplemente la imagen
especular de las cuencas septentrionales del Golfo.
Una conclusión importante de este trabajo es la realización de que la flexión de la
corteza jugó un papel importante en el desarrollo de depósitos de carbonatos en el
sureste de México. La flexión y el levantamiento fueron conducidos por el
acercamiento y la colisión del segmento jamaiquino de las Antillas Mayores
volcánicas están en el tiempo cretáceo posterior. El momento de estos eventos, tal
como se expresa en los carbonatos de la plataforma de Yucatán, encaja muy bien
con la información más reciente sobre la evolución tectónica del norte de América
Central. Esta realización no hubiera sido posible sin el detallado control
estratigráfico proporcionado por el análisis estratigráfico de la secuencia en la
correlación de los datos subsuperficiales.
La deformación del empuje por el pliegue mioceno y el ingreso tardío de sedimentos
neogénicos y el entierro completan el desarrollo de los sistemas de hidrocarburos
en la zona. El primero de ellos es responsable de la creación de las trampas más
importantes, especialmente aquellas que contienen las mayores acumulaciones de
petróleo. La afluencia tardía de sedimentos fue la pieza final necesaria para
completar el rompecabezas de los sistemas de hidrocarburos. Desencadenó o
activó el sistema en una amplia zona de la región de la Bahía de Campeche.
Cuencas adyacentes en el sureste de México y Guatemala/Belice comparten el
mismo desarrollo temprano asociado con la apertura Jurásica del Golfo y proto
Caribe. Sin embargo, los acontecimientos posteriores en estas áreas se combinaron
en formas menos favorables, ya sea mucho más severas o ausentes por completo.
Esto hace que la exploración sea mucho más difícil para el sur y el este, debido a la
mayor dificultad de encontrar lo que probablemente serán concentraciones mucho
más pequeñas de hidrocarburos.
Los futuros prospectos a corto plazo en el área son las extensiones obvias de los
yacimientos probados en las aguas profundas costa afuera, que son virtualmente
inexploradas hasta la fecha. Estas incluyen las brechas del Cretáceo superior, los
carbonatos jurásicos y los clásticos parciales, y los clásticos terciarios de aguas
profundas depositados en las intra-pendientes y suelo de la cuenca.
Además, los yacimientos de la sub-sal no están relativamente probadas, y pueden
llevar a cabo la promesa similar a sus primos en el norte del Golfo, actualmente uno
de los blancos principales de la exploración allí. La sección mesozoica poco
explorada de la cuenca salina istmo también ofrece alguna esperanza para
revitalizar un área que ha alcanzado las etapas maduras de la producción de los
yacimientos terciarias probados.
Algunos conceptos de prospectos más riesgosos pueden ser prometedores a largo
plazo, incluyendo extensiones de yacimientos establecidos en el foldbelt de Chiapas
y alrededor de los bordes oeste y norte de la plataforma de Yucatán. Esta última
está templada por la posibilidad de que el hundimiento inicial a lo largo del norte de
Yucatán no fuera lo suficientemente joven para permitir la deposición de las rocas
de origen marino de Titoniana.