T4Cuencas Petroleras de México

ESPECIALIDADEN

INGENIERÍAPETROLERA

TEMA4

CUENCASPETROLERASDEMÉXICO

MANUALDELPARTICIPANTE

2 Cuencas Petroleras de México Revisión 1. 17 de julio de 2013

INDICE

LAS RECOMENDACIONES GENERALES DE USO DEL MANUAL ES QUE

ANTES DE INICIAR EL CURSO: ........................................................... 5

INTRODUCCIÓN ................................................................................. 7

CUENCAS PETROLERAS DE MÉXICO .................................................... 8

I. CONCEPTOS DE CUENCA, SISTEMA PETROLERO, PLAYS Y

PROSPECTOS, YACIMIENTOS. ........................................................... 8

I.1. Cuencas .................................................................................... 8

I.2. Sistema petrolero ....................................................................66

I.3. Plays y prospectos y yacimientos ............................................79

II. CUENCAS DEL NORESTE DE MÉXICO .........................................90

II.1. Sabinas ....................................................................................90

II.1.1. Estratigrafía y Ambientes sedimentarios ................................................................. 91

II.1.2. Geología Estructural ................................................................................................................ 97

II.1.3. Tectónica .............................................................................................................................. 99

II.1.4. Sistema Petrolero ........................................................................................................... 102

II.1.5. Producción y Reservas 3P ........................................................................................... 114

II.2. Burgos ................................................................................... 118

II.2.1. Estratigrafía y Ambientes Sedimentarios .............................................................. 119

II.2.2. Geología Estructural ...................................................................................................... 123

II.2.3. Tectónica ............................................................................................................................ 127

II.2.4. Sistema Petrolero ........................................................................................................... 128

II.2.5. Producción y Reservas 3P ........................................................................................... 139

II.3. Tampico – Misantla ................................................................ 141

II.3.1. Marco Estratigráfico y Ambientes Sedimentarios ............................................... 142

II.3.2. Geología Estructural ...................................................................................................... 150

II.3.3. Tectónica ............................................................................................................................ 158


II.3.4. Sistemas Petroleros ....................................................................................................... 163

II.3.5. Producción Y Reserva 3P ............................................................................................. 192

II.4. Veracruz ................................................................................ 194

II.4.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios ............................................... 195

II.4.2. Geología estructural ...................................................................................................... 208

II.4.3. Tectónica ............................................................................................................................... 211

II.4.4. Sistemas Petroleros ....................................................................................................... 213

II.4.5. Producción Y Reserva 3P ............................................................................................. 231

III. CUENCAS DEL SURESTE DE MÉXICO ....................................... 233

III.1. Salina del Istmo ............................................................... 233

III.1.1. Estratigrafía y Ambientes de Depósito ................................................................... 234

III.1.2. Geología Estructural ...................................................................................................... 238

III.2. Comalcalco ....................................................................... 241

III.2.1. Estratigrafía y Ambientes Sedimentarios .............................................................. 244


III.3. Pilar de Akal ..................................................................... 256

III.3.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios ............................................... 256


Pilar Reforma-Akal ......................................................................... 258

III.4. Macuspana ....................................................................... 261

III.4.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios ............................................... 261


Tectónica ....................................................................................... 268

Sistemas Petroleros ....................................................................... 280

Producción y Reserva 3P ................................................................ 314

III.5. Sierra De Chiapas ............................................................. 316

III.5.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios ................................................................. 317

III.5.2. Geología estructural .............................................................................................................. 323

III.5.3. Tectónica ............................................................................................................................ 327

III.5.4. Sistemas Petroleros ............................................................................................................... 330


IV. GOLFO DE MÉXICO PROFUNDO .............................................. 342

IV.1. Cinturón Plegado Perdido ...................................................... 342

IV.1.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios ............................................... 343

IV.1.2. Geología estructural ...................................................................................................... 348

IV.2. Cordilleras Mexicanas. ........................................................... 351

IV.2.1. Geología Estructural ...................................................................................................... 352

IV.3. Campeche Profundo ............................................................... 353

IV.3.1. Estratigrafía y Ambientes Sedimentario ................................................................ 354

IV.3.2. Geología Estructural ...................................................................................................... 365

Tectónica ....................................................................................... 365

Sistemas Petroleros ....................................................................... 370

Producción y Reserva 3P ................................................................ 377

BIBLIOGRAFÍA ................................................................................ 378


Te damos la más cordial de las bienvenidas a esta experiencia de enseñanza,

la capacitación de futuros expertos en las diferentes especialidades que PEMEX

necesita, y adquiere especial relevancia por el significado que tiene como la

principal empresa pública paraestatal mexicana, encargada de administrar la

exploración y explotación de petróleo de México.

En el presente manual abordaremos temas que permitan generar un panorama

amplio y claro de las Cuencas Petroleras de México, especialidades que dentro

de la organización son consideradas sustantivas, así como te proporcionará

elementos técnico-metodológicos para la impartición de cursos con un nivel

El presente manual contiene 4 capitulos, el primero sobre conceptos generales

los tres restantes contienen características estratigrafícas, estructurales,

tectónicas, sistemas petroleros e información sobre producción y reservas de

cada una de las 13 cuencas petroleras mas importantes de México.,

distribuidas en dieciseis lecciones, el manual estructura cada una de ellas con

un contenido específico, que integrados permitirán llegar al objetivo planteado

para este curso.

Las recomendaciones generales de uso del manual es que antes de iniciar el curso:

Lee completamente cada capitulo para familiarizarte con el contenido.


Lee y familiarízate con la bibliografía que apoya cada uno de los temas

desarrollados, con el objeto de que la consultes si deseas profundizar en

alguno de ellos.

Busca en el diccionario las palabras que no entiendas.

¡Bienvenido! OBJETIVO GENERAL

El participante al término del curso será capaz de identificar las características

principales que presentan las cuencas petroleras de México de gas,

condensado y aceite tanto a nivel Mesozoico como en Terciario.

INTRODUCCIÓN

El presente manual tiene como finalidad, que el participante identifique los

elementos más importantes de las cuencas sedimentarias en el contexto de la

Tectónica de Placas, base para la clasificación de las cuencas de interés

petrolero de México, y teniendo en cuenta los conceptos de Sistema Petrolero y

Plays, lo cual en su conjunto sustentan la actual clasificación de las Cuencas

Petroleras de México en el Norte, Sur y Golfo de México, tanto de gas como de

aceite, donde se conocerá su actual potencial petrolero de las mismas, así

como sus remanentes, que permitan tener presentes a los participantes, los

retos tecnológicos presentes y futuros que tiene la industria petrolera de

Mèxico, para incrementar las reservas y los factores de recuperación de

hidrocarburoas de las mismas.


CUENCAS PETROLERAS DE MÉXICO

Objetivo específico

El participante conocera el origen de las cuencas sedimentarias y valorara su

importancia económica petrolera mediante la aplicación de los conceptos de

sistemas petroleros y plays, que le permitirán definir zonas prospectivas en

una cuenca petrolera.

I. CONCEPTOS DE CUENCA, SISTEMA PETROLERO, PLAYS Y

PROSPECTOS, YACIMIENTOS.

I.1. Cuencas

Podemos definir de manera práctica a una cuenca: como una depresión de

tamaño variable donde se acumulan los sedimentos y cuyo relleno registra la

evolución paleogeográfica de la misma. Kusky, T., 2008 define el termino

cuenca como depresión en la corteza de la Tierra, de origen tectónico, donde

los sedimentos se acumulan. El término cuenca se puede usar en un sentido

amplio para describir cualquier locus de acumulación sedimentaria que persiste

por un tiempo geológico sedimentario significativo. Las cuencas se pueden

encontrar en continentes, a lo largo de áreas de costa o en ambientes marinos

abiertos (modificado de Arche. A., 2010).

En el proceso de formación de una cuenca interfieren cuatro variables: tiempo,

subsidencia, sedimentación y acumulación. Su formación es la interrelación de

los siguientes tres procesos

1) Aportes. Material que llega a la cuenca procedente del área madre.

2) Subsidencia. Puede ser ocasionada por fallas, estiramiento,

movimientos transcurrentes, etc. (subsidencia tectónica). La

subsidencia térmica se debe a reajustes isostáticos producidos por

cambios de temperatura en los niveles internos de la corteza inferior.

La subsidencia total se da por el hundimiento de la cuenca

simultánea al depósito. Por último, la subsidencia de carga o


compactación, se da por la carga del sedimento como su nombre

indica y es un proceso secundario.

3) Cambios en el nivel del mar y eustatismo. Se pueden deber a una

relación de aporte/subsidencia, donde el aporte rellena la cuenca y

hace descender el nivel del mar; por levantamiento tectónico y por

cambios eustáticos, que pueden ser modificados por procesos

climáticos (glaciaciones) o tectónicos globales (crecimiento desigual

de dorsales, etapas de colisión e inundación de nuevos océanos por

fragmentación continental).

La génesis de una cuenca presenta una relación directa con la dinámica que

existe entre las placas litosféricas (figura 1.1), es decir en primer lugar si están

sometidas a tensión, compresión o estabilidad en ellas o entre ellas y, en

segundo lugar, analizar dónde y cómo se ha generado dichos esfuerzos y

cuánto duran. Esto quiere decir que el mecanismo inicial de la formación de

dicha cuenca no lo buscaremos en la propia cuenca ya que difícilmente será

contemporáneo a la misma, la génesis de la cuenca se inicio posiblemente

decenas de millones de años antes. Con estos datos obtendremos cómo se ha

iniciado la cuenca, el tipo de cuenca y su estilo de relleno. (Modificado de

Arche, A., 2010)

Los mecanismos que modifican la estabilidad de las placas litosféricas,

principalmente la parte superior de éstas, es donde de generan las cuencas, se

inician en el límite entre la litosfera y la astenosfera.

Las dos hipótesis con mayor respaldo científico sobre las primeras etapas de

génesis de las cuencas se basan en la actividad de movimientos convectivos en

el manto superior o en la tensión en el interior de las placas; en ambos casos

terminan provocando subsidencia mediante extensión, contracción o

deformación flexible. Cuando las placas litosféricas continentales se unen en un

supercontinente único, como ha ocurrido en el pasado geológico, por ejemplo,

afinales del Carbonífero, se producen alteraciones en el régimen de

temperaturas en el manto litosférico causado por la extensión lateral de la


placa litosférica continental única. Esta configuración no es estable y lleva a

una ruptura del supercontinente. Existen dos alternativas para el mecanismo

de esta ruptura: la formación de penachos calientes (hot spots) (figura 1.3) y

puntos triples (figura 1.2) (Morgan, 1983; Richards et al., 1989), asociados al

emplazamiento de basaltos de plateau calientes, o bien, recalentamiento del

manto litosférico y fusión parcial del mismo, que provoca una efusión de

basaltos por multitud de pequeños focos de forma difusa, sin elevaciones

topográficas importantes (Condie, 2004; Coltice et al., 2007).

La entrada de la astenosfera en la litosfera se debe también a la diferencia

reológica que presentan ambas. Una vez que la litosfera se encuentra afectada

por el material caliente ascendente reaccionará elevando la corteza por pérdida

de densidad para pasar posteriormente a estirarse (sufriendo tensión) y

romperse, formando grabens debido a la tensión generada (Neugebauer,

1978; Bott, 1981; Ziegler y Cloetingh, 2004; en Arche, A., 2010). Así

tendríamos una cuenca generada por tensión debida a un flujo térmico

anormal (hot spot).

La otra forma de generar tensión, y por tanto extensión y subsidencia, sin

necesidad de flujo térmico, es debida a esfuerzos generados en el interior de

una placa cortical llegando a provocar unas fracturas lineales, tensionales, que

se propagan lateralmente produciendo, igual que en el caso anterior, el

adelgazamiento y fracturación de la corteza y con ello el ascenso pasivo del

manto hacia la litosfera (Arche, A., 2010). En cualquier caso, la alteración

general provocada por el ascenso de material caliente y el comportamiento

reológico de la corteza y el manto litosférico van a condicionar, principalmente,

la deformación de la litosfera (Newman y White, 1997; Ziegler y Cloetingh,

2004; en Arche, A., 2010). Si el material caliente ascendente no puede romper

la corteza por tener ésta una viscosidad demasiado elevada, puede, al menos,

llegar a deformarla y facilitar, más adelante, la rotura. En definitiva, el estilo o

forma de romperse la corteza está controlado por la interacción de factores

como espesor, composición, reología y resistencia de la litosfera.


Podemos decir que los dos casos anteriormente descritos constituyen

básicamente los mecanismos iniciales de la formación de una cuenca, ya que,

a su vez, derivan en diferentes mecanismos de respuesta de la litosfera que

provocan subsidencia, y una cuenca no es más que una zona de la superficie

terrestre expuesta a subsidencia prolongada (Allen y Allen, 1990)., otros

mecanismos de respuesta de la litosfera posteriores a la formación de la

cuenca (como la respuesta ante la carga) pueden también provocar

subsidencia, uno de esto movimientos es de tipo gravitacional por carga de la

columna sedimentaria. Existen tres formas de respuesta de la litosfera a los

esfuerzos que actúan en ella, los cuales están relacionados con la formación de

cuencas: Subsidencia, Elevación y, Fracturación y Separación de bordes.

Figura 1.1. Distribución de placas tectónicas y sus tipos de límites. Tomada de Kusky, T.,

2008.


Figura 1.2: Ilustra dos puntos triples de extensión o rompimiento continental a) estable y b)

inestable. (Teisseyre et al., 1993)

Figura 1.3. Mapa con la distribución de los puntos calientes (hotspot) en el mundo (modified

from Duncan & Richards, 1991; en Kearey, P, et al. 2009)


SUBSIDENCIA.

La subsidencia es un proceso que controla y regula la virtual capacidad para la

sedimentación en la cuenca, es decir el espacio disponible para sedimentación.

Sin subsidencia no habría apenas acumulación de sedimentos, por lo tanto, la

forma en que se produce la subsidencia en el tiempo y en el espacio,

determina en gran medida la geometría y tamaño de las unidades

sedimentarias, la erosión de las áreas circundantes siempre se encuentran

debajo del nivel base de erosión que puede ser local o regional, como son los

lagos continentales o los mares, respectivamente. Una vez que se erosionasen

por completo los relieves existentes y sus detritos colmaten las depresiones, la

superficie de la tierra quedaría toda ella a una misma elevación, haciendo el

transporte imposible. Sin embargo, la corteza terrestre tiene además de los

grandes desplazamientos horizontales, movimientos en la vertical que pueden

alcanzar una magnitud de unos 15 km, suficientes para crear altas cadenas

plegadas y depresiones en las que se pueden acumular potentes prismas

sedimentarios.

Aunque estamos lejos de conocer las fuerzas causantes de la subsidencia en

detalle, se conocen en la actualidad los principales mecanismos por los que se

pueden producir estas deformaciones (Arche, A., 2010).

Mecanismos de subsidencia.

A. Elevación de la corteza por dilatación causada por un flujo anómalo de

calor, seguido de erosión del relieve formado y creación de una cuenca

por contracción al cesar el flujo térmico (figura 1.4 a) (Sleep, 1971;

Ángel y Buck, 2007; Ziegler y Cloetingh, 2004; en Arche, A., 2010).

B. Cambios de fase en la corteza inferior, al cambiar las rocas por

metamorfismo de fases de eclogitas a granulitas o por transición de

gabros metaestables a eclogitas estables (figura 1.4 c) (Falvey, 1974;


Haxby et al., 1976; Jagoutz et al., 2007; en Arche, A., 2010). Está

comprobado como teoría plausible sólo en la cuenca de Michigan.

C. Ajuste isostático de un graben. Al hundirse un bloque ligero por

separación de los dos bloques vecinos, la falta de masa resultante es

compensada por el aporte de sedimentos que rellenaría el espacio

creado (figura 1.4 d) (Vening Meinesz, 1950; en Arche, A., 2010).

D. Fracturación y extensión de placas continentales por liberación de

esfuerzos existentes en su interior (figura 1.4e) (McKenzie, 1978;

Cloetingh y Kooi, 1992; Ángel y Buck, 2007; en Arche, A., 2010). Las

diversas variantes de este modelo se ajustan a los datos observados en

rifts continentales y márgenes oceánicos.

E. Estiramiento (necking) de la corteza, lo que supone al menos un

comportamiento viscoelástico o plástico de su parte inferior (figura 1.4 f)

(Artemjev y Artyushkov, 1971; Jagoutz et al., 2007; en Arche, A.,

2010). Al igual que el caso anterior, con el que comparte muchas

características, explica la formación de rifts continentales y márgenes

oceánicos. Se combina con flujo térmico elevado.

F. Respuesta elástica a la carga de sedimentos o cabalgamientos (figura

1.4 g) (Walcott, 1972; Ziegler y Cloetingh, 2004; en Arche, A., 2010).

G. Explica correctamente la presencia de cuencas asimétricas al frente de

cadenas plegadas (cuencas de antepaís o foreland basins) y la

acumulación de sedimentos en los márgenes oceánicos (Arche, A.,

2010).


Figura 1.4. Diferentes mecanismos básicos que se han propuesto para explicar la subsidencia:

a) dilatación y contracción térmica; b) reajuste isostático tras intrusión de material denso; c)

reajuste isostático tras cambio de fase en la corteza inferior; d) reajuste isostático de un graben;

e) extensión por liberación de tensiones en el interior de una placa continental; f) estiramiento

(necking) de la corteza continental, y g) flexión elástica de la corteza por carga.(modificada de

Arche, A., 2010).


Los tipos de cuencas sedimentarias brindan un marco geológico conceptual

para la prospección de hidrocarburos y el desarrollo de yacimientos de

hidrocarburos; sin embargo, el tipo de cuenca brinda un marco general (en

particular del estilo estructural) que debe ser complementado por el estilo de

deformación local.

Los diferentes tipos de cuencas brindan ambientes generadores, rocas

almacenadoras y trampas características, que serán desarrolladas brevemente.

Es importante ubicar geográficamente a la cuenca en el contexto de tectónica

de placas, ya que en los límites de cada una de ellas existen tres tipos de

interacciones que son divergentes, paralelos y convergentes. En la actualidad,

se aprecian las interacciones de las placas tectónicas. La ubicación geográfica y

paleogeográfica de la cuenca en el contexto de la tectónica de placas es muy

indicativa de la potencialidad de la cuenca petrolera.

Resumiendo los mecanismos de subsidencia antes mencionados, podemos

concluir que hay tres procesos con validez universal responsables de la

aparición de subsidencia y por tanto de la formación de la mayor parte de las

cuencas (Arche, A., 2010):

Extensión de la corteza por tensión.

Existen dos modelos propuestos para explicar la extensión de la corteza y la

formación de grabens por subsidencia: flujo térmico anormal (hot-spot) y

tensiones en el interior de una placa cortical. El primer caso sería debido a un

proceso «activo» mientras que el segundo sería «pasivo» (Neumann y

Ramberg, 1978; Morgan y Baker, 1983; Kaz’min, 1984; Olsen y Morgan,

1995; Reston y Pérez-Gussinyé, 2007; en Arche. A., 2010) (figura 1.5).

Existen casos que se pueden explicar por uno u otro mecanismo

indistintamente. La diferencia principal es que el primer mecanismo tiene una

fuente magmática activa bajo la zona en extensión y que ésta es la

consecuencia de un proceso de dilatación por calentamiento, mientras que en

la segunda la causa de extensión es un ajuste de esfuerzos tectónicos, y de los


procesos magmáticos, una consecuencia posterior de los mismos (Reading,

1986; en Arche. A. 2010).

Contracción térmica causada por el calentamiento-enfriamiento de la

corteza el manto (subsidencia térmica).

El enfriamiento (después de una etapa previa de calentamiento y elevación) y

la contracción térmica simultanea de los materiales de la corteza, se produce

cuando se suprime el aporte de material caliente de la astenosfera o se aleja

del foco caliente. Es un proceso relativamente lento, que decrece de forma

exponencial con el tiempo, hasta que se alcanza un equilibrio al cabo de unos

60 M.a. (Beaumont et al., 1982a; Sleep, 1971; Reston y Gussinyé, 2007; en

Arche, A., 2010).

Este proceso afectará a áreas mucho más extensas que las inicialmente

separadas por estiramiento, y queda reflejado en una disposición de los

sedimentos en «onlap» sobre los márgenes de la cuenca (figura 1.6).

Asimismo, si se produce la expansión de fondos oceánicos, los antiguos bordes

del rift inicial se alejarán cada vez más del foco de energía calorífica y también

se contraerán. El equilibrio se obtiene al cabo de unos 60-80 M.a. tras una

contracción de aproximadamente 3-3,5 km, lo que está de acuerdo con las

profundidades medias de las llanuras abisales actuales.

Hay dos principales fuentes de calor, una que asciende a través del límite de la

parte alta convectiva del manto con la parte litosférica suprayacente mientras

que, la otra, es debida a la desintegración de elementos radioactivos como el

U, Th y K (McCulloh y Naeser, 1989; Huismans et al., 2001; en Arche, A.,

2010).

Deformación flexible o elástica por carga.

El efecto que produce la acumulación de sedimentos y su consecuente

desplazamiento de las masas de agua, en los márgenes continentales, así

como, el avance progresivo de una cadena plegada sobre su antepaís o la


aparición de un gran volcán producen una carga que debe compensarse por

flexión del basamento rígido hundiéndose bajo su peso (figura 1.7) . El efecto

es multiplicado si además los sedimentos progradan hacia el mar. (Watts y

Ryan, 1976; Keen y Boutilier, 1990; en Arche. A., 2010)

Figura 1.5. Modelo simplificado de las últimas etapas de los mecanismos que generan el

esfuerzo que provoca la ruptura continental y las implicaciones directas que éstos causan en el

adelgazamiento de la litosfera. Modificado de Olsen y Morgan, 1995; modificado de Arche, A.,

2010


Figura 1.6. Geometría idealizada de «cabeza de ciervo» mostrando el solapamiento (onlap)

estratigráfico hacia el margen de la cuenca durante la etapa de postrift (representado mediante

puntos). La parte inferior de la fi gura muestra un ejemplo real tomado en la plataforma de

«Horda», en el Viking Graben. Modificado de White y McKenzie, 1988., modificado de Arche, A.,

2010.

Este tipo de deformación no se debe a causas tectónicas (sólo indirectamente),

sino a reajustes isostáticos. La respuesta de la corteza a una determinada

carga de agua o sedimentos puede atribuirse a dos mecanismos diferentes:

reajuste isostático local en el área afectada únicamente, con movimiento

vertical de bloques (Hipótesis de Airy) o, flexión elástica del bloque continental

afectado, comparable a una viga fija en un extremo que recibe carga en el otro

(Hipótesis de Walcott).

En el primer caso, sólo aplicable si existen fallas casi verticales que aíslen unos

bloques de otros, como en algunos rift intracontinentales, la sustitución del

aire o el agua por sedimentos más densos provoca un hundimiento que se

puede estimar en unas tres veces la profundidad inicial de la cuenca. En el

caso de respuesta elástica por flexión, aplicable a casos como las márgenes

pasivas continentales, los valores son parecidos, pero la deformación se

extiende 150 km más allá del área afectada por la carga en ambos sentidos,

creando zonas subsidentes amplias en la plataforma y el continente (Walcott,


1972). Este proceso no explica la totalidad de la subsidencia, pero sí constituye

una aportación fundamental al conjunto de la subsidencia de una cuenca

(modificado de Arche, A., 2010).

Figura 1.7. Diversas situaciones de deformación elástica de la corteza debido a la carga.

Tomado de Arche, A. 2010.


Figura 1.8. a) Modelo clásico de extensión uniforme, b) modelo de extensión de Wernicke con una falla de bajo ángulo que afecta a toda la corteza, c) variante de Ramsay, en la que se concentra la deformación dúctil en determinadas áreas. Tomado de Arche, A., 2010.


Clasificación de cuencas

Existen numerosas clasificaciones de las cuencas en el contexto anteriormente

citado, sobre todo intentando adaptar la teoría clásica del geosinclinal a la de

tectónica de placas, por ejemplo, Mitchell y Reading (1969), Dewey y Bird

(1970) y Dickinson (1971, 1974), pero poco a poco se abandonó el concepto

de geosinclinal para pasar a utilizar la posición de la cuenca dentro de una

placa (en el interior o en los límites de ésta) y su interacción con la

sedimentación, para la clasificación de las mismas. En general, estas

clasificaciones son muy similares unas a otras aunque usen términos

diferentes. (Dickinson y Yarborough, 1976; Kingston et al., 1983; Miall,

1981; Mitchel y Reading, 1986; Foster y Beaumont, 1987; Klein, 1987;

Perrodon, 1988; Einsele, 1992; Leeder, 1999; en Arche. A. 2010).

La clasificación de cuencas que emplearemos para este trabajo está basada

en las de Reading (1978), Dickinson (1981) y Leeder (1999); en Arche. A.,

2010.

a) Cuencas ligadas a contactos con movimiento divergente de placas.

Rifts intracontinentales:

o Rifts proto-oceánicos tipo mar Rojo.

o Aulacógenos.

o Márgenes pasivos tipo Atlántico.

o Cuencas inter-arco.

b) Cuencas ligadas a contactos con movimiento paralelo de placas.

o Cuencas transtensionales.

o Cuencas transpresionales.

c) Cuencas ligadas a contactos con movimiento convergente de placas.

o Complejos de subducción.

o Cuencas de antepaís (foreland basins)

d) Cuencas en el interior de cratones estables y mares interiores.


De las clasificaciones de cuencas que relacionan los movimientos tectónicos y

los procesos sedimentarios podemos destacar dos. La primera, la de Miall

(1981), que propuso una interesante clasificación de cuencas rellenas por

sedimentos continentales y marinos someros en los que combinaba la dirección

de las fallas principales, la dirección del drenaje y los diferentes estadios de

evolución de la cuenca y los enmarcaba en un esquema de márgenes

divergentes, convergentes pre-colisión, convergentes post-colisión y cuencas

cratónicas. La segunda es la de Selley (1985), que diferencia entre cuencas

post, pre y sindeposicionales.

Cuencas ligadas a contactos con movimientos divergentes de placas

Estas cuencas están asociadas a movimientos divergentes o de separación de

las placas predominando las estructuras distensivas. Como indicamos

anteriormente, la subsidencia inicial es muy rápida aunque localizada, debida a

estiramiento y a desplazamientos de la corteza continental; posteriormente el

enfriamiento progresivo produce una contracción que da lugar a otro tipo de

subsidencia, más lenta, pero que afecta a un área mayor, a veces aumentada

por la flexión provocada por la carga de sedimentos (en Arche, A., 2010).

Dickinson (1981) subdivide estas cuencas en función del estado evolutivo de

las mismas; así, desde una primera etapa hasta la más evolucionada pueden

subdividirse en los siguientes tipos:

a) Cuencas en las que la ruptura de los bloques continentales es

incompleta. Incluye los rift intracontinentales, sin relación clara con

cuencas marinas y los aulacógenos o brazos fallidos de una unión triple

aproximadamente perpendiculares a un margen continental.

b) Cuencas en las que la ruptura de los bloques continentales es completa,

con aparición de corteza oceánica. Incluyen los rifts proto-oceánicos tipo

mar Rojo, en los que la separación de los bloques es mínima y la


sedimentación está claramente controlada por estos bloques

continentales y las cuencas marinas con márgenes pasivos tipo Atlántico

en las que la separación puede ser muy grande.

c) Cuencas inter-arco: situadas tras un complejo arco-trinchera en un

borde convergente entre dos placas, pero en el que un arco magmático

sufre tensiones locales que llevan a una distensión y rotura con

aparición de nueva corteza oceánica. Pueden existir casos intermedios

entre uno y otro tipo de cuenca.

Rifts intracontinentales

Son estructuras alargadas, de hasta varios miles de kilómetros de longitud, en

las que domina una tectónica vertical, formándose grabens (véase Capitulo II,

figura 2.44) y, más frecuentemente, semigrabens, ya que el juego de las fallas

límite suele ser desigual o bien sólo existe una. Son de las estructuras

geológicas más importantes en términos de abundancia y acumulación de

sedimentos. Pueden aparecer en todos los continentes así como en corteza

continental adelgazada bajo el mar. En el contexto de la Tectónica de Placas

pueden situarse en el interior de cratones (Rift del E de África), en zonas

intracontinentales en relación con colisión continental (graben del Rhin, rift del

lago Baikal) (figuras 1.9 y 1.10. a), a lo largo de fallas transformantes (mar

Muerto y mar Salton) y en relación con interacciones complejas de placas en

zonas de subducción y márgenes transformantes (rift del Río Grande)

(Ingersoll, 1988; Leeder y Jackson, 1993; en Arche, A., 2010).

Su anchura varía desde unos pocos metros (micrograbens) a 15-60 km en

sistemas como el rift del lago Baikal o el rift del E de África (figura 1.10b), y su

actividad puede extenderse desde el Precámbrico superior hasta la actualidad

con épocas de mayor o menor actividad, como es el caso del último sistema

citado (Reading, 1978). Los flancos de la estructura pueden estar elevados e

inclinados suavemente de forma centrífuga, con lo que el desnivel entre los


bordes y la zona central puede llegar a más de 2 km; el interior de los grandes

rifts puede llegar a alcanzar una gran complejidad, formando una serie de

umbrales formados por horsts y edificios volcánicos, que dividen la estructura

en una serie de subcuencas aisladas las cuales casos que llegan incluso a sufrir

esfuerzos diferentes, incluidos aquellos de desgarre entre los dos flancos

(figura 1.10c). Autores como Beach (1986), Gibbs (1987) y Scott y Rosendahl

(1989) consideran que la disposición asimétrica de un rift está relacionada con

el desarrollo de un modelo evolutivo «tipo Wernicke» (1981) (simple shear),

mientras que el modelo simétrico lo estaría con un desarrollo de cizalla pura

(pure shear) (figura 1.8) como proponen Giltner (1987) y Badley et al. (1988);

en Arche, A., 2010).

Figura 1.9. Corte «clásico » del Graben del Rhin, al norte de Karlsruhe, Centro Europa. Es un

ejemplo aproximadamente simétrico de un modelo de cizalla pura (pure shear); no hay

exageración vertical. Completar con figura 1.8a. Modificado de Einsele, 1992. Tomado de Arche,

A. 2010.

Cuando una cuenca de rift asimétrica se desarrolla pueden aparecer una serie

de elementos geométricos que condicionarán la sedimentación posterior.

Cuando el estiramiento se produce sobre una falla de bajo ángulo la geometría

producida, según progrese la extensión, consistirá en una cascada de fracturas

que se desarrollan hacia atrás de la fractura principal (figura 1.11 a); son fallas

lístricas denominadas de cola de caballo que posiblemente son debidas a un

efecto gravitatorio (Gibbs, 1984) que en sección dan una disposición de cuñas.


El desarrollo de estas fracturas lístricas, que son curvas en profundidad,

favorece una mayor pendiente en el labio que se separa horizontalmente a

favor de la fractura principal (hanging wall) de manera que termina

produciéndose un conjunto de fracturas opuestas a las anteriores o antitéticas

(Figura 1.11 b), modificado de Arche A. 2010.

Esta geometría resultante es la situación que presentan la mayoría de las

cuencas asociadas al rift del E de África (Braile et al., 1995), la Basin and

Range de Estados Unidos (Ebinger et al., 1987; Parsons, 1995; Leeder y

Jackson, 1993) o los primeros estadios de la cuenca del mar del Norte

(Glennie, 1990). Esta geometría puede llegar también a hacerse muy compleja

según progresa la extensión en el rift (figura 1.10 d-f), como muestra Gibbs

(1984, 1989), pero sale fuera del alcance de este capítulo. Arche, A. 2010. Una

geometría como la que acabamos de presentar aparece tras diferentes etapas

evolutivas de la cuenca y, de igual modo, cada etapa muestra un estilo

determinado de sedimentación o relleno de aquella, ya que los parámetros

básicos que controlan la arquitectura de las secuencias deposicionales en una

cuenca son: el aporte de los sedimentos, la fisiografía de la cuenca y la

acomodación de sedimentos (Posamentier y Allen, 1993). Por este motivo,

diferentes autores (Einsele, 1992; Prosser, 1993; Nø´ttvedt et al., 1995;

López-Gómez et al., 2010; en Arche, A., 2010) diferencian el tipo de

sedimentación en un rift en función de la etapa de evolución tectónica del

mismo; es decir, las etapas proto-rift, rift y post-rift (figura 1.12).

a) Etapa de proto-rift

Se trata de la etapa inmediatamente anterior a la separación o divergencia

entre los labios que posteriormente constituirán el rift. Es importante señalar

que esta etapa puede coincidir con otra de post-rift relacionada con otro ciclo

anterior del que ahora se empieza a desarrollar. La subsidencia es muy lenta

en esta fase y la sedimentación ocupa una superficie amplia, como sucede en

algunas cuencas, como es el caso del rift del E de África que se encuentran

todavía en esta etapa (Baker, 1986; Gani et al., 2007), el lago Baikal


(Logatchev, 1978; Nelson et al., 1999) o el graben de Oslo (Ramberg y Larsen,

1978). La sedimentación está básicamente controlada por el clima o las

fluctuaciones relativas del nivel del mar, cuando ha sido invadida por éste

(modificado de Arche A. 2010).

Figura 1.10. Diferentes tipos de rift de mayor o menor complejidad. a) Modificado de Illies

(1981); ver también figura 1.8. b) Alternancia de polaridad en semigrabenes medios o

asimétricos. c) Combinación de extensión sindeposicional con desplazamientos transformantes

laterales. Las fallas preexistentes son reactivadas mediante movimientos transformantes

ocasionando otras normales, a unos 40°, dentro de la estructura del graben. Triásico,

Marruecos. d) Modelo simplificado de rift de margen continental. e) Rift de estructura ramificada.


Ejemplo del Cretácico del Estrecho de Bass, entre Australia y Tasmania. f) Superposición de

despegues con desplazamientos perpendiculares entre sí producidos en etapas diferentes. b-f,

modificados de Einsele (1992) Modificado de Arche. A., 2010.

Figura 1.11 a) Abanico de fallas formado por el desarrollo secuencial de fallas que migran

hacia el bloque levantado (footwall). b) Abanicos lístrico y antitético relacionados. Se indica,

mediante números, el orden progresivo de formación de las fallas. Modificado de Gibbs, 1984;

en Arche, A. 2010.

b) Etapa de rift

Se trata de una etapa de intenso estiramiento y rotación de bloques, en lo que

la erosión y la actividad sedimentaria son elevadas, produciéndose una

sedimentación más compleja que en el caso anterior. La disposición de


semigrábens, asimétricos, a medida que se desarrolla el estiramiento será la

geometría básica de relleno de la cuenca (figura 1.12). Al girar los bloques, al

tiempo que se produce la sedimentación, iremos encontrando un conjunto de

discordancias progresivas sobre cada uno de ellos que, en muchas ocasiones,

no podrán ser reconocidas. Lógicamente, tanto en esta etapa como en la de

proto-rift, la influencia del basamento sobre los sedimentos nuevos que llegan

a la cuenca es fundamental (Anderson et al., 1995; Birt et al., 1997). Esta

etapa podría dividirse al menos en dos, inicial y de auge (climax) (figura 1.12;

Prosser, 1993; Nøttvedt et al., 1995). En la etapa inicial la cuenca se supone

siempre subaérea y con suficiente aporte de agua como para mantener

sistemas fluviales longitudinales, perennes y con sedimentación de tipo canal e

intercanal, situándose no muy distantes de las zonas de aporte que estarían

localizadas en los bloques más altos. Estos bloques paulatinamente irían

erosionándose y aportando material poco clasificado a la cuenca a través de

conos que saldrían de los escarpes de las fallas.

En la etapa de auge o «climax» es donde se produce el mayor desplazamiento

de las fallas y, por tanto, donde se desarrollan los mayores escarpes y los

sistemas de abanicos aluviales que aportan sedimentos al interior de la cuenca

durante esta fase. Esto es debido a que la subsidencia y el giro de los bloques

crean un espacio tan grande que la velocidad de sedimentación no es

suficiente para rellenarlo instantáneamente. Los sistemas fluviales continúan

controlando la sedimentación en el interior de la cuenca, sin embargo,

aparecen ya sedimentos de grano fino debidos a aguas estables, como

pequeñas charcas o lagos relativamente extensos donde pueden también

desarrollarse sales y estromatolitos (Tiercelin, 1991) y, en ocasiones, asociarse

a rocas volcánicas (Dickinson, 1974; King, 1976; Pegrum y Monteney, 1978;

Ziegler, 1978; Logatchev y Florentsov, 1978). Los espesores de estas series

varían dependiendo de la actividad de las fracturas, llegando a alcanzar de 3 a

5 km en el centro de los grandes rifts actuales (modificado de Arche A. 2010).

c) Etapa post-rift


La extensión litosférica y, por tanto, la formación de la cuenca de rift en esta

etapa, está seguida por un decrecimiento asintótico de la subsidencia causada

por la contracción térmica y la pérdida de calor de la corteza, que puede

prolongarse hasta 100 M.a., cuando se alcanza nuevamente el equilibrio

térmico. En la primera parte de esta etapa los sedimentos terminan de cubrir

los resaltes aún existentes en el interior de la cuenca. Los sistemas de

abanicos aluviales procedentes de los laterales de la cuenca pueden alcanzar

hasta 8 km de longitud extendiéndose hacia el interior de la cuenca, como

sucede en el Valle de la Muerte, en Estados Unidos, donde, al final de los

mismos, las sales llegan a ocupar extensas superficies que localmente son

cortadas por cordones de dunas eólicas.

El enfriamiento, la reducción en la intensidad de estiramiento y la propia carga

de sedimentos acumulados hasta el momento, pueden hacer cambiar la

dirección de las corrientes al modificarse las pendientes en el interior de la

cuenca. La subsidencia en la cuenca es más lenta que en la etapa de rift pero

afecta a una mayor superficie de la misma constituyéndose la disposición

geométrica de «cabeza de ciervo» (steer’s head) que señalábamos

previamente (figura 1.6). La subsidencia puede ser similar a la tasa de

sedimentación, manteniéndose un equilibrio de las mismas durante el relleno

de la cuenca.

Debido a este equilibrio los sistemas fluviales que surquen la cuenca apenas

dejarán sedimentos típicos de llanura de inundación, ya que al ser menor la

subsidencia que en etapas anteriores dichas llanuras estarán continuamente

siendo reelaboradas de manera que, los sedimentos más fi nos propios de

estas llanuras, difícilmente quedarán conservados.

El tipo de secuencias tiende a ser grano decreciente y las zonas de aporte más

rebajadas topográficamente. La discordancia de ruptura que separa las etapas

rift y post-rift puede representar un período de tiempo de algunos millones de

años, durante el cual, los sedimentos de la primera de aquellas son basculados


y erosionados parcialmente por reajuste isostático (Dewey, 1982; Gibbs, 1984;

Chadwick, 1986).

Figura 1.12. Ilustración esquemática de los estados evolutivos en el desarrollo de una cuenca

tipo rift en sus etapas principales proto, rift y post-rift. Modificado de Nø´ttvedt et al., 1995; en

Arche, A. 2010.


Cuando la subsidencia se generaliza, la última parte de esta etapa post-rift

puede permitir el paso gradual entre los sedimentos clásticos de tipo

continental hasta ahora descritos y los de margas y carbonatos marinos poco

profundos que progresivamente invaden la cuenca (Glennie, 1990; Einsele,

1992; Nøttvedt et al., 1995; modificado de Arche, A., 2010).

Recientemente, con la aparición de hidrocarburos en algunas cuencas

continentales tipo rift se han abierto nuevas provincias a la exploración

geológica y geofísica, realizándose estudios de gran detalle que han revelado

aspectos desconocidos de la geometría y el relleno de este tipo e cuencas.

Aulacógenos

El término aulacógeno procede del griego: «aulax», que quiere decir trinchera.

Fue acuñado por Shatskiy y Bogdanov en 1961, aunque el primer autor había

descrito cuencas que luego recibirían este nombre en el SE de la Plataforma

Rusa ya en 1946 (aulacógenos del Dnieper-Donets y Pachelma) e incluso el

más prominente de los de Norteamérica, la cuenca Anadarko-Ardmore al Sur

de Oklahoma, perpendiculares a la cadena plegada de Ouachita que había sido

previamente descrito por Bubnoff (1940) de forma similar, pero sin utilizar el

término aulacógeno. Garestskiy (1996) hizo una revisión desde los primeros

estudios llevados a cabo de los aulacógenos hasta los de nuestros días, y

discute cómo el concepto de aulacógeno sufrió un cambio importante tras el

desarrollo del conocimiento de los sistemas de rift en todo el mundo,

especialmente fuera de la comunidad científica de la antigua Unión Soviética.

(Modificado de Arche, A., 2010).

Estos autores (Seyfert, 1987; Sengör, 1976; Burke, 1976; Burke y Dewey,

1974; Hoffman, 1973; Seyfert y Syrkin, 1979, entre otros) llegan a la

conclusión de que los aulacógenos son antiguos rifts y que pueden definirse

como trincheras lineales, transversales a cadenas plegadas de tipo alpino o a


márgenes oceánicos pasivos de tipo Atlántico, que desaparecen gradual mente

hacia el interior de las plataformas estables, pasando a rifts intracontinentales.

Podemos decir pues, que la historia evolutiva de los aulacógenos pasa por una

serie de fases que, salvo pequeñas variantes, es siempre la misma (Hoffman et

al., 1974; Milanovski, 1981): Graben, subsidencia y compresión (modificado de

Arche A. 2010).

Fase de Graben o fase incipiente (inicial): en ella se forman grábens lineales, a

veces ligados a elevaciones corticales debidas a intrusión activa del manto, que

produce abundante vulcanismo, pero en otras ocasiones no existe el

arqueamiento y la fracturación progresa lateralmente (figura 1.13. 1). Los

primeros materiales que se depositan en esta fase son rocas volcanoclásticas y

volcánicas si hay intrusión del manto, o bien brechas y areniscas no muy

potentes si no hay dicha intrusión. Posteriormente, al acelerarse la subsidencia

por estiramiento de la corteza, se acumulan areniscas y conglomerados de

carácter arcósico en general, procedentes de los relieves formados por la

elevación de los bloques laterales y distribuidos longitudinalmente en los

aulacógenos por ríos de cauces entrelazados. Hasta aquí la evolución es similar

a la de un rift intracontinental, pero, en las uniones triples de rifts, dos de los

brazos experimentarán seguidamente una expansión progresiva mientras que

no lo hará el tercero, limitándose a una subsidencia progresiva (figura1.13. 2).

El aulacógeno sería invadido por el mar al continuar la subsidencia debida al

estiramiento cortical y se depositarán series siliciclásticas finas y

posteriormente dolomías arcillosas y estromatolíticas, indicando sedimentación

en mares muy someros. El espesor total de los materiales acumulados en este

estadio puede llegar a 2.500 m (Modificado de Arche, A., 2010).

Fase de subsidencia: tras la fase de subsidencia tectónica inicial comienza a

dominar la de subsidencia térmica debida al enfriamiento del manto, más lenta

que en la primera fase, pero que afecta a extensiones de hasta 10 veces la

anchura del rift inicial a cada lado. La sedimentación es marina, muy variable


según la latitud de la cuenca, variando desde plataformas carbonatadas

someras muy extensas a turbiditas en el centro de la cuenca (figura 1.13. 3).

En el extremo distal se pueden formar deltas de gran tamaño, como es el caso

del actual delta del Niger. Ocasionalmente puede asociarse abundante

vulcanismo espilítico. La duración de esta fase puede alcanzar los 200 M.a., y

el espesor de materiales acumulados más de 5 km (modificado de Arche A.

2010).

Fase de compresión o de inversión: en esta fase la estructura y la

sedimentación en el aulacógeno cambian totalmente, al sufrir una ligera

compresión, detenerse la subsidencia, y pasar las fallas hasta ahora normales

a inversas (figura 1.13. 4-5). Se produce un ligero plegamiento y la

sedimentación vuelve a ser continental. Esta fase puede ser también muy larga

y producirse en varios pulsos sucesivos (De Vicente et al., 2009). El estudio de

los aulacógenos y su evolución, comparados con las cuencas oceánicas y

cordilleras de colisión ha permitido aclarar, en gran parte, la controversia sobre

el origen de las cadenas plegadas mediante movimientos verticales u

horizontales dominantes.

El mecanismo que reactiva periódicamente un aulacógeno en situación

intraplaca parece ser una compensación isostática del exceso de masa y, por

tanto, de la anomalía positiva de la gravedad correspondiente, producida por la

intrusión de rocas ultrabásicas en sus raíces y el relleno total por sedimentos

de la cuenca (Braile et al., 1986); esta compensación produce una subsidencia

que aprovecha las líneas de debilidad de las antiguas fracturas y reproduce el

proceso anterior sobre la antigua cuenca. La figura 1.13 (Hoffman et al., 1974)

resume la evolución comparada de un aulacógeno y de una cuenca marina

clásica que se convierte posteriormente en un orógeno de colisión. Si el

margen pasivo se convierte posteriormente en orógeno, las paleocorrientes se

invierten en la fase final tomando un nuevo sentido hacia el interior del

aulacógeno (modificado de Arche A. 2010).


Rifts proto-oceánicos tipo mar Rojo

Se trata de un estadio de extensión más avanzado respecto del caso anterior;

es decir, si la expansión lateral de un graben continúa, el centro de la cuenca

pasa a estar formado por corteza basáltica oceánica procedente del manto,

mientras que los bordes de la cuenca lo constituyen bloques de corteza

continental adelgazada y fallada, sobre los que se conservan parte de los

sedimentos de rift (figura 1.14). Los sedimentos proceden en gran parte de los

flancos elevados de la cuenca y son fundamentalmente conglomerados y

areniscas depositadas como abanicos aluviales y fan-deltas, tanto en el

continente como en medios marinos someros a los que se intercalan rocas

volcánicas (Lowell y Genik, 1972; Hutchinson y Engels, 1970; Coffin y Eldholm,

1994).

Habría que tener cuidado, sin embargo, a la hora de reconstruir un modelo

general para este tipo de cuencas, ya que el mar Rojo (incluido el golfo de

Aden) es el único ejemplo moderno de proto-océano en la Tierra; el golfo de

California es básicamente una estructura transtensional, aunque comparte

muchas estructuras con el mar Rojo (modificado de Arche A. 2010).

Márgenes pasivos tipo Atlántico

Al continuar la expansión de los fondos oceánicos se originan, al menos

teóricamente, dos márgenes simétricos con respecto a una dorsal oceánica,

punto por donde surge el material volcánico procedente del manto. Se trataría,

pues, del paso siguiente de extensión de una cuenca respecto a la situación

proto-oceánica anteriormente citada. Este tipo de márgenes se han

denominado pasivos o de tipo Atlántico por ser el ejemplo más claro y mejor

estudiado (véase Capitulo II, figura 2.45). Los márgenes pasivos han existido

en nuestro planeta de forma continuada desde hace, al menos, 2.749 M.a., y

en la mayor parte de los casos tienen una vida media de 181 M.a. (Bradley,


2008). Desde el comienzo de separación de estos márgenes y formación de la

cuenca principal atlántica se fueron desarrollando en torno a 100 cuencas

menores (grábens) en las proximidades a las costas del Atlántico (Burke,

1976; Schlische et al., 2003) (figura 1.15); algunas de ellas son brazos fallidos

de puntos triples que evolucionaron como un aulacógeno, como los casos

descritos en el apartado anterior. Aunque el término «margen pasivo» ha

perdurado en la mayor parte de las clasificaciones de cuencas, algunos autores

como Galloway (1987) lo consideran equívoco, ya que, en este tipo de

márgenes son importantes la actividad tectónica (debido, en parte, a la

cantidad de sedimentos que acumulan), la subsidencia flexural y los

levantamientos diferenciales, así como los diferentes regímenes de esfuerzo.

La sedimentación en una cuenca de márgenes pasivos tipo Atlántico varía

considerablemente en función del momento y el punto en el que se realiza.

Esto quiere decir que los sedimentos más antiguos que tendremos en la cuenca

pertenecen todavía a aquellos de la etapa rift y sobre los que, una vez que

penetra el material basáltico del manto y separa los bordes, se sedimentarán

otros nuevos que desde ese momento serán básicamente de tipo marino

(figura 1.14) en Arche, A. 2010.

La subsidencia será mayor hacia los bordes de la cuenca ya que ésta se enfría

según nos alejamos de su centro (Jarvis y McKenzie, 1980; Cochran, 1983),

donde se incorpora principalmente el material basáltico procedente del manto

a través de la dorsal. Así, la cantidad de sedimentos que se acumulan en las

proximidades de estos bordes será mayor, dando como resultado un prisma de

sedimentos que se adelgaza en la plataforma costera y en la zona central de la

cuenca, como simplifican Dewey y Bird (1970) (figura 1-15).

La «discordancia de ruptura» (figura 1.17) se explica por la erosión parcial de

los bordes del rift inicial tras elevarse ligeramente (ver Rifts intracontinentales)

y el hundimiento relativo simultaneo de la parte central de la cuenca. La

subsidencia térmica posterior provoca la sedimentación marina antes citada en


«onlap» costero sobre el cratón estable y los grábens y semigrábens iniciales,

que subsiden además en respuesta a la carga sedimentaria.


Fig

ura

1.1

3.

Dife

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ciadas a éste. El brazo activo del rift se abre hasta constituir una cuenca oceánica (2 y 3) y

termina cerrándose produciendo una colisión continental. La sección A-B representa la evolución

de la cuenca oceánica, la C-D la del aulacógeno y la E-F la de colisión continental (4 y 5).

Modificado de Hoffman et al., 1974; en Arche, A., 2010.


Figura 1.14. Sección del mar Rojo como ejemplo actual de rift proto-oceánico donde pueden

diferenciarse la distribución de los sedimentos más recientes y aquellos de la etapa rift (Lowell y

Genick, 1972; en Arche, A. 2010).

Observando una de las mitades de la cuenca, desde la dorsal hasta la línea de

costa (figura 1.16). Dewey y Bird (1970) resumen la siguiente sucesión de

formas topográficas y sedimentos:

La dorsal oceánica: puede estar muy fracturada y presentar un marcado

valle central, como la del centro del Atlántico, o tener menos resalte, como la

del E del Pacífico. A partir de ella la litosfera engrosa por enfriamiento

progresivo. La profundidad media de las dorsales es de 1.500 m, pero las

fracturas pueden producir grábens paralelos que descienden hasta 4.000 m y

en los que se acumulan sedimentos turbidíticos procedentes de los sedimentos

pelágicos de las elevaciones adyacentes (Van Andel y Komar, 1969);

modificado de Arche A. 2010).


Figura 1.15. Ilustración de la distribución de los principales grábens alrededor del océano

Atlántico que fueron formados asociados a las primeras etapas de ruptura continental. La edad

de los mismos es distinta; así, aquellos entre las líneas V-W y X-Y fueron formados hace 210-

170 M.a., los situados al sur de la línea X-Y lo hicieron entre 145-125 M.a., aquellos situados al

norte de la línea T-U lo hicieron alrededor de 80 M.a. y aquellos al norte de la línea R-S entre

80-60 M.a. El rayado del centro se refiere a la corteza oceánica. Modificado de Burke, 1976; en

Arche, A. 2010.

La llanura abisal: el hundimiento de la corteza oceánica debido a la

subsidencia térmica, adquiere una velocidad exponencialmente decreciente con

el tiempo llegándose así hasta alcanzar la llanura abisal, muy extensa en el

Atlántico y Pacífico, situada entre 4.500 y 6.000 m de profundidad. Recibe

sedimentación pelágica, cuya composición siliciclástica o calcárea depende de

las corrientes y del nivel de compensación de los carbonatos. Naturalmente la

edad del basamento y de los primeros sedimentos es mayor según nos

separamos de la dorsal oceánica. También se pueden formar nódulos de óxidos

de Mn, normalmente asociados a fuertes corrientes (modificado de Arche A.

2010).

El prisma sedimentario: constituido por la acumulación de sedimentos

procedentes del continente o, en el caso de plataformas carbonatadas,

relacionadas con él. Posee cuatro partes bien diferenciadas, con sedimentos

que son característicos: Costa, plataforma continental, talud continental y

borde precontinental (Dickinson, 1981; Grow, 1981) (figuras 1.16 y 1.17).

Este prisma forma un cinturón de anchura variable a lo largo del borde

continental fracturado y adelgazado. Constituye la zona de transición a la

corteza oceánica pudiendo llegar a cubrir parte ésta, según sea el aporte de

sedimentos. La costa y la plataforma continental, donde se acumulan

sedimentos muy variados, de procedencia generalmente continental, forman

una parte del prisma, y el borde precontinental, donde se apilan

fundamentalmente turbiditas, es la otra zona de acumulación, aunque por ella

pasan gran cantidad de sedimentos a través de los cañones submarinos (zona


de bypassing) (Sangree et al., 1978), lo que la convierte en una «zona inane»

(starved region), en la que sólo se acumulan sedimentos finos.

Sin embargo, en ella se pueden producir grandes deslizamientos de hasta 700

km de desplazamiento (Embley, 1976; Nardin et al., 1978) y varios km3 de

volumen, que dejan cicatrices en su parte superior (figura 1.18) y forman

estructuras de compresión en su frente (Lewis, 1971). Elter y Trevisan (1973)

hacen la distinción entre deslizamiento (slumping), formado por materiales de

la misma edad que las rocas que los contienen y un origen próximo, y

olistostroma, formado por sedimentos más antiguos procedentes de áreas

fuente lejana y más antigua. La estructura vertical del prisma sedimentario en

su parte proximal (costa- talud), también llamada «terraza continental »

(Dickinson, 1981), tiene tres partes muy diferentes (figura 1.19 a). La inferior,

que refleja una rápida sedimentación clástica sobre un basamento continental

fracturado y estirado, refleja la primera etapa de apertura de la cuenca

(Falvey, 1974; Montadert et al., 1979; Bally, 1981) y en ella los sedimentos

continentales del rift inicial ocupan semigrábens limitados por fallas lístricas

(figura 1.20), sucedidos luego por un conjunto también siliciclástico

intermedio, discordante con el anterior predominantemente marino somero,

que representa el comienzo de la cuenca oceánica y que puede adquirir gran

espesor debido a la rápida subsidencia térmica en este estadio. La discordancia

entre estos dos conjuntos, o discordancia de ruptura (Falvey, 1974), marca el

comienzo de la expansión oceánica para la cuenca (figura 1.6), en Arche, A.

2010.

El conjunto superior, que ocupa cada vez áreas más al interior del bloque

continental, refleja tasas de sedimentación menores, al atenuarse hasta cesar

la subsidencia térmica y deberse únicamente a la flexión del borde del bloque

continental por carga de sedimentos y ajuste isostático (ver figura 1.19 b).


Figura 1.16. La zona de los Grandes Bancos, frente a la costa oriental de Canadá, está

separada de las plataformas Escocesa, al norte, y Labrador, al sur, por las zonas de fractura

«Charlie Gibbs» y «Newfoundland» respectivamente. Entre éstas hay fallas de desgarre que

dividen los Grandes Bancos en Norte (N), Centro (C) y Sur (S). A menor escala, las fallas

transformantes acomodan diferentes grados de extensión. Modificado de Tankard y Welsink,

1988; Arche, A. 2010.


Figura 1.17. Esquema de un margen pasivo maduro tipo Atlántico. Modificado de Dewey y Bird,

1970; en Arche, A. 2010.

Figura 1.18. Deslizamientos en el

talud continental del sur de las

Islas Canarias. En punteado y rayas

los deslizamientos (debris flow). La

zona de rayas discontinuas

horizontales son las turbiditas

asociadas a los deslizamientos. El

punteado grueso representa a las

Islas Canarias y al borde

continental de África. Las flechas

indican la dispersión de las

turbiditas durante el Pleistoceno-

Holoceno. Modifi cado de Embley,

1976; en Arche, A. 2010.

En estos márgenes maduros se pueden desarrollar ciclos progradantes

deltaicos o plataformas carbonatadas (Grow, 1981; Dickinson, 1981; Read,

1982; figura 1.20), pues la tasa de sedimentación supera la de subsidencia. En

casos extremos, por ejemplo, delta del Níger o la costa norte del golfo de

México, la corteza oceánica llega incluso a deformase por flexión para ajustarse

isostáticamente a la carga (La llanura abisal: el hundimiento de la corteza

oceánica debido a la subsidencia térmica, adquiere una velocidad

exponencialmente decreciente con el tiempo llegándose así hasta alcanzar la


llanura abisal, muy extensa en el Atlántico y Pacífico, situada entre 4.500 y

6.000 m de profundidad. Recibe sedimentación pelágica, cuya composición

siliciclástica o calcárea depende de las corrientes y del nivel de compensación

de los carbonatos. Naturalmente la edad del basamento y de los primeros

sedimentos es mayor según nos separamos de la dorsal oceánica. También se

pueden formar nódulos de óxidos de Mn, normalmente asociados a fuertes

corrientes (modificado de Arche A. 2010).

Todo el conjunto del prisma sedimentario puede estar además cortado por

discordancias que marcan oscilaciones del nivel del mar, pliegues diapíricos

debidos a la movilidad de sales originadas en los estados iniciales tipo mar

Rojo de la cuenca, fallas lístricas de crecimiento, a veces heredadas de las del

rift inicial, y extensos deslizamientos en el talud continental.

Por último, hay que recordar también que en fases compresivas posteriores

puede darse la inversión de las fallas lístricas, convirtiendo en mantos de

cabalgamiento a los sedimentos previamente depositados (figura 1.13. 5). La

apertura, expansión e inversión de los márgenes continentales puede estar

acompañada de vulcanismo (Menzies et al., 2002) o no (Wilson et al., 2001);

Modificado de Arche, A. 2010.


Figura 1.19. Evoluciones de un margen tipo Atlántico y desarrollo del prisma sedimentario

constituido por cuatro partes bien diferenciadas por sus sedimentos: costa, plataforma

continental, talud continental y borde precontinental. También se pueden formar carbonatos tras

la deposición de la cuña clástica inicial. Modificado de Dickinson, 1981.

Figura 1.20. Sucesión de

sedimentos en un margen

maduro tipo Atlántico.

Transversal del Cañón de

Baltimore, Estados Unidos,

donde se distinguen los

sedimentos del rifting inicial

(punteado grueso) y las

variaciones de facies con el

tiempo en una estructura

básicamente estable. Completar

con la figura 1.17. Modificado de

Grow, 1981.


Los patrones de trampas y roca madre En las cuencas de tipo extensional

A. Tipos de trampas en la evolución inicial de cuencas tipo rift.

Estado inicial (subsidencia y tasa de sedimentación aproximadamente

balanceada): 1. Mantos de arena fluviales, se caracterizan por tener

sistemas fluviales axiales, meandriformes y entrelazados, y constituyen

Trampas Estratigráficas (TE). 2. Pequeños sistemas deltaicos en ocasiones

tipo Gilbert TE). 3. Abanicos aluviales, constituyen trampas mixtas (TM).

Rocas generadoras en la evolución inicial de cuencas tipo rift

Bajo potencial, se limitan a pequeños lagos y planicies de ríos

meandriformes; el problema que se tiene en la cuenca es la

sobremaduración de la roca generadora, ya que se encuentran en la base de

la cuenca.

B. Tipos de trampas durante la fase de extensión activa de cuencas tipo rift.

Mantos de arenas fluviales (TE). Sistemas deltaicos mayores sobre lagos e

incursiones marinas (TE). Abanicos aluviales (TM). Fallas de acomodación

(TT trampa estructural). Anticlinales asociados a la pared colgante roll overs

(TT).

Rocas generadoras en la fase de extensión activa

Moderado a alto (grandes lagos, sistemas fluviales extensos, transgresiones

someras que crean ambientes parálicos). El problema de la fase de

volcanismo activo.

C. Tipos de trampas durante la fase de subsidencia térmica.

Abanico de margen de cuenca (vinculados a la fase de degeneración del rift,

TE). Mantos de arenas fluviales (TE). Sistemas deltaicos (en rift proto-

oceánicos) TE. Domos salinos (TT).

Rocas generadoras en la fase de subsidencia térmica

Limitada en sistemas fluviales pero puede volverse importante en rifts

proto-oceánicos por la presencia de transgresiones marinas en ambientes

marinos reductores con preservación de la materia orgánica.


Cuencas inter-arco

Estas cuencas parecen una contradicción: son estructuras de distensión

relacionadas con márgenes convergentes de placas (Karig, 1970, 1971; Scholl

et al., 1975; Dickinson, 1981; Einsele, 1992). Su origen es el intenso flujo

térmico generado tras el arco magmático, ligado a la subducción de corteza

oceánica y al movimiento de separación en las corrientes de convección del

manto que adelgaza y estira la placa suprayacente separándola en dos (fi gura

1.21 a). El movimiento relativo es variable; así, en Sumatra se produce un

sistema de fallas en dirección que dan lugar a cuencas de separación (pull-

apart basins). En otros casos el arco magmático se rompe por su parte trasera

y se produce divergencia, como en Tonga o Las Marianas, apareciendo corteza

oceánica entre ambos fragmentos.

Comienzan su evolución como grabens complejos, de los que puede ser un

ejemplo la depresión de Nicaragua, tras el arco magmático Centroamericano,

en el que se depositan sedimentos fluviales y lacustres de origen volcánico,

con cenizas y piroclastos intercalados.

Posteriormente, si el proceso continúa, la separación hace que se formen

mares someros de subsidencia rápida a moderada, con sedimentación

abundante en los márgenes y sólo pelágica en el centro, a veces asociada a

turbiditas procedentes del arco magmático y con una aparición de corteza

oceánica, provocando una cuenca intermedia (figura 1.21 b) modificado de

Arche. A. 2010.

En conjunto recuerdan a cuencas proto-oceánicas, pero reciben menos

sedimentos, pues los márgenes no se elevan como en el otro caso, y están

asociadas a un complejo arco- trinchera convergente. Los sedimentos tienen

claro origen volcánico y están asociados a piroclastos, cenizas y coladas de

lava. Otro origen de estas cuencas (Scholl et al., 1975) es el de un fragmento

de corteza oceánica atrapada tras un arco magmático cuando se produce la


subducción dentro del área oceánica, como en las Aleutianas, pero entonces es

mejor denominarlo mar marginal, pues no hay expansión tras el arco (figura

1.21).

Figura 1.21. Dos tipos posibles de cuenca inter-arco, con o sin corteza oceánica. Modificado de

Dickinson (1981). Se originan debido al intenso flujo térmico que se genera tras el arco

magmático (a). Este flujo está unido a un movimiento de separación en las corrientes de

convección del manto que termina produciendo un adelgazamiento y estiramiento de la capa

suprayacente pudiendo quedar separada en dos (b) (modificado de Arche. A. 2010).

Cuencas ligadas a contactos con movimiento paralelo de placas

Las fallas en dirección son aquellas que poseen un movimiento principal

horizontal, pero son muy raras las que sólo tienen este movimiento. Si son

importantes y rompen la litosfera completamente se denominan fundamentales

(De Sitter, 1964) o transcurrentes (Norris et al., 1978), y si comienzan y

acaban en zonas de subducción o en dorsales oceánicas se denominan

transformantes (Wilson 1965).

Trinchera


Estas fallas no poseen una traza rectilínea, sino sinuosa, entrelazada, que da

lugar a zonas de compresión y distensión (figuras 1.22 y 1.29; Reading, 1980;

Crowell, 1974a, 1974b) denominadas en este caso transpresionales y

transtensionales (Harland, 1971), y asociadas a ellas se forman cuencas de

geometrías y evolución muy variadas (Mann et al., 1983). La problemática de

este tipo de cuencas ha sido revisada en el extenso trabajo de Biddle y

Christie-Blick (1985).

Las inhomogeneidades litosféricas en la horizontal provocan modificaciones de

la orientación de la Zona de Desplazamiento Principal y la creación de

estructuras asociadas distensivas, como cuencas pull-apart e incurvaciones

disipasivas (releasing oversteps) o compresivas, como las incurvaciones

compresivas (restraining bends), asociaciones de fallas en abanico llamadas

«Estructuras en flor» (negative flower structures) por su aspecto en perfil

transversal (figura 1.25) (modificado de Arche. A. 2010).

Las cuencas de este tipo son más pequeñas que las originadas por extensión,

por tensión o por contracción, midiéndose en algunas decenas de km como

máximo y sin sufrir prácticamente subsidencia por enfriamiento, ya que los

procesos relacionados con la astenosfera son mínimos o no existen. Según

Christie-Blick y Biddle (1985) hay una serie de características propias de estas

cuencas que permiten caracterizarlas: a) siempre hay un choque importante

entre las rocas puestas en contacto por las fallas y las reconstrucciones del

estado inicial del área requieren grandes desplazamientos horizontales, de

varias decenas a centenas de km. Para estas reconstrucciones son muy útiles

los estudios del área fuente a partir, por ejemplo, de los datos de los

conglomerados; b) la asimetría de las cuencas es muy acusada en sección

transversal, migrando depocentros y facies rápidamente; c) la subsidencia es

muy rápida, pero episódica, acumulándose en condiciones favorables más de

1.500 m de sedimentos por millón de años, llegando en algunos casos a 4.000

m; d) los sedimentos muestran fuertes cambios de facies y discordancias

intraformacionales de gran tamaño, y e) diversas cuencas a lo largo del mismo


sistema de fracturas pueden tener sedimentos muy diferentes, debido a los

distintos regímenes tectónicos posibles a lo largo del mismo. En series antiguas

puede ser muy complicado encontrar las relaciones mutuas.

Cuencas transtensionales

En el movimiento de una falla en dirección que presente ondulaciones se

formarán áreas deprimidas en las zonas de transtensión. Estas zonas recibirán

sedimentos procedentes de sus bordes y áreas elevadas por plegamiento y

fracturación (en las zonas de transpresión) que también aportarán sedimentos

a las zonas deprimidas. Esto se puede dar en curvaturas suaves o muy

acusadas, aunque la forma es ligeramente diferente (Crowell, 1974a; figura

1.22), en el primer caso se forma una cuenca en forma lenticular vista en

planta, llamada cuenca de disipación (releasing bend), mientras que en el

segundo se forma una de forma oblonga denominada cuenca de separación

(pull-apart basin). Estas últimos tienen mayor importancia, aunque la escala

de estas cuencas varía desde unos pocos metros a varias decenas de km de

longitud. La corteza continental se estira y puede llegar a dar lugar a la

aparición de rocas volcánicas en el centro de la cuenca (Crowell, 1974b; figura

1.23); modificado de Arche, A. 2010.

Los sedimentos pronto rellenan el espacio creado por el movimiento. Es

habitual que primero se forme un lago si el fenómeno ocurre en áreas

continentales, pero como la diferencia de relieve entre el fondo de la cuenca y

los bloques marginales es grande, descienden abanicos aluviales que pueden

colmatar la cuenca, y si el movimiento continúa, pueden formarse en el centro

redes fluviales longitudinales. Hay que destacar la importante potencia

estratigráfica de estos sedimentos. La Brecha Violín, asociada a la falla San

Gabriel en el S de California tiene unos 12.000 m de sedimentos acumulados

(Crowell, 1974a) y Steel y Gloppen (1980) describen en otros ejemplos

espesores cercanos a los 26 km. Los trabajos de Cunningham y Mann (2007) y


Storti et al. (2003) Son las referencias básicas modernas sobre estas cuencas

en Arche, A., 2010).

Figura 1.22 Diversas cuencas transtensivas y macizos transpresivos formados por

combinaciones de movimientos de fallas en dirección. H: bloque levantado, L: bloque hundido.

Modificado de Reading, 1980; en Arche, A. 2010.

El mar Muerto es un pull-apart clásico, originado en un sistema de fallas en

dirección sinestrales con un ligero componente extensional provocado por una

ligera componente de separación de los bloques litosféricos implicados

simultánea al movimiento en paralelo principal (Garfunkel, 1981; Cloetingh y

Ben-Avraham, 2002; Enzel et al., 2006). La cuenca está limitada por fallas

límite de cuenca (fallas en dirección principales N-S) y segmentada por fallas

normales oblicuas (N120°) más tardías, combinadas con pliegues orientados


N60° formados simultáneamente, pero no afectan al basamento; modificado

de Arche, A. 2010.

Figura 1.23. Cuenca transtensiva de separación (pull-apart basin) con pequeños

cabalgamientos laterales y vulcanismo asociado. Modificado de Crowell, 1974b.

El golfo de California es un caso extremo de este tipo de cuencas (figura 1.24).

En él, una serie de fallas en dirección muestran una disposición en «echelon»

con subcuencas de extensión asociadas. Uno de sus extremos está abierto

hacia el mar, mientras que el otro está en el continente. Las cuencas de

extensión actúan como trampas de sedimentos, y así, en el borde norte del

ejemplo anterior potentes acumulaciones de materiales continentales

depositados por el río Colorado, que, tras rellenar la de presión de Salton con


más de 5 km de sedimentos, vierte ahora al mar formando un delta importante

; modificado de Arche, A. 2010.

Cuencas transpresivas

La sedimentación relacionada con fallas en dirección se ha ligado en general a

las zonas de transtensión, especialmente a las cuencas de separación (pull-

apart basins), pero también puede darse en zonas de transpresión, ligada a

elevaciones por eyección (pull-up swells) que tienen forma de flor en sección

transversal, como se indicó anteriormente. Estas áreas elevadas limitan, en

ambos lados, depresiones que pueden experimentar subsidencia importante, y

están limitadas por una parte por las áreas de transpresión elevadas, por otra,

por la falla en dirección que da lugar a la zona de transpresión y, por la

tercera, con una rampa ligeramente inclinada hacia las otras dos. Se parecen a

las cuencas de antepaís, pero su extensión lateral es mucho menor, aunque la

potencia de sedimentos que se puede acumular puede ser muy grande. En

planta pueden tener forma de triángulo escaleno o de ojal estrecho (Eisbacher

et al., 1974; Lowell, 1972; Myhre et al., 1982; en Arche, A. 2010).

Figura 1.24. Esquema geológico del golfo de California, cuenca oceánica controlada por fallas

en dirección. La única fuente importante de sedimentos clásticos es el río Colorado, en el

extremo NO. Modificado de Crowell, 1974a.


Los sedimentos pueden ser continentales o marinos, pero todos ellos muestran

aportes desde la zona elevada por eyección y desde la falla en dirección, como

se señaló anteriormente. Los sedimentos de bordes activos muestran

deformaciones sintectónicas importantes, como en el borde SE de la cuenca

del Ebro (Riba, 1976; Anadón et al., 1985) o en el SW de la cuenca de

Spitsbergen (Steel et al., 1985); modificado de Arche, A. 2010.

Cuencas ligadas a contactos de placas con movimiento convergente

Las cuencas ligadas a contactos entre placas con movimiento convergente son

muy variadas en su geometría, relleno sedimentario y evolución, dependiendo

de la naturaleza de las placas (continental u oceánica), el ángulo de encuentro,

la velocidad del proceso de subducción, el ángulo de inclinación de la zona de

Benioff y el aporte de sedimentos. Como las placas litosféricas no se deforman

plásticamente, sino que se comportan de forma rígida-elástica frente a los

esfuerzos, su deformación se puede asimilar a la de una viga o placa delgada

sometida a esfuerzos verticales (Middleton y Wilcock, 1994). En el caso de

contactos convergentes de placas, el peso aplicado en el extremo de la placa

subducida por la placa cabalgante produce una deformación característica

(figura 1.8 b) en la que se crea una cuenca asimétrica en las cercanías de la

zona de convergencia y una elevación periférica asociada (peripheral bulge)

cuya posición depende de la carga aplicada y de la rigidez flexural de la placa

subducida (Turcotte y Schubert, 1982; Einsele, 2000; Allen y Allen, 2005).

Básicamente se dan dos tipos de cuencas en estos contactos: los sistemas arco

trinchera, con vulcanismo y magmatismo importante y que se forman entre

dos placas oceánicas o una oceánica y una continental, y las cuencas de

antepaís (foreland basins) sin magmatismo asociado, situadas al frente de una

cordillera plegada de tipo alpino y sobre corteza continental contra corteza

continental (figura 1.25) (Dickinson y Seely, 1979).


Complejos arco-fosa oceánica

Estos complejos tienen una estructura característica según sean de tipo

«margen continental » o «intraoceánica»; de mar a tierra se pueden distinguir

los siguientes elementos (figura 1.26):

Trinchera (surco)-fosa oceánica: es el área donde se sumerge una de las

placas y comienza el proceso de subducción; puede llegar a tener 10.000 m de

profundidad, y es una estructura estrecha y alargada (figura 1.26).

Complejo de subducción: en superficie forma un relieve positivo. Está

formado por una acumulación de sección triangular formada por los

sedimentos que recubrían la placa oceánica subducida, profundamente

deformados, y fragmentos de la propia placa desprendidos por la presión que

se ejerce en el contacto entre ambas (underplating) (figura 1.26). Si el

proceso se prolonga algunos millones de años, se producirán sucesivas cuñas

que elevan las anteriores, ya que apenas hay desplazamiento horizontal en

esta área, adquiriendo el perfil transversal en cuña característico (Modificado

de Arche, A. 2010).

Cuenca de antearco (forearc basin): zona deprimida de 50 a 400 km de

anchura situada delante del arco y en la que se pueden acumular grandes

espesores de sedimentos (Marlow et al., 1973; Dickinson, 1976) (Figura 1.26).

Arco magmático: zona de actividad ígnea formada por rocas volcánicas y

plutónicas con relieve positivo importante, formada en el área donde emergen

a la superficie los productos de la fusión parcial de la placa subducida, que

libera la fracción más volátil de la misma(Figura 1.26).

Zona de retroarco (back arc basin): situada detrás del arco, sobre la

corteza continental. Es muy variable, puede presentar mares epicontinentales

con o sin expansión, áreas continentales estables, áreas continentales con

retrocabalgamientos, etc. Cuando se sitúa sobre corteza oceánica se denomina


cuenca de interarco (interarc basin) (Figura 1.26). Cuando el arco es una isla

de magma (arco isla), la cuenca formada detrás de éste se denomina intraarco

(intraarc basin).

El arco magmático y el trinchera son paralelos, demostrando su íntima relación

genética y, aunque las zonas activas pueden cambiar de posición con el

tiempo, siempre es posible reconstruir los diferentes componentes del

complejo debido a que la polaridad básica siempre se mantiene.

Las cuencas de antearco presentan diversas variantes; según Dickinson

y Seely (1979) pueden ser de los siguientes tipos (figura 1.27): a) Cuencas

intramacizo 1), situadas directamente sobre el arco magmático, son pequeñas

y con escasa potencia de sedimentos. B) Cuencas residuales 2), en las que los

sedimentos se depositan concordante mente sobre corteza oceánica o de

transición sin deformar, atrapada entre el complejo de subducción y el arco

magmático. Son las más abundantes y en las que mayor potencia de

sedimentos se acumula. C) Cuencas de prisma de acreción 3), pequeñas

cuencas situadas en el complejo de subducción aprovechando las depresiones

entre cuñas. D) Cuencas construidas 4), en las que los sedimentos yacen

discordantes sobre la parte extrema del arco y la interna del complejo de

subducción. Estas podrían apilarse con el tiempo unas sobre otras, dando lugar

a las cuencas compuestas 5); Modificado de Arche, A. 2010.

Cuencas de antepaís

Son otro tipo de cuencas sedimentarias formadas en contactos de placas con

movimiento convergente; se forman frente a una cordillera plegada y el cratón

estable adyacente, cuando la carga de las estructuras cabalgantes deforma

flexionando elásticamente su antepaís. Su sección es muy asimétrica,

situándose los mayores espesores de sedimentos inmediatamente al lado de

las estructuras cabalgantes (Eisbacher et al., 1974; Beaumont et al., 1982a),


mientras que se adelgazan en cuña hacia el cratón estable (figura 1.28; véase

Capitulo II, figura 2.48); en Arche, A. 2010.

El ejemplo clásico es la depresión de la Molasa, en Suiza, y otras cuencas de

este tipo son la cuenca del Po, la depresión indogangética, y, en España, la

cuenca del Guadalquivir, la del Ebro y la Surpirenaica y se han denominado

«cuencas de antepaís» (foreland basins).

El término «cuenca de antepaís» fue definido por Dickinson (1974). Estas

cuencas han sido revisadas en profundidad en Allen y Homewood (1986) y

Dorobeck y Ross (1995); modificado de Arche, A., 2010).

Los primeros modelos geofísicos de estas cuencas (por ejemplo, Watts y Ryan,

1976) suponían que la corteza se comportaba de forma elástica pura, pero se

comprobó que se necesitaban módulos elásticos incompatibles con las leyes de

deformación de los minerales (Goetze, 1978), por lo que actualmente se

considera que el comporta miento es viscoelástico (Beaumont, 1978,1981).

Dickinson (1981) distinguió dos tipos de cuenca de antepaís: a) cuencas

periféricas, situadas frente a la cadena plegada formando una sutura crustal en

una colisión continente-continente tras haberse consumido toda la corteza

oceánica, como la depresión indogangética, la depresión de la Molasa o el golfo

Pérsico, y b) cuencas de retroarco, formadas tras una cadena plegada surgida

por una colisión placa oceánica-placa continental, en relación con los

retrocabalgamientos formados en el cratón estable, por ejemplo, las grandes

acumulaciones sedimentarias entre los Andes y el Atlántico o las cuencas

Cretácicas y del Terciario inferior del E de las Montañas Rocosas en Estados

Unidos y Canadá. Todas las cuencas de antepaís se desarrollan sobre litosfera

continental y en régimen compresivo en zonas tectónicamente activas (figura

1.28); en Arche, A. 2010.


Figura 1.25. Ilustración esquemática de cuencas de antepaís periféricas, posteriores y de

cuencas asociadas a la zona de subducción. Modificado de Allen y Allen, 2005.


Figura 1.26. Diversos tipos de complejos arco-trinchera dentro de los de margen continental e

intraoceánicos. Modificado de Dickinson y Seely, 1979.


Figura 1.27. Cuencas asociadas a un complejo arco-trinchera (cuenca de antearco) y sus tipos

en función de su basamento, con o sin atrapar corteza oceánica o transicional. Según Dickinson

y Seeley, 1979.

Figura 1.28. Cuenca de antepaís en la depresión de la Molasa en Suiza (a) y en la Cuenca

Surpirenaica (b). Modificado de Ziegler, 1982 y Cámara y Klimowitz, 1985; en Arche, A. 2010.


Si la colisión es de tipo continente-continente se desarrollan dos cuencas de

antepaís de vergencias opuestas, pro- y retro-cuenca de antepaís, cuyo relleno

sedimentario puede ser muy diferente según el régimen de lluvias y de aportes

procedentes de cada lado de la cadena montañosa (por ejemplo, la depresión

indo-gangética y Tibet en el Himalaya), que introduce diferencias muy

importante (Bull, 2007).

Si la colisión se produce entre placa oceánica y placa continental, las cuencas

de antepaís se desarrollan tras la zona de colisión y la cordillera resultante, en

posición retro, como en el caso de los Andes.

Si la colisión se produce entre placa continental u oceánica y placa oceánica

hay una extensión retroarco inducida por una anomalía térmica regional tras

zona de colisión y una creación de cuenca de antepaís por delante de la misma

(mares Tirreno y Adriático), la estructura resultante y su evolución temporal

puede ser muy diferente, aún ligadas al mismo proceso (modificado de Arche,

A. 2010).

Una característica común de todas las cuencas de antepaís es la subsidencia

rápida, aunque corta en el tiempo, del orden de 200 m por millón de años,

ligado a una migración rápida de los depocentros hacia el continente. Si la

deformación es importante, parte de los primeros depósitos de la cuenca de

antepaís sufren deformación al verse incorporados a la zona de deformación.

Está fuera de los límites razonables de este capítulo tratar todas las variantes

de formación, evolución y relleno de las cuencas de antepaís, pero se pueden

consultar las obras de Beaumont y Tankard (1987) y Lacombe et al. (2007)

para entrar en el detalle de estos aspectos.

Cuando la deformación del frente cabalgante se hace por cabalgamientos

imbricados, cada uno de ellos tiene una vida limitada en el tiempo, formándose

nuevos cabalgamientos más allá de los inactivos, hacia el cratón estable. Cada

nueva estructura moverá de forma pasiva todas la anteriores y en casos


extremos, puede transportar cuencas de antepaís activas; estas cuencas han

recibido el nombre de piggy-back basin (Ori y Friend, 1984) (el término, de

difícil traducción, podría equivaler a «cuencas a cuestas») (figura 1.28). En el

frente surpirenaico se desarrollan varias cuencas de este tipo de diferente

tamaño, destacando las cuencas Eocenas de Graus y Jaca-Pamplona, mientras

que en el borde NE de los Apeninos el proceso que comenzó en el Mioceno aún

continúa bajo el valle del Po y el mar Adriático. El desplazamiento de las

cuencas pirenaicas se debe a la acción de numerosos cabalgamientos que

fueron actuando en relevo hacia el SW, de forma que sedimentos cada vez

más jóvenes se ven implicados en el movimiento de dicha dirección (Cámara y

Klimowitz, 1985). Las cuencas de antepaís pirenaicas se rellenaron en un

complejo de emplazamiento de cabalgamientos imbricados de corta vida activa

cada uno de ellos, creación de relieve y denudación y transferencia de clásticos

a las sucesivas cuencas sedimentarias (Vergés y Muñoz, 1990; Burbank y

Vergés, 1994; Coney et al., 1996; Vergés et al., 2002; Vergés, 2003 y

Sussmann et al., 2004; en Arche, A. 2010).

El relleno de las cuencas de antepaís es muy complejo, con rápidos cambios de

facies transversales y longitudinales provocados por las diferentes fases de

actividad tectónica que dificultan las correlaciones. Suele dominar la

sedimentación continental clástica, procedente sobre todo de la cadena en

plegamiento y transportada por ríos subsecuentes que la cortan, formando

enormes abanicos aluviales al alcanzar la cuenca; el drenaje principal puede

ser entonces transverso al eje mayor de la cuenca, como en gran parte de los

Andes meridionales o paralelo al mismo, como en la depresión indogangética.

Cuando existe comunicación con el mar se establece una clara polaridad: en un

extremo de la cuenca hay sedimentación continental y deltaica, mientras que

en el otro hay sedimentación tubidítica, con un talud que las separa y que

migra con el tiempo. En las fases finales de relleno se pueden formar potentes

evaporitas al aislarse temporalmente áreas con sedimentación marina que se

desecan por completo, acabando el relleno con facies continentales (abanicos


aluviales, fluviales y lacustres) que suelen exhibir importantes discordancias

progresivas (Riba, 1976; Puigdefábregas et al., 1986; Anadón et al., 1986;

modificado de Arche, A. 2010).

Figura 1.29 a) Estructuras asociadas con fallas de desgarre divergentes; b) elipse de esfuerzos

con orientaciones de las principales estructuras iniciada a lo largo de una falla de desgarre

divergente lateral derecha. Modificado de Harding et al., 1985.


Cuencas en el interior de cratones estables y mares interiores

En el interior de cratones estables es posible encontrar extensas cuencas de

límites semicirculares, controlados por subsidencias más o menos marcadas,

pero sin fracturas importantes ni direcciones preferentes, lo que les diferencia

de aquellos de los rifts intracontinentales. Los casos de la cuenca del Chad y

del Congo de África (Burke, 1976), la cuenca de París (Pomerol, 1977), la

cuenca de Michigan (Mesolella, 1974) son típicos ejemplos bien descritos. Su

tamaño es grande, de 500 a 3.000 km de diámetro, y el espesor de

sedimentos que se puede acumular en ellos es muy variable, desde 600 m del

Chad a más de 10.000 m en la de Michigan.

Su posición en el interior de cratones estables sin grandes relieves hace que

puedan ser invadidos periódicamente por el mar si hay oscilaciones del nivel de

éste o cuando por subsidencia de uno de sus bordes se abre una comunicación,

por lo que su relleno característico es una alternancia de depósitos marinos

someros, a menudo carbonatos y evaporitas que marcan su aislamiento, y

series fluvio-lacustres, con drenaje centrípeto cuando se convierten en cuencas

continentales endorréicas (modificado de Arche, A. 2010).

Parece bien establecido que estas cuencas se encuentran sobre rifts

intracontinentales antiguos (figura 1.30), pero que éstos pronto dejaron de

actuar y sólo deformaciones verticales lentas de gran radio de curvatura les

afectaron desde un estadio temprano, reflejando una relativa estabilidad entre

el manto y la litosfera en estas áreas del interior de cratones, por otra parte

estables, lo que permitió una lenta subsidencia térmica a partir del momento

inicial de rifting e intrusión del manto. Brunet y Le Pichon (1985) han

documentado la evolución de la cuenca de París, que reposa sobre un rift

intracontinental triásico.


Figura 1.30. Posición de las cuencas intracratónicas del Chad y de Illinois sobre antiguos rifts.

Modificado de Burke, 1976.

I.2. Sistema petrolero

Es un sistema geológico que abarca las rocas generadoras de hidrocarburos

relacionadas, e incluye a todos los elementos y procesos geológicos esenciales

para la existencia de acumulación de hidrocarburos (figura 1.32).

Sistema Petrolero Conocido, es aquel que presenta una correlación positiva

aceite-roca generadora o gas-roca generadora (!).

Sistema Petrolero Hipotético, es aquel que no presenta una correlación positiva

petróleo-roca generadora y que solo está soportado por evidencias

geoquímicas (∙).

Sistema Petrolero Especulativo, es aquel que no presenta una correlación

positiva petróleo-roca generadora, ni evidencias geoquímicas y sólo se postula

por evidencias geológicas o geofísicas (?).El sistema petrolero describe los

elementos interdependientes, así como los procesos que constituyen la unidad

funcional que crea las acumulaciones de hidrocarburos:

Zona de maduración de la roca madre


Red de distribución natural (migración)

Acontecimientos de petróleo descubiertos genéticamente

relacionados

La presencia de petróleo es la prueba de que existe un sistema; la zona de

maduración de la roca madre es parte del sistema petrolero, porque es la

procedencia de estos acontecimientos relacionados al petróleo; la red de

distribución es la trayectoria de migración a las acumulaciones descubiertas,

filtradas y vistas.

El modelo de un sistema petrolero proporciona un registro completo del

sistema petrolero: generación, migración y acumulación, así como la pérdida

de petróleo y gas en un sistema petrolero a través del tiempo geológico

(Magoon and Dow, 1994).

Elementos esenciales de un sistema petrolero:

Roca madre: (generación) debe contener bastante materia orgánica

(mínimo 3% de materia orgánica para que pueda generar

hidrocarburo) para generar grandes volúmenes de hidrocarburos

Roca reservorio: (almacén) debe ser bastante permeable para que el

petróleo fluya libremente

Roca sello: debe ser lo suficiente impermeable para evitar que el

crudo se escape

Roca de carga: debe poseer condiciones de presión temperatura y

tiempo, esenciales para que se lleve a cabo un sistema petrolero

Procesos del sistema petrolero

Formación de la trampa Generación, migración y acumulación de hidrocarburos

Los elementos y procesos esenciales para que se lleve a cabo un sistema

petrolero deben colocarse correctamente en tiempo y espacio, a fin de que la


materia orgánica incluida en una roca madre pueda convertirse en una

acumulación de petróleo. Un sistema petrolero existe donde todos los

elementos y procesos esenciales se producen o se piensa que tienen una

oportunidad razonable o probabilidad de ocurrir (Magoon and Dow, 1994).

Investigación del sistema petrolero

En la investigación se identifica, nombra y determina el nivel de certeza, se

trazan mapas de la extensión geográfica, estratigrafía y tiempo del sistema

petrolero. La investigación incluye ciertos componentes:

Correlación geoquímica petróleo-petróleo

Correlación geoquímica petrolero-roca madre

Gráfica del historial de sepultamiento

Mapa del sistema petrolero

Sección transversal del sistema petrolero

Carta de eventos

Tabla de acumulaciones de hidrocarburos

Determinación de la eficiencia de la generación-acumulación

Antes de que un sistema petrolero pueda ser investigado, debe ser

identificado.

Identificación del sistema petrolero. Para identificar un sistema

petrolero, el explorador debe encontrar algo de petróleo, cualquier cantidad,

no importa cuán pequeña sea, esa será la prueba de un sistema petrolero. Un

filtro de petróleo o gas, una muestra en un pozo o una acumulación de

petróleo/gas demuestra la presencia de un sistema de petróleo.

Procedimiento para identificar un sistema petrolero

Los pasos necesarios para identificar un sistema de petróleo son:


Buscar algún indicio de presencia de petróleo

Determinar el tamaño del sistema de petróleo con la siguiente serie de

pasos:

Grupo genéticamente de sucesos relacionados con el petróleo y con el

uso de las características geoquímicas y ocurrencias estratigráficas

Identificar la fuente usando correlación petróleo–roca madre

Localizar la zona general de la maduración de la roca madre activa

responsable de los sucesos del petróleo genéticamente relacionados

Elaborar una tabla de acumulaciones para determinar la cantidad de

hidrocarburos en el sistema petrolero

Nombre del sistema petrolero. Una única designación o nombre es

importante para identificar a una persona, lugar, tema o una idea. Los

geólogos nombran las unidades de roca, fósiles, levantamientos y cuencas. El

nombre de un determinado sistema petrolero lo separa de los demás sistemas

petroleros y de otros nombres geológicos. El nombre de un sistema petrolero

está conformado por varias partes (Magoon and Dow, 1994):

La roca madre en el sitio de maduración de la roca madre activa

El nombre de la roca almacenamiento que contiene el mayor volumen de

petróleo en el lugar

El símbolo que expresa el grado de certeza

Grado de certeza. Un sistema petrolero puede ser identificado en tres

grados de certeza:

Conocido

Hipotético

Especulativo


Nivel de Certeza. Indica la confianza de que una determinada zona de la

roca madre madura ha generado los hidrocarburos en una acumulación. Al

final del nombre del sistema, el nivel de certeza es indicado por:

(!) Para conocidos: una correlación positiva petróleo–roca madre o gas–roca

madre.

(.) Para hipotéticos: en ausencia de una correlación positiva petróleo–roca

madre, evidencias geoquímicas.

(?) Para especulativos: evidencias geológicas o geofísicas.

Extensión geográfica, estratigráfica y temporal. Los sistemas petroleros

están limitados por el tiempo y el espacio. Cada sistema puede describirse en

términos de su propio y exclusivo tiempo y espacios elementos y procesos

(figura 1.31).

Aspectos temporales: un sistema petrolero tiene tres importantes aspectos

temporales:

Edad: es el tiempo necesario para que se dé el proceso de generación

migración y acumulación de hidrocarburos.

Sincronía: es el momento que mejor representa la generación migración y

acumulación de hidrocarburos en un sistema. Un mapa y la sección transversal

trazan el mejor momento crítico muestran la amplitud geográfica y

estratigrafía del sistema.

Tiempo de preservación: ocurre después de la migración y acumulación y no

suceden elementos geológicos posteriores (fracturamiento, pliegues y fallas)

que no permitan la preservación de los hidrocarburos formados hasta ahora

(Magoon and Dow, 1994).

Aspectos espaciales. Cada sistema petrolero puede definirse por su

extensión geográfica y extensión estratigráfica.


Carta de eventos. Una carta de eventos muestra la relación temporal de

los elementos esenciales de un sistema petrolero, también muestra el tiempo

de preservación y el momento crítico para el sistema. Una carta de eventos

puede ser usada para comparar los tiempos de los procesos ocurridos con los

tiempos de los elementos formados.

Tamaño de un sistema petrolero. Incluye el volumen total de

hidrocarburos recuperables que se originó a partir de una única zona de

maduración de la roca madre. Este volumen total se utiliza para compararlo

con otros sistemas petroleros y determinar la eficiencia de generación

acumulación.

Volumen de petróleo. La muestra incluye los hidrocarburos descubiertos,

filtrados y acumulaciones de petróleo y gas. El tamaño de un sistema petrolero

se determina utilizando una tabla.

Eficiencia de la generación acumulación. Es la proporción del volumen

total de petróleo entrampado (en sitio) en el sistema petrolero con el volumen

total de hidrocarburos generado a partir de la zona de maduración de la roca

madre activa.


Figura 1.31: Muestra la distribución espacial, extensión geográfica y su sección transversal del

sistema petrolero; (modificada de Magoon and Dow, 1994).

Figura 1.32. Mapa de sistemas petroleros regionales del Golfo de México según Ortuño.


Síntesis Sistemas Petroleros de México

A continuación se describen los sistemas petroleros de México cuya distribución

se muestra en la (figura 1.33). En el siguiente capítulo abordaremos en mayor

detalle los sistemas petroleros para las principales cuencas petroleras de

México.

1. Jurásico Inferior-Medio-Jurásico Medio (!)

La roca generadora del Jurásico Inferior y Medio está representada por lutitas

carbonosas de ambiente transicional marino-lacustre, su materia orgánica es

leñosa y amorfa. Estas rocas son precursoras de aceite ligero y gas. La roca

almacén consiste en litarenitas feldespáticas de grano fino, medio a grueso con

porciones de aspecto conglomerático y calizas oolíticas y bioclásticas de la

Formación Huehuetepec. El sello intraformacional son lutitas. Las trampas son

de tipo combinado asociadas a los bloques del rift del Triásico-Jurásico

Temprano. La generación y migración abarca desde el Cretácico Inferior al

Oligoceno (Escalera, A.J.A; Hernández R.U. 2010) (figura 1.33).

2. Oxfordiano-Oxfordiano (!)

Las rocas generadoras están conformadas por lutitas calcáreas de ambiente de

rampa externa, con materia orgánica de tipo amorfo sapropélica y herbácea, y

son las responsables de generar aceites ligeros y pesados. Los hidrocarburos

son almacenados en arenas depositadas en un ambiente eólico y costero en la

parte Inferior del Oxfordiano. La roca sello está compuesta por una secuencia

de anhidrita del mismo Oxfordiano. Las trampas son bloques rotados,

conformando trampas estructurales con cierres contra falla. La generación y

migración de hidrocarburos ocurre desde el Mioceno al Reciente (Escalera,

A.J.A; Hernández R.U. (2010) (figura 1.33).

3. Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!)

La roca generadora corresponde a lutitas y calizas arcillosas del Tithoniano de

ambientes que varían de rampa externa a cuenca con materia orgánica ligno-


húmica a amorfa-sapropélica. Estas rocas son precursoras de aceites extra

pesados hasta gas seco de acuerdo con la evolución geológica de las provincias

en las que se encuentra. Las rocas almacenadoras principales consisten de

rocas carbonatadas mesozoicas y siliciclásticas cenozoicos. Los sellos

regionales principalmente corresponden a calizas arcillosas, lutitas y de

manera local evaporitas que sobreyacen a las principales rocas almacenadoras.

Adicionalmente se tienen sellos intraformacionales arcillosos principalmente en

el Cenozoico. Los yacimientos se encuentran en trampas esencialmente

estructurales y combinadas de diversos tipos y orígenes. El tiempo de

generación y migración abarca desde el Paleógeno hasta el Reciente (figura

1.33).

4. Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico (∙)

Se postula a las rocas generadoras del Tithoniano que actualmente pueden

generar gas seco. Las rocas almacén son rocas carbonatadas del Mesozoico. La

roca sello es intraformacional por cambio de facies. Las trampas son

estructurales y combinadas con cierre contra falla. La generación y migración

de los hidrocarburos se infiere a partir del Paleoceno al Reciente (figura 1.33).

5. Cretácico Inferior-Cretácico Medio-Superior (∙)

Las rocas generadoras son microdolomías laminadas con intercalaciones de

carpetas de algas y anhidrita que muestran cambios de facies evaporíticas a

ambientes marinos de plataforma, la materia orgánica es de tipo bacterial y

algácea que es predecesora de aceite y gas. Las rocas almacén del Cretácico

Medio y Superior son rocas carbonatadas de plataforma y parches arrecifales

asociados a evaporitas. La roca sello está constituida por lutitas y anhidritas

intraformacionales. Las trampas son pliegues suaves y angostos. La generación

inicia a partir del Cretácico Medio al Reciente (Escalera, A.J.A; Hernández R.U.

(2010) (figura 1.33).

6. Cretácico Medio-Cretácico Medio-Superior (!)


Las rocas potencialmente generadoras consisten de alternancias de anhidritas,

dolomías y carpetas de algas, depositadas en condiciones carbonatadas-

evaporíticas restringidas de aguas someras y por calizas arcillosas de rampa

interna, la materia orgánica es amorfa-algácea y herbácea. Las rocas

almacenadoras del Cretácico Medio son calizas y dolomías de plataforma, para

el Cretácico Superior son rocas carbonatadas de plataforma y talud. Las rocas

sello son calizas arcillosas, margas y lutitas de aguas profundas. Las trampas

son estructurales. La generación inicia a partir del Cretácico Medio al Reciente

(figura 1.33).

7. Cretácico Inferior-Cretácico Medio (?)

Se postulan como rocas generadoras a las secuencias de evaporitas y

carbonatos del Cretácico Inferior y probablemente hasta el Cretácico Medio, se

ha identificado materia orgánica algácea y lignocelulósica, además se han

identificado bitúmenes sólidos, se postula que esta sea precursora de aceite

pesado a ligero. Las rocas almacenadoras potenciales son calizas y dolomías de

plataforma de edad Cretácico Inferior, Medio y Superior. El sello potencial en

las trampas cretácicas corresponden a secuencias evaporíticas intercaladas

entre las calizas y dolomías. Las trampas estructurales son pliegues sutiles

debido a la escasa deformación. La generación inicia en el Eoceno y continúa

hasta la actualidad (figura 1.33).

8. Turoniano-Turoniano (!)

La roca generadora está representada por lutitas y calizas arcillosas de

ambiente de plataforma externa, la materia orgánica identificada es amorfa-

sapropélica que favorece la generación de aceite y gas. Las rocas almacén

consisten en carbonatos fracturados de cuenca y areniscas en las facies

transicionales. El sello consiste en los cuerpos arcillosos que se encuentran

interestratificados en las facies deltaicas y el sello regional son las lutitas del

Terciario Inferior. Las trampas son de tipo estructural y fuertemente

fracturadas en sus crestas de posible origen laramídico. La generación y


migración del hidrocarburo ocurre del Paleoceno al Reciente (Escalera, A.J.A;

Hernández R.U. 2010) (figura 1.33).

9. Turoniano-Turoniano (∙)

La roca generadora está constituida por las lutitas del Turoniano. Las rocas

almacenadoras son areniscas asociadas a los sistemas deltaicos. El sello son

las rocas arcillosas. Las trampas potenciales son estructurales, anticlinales

asociadas a fallas inversas, conformadas principalmente durante la compresión

laramídica. La generación y migración del hidrocarburo va del Paleoceno al

Oligoceno (figura 1.33).

10. Aptiano-Albiano (∙)

Los cuerpos de lutitas es la unidad generadora de este sistema, se considera

que por su madurez está generada principalmente por gas seco. La roca

almacén son carbonatos de plataforma y de talud. El sello son las lutitas del

Cretácico Superior. Las trampas potenciales son estructurales, anticlinales y

anticlinales asociados a fallas, conformados principalmente durante la

compresión laramídica. La generación y migración del hidrocarburo va del

Paleoceno al Oligoceno (figura 1.33).

11. Cretácico Superior-Cretácico Superior (∙)

Las rocas potencialmente generadoras son lutitas carbonosas depositadas en

ambiente nerítico y batial. Las areniscas siliciclásticas son roca almacén, las

lutitas intraformacionales suprayacentes son la roca sello. Las trampas son

principalmente estratigráficas, son acuñamientos arenosos contra altos de

basamento. La generación y expulsión del hidrocarburo inicia a partir del

Paleoceno hasta el Reciente (figura 1.33).

12. Aptiano-Aptiano (∙)

Las rocas generadoras postuladas son lutitas y calizas arcillosas, la materia

orgánica es de tipo herbáceo, amorfo y leñoso. Las rocas almacén son calizas

de plataforma. El sello son los desarrollos arcillosos intraformacionales. Las


trampas se caracterizan por ser de tipo estructural, nucleadas por sal con

zonas plegadas y fuertemente fracturadas en sus crestas o con participación

del basamento. La generación y migración del hidrocarburo ocurre del

Cretácico Superior al Reciente (Escalera, A.J.A; Hernández R.U. (2010) (figura

1.33).

13. Paleógeno-Paleógeno (!)

La roca generadora consiste de potentes espesores de lutitas de color gris

oscuro a negro del Paleoceno, Eoceno y Oligoceno que abarcan desde facies

marginales-plataforma-talud. La materia orgánica es principalmente herbácea,

amorfa y maderácea precursoras de gas y condensado. Las rocas

almacenadoras son areniscas de grano fino a medio depositadas en una

plataforma somera de ambientes fluviodeltaicos y de barras costeras. Los

sellos consisten de gruesos cuerpos arcillosos que están interestratificados con

los cuerpos de areniscas. Las trampas son combinadas y consisten en bloques

afectados por fallas normales y estructuras “roll-over” con cierre contra falla,

asociadas a fallas de crecimiento de bajo ángulo de extensión regional. La

generación y migración del hidrocarburo ocurre desde el Eoceno al Reciente

(figura 1.33).

14. Mioceno Inferior-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (!)

Las lutitas carbonosas de ambiente euxínico del Mioceno Inferior conforman a

las rocas generadoras de este sistema, la materia orgánica es amorfa/leñosa, a

partir de ésta se producen principalmente gases húmedos, gases secos, y en

menor cantidad aceite ligero y condensados. Las rocas almacenadoras son las

calizas de plataforma del Mioceno Medio y las areniscas de ambientes

transicionales y de aguas marinas someras del Mioceno Medio, Superior y

Plioceno. Las rocas sello son capas de lutitas intercaladas entre las areniscas

almacenadoras. Las trampas son combinadas asociadas a estratos de

crecimiento con fallas normales, estructuras “roll-over” y pliegues provocados

por inversión de fallas normales, además de trampas estratigráficas. La


generación y expulsión de los hidrocarburos ocurre a partir del Mioceno

Superior al Reciente (Escalera, A.J.A; Hernández R.U. 2010) (figura 1.33).

15. Mioceno-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (∙)

La roca potencialmente generadora corresponde a lutitas depositadas en

condiciones someras, con algunos intervalos delgados que corresponden a un

ambiente más profundo, o bien, restringido con alto contenido de materia

orgánica. Los intervalos de arenisca del Mioceno Medio-Mioceno Superior, y

posiblemente Plioceno Inferior, constituyen la principal roca almacén. Los

sellos son las mismas lutitas interestratificadas en los sedimentos del Mioceno

Medio al Plioceno. Las trampas son principalmente de tipo combinado

estratigráfica-estructural con cierre contra falla. La sincronía entre la

generación de hidrocarburos y la formación de las trampas está limitada a un

periodo corto del Plioceno al Reciente (figura 1.33).

16. Mioceno Superior-Mioceno Superior-Plioceno (!)

La roca generadora del Mioceno Superior está constituida por gruesos paquetes

de lutitas donde la materia orgánica es inmadura de tipo amorfo-leñoso

precursor de gas biogénico. Las rocas almacenadoras son areniscas de grano

medio-grueso asociadas a canales y abanicos de piso de cuenca. Los sellos son

las lutitas intraformacionales de varias decenas de metros asociados a facies

de piso de cuenca. Las trampas son combinadas con fuerte componente

estructural, su componente estratigráfica se considera como un abanico de

piso de cuenca en facies de canales y desbordes. La generación y migración del

hidrocarburo se considera que ocurrió del Plioceno al Reciente (Escalera, A.J.A;

Hernández R.U. (2010) (figura 1.33).

Distribución de los Sistemas Petroleros de México


Figura. 1.33. Mapa de Sistemas Petroleros de México (en Escalera, A.J.A; Hernández R.U. 2010).

I.3. Plays y prospectos y yacimientos

Un “play” es un conjunto de campos o prospectos genéticamente relacionados,

que comparten características similares en ambiente de depósito, rocas

generadoras, trampas, sellos, procesos de carga de hidrocarburos (generación,

expulsión, sincronía, migración, acumulación y preservación) y su tipo de

hidrocarburos (figura 1.34, 1.35, 1.36).

Los objetivos fundamentales de los Estudios de Análisis y Evaluación de Plays

son:

1. Jurásico Inferior-Medio-Jurásico Medio (!)

2. Oxfordiano-Oxfordiano (!)

3.Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!) 4. Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico (∙)

5. Cretácico Inferior-Cretácico Medio-Superior (∙)

6. Cretácico Medio-Cretácico Medio-Superior (!)

7. Cretácico Inferior-Cretácico Medio-Superior (?)

8. Turoniano-Turoniano (!)

9. Turoniano-Turoniano (∙)

10. Aptiano-Albiano (∙)

11. Cretácico Superior-Cretácico Superior (∙)

12. Aptiano-Aptiano (∙)

13. Paleógeno-Paleógeno (!)

14. Mioceno Inferior-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (!)

15. Mioceno-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (∙)

16. Mioceno Superior-Mioceno Superior-Plioceno (!)


1. Determinar el potencial petrolero nacional con base en plays (incluyendo

volumen y riesgo asociado).

2. Dar certidumbre a la cartera de oportunidades y localizaciones exploratorias.

3. Identificar la presencia de nuevas oportunidades exploratorias que

fortalezcan la cartera actual.

Cuando en una porción específica de la cuenca donde se ha identificado la

presencia de un subsistema generador se detallan las características de la roca

almacén (edad, distribución, ambiente de depósito, porosidad, permeabilidad,

espesor, etc.) el análisis se realiza a la escala del Play.

Cuando en una porción específica de la cuenca donde se ha identificado tanto

la presencia de un subsistema generador y de un play, se enfatiza en las

características de la trampa (geometría, edad, mecanismo de formación,

características del sello, etc.), el análisis se realiza a la escala del Prospecto,

el cual por lo general tiene decenas de kilómetros cuadrados de extensión.

• Cuando en una porción especifica de la cuenca donde se ha identificado la

presencia de un subsistema generador, un play y un prospecto que, al ser

perforado encuentra una acumulación comercial de hidrocarburos en el

subsuelo, el análisis se realiza a la escala del Yacimiento. En esta ocasión

volvemos a poner énfasis en la roca almacén pero a la escala de sus

características tanto petrofísicas (micras en la garganta de poro), como de los

fluidos contenidos en ella; es decir, se consideran por primera vez condiciones

dinámicas.


Figura 1.34; Columna representativa de la litoestratigráficas y los plays del golfo de México. (en

Escalera, A.J.A; Hernández R.U. (2010).

Se ha interpretado que los elementos del Sistema Petrolero Oxfordiano-

Oxfordiano (!) y Oxfordiano-Oxfordiano (∙) se encuentran ampliamente

distribuidos en las porciones terrestres y marinas del sureste de México.


Figura 1.35. Sección estratigráfica con pozos y su posicionamiento en la sísmica para identificar los plays (en Escalera, A.J.A; Hernández R.U. (2010).

Figura 1.36. Distribución de los plays del neógeno en la prospección de yacimientos del

Terciario (en Escalera, A.J.A; Hernández R.U. (2010).


Durante el 2006 se realizó el estudio regional de los 65 plays principales a

nivel nacional, los cuales están distribuidos en 13 proyectos a nivel nacional.

En 2007, se intensificó el análisis y evaluación de plays, implementándose para

tal fin, 20 proyectos, que en su mayoría están enfocados en estudios de

semidetalle en áreas estratégicamente seleccionadas, y se encuentran

distribuidos en los diferentes Activos Regionales de Exploración. Los productos

obtenidos durante el desarrollo de los trabajos de Análisis y Evaluación de

Plays durante 2006 y 2007, incluyen bases de datos de información de

métodos potenciales, sísmica básica y de pozos validadas, líneas, transectos y

cubos sísmicos interpretados estratigráfica y estructuralmente, mapas

paleoambientales, mapas y modelos de facies sedimentarias y, por supuesto,

los mapas de distribución de los plays principales y mapas de evaluación de

riesgo geológico que son empleados para soportar técnicamente las

oportunidades y localizaciones exploratorias, y apoyan a la aplicación de las

herramientas de evaluación económica de plays.

Para alcanzar los objetivos planteados se han implementado programas de

trabajo de acuerdo con la metodología de Play Fairway Analysis, mediante:

Planeación y administración de proyectos y datos, así como integración de

equipos de trabajo.

Reconocimiento del procesos de monitoreo, compilación, selección,

asimilación e integración de datos al contexto geológico de Play Fairway

Analysis.

Reconocimiento de los elementos de los Sistemas Petroleros.

Identificación y mapeo de los Play Fairways e identificación de

oportunidades exploratorias (prospectos).

En la industria del petróleo la generación de valor inicia a partir de las

actividades de exploración, donde los principales productos son la

cuantificación de los recursos prospectivos petroleros así como la incorporación

de reservas.


Los trabajos de exploración petrolera en una cuenca sedimentaria, están

orientados a identificar la presencia y eficiencia de los elementos y procesos

geológicos que conforman el sistema petrolero activo, los cuales son: roca

generadora, roca almacenadora, trampa, sello y sincronización adecuada entre

generación-migración-entrampamiento de hidrocarburos. Posteriormente, con

el conocimiento de estos elementos e información adicional se estiman sus

recursos prospectivos, que a su vez pueden ser transformados en reservas a

través de la perforación de pozos exploratorios y así contribuir a la restitución

de las reservas que son extraídas.

Considerando que el tamaño de las cuencas es de miles de kilómetros

cuadrados y con el propósito de ordenar y optimizar las inversiones de las

actividades de exploración, se ha definido un macroproceso cuyas primeras

tres etapas conforman el negocio de exploración: la evaluación del potencial

petrolero, la incorporación de reservas y la delimitación de yacimientos (Figura

1.37).

Figura 1.37 muestra las etapas principales etapas de proceso exploratorio.

En la etapa de evaluación del potencial petrolero, las primeras actividades que

se realizan tienen como objeto identificar, mapear y jerarquizar las áreas

donde existan mayores probabilidades de encontrar acumulaciones comerciales


de hidrocarburos en el subsuelo, para lo cual se realizan estudios de geología

superficial, geoquímica, gravimetría y magnetometría así como sísmica 2D.

Estos estudios se analizan de manera multidisciplinaria por especialistas en

geología y geofísica quienes estiman el potencial petrolero de esa cuenca,

identifican plays y proponen prospectos para su perforación siendo el objetivo

fundamental comprobar dicho potencial (ESCALERA A.J.A., 2010).

Una vez comprobada la existencia del sistema petrolero, la cuenca pasa a la

etapa denominada incorporación de reservas, donde el objetivo es descubrir

reservas de hidrocarburos a partir de la identificación, jerarquización y

perforación de oportunidades exploratorias que son detectadas por los

geocientíficos con el apoyo de modelos geológicos construidos a partir de la

información de pozos perforados e información sísmica 2D y 3D.

La tercera etapa del proceso es la delimitación de yacimientos y tiene como

objetivo dar certeza a los volúmenes de reservas descubiertas, a partir de un

mejor entendimiento de la geometría y propiedades estáticas y dinámicas de

los yacimientos, lo cual permite conceptualizar con mayor grado de confianza

su desarrollo y explotación futura.

De esa forma, el proceso de exploración liga insumos y entregables en cada

una de sus etapas reduciendo la incertidumbre a medida que las inversiones se

incrementan conforme avanza el proceso de exploración y producción. Estas

tres etapas del proceso exploratorio pueden tomar entre tres y diez años,

dependiendo del grado de complejidad geológica y técnica del objetivo

petrolero así como de los niveles de inversión programados.

A mediados de la década de los noventas dio inicio la implantación en

exploración de una metodología más rigurosa de evaluación económica de

proyectos, bajo un proceso sistemático de evaluación del riesgo de los

elementos del sistema petrolero y estimación probabilística de recursos

prospectivos.


Los recursos prospectivos son utilizados para definir la estrategia exploratoria,

y con ello programar las actividades físicas e inversiones dirigidas al

descubrimiento de nuevas reservas de hidrocarburos, que permitan restituir las

reservas de los campos actualmente en producción y dar sustentabilidad a la

organización en el mediano y largo plazo. En este contexto, la estrategia

exploratoria está dirigida hacia cuencas del Sureste y del Golfo de México

Profundo en la búsqueda principalmente de aceite, mientras que en las

cuencas de Sabinas, Burgos y Veracruz, continúa enfocándose hacia el

descubrimiento de nuevos campos de gas no asociado.

Conforme a la cadena de valor de la industria petrolera, en exploración la

inversión se orienta en particular a la evaluación del potencial petrolero,

incorporación de reservas y a delimitación de yacimientos. De esta manera se

continúa con el proceso de estimación de recursos prospectivos y se contempla

la conversión de esos recursos en reservas de hidrocarburos a fin de garantizar

la oferta de hidrocarburos requeridos para el desarrollo de la economía

nacional (ESCALERA A.J.A., 2010).

El conocimiento que actualmente se tiene de la distribución geográfica de los

recursos prospectivos en México, ha permitido dirigir la estrategia exploratoria

hacia la búsqueda de aceite, sin descuidar la exploración de gas no asociado de

acuerdo al valor económico y/o a los volúmenes de hidrocarburos estimados

para cada una de las cuencas. Así, las actividades exploratorias serán dirigidas

principalmente a las cuencas del Sureste, productoras tradicionalmente de

aceite, donde en el corto y mediano plazo se espera continuar con la

producción de aceite. En este mismo periodo las cuencas de Burgos y Veracruz

participarán con una importante producción de gas no asociado.

Adicionalmente, se han programado trabajos exploratorios en la cuenca del

Golfo de México Profundo, donde si bien existen mayores riesgos, también se

esperan mayores volúmenes de hidrocarburos a incorporar. Por lo anterior, se


estima que esta cuenca contribuirá con una producción significativa de aceite y

gas natural en el mediano y largo plazos (ESCALERA A.J.A., 2010).

El reto para Pemex es acelerar la conversión de recursos prospectivos en

reservas para, junto con el desarrollo de campos, contribuir a lograr una tasa

de restitución de reservas probadas de 100 % en 2012 y mantener una tasa de

restitución de reservas 3P por actividad exploratoria superior a 100%. Para

ello, la estrategia exploratoria ha centrado su esfuerzo en los siguientes

objetivos:

Incrementar la probabilidad de éxito geológico en aguas profundas.

Aumentar el nivel de incorporación de reservas de aceite en las cuencas

del Sureste.

Ampliar el portafolio de oportunidades exploratorias en áreas de gas no

asociado.

Intensificar la actividad en delimitación para incrementar la

reclasificación a reservas probadas.

Para lograrlo, la exploración se está focalizando hacia las áreas que por su

valor económico y/o estratégico resultan las más atractivas, para lo cual se ha

considerado la información sísmica adquirida, los resultados de los pozos

perforados y de los estudios de plays, así como la capacidad de ejecución y la

cercanía a las instalaciones de producción. De esta manera, el esfuerzo

exploratorio estará alineado durante los primeros años a la siguiente

estrategia:

Proyectos de aceite: enfocados a las cuencas del Sureste para incorporar

reservas de aceite y gas, e intensificar la exploración en la cuenca del

Golfo de México Profundo, sin desatender el resto de las cuencas. Esto

apoyará las acciones dirigidas a mantener la plataforma de producción

actual y lograr la meta de restitución de reservas.


Proyectos de gas natural: orientados a mantener la plataforma de

producción de este tipo de hidrocarburo y contribuir a concretar las

metas de restitución de reservas. Las actividades se enfocarán

principalmente hacia las cuencas de Burgos y Veracruz. Además, se

consolidará el desarrollo de las reservas de gas no asociado descubiertas

en el área de Holok en la cuenca del Golfo de México Profundo.

El logro de las metas anteriores se fundamenta en la ejecución eficiente de las

actividades programadas, donde la adquisición de información, el

procesamiento de datos sísmicos y la interpretación geológica-geofísica,

permitirán identificar nuevas oportunidades y generar localizaciones

exploratorias, así como evaluar el riesgo geológico asociado a las mismas,

fortaleciendo así el portafolio de proyectos exploratorios.

Dada la naturaleza de los proyectos exploratorios, la estimación de los

recursos prospectivos es una actividad continua a la que se necesita incorporar

los resultados de los pozos exploratorios perforados, así como la información

geológica-geofísica adquirida. Por tanto, la caracterización del potencial

petrolero del país será actualizada conforme se cuente con nueva información

o se apliquen nuevas tecnologías (ESCALERA A.J.A., 2010).

Se prevé que la actividad exploratoria permita al cierre de 2010 una

incorporación de 1,071 mmbpce a las reservas 3P, e irá aumentando en el

tiempo hasta alcanzar en 2014 un volumen por encima de los 1,900 mmbpce,

posteriormente a partir de 2021 superará los 2,000 mmbpce hasta el final del

periodo. Así, la tasa de restitución integrada supera el 100% en 2012 para las

reservas 1P, y se mantiene en esos niveles hacia el término del escenario.

A medida que avanza el periodo prospectivo, las reservas 3P a incorporar

provendrán cada vez más de la exploración que se efectúe en aguas profundas

del Golfo de México. Al cierre de 2011 se espera incorporar 846 mmbpce

provenientes de la cuenca de Golfo de México Profundo, y para 2025 se prevé


que la incorporación llegue a 1,314 mmbpce, por lo que su participación en la

incorporación de reservas 3P pasará de 59.2% a 63.2% entre esos años

respecto al total.

Cabe señalar que la porción profunda de la cuenca del Golfo de México se ubica

en tirantes de agua superiores a 500 metros, y abarca una superficie

aproximada de 575,000 km2. Con base en la información hasta ahora

adquirida, se han identificado nueve provincias geológicas, distribuidas en tres

proyectos exploratorios: Golfo de México B, Golfo de México Sur y Área Perdido

(ESCALERA A.J.A., 2010).


II. CUENCAS DEL NORESTE DE MÉXICO


El participante identificara los elementos más importantes del sistema

petrolero en las Cuencas del Noreste de México, que dan lugar a los

yacimientos de gas no asociado y de condensados que se encuentran en estas

cuencas, y reconocerá los tipos de yacimientos presentes, así como las etapas

de generación y maduración de los mismos.

II.1. Sabinas

Localización

Esta provincia se ubica en el noreste de México y abarca parte de los estados

de Coahuila y Nuevo León. Limita al sur con las Provincias Cinturón Plegado de

la Sierra Madre Oriental, Parras–La Popa y Plataforma de Coahuila, al occidente

con Chihuahua, al oriente y norte con los EUA, incluye la Plataforma del Burro

Picachos y es productora de gas seco (figura 2.1).


Figura 2.1. Mapa de localización de la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos. (Escalera,

A.J.A; Hernández R.U; 2010).

II.1.1. Estratigrafía y Ambientes sedimentarios

La columna sedimentaria (figura 2.2) descansa sobre bloques altos y bajos de

basamento cristalino (ígneo-metamórfico) de edad Permo-triásica, el relleno de

las fosas tectónicas se inició en el Triásico Tardío con depósitos de lechos rojos

derivados de la erosión de los paleo-elementos positivos, así como rocas

volcánicas producidas durante el proceso de “rifting”.


Figura 2.2. Columna estratigráfica de las Cuencas de Sabinas y Burgos. (Modificada de Escalera

y Hernández, 2010).

El depósito de evaporitas de la formación Minas Viejas a partir del Calloviano

marca el inicio de la incursión marina en cuencas restringidas productos de la

etapa de “rifting”. A principios del Oxfordiano la transgresión inunda gran parte

de la cuenca y se depositan grainstones oolíticos de la Formación Novillo sobre

los flancos de los altos de basamento. Del Oxfordiano al Kimmeridgiano

continuó el depósito de evaporitas pertenecientes a la Formación Olvido; en la

parte tardía del Oxfordiano, la sedimentación sufrió un cambio notable, el mar

adquirió carácter transgresivo ocasionando que en la mayor parte del Golfo de

Sabinas se precipitaran rocas carbonatadas (lodos–peletoides).

Al continuar la transgresión, durante el Kimmeridgiano Temprano, se

establecieron sobre las evaporitas rampas carbonatadas en las que se

depositaron calizas de agua somera de la Formación Zuloaga. Las calizas,

evaporitas y capas rojas de la Formación Olvido retrocedieron a las partes más

internas, mientras que hacia los bordes de la cuenca continuó la sedimentación

de areniscas y conglomerados rojizos de la Formación La Gloria.

Hacia el final del Jurásico y principios del Cretácico (Kimmeridgiano-

Berriasiano) la cuenca recibió un fuerte aporte de sedimentos siliciclásticos

provenientes de los elementos positivos, depositándose conglomerados,

areniscas y lutitas carbonosas de la Formación La Casita (Hernández-H., A. y

Nieto-C., D. 1982) (figura 2.3). Estas facies fueron cubiertas del Berriasiano

al Barremiano por secciones conglomeráticas de las Formaciones San Marcos y

Hosston hacia los bordes de la cuenca, mientras que hacia la parte central se

depositó una secuencia de terrígenos finos, rocas carbonatadas de cuenca y de

borde de plataforma, así como evaporitas y calizas de alta energía de las

Formaciones Menchaca, Barril Viejo, Padilla, La Mula y La Virgen.


Figura 2.3. Modelo de facies del Jurásico La Casita (Hernández-H., A. y Nieto-C., D. 1982).

Al principio del Neocomiano se depositaron dos facies pertenecientes a la

Formación Menchaca que son: a. Facies calcáreo-arcillosas, estas se

encuentran distribuidas preferentemente hacia el centro de la cuenca, hacia el

oriente es notorio el incremento de arcillosidad de estas facies. b. Facies de

clásticos, esta unidad varía hacia los bordes de la Cuenca correlacionándose

hacia el suroeste y noroeste con la parte inferior de las Formaciones San

Marcos y Hosston y al sureste con la Formación Taraises. La fauna índice

correspondiente a la Formación Menchaca indica que su edad varía del

Berriasiano al Valanginiano.

Esta sedimentación terrígena continúa hasta el Hauteriviano Temprano en la

región occidental de la cuenca (Formación Barril Viejo), interrumpiéndose en

forma importante al crearse hacia la región centro-oriental del área,

condiciones apropiadas para la precipitación de rocas carbonatadas de


plataforma de la Formación Padilla que corresponden a un evento transgresivo

del Hauteriviano Tardío, sobre una extensa plataforma donde se desarrolló una

zona lagunar por el crecimiento de parches arrecifales progradantes hacia el

sur y oriente de la Cuenca, que impedían una libre circulación de las aguas en

el área de la laguna.

La Formación Padilla se distribuye principalmente en la parte central de la

Cuenca de Sabinas, asociado a facies de bancos arrecifales, delimitado al norte

y poniente por cambio de facies a terrígenos de las Formaciones Hosston y San

Marcos, al sur cambia a clásticos de la Arcosa Patula, en tanto que al oriente

cambia a carbonatos de facies post arrecifales de la Formación Cupido.

A principios del Barremiano se depositó hacia la porción sur occidental, una

secuencia de clásticos finos (lutitas y limolitas) correspondientes a la

Formación La Mula, creándose hacia la etapa tardía de esta edad, un ambiente

propicio para la precipitación de rocas carbonatadas, dolomías y evaporitas de

la Formación La Virgen (figura 2.4) como resultado de las condiciones de

restricción creadas al continuar el ya citado crecimiento arrecifal (Arrecife

Cupido).

La distribución de esta formación se restringe principalmente a la parte central

de la Cuenca de Sabinas y está delimitada al norte y oeste por cambio de

facies con la Formación Hosston, al SW con las formaciones Patula y San

Marcos, al este-sureste con la facies postarrecifal de la Formación Cupido.

Cabe hacer notar que la Formación La Virgen ha sido informalmente

subdividida en cinco miembros de la base a la cima, siendo estos: el Miembro

I: Calcáreo-dolomítico; Miembro II: Anhidrítico ligeramente dolomitizado;

Miembro III: Calcáreo-arcilloso ligeramente anhidrítico; Miembro IV:

Calcarenítico; Miembro V: Calcáreo con intercalaciones de anhidrita.

En el Aptiano Temprano se depositaron rocas carbonatadas de la Formación

Cupido con las cuales se define la presencia de una amplia plataforma, limitada


hacia el oriente por el crecimiento del complejo arrecifal, desarrollándose una

zona de aguas profundas hacia el sureste en donde se depositaron calizas de

mar abierto de la Formación Tamaulipas Inferior.

Figura 2.4. Modelo de facies del Cretácico Inferior Formación La Virgen (Hernández-H., A. y

Nieto-C., D. 1982).

En el Aptiano Tardío se inició una transgresión que originó nuevamente

condiciones de mar abierto y aguas relativamente profundas, depositándose

las lutitas y calizas arcillosas de la Formación La Peña y facies terrígenas de la

Formación Las Uvas en el área de la Plataforma de Coahuila.

Durante el Albiano continuó la subsidencia, depositándose calizas y lutitas de

mar abierto de las Formaciones Tamaulipas Superior, Kiamichi y Georgetown,

las que gradúan a calizas de plataforma de las Formaciones Aurora, Glenn

Rose, Edwards y McNight hacia los elementos positivos.

La Formación Glenn Rose está caracterizada por parches arrecifales (rudstone-

bafflestone) constituidos de rudistas y bioclastos, y carbonatos de tipo


periarrecifal (floatstone) compuestos de fragmentos de rudistas y ostras en

una matriz de wackestone-packstone, depositados en una plataforma interna a

media.

Durante el Cenomaniano una nueva transgresión estableció condiciones de

plataforma abierta en gran parte de la cuenca depositándose las Formaciones

Del Río y Buda. Hacia el Cenomaniano Tardío-Santoniano se depositaron

calizas de plataforma media a externa de las Formaciones Eagle Ford y Austin.

Al final del Cretácico empezaron los levantamientos de las áreas continentales

en la parte central de México como primeros efectos de la Orogenia Laramide.

Esto ocasionó el incremento en el material terrígeno y el depósito de facies

deltaicas de las Formaciones Upson, San Miguel, Olmos y Escondidos, como

parte de un sistema regresivo, estas formaciones en general se le conocen

también como Grupo Navarro-Taylor. El modelo sedimentario integrado

Jurásico-Cretácico se presenta en la figura 2.5.

Figura 2.5. Modelo sedimentario Jurásico-Cretácico (Hernández-H., A. y Nieto-C., D. 1982).


II.1.2. Geología Estructural

Anticlinal de Oballos: este anticlinal es el más identificable debido a que se

encuentra muy sep

Los estilos estructurales están relacionados a la presencia y espesor de la sal

Jurásica y evaporitas del Barremiano, presentándose principalmente

anticlinales con doble buzamiento y orientación noroeste-sureste limitados por

cabalgaduras o fallas inversas, convergencia tanto hacia el suroeste como al

noreste como resultado de la influencia de los bordes de los elementos

paleotectónicos de Coahuila y Tamaulipas. Algunos de estos anticlinales están

intrusionados por sal y se presentan estructuras de inversión que involucran al

basamento (Eguiluz, 2001; Aranda et al., 2008a, 2008b; Peterson et al.,

2008).

La cuenca se encuentra comprendida por provincias paleotectónicas las cuales

son:

Sinclinal de Coahuila: Se tienen principalmente dos tipos de plegamiento. A)

Anticlinales alargados estrechos de flancos asimétricos, recostados y fallados

guardando paralelismo con la Península de Tamaulipas, estas estructuras se

encuentran por las Sierras de San Blas, Padilla y Las Abejas. B) Pliegues

anticlinales amplios con tendencia dómica, cuyos ejes buzan con echados

suaves, su deformación se relaciona con el movimiento ascendente de la sal

evidenciada por la presencia de evaporitas observadas en núcleos de

anticlinales erosionados, esto se encuentra evidenciado por las Sierras de

Pájaros Azules y Baluarte.

Sinclinal Tamaulipeco: Se tienen anticlinales con flancos de inclinación suave y

poco relieve, de tipo dómico alargado, como se observa en la Sierra de

Peyotes.

Geoanticlinal del Golfo: las estructuras debidas a la Orogenia Laramide no son

observables debido a los efectos sedimentológicos causado por las regresiones


de los mares. Los espesores tan potentes de las arenas depositadas fueron

determinados para el desarrollo de una tectónica gravitacional, siendo

comunes las fallas normales con orientación Norte-Sur.

Anticlinal Menchaca Sacramento: Se encuentra erosionado en la parte central

su orientación es 35° al NW-SE y el relieve varía de 1250 a 2100 msnm. Sus

ejes tienen una dimensión de 17 por 45 Km. Hacia su parte SW es ligeramente

asimétrico.

Anticlinal Cristo Capulín: Es una sierra alargada y angosta con un potrero

central, se encuentra orientada NW-SE con 25° a 43° y su relieve va de 850 a

1600 msnm. Las dimensiones de sus ejes son de 8 por 107 Km. Este anticlinal

es asimétrico en su porción central.

Anticlinal San Blas: Se presenta como una sierra alargada y angosta con una

elevación sobre el nivel del mar entre 850 y 1700m. Sus ejes miden 8 por 45

Km. Presentando asimetría e inclusive recostamiento en su flanco NE. Su

orientación es NW 50° SE.

arada de las otras estructuras; además, de su forma alargada, angosta y el

potrero que presenta en su eje más ancho, sus altitudes varían de 500 a 1300

msnm. Las dimensiones de sus ejes van de 9 a 63 Km y tiene una orientación

NW35°SE; en el buzamiento NW se presenta asimétrico, presentando fallas de

desplazamiento en la porción oeste debido a la plasticidad de la Formación la

Virgen.

Anticlinal Santa Rosa: es la prolongación de la Sierra Hermosa de Santa Rosa,

su relieve es de 1500 m en su parte más alta, las dimensiones de sus ejes va

de 10 a 15 Km, presentado una orientación N-S y es asimétrico hacia su parte

SW. (Hermelindo Ramírez Guzmán A. 1990).

De forma muy general se observan en la cuenca cuatro estilos estructurales

(figuras 2.6 y 2.7): Pliegues anticlinales alargados, estrechos, disarmónicos y


bifurcados donde las evaporitas jurásicas están presentes, anticlinales de alto

relieve con núcleos erosionados hacia los márgenes de la cuenca donde las

evaporitas jurásicas están ausentes, estructuras de relieve suave, cubiertas

por rocas más jóvenes desarrolladas en el área de influencia de la Península de

Tamaulipas y estructuras anticlinales tipo caja y dómicas hacia las áreas de la

cuenca, en donde las evaporitas tienen los mayores espesores (Alfonso, 1976;

Eguiluz, 2001).

Figura 2.6. Sección estructural de la Cuenca de Sabinas mostrando los estilos de deformación.

(Pemex-IMP, 2000).

II.1.3. Tectónica

La historia tectónica de la región en la que se encuentra la Cuenca de Sabinas

se remonta al Paleozoico Tardío cuando las Placas de Sudamérica-África y

Norteamérica colisionaron formando la Pangea. Este evento formó el cinturón

orogénico Marathon-Ouachita del Mississippico Tardío al Pérmico Temprano,

conformando la zona de sutura de la colisión continente-continente.

A partir del Triásico Tardío inició la segmentación y “rifting” de la Pangea que

duró hasta el Calloviano, manifestándose por atenuación del basamento en el

área, el cual se expresa como altos de basamento (Isla de Coahuila, Península

de Tamaulipas, y altos Picacho y San Carlos), bajos de basamento (Cuencas de


Sabinas y Magicatzin) y fallas laterales de grandes extensiones que los limitan

(Mojave-Sonora, San Marcos y La Babia).

Figura 2.7. Estilos de deformación de la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos (Eguiluz,

2001).

El sistema de fallas regionales de desplazamiento lateral izquierdo jugó un

papel importante para permitir el desprendimiento del bloque Yucatán en esta

etapa de “rifting” en su porción occidental (Pindell et al., 2002). El fallamiento

de desplazamiento lateral izquierdo y el fallamiento normal asociado

(transtensión) generaron fosas, destacando la formación de la Cuenca de

Sabinas (figura 2.8).

Sedimentos de lechos rojos, evaporitas e intrusiones de diques de composición

riolítica a andesítica caracterizaron esta etapa. El movimiento del fallamiento

lateral y la extensión asociada culminó en el Oxfordiano Temprano, cuando dio

inicio la etapa de generación de corteza oceánica en el Golfo de México que


duró hasta el Berriasiano, posterior a esto una etapa de subsidencia térmica

caracterizó a todo el Golfo de México y Cuencas circundantes. Los rasgos de

basamento formados en la etapa de “rifting” influyeron significativamente en la

sedimentación continental y marina desde el Jurásico Tardío hasta el Cretácico

Tardío; y en el plegamiento y fallamiento laramídico ocurrido a fines del

Cretácico hasta el Eoceno (figura 2.9).

La etapa de margen pasivo culminó en esta región con el inicio del evento

orogénico Laramídico, el cual está relacionado con el efecto del cambio de

vergencia de NW a SE, y de la velocidad en la subducción de la Placa Farallón

con el borde continental oeste de la Placa de Norteamérica. Este evento

tectónico es el responsable de la deformación contraccional que prevalece en el

área de la reactivación de fallas de basamento y movilización de sal.

Figura 2.8. Reconstrucción continental para el Jurásico Temprano. (Pindell et al., 2002).


Figura 2.9. Diagramas de evolución tectónica de la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos.

(Pemex-IMP, 2000).

II.1.4. Sistema Petrolero

En la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos se han identificado tres

sistemas petroleros, relacionados a rocas generadoras del Tithoniano, Aptiano

y Turoniano. Estos sistemas petroleros productores de gas y condensado, se

distribuyen ampliamente en esta cuenca. Las características geoquímicas del

contenido orgánico y sobre madurez definen a las rocas del Tithoniano como la

principal roca generadora en esta Provincia petrolera y su principal roca

almacén de acuerdo con su volumetría de hidrocarburo producida, es de edad

Barremiano (Formación La Virgen), por lo que se le califica como un sistema

petrolero conocido.

Se han identificado otras rocas generadoras de edad Aptiano y Turoniano, sin

precisar su participación con los yacimientos, por no contar con indicios más


precisos de correlación que permitan analogar entre la roca generadora y las

rocas almacén, por lo que se le califican como hipotéticos (∙). Los resultados

del modelado geológico-geoquímico indican que la Formación La Casita es el

principal subsistema generador que alimenta a los yacimientos más

importantes de las Formaciones La Casita, La Virgen y Cupido, en tanto que los

subsistemas generadores del Aptiano La Peña y Turoniano Eagle Ford

participan en menor proporción en la carga de los yacimientos de la Peña y

Austin, respectivamente, sin embargo, podrían ser de gran importancia para

los plays de la Plataforma de Tamaulipas y Área Piedras Negras, cabe

mencionar que al menos el Turoniano es un sistema petrolero conocido en los

EUA que se desarrolla actualmente la explotación de “gas shale” y en México

tiene un potencial, siendo un sistema.

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico Inferior

Las rocas de edad Tithoniano son las principales generadoras que aportaron las

cantidades de hidrocarburos más significativa a las rocas almacén de las

Formaciones Olvido, La Gloria, La Casita, Cretácico Barril Viejo, Menchaca,

Padilla y La Virgen. Esta última roca almacén tiene la mayor volumetría

producida para calificarla como el principal y más productivo sistema petrolero

de la cuenca.

Roca generadora

En la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos la principal roca generadora

se ubica en la parte inferior de la Formación La Casita de edad Tithoniano, se

distribuye regionalmente a lo largo y ancho de la cuenca y en la columna

sedimentaria alcanzan profundidades en los depocentros del orden de 4,000-

8,600 m, sus características geoquímicas se definen mediante los análisis de

laboratorio por la técnica de pirólisis (figura 2.10) a muestras de canal de

pozos exploratorios que definen un valor de carbono orgánico >4% en los

depocentros y una disminución gradual < 1% hacia los elementos positivos

(Isla la Mula), en relación a su grado de madurez estas son inmaduras en los

paleoelementos altos (< 0.5% Ro) y que cambia gradualmente hacia los


depocentros donde llega a ser sobremadura (> 1.2% de Ro). La materia

orgánica es de un kerógeno de tipo III que es precursor de gas (Román R.

2001). Los datos isotópicos de gases (figura 2.11) disponibles para esta

cuenca y el Área Piedras Negras indican que se trata de gases termogénicos

(Román, 2001) Por otra parte, los gases de Sabinas presentan una

sobremadurez.

Figura 2.10. Registro geoquímico representativo de la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-

Picachos que muestra las características geoquímicas de COT que identifican a las principales

rocas generadoras (Román, 2001).

Las Formaciones La Gloria y Olvido del Kimmeridgiano están constituidas por

secuencias de areniscas arcósicas y conglomeráticas con porosidades

intergranular de 3 al 7%, incrementadas por el fracturamiento natural, su

distribución solo se ha detectado dentro de la ésta provincia con espesores que

varían de 50 a 200 m, se tiene un campo productor de gas seco.


Figura 2.11. Gráficos de Isotopía que delimitan las familias de gases y su madurez en la

Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos (Román, 2001).

Las facies deltaicas de la Formación la Casita de edad Tithoniano están

constituidas por areniscas calcáreas de grano medio a fino de cuarzo y

feldespatos, así como por calizas areno-arcillosas y en menor proporción

mudstone a wackestone; con porosidad primaria intergranular de 3 al 7% y en

donde se ve afectado por fracturas alcanza valores de 12 a 20%. Su

distribución se restringe a la Cuenca de Sabinas con espesores que varían de

50 a 200 m y en ella se ha desarrollado siete campos.

La Formación Padilla tiene rocas almacén que están constituidas por una

secuencia de microdolomías intercaladas con mudstone arcilloso, areniscas de

grano fino, limolitas rojizas y horizontes delgados de anhidritas, así como

algunos desarrollos de packstone a grainstone, su porosidad primaria es de 3 a

6%, en tanto que su permeabilidad se relaciona al fracturamiento de la roca,

tiene espesores que varían de 50 a 600 m y se han desarrollado tres campos.

Adicionalmente la Formación La Virgen del Cretácico inferior, tiene producción

en secuencias de mudstone-wackestone de bioclastos que varían a

wackestone-packstone y en partes a grainstone de ooides, bioclastos y

miliólidos, así como horizontes de microdolomías y esporádicas laminaciones

intercaladas de anhidrita, la porosidad primaria varía de 3 a 7%,


incrementándose hasta un 12% por el fracturamiento, tiene espesores que

varían de 50 a 450 m y en estas facies se tiene un campo con la principal

producción de hidrocarburos de la Cuenca de Sabinas.

También dentro del Cretácico Inferior las facies arrecifales de la Formación

Cupido han tenido producción de gas en tres campos. Estas rocas están

constituidas por packstone a grainstone de color gris oscuro en estratos

delgados a gruesos con esporádicas intercalaciones de arcillas y nódulos de

pedernal, también existen zonas de bancos de Rudistas, su porosidad es de 8 a

14% y asociadas también al fracturamiento natural de la roca.

Roca sello

La roca sello para el almacén del Oxfordiano son los depósitos evaporíticos de

la Formación Olvido; para los almacenes del Kimmeridgiano el sello son los

horizontes arcillosos del Tithoniano (Formación La Casita); para las facies

deltaicas de la Formación La Casita el sello lo constituyen las facies arcillosas

de la parte superior de la misma formación con espesor de 50 a 300 m; el sello

para los almacenes del Cretácico Inferior (Formación Padilla) son los depósitos

arcillosos de la Formación La Mula su espesor es de 300 m, para la Formación

La Virgen su sellos son intraformacionales constituidos por los cuerpos

anhidríticos de esta formación con espesor de 250 a 450 m; para el

Hauteriviano (Cupido-arrecifal) se considera el sello a los depósitos arcillosos

de la Formación La Peña.

Elementos del Sistema Petrolero Aptiano-Aptiano (∙)

Conformado por la Formación La Peña como subsistema generador que carga a

la Formación Cupido, así como a la misma Peña en sus facies almacenadoras.

Este sistema está clasificado como hipótetico (∙).


Roca generadora

En el Aptiano Tardío se inició una transgresión que originó

nuevamente condiciones de mar abierto y aguas relativamente

profundas, depositándose margas, lutitas y calizas arcillosas de la

Formación La Peña en estratos que varían de laminares a delgados

cuyos valores de COT varían en un rango de 0.2 % hasta mayores a 3.0

% en el área interpretada que cubre Piedras Negras, Monclova y Nuevo

Laredo.

Roca almacenadora

Las rocas almacén del Aptiano (Formación La Peña) están relacionadas a las

facies calcareníticas representadas por secuencias litológicas que varían de

mudstone a grainstone intercaladas con areniscas calcáreas y calizas areno-

arcillosas; tienen porosidad efectiva del 3 al 7%, su espesor va de 20 a 180 m.

Su distribución se restringe a la Plataforma de Tamaulipas y en estas facies se

han descubierto seis campos.

En la Formación Edwards se tienen rocas almacenadoras en su facie arrecifal–

calcarenítica caracterizada por sedimentos de bancos carbonatados arenosos

relacionados a condiciones prearrecifales donde se favorece la porosidad y

permeabilidad, tiene espesores de 20 a 180 m, se restringe a la Plataforma de

Tamaulipas y a la fecha se tiene un solo campo.

Roca sello

El sello considerado para las facies calcareníticas de la Formación La Peña son

los desarrollos arcillosos intraformacionales de esta unidad estratigráfica, para

la Formación Edwards Arrecifal el sello son los depósitos arcillosos de la

Formación Del Río.


Elementos del Sistema petrolero Turoniano-Turoniano (∙)

Este es un sistema petrolero que está clasificado como hipotético (∙), por las

características sedimentológicas de estas rocas se consideran como potenciales

rocas generadoras apoyadas con los datos de riqueza orgánica existentes en el

área, es necesario comprobar con más estudios geoquímicos y establecer los

patrones de isotopías de kerógeno de las roca generadora y su relación con los

productos que se explotan con el fin de ratificar si es una roca generadora

efectiva.

Roca generadora

Está representada por lutitas y calizas arcillosas depositadas de la Formación

Eagle Ford del Turoniano en un ambiente de plataforma externa con espesores

netos de 28 a 300 m y valores de COT que van de regular (0.6 %) hasta

excelente (5.0 %). La madurez reportada se presenta en el rango de inmaduro

(0.2 %) hasta de sobre maduro (> 1.2 %) hacia las áreas de Monclova y

Nuevo Laredo. El kerógeno observado para este subsistema es de tipo II y III,

precursor de aceite y gas.

Roca almacenadora

Las rocas almacén del Turoniano (Formaciones Austin -Eagle Ford) están

constituidas por mudstone a wackestone de bioclastos con intercalaciones de

lutitas y en algunas partes cretosa de las Formaciones Austin y Eagle Ford. La

porosidad efectiva varían de 3 al 7%, la cual aumenta notablemente con el

desarrollo de fracturas, por lo que es considerado como un típico yacimiento

naturalmente fracturado, tiene espesores que varían de 50 a 600 m. Su

distribución es regional tanto en la Cuenca de Sabinas como la Plataforma de

Tamaulipas, en estas rocas se tiene producción en cuatro pozos.

En el Cretácico Superior el Grupo Navarro Taylor integrado por las Formaciones

Upson Clay, Olmos, San Miguel y Escondido, forman parte del Play Navarro–


Taylor Cretácico Superior Deltaico / Relleno de Canales; está constituido por

una alternancia en mayor o menor grado de areniscas, lutitas y limolitas con

porosidades de 2 a 10% y espesores de 50 a 2,000 m. Recientemente se

perforaron 4 pozos donde se logró establecer producción de gas en estas rocas

en la Plataforma de Tamaulipas.

Roca sello

Para la roca almacén del Grupo Navarro Taylor la roca sello son los mismos

depósitos arcillosos que se encuentran interestratificados con las facies

deltaicas y la columna del Terciario Inferior.

Trampas

Las trampas de los campos productores de la Cuenca de Sabinas en

yacimientos del Cretácico se caracterizan por ser de tipo estructural, nucleadas

por sal con zonas plegadas y fuertemente fracturadas en sus crestas. Otro tipo

de trampas relacionadas a zonas plegadas con fallamiento y participación de

basamento de posible origen laramídico, están presentes en la cuenca.

Existen también trampas de tipo estratigráfico asociadas a cuñas

estratigráficas contra paleoelementos positivos, y aquellas con cambios

laterales de facies arenosas a arcillosas, como por ejemplo en el área de

Peyotes-Plataforma de Tamaulipas y en el área de Piedras Negras.

Procesos del Sistema Petrolero

La actuación de los procesos físico-químicos en el contenido orgánico de las

rocas generadoras del Tithoniano para producir la generación de hidrocarburos

se representa a través de las curvas de subsidencia, éstas muestran los

tiempos en que la roca generadora entra a la ventana de generación de

hidrocarburos, la roca del Tithoniano alcanza muy temprano la ventana del

petróleo de una manera regional en rangos 112-65 M.a., apoyado en la

historia geológica de la cuenca de Sabinas, la información geológica y


geoquímica que de ellos se obtiene, de forma tal que los diversos parámetros

calculados concuerden con los parámetros reales obtenidos en los pozos. De

esta manera se puede simular, en tiempo geológico, la transformación de la

materia orgánica contenida en las rocas generadoras que es representada por

la evolución de un parámetro de madurez térmica, que correlaciona con la

generación de los hidrocarburos en el tiempo geológico. La ventana de

generación de hidrocarburos representada en los diagramas de sepultamiento

o los modelos 2D pueden funcionar de igual forma para las diferentes rocas

generadoras en diferentes áreas. En la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-

Picachos el contenido orgánico de las rocas del Tithoniano han sufrido un

efecto bastante severo por los procesos físico-químicos a profundidad a través

del tiempo geológico, que actualmente se ubica en la ventana de generación

de gas como lo indican los análisis isotópicos de gases y como lo indica los

análisis isotópicos de gas y los tiempos de inicio de generación se ubican en

rangos de 112 a 65 M.a.

Los resultados de los modelado 2D indican que los subsistemas generadores

empezaron a funcionar en la parte sur, antes que en la porción central y norte

debido a que la cuenca se profundizó hacia esta región, por lo que la

Formación La Casita comenzó a generar hidrocarburos aproximadamente en el

Aptiano (120 M.a.) e inició la expulsión en 116 M.a. aproximadamente, la Peña

generó hace 98 M.a, mientras que Eagle Ford lo realizó hace 68 M.a. Se

interpreta que la presencia de anhidrita jugó un papel importante en la

estructuración del área a diferencia del sector Lampazos que sólo presenta

deformación diferencial por la reactivación de fosas y pilares triásicos durante

la contracción laramídica (48-33 M.a.) conformando los anticlinales y

sinclinales presentes en esta área. La generación de trampas que permitieron

la acumulación de hidrocarburos previas a este evento tectónico, obedece

principalmente a la influencia halocinética de las evaporitas, en el área Sierra

La Gloria-Sierra Pájaros Azules. Durante la Orogenia Laramide algunas de esas

estructuras se afectaron permitiendo una remigración de los hidrocarburos que


pudieron en algunos casos, alojarse en nuevas estructuras creadas de manera

sincrónica a ese evento tectónico.

De acuerdo con el modelado 2D, las principales facies almacenadoras cargadas

son; La Gloria, en sus facies clásticas; La Casita en áreas como Lampazos,

Piedras Negras; La Virgen en pequeños volúmenes en las áreas de Lampazos,

Sierra La Gloria-Sierra Pájaros Azules, y por último en las Calizas Monclova.

Considerando los resultados del modelado se puede concluir que para esta

área el principal subsistema generador es La Casita, mientras que los

subsistemas Eagle Ford y La Peña tuvieron un periodo corto de funcionamiento

ya que los efectos de la Orogenia Laramide los levantaron y sacaron

prematuramente de la ventana de generación (48 M.a.).

En el modelado 2D se observaron dos etapas de migración asociadas a la

deformación estructural; una ligada al movimiento halocinético prelaramídico

(145-83 M.a.) y otra asociada al movimiento compresional laramídico (48-32

M.a.), siendo esta última la que propició la remigración de los hidrocarburos

entrampados durante la etapa halocinética.

La tabla de eventos (figura 2.12) resume los procesos y elementos esenciales

del sistema petrolero en el tiempo, en ella se incluye la edad geológica para

cada uno de ellos, así como la relación que guardan entre si y el tiempo de

preservación y el momento crítico considerando el tectonismo que podría

afectar la conservación de los sistemas petroleros en esta cuenca.

Estos sistemas petroleros se distribuyen a lo largo y ancho de la Provincia

Sabinas-Burro-Picachos, coincide con la roca generadora La Casita (figura

2.13), principal subsistema generador que provee los hidrocarburos gaseosos a

los plays más importantes del Oxfordiano, Kimmeridgiano, Tithoniano y parte

de Cretácico Inferior.


Extensión geográfica de los Sistemas Petroleros

Los subsistemas generadores postulados del Aptiano (Formación La Peña-

figura 2.14) y Turoniano (Formación Eagle Ford figura 2.15) y de acuerdo a los

modelos 2D restaurados en tiempo geológico, tienen una distribución más

restringida en la Península de Tamaulipas.

Extensión estratigráfica de los Sistemas Petroleros

La extensión estratigráfica de los elementos de estos sistemas petroleros en la

Provincia Sabinas- Burro-Picachos está plenamente comprobado, el Tithoniano

La Casita es el principal subsistema generador conocido en una etapa de

sobremadurez de la materia orgánica, que provee los hidrocarburos gaseoso a

los plays más importantes (La Casita, La Virgen y Cupido) , y su presencia se

manifiesta en las acumulaciones de los niveles estratigráficos del Jurásico,

Cretácico Inferior y Cretácico Superior (figura 2.16). En tanto que los

subsistemas generadores Eagle Ford y La Peña participaron en menor

proporción en la carga de los yacimientos (Rocha-N., A. M., Cruz-M., D.E.

2008).


Figura 2.12. Diagrama de sincronía de los Sistemas Petroleros de la Provincia Sabinas-Burro-

Picachos. Rocha-N., A. M., Cruz-M., D.E. (2008).

Figura 2.13. Distribución geográfica en la Provincia Sabinas-Burro-Picachos del principal

Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico Inferior (!).


II.1.5. Producción y Reservas 3P

La exploración en la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-Picachos se inició en la

década de 1930 con la perforación de los pozos San Marcos-1 y San Marcos-2.

Durante los años 50 y 60 se perforaron varios pozos que mostraron

importantes manifestaciones de gas en Formaciones del Cretácico y Jurásico.

Sin embargo, es hasta 1975 con la terminación del pozo Buena Suerte-2A,

productor de gas seco en dolomías del Play Padilla, que se establece

producción en la cuenca. Este descubrimiento fue seguido en 1976 por el pozo

Monclova-1, detonando el desarrollo en esa provincia. Con el desarrollo de los

campos Monclova-Buena Suerte, Lampazos y Florida la cuenca alcanzó su

producción máxima histórica de 158 millones de pies cúbicos diarios de gas en

1979 (figura 2.17). En los años siguientes la producción declinó hasta menos

de 10 millones de pies cúbicos diarios en 1991. De 1992 a 1995, con el

desarrollo del campo Merced la producción de la cuenca experimentó un

repunte para alcanzar los 58 millones de pies cúbicos diarios. Con el desarrollo

de los campos Forastero y Pirineo la producción de esta provincia se ha

elevado nuevamente hasta alcanzar los 61 millones de pies cúbicos diarios en

2008. Esta cuenca ha acumulado más de 441 mil millones de pies cúbicos de

gas provenientes de 23 campos descubiertos. La aplicación de nuevas

tecnología y herramientas tales como la adquisición e interpretación de sísmica

tridimensional y sus atributos, toma de registros de imágenes, aplicación de la

perforación bajo balance, pozos de alto ángulo y trabajo en equipo

multidisciplinario han contribuido al descubrimiento de nuevos yacimientos, a

incrementar las reservas remanentes y a revitalizar esta provincia (Muñoz-

Cisneros et al., 2008). Los campos más importantes son Monclova-Buena

Suerte, Pirineo, Merced, Forastero, Lampazos y Minero. Las reservas

remanentes estimadas para esta provincia son de más de 280 mmmpc de gas.

(Producción acumulada y reservas 3P están incluidas en la Cuenca de Burgos).


Recursos Prospectivos

Los recursos prospectivos son volúmenes de hidrocarburos no descubiertos que

se esperan recuperar asociados a una estrategia exploratoria.

Para definir los recursos prospectivos de cada cuenca petrolera los insumos

principales son la información geológica-geofísica de la cuenca, sus plays, sus

oportunidades exploratorias asociadas, así como los campos existentes o en su

caso campos análogos; mediante una simulación probabilística de estos

elementos, se obtiene una distribución volumétrica afectada por una

probabilidad de éxito.

La distribución de los recursos prospectivos evaluados en 2010 en la Provincia

Petrolera Sabinas-Burro-Picachos abarca el 0.57 % de los recursos totales a

nivel nacional, con una media de cerca de 0.3 mmmbpce.

Figura 2.14. Extensión geográfica del sistema petrolero Aptiano–Aptiano (Rocha-N., A. M.,

Cruz-M., D.E. 2008).


Figura 2.15. Extensión geográfica del sistema petrolero Turoniano-Turoniano (Rocha-N., A. M.,

Cruz-M., D.E. 2008).


Figura 2.16. Extensión estratigráfica en la sección representativa del sistema Jurásico,

Cretácico Inferior y Cretácico Superior. (Rocha-N., A. M., Cruz-M., D.E. 2008).

Figura 2.17. Gráfica de producción histórica anualizada de la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-

Picachos (Rocha-N., A. M., Cruz-M., D.E. 2008).


II.2. Burgos

Localización

Está localizada en el noreste de México, ubicada en el norte de los estados de

Tamaulipas y Nuevo León. Se extiende al norte hacia EUA donde se le conoce

como Cuenca del Río Grande, limita al oeste con las provincias Alto de

Tamaulipas y Plataforma Burro Picachos, al oriente con la Provincia Salina del

Bravo, al sur con Tampico-Misantla. Geográficamente, cubre una superficie

aproximada de 110,000 km2y la actividad se centra en un área de 30,000 km2

(figura 2.18). (Escalera, A.J.A; Hernández R.U; 2010).

Figura 2.18. Ubicación geográfica de la Provincia Petrolera Burgos. (Escalera, A.J.A; Hernández

R.U; 2010).


II.2.1. Estratigrafía y Ambientes Sedimentarios

La columna sedimentaria de la Provincia Petrolera Burgos abarca todo el

Terciario y yace sobre rocas del Mesozoico (figura 2.19). El espesor máximo

calculado en el depocentro de esta cuenca es de aproximadamente 10,000 m y

está compuesto litológicamente por una alternancia de lutitas y areniscas,

depositadas en un patrón general progradante hacia el oriente (Echánove,

1986; Téllez et al., 2000).

A principios del Paleoceno se inició una transgresión hacia el poniente de la

Cuenca de Burgos, favoreciendo el depósito discordante de areniscas

turbidíticas sobre una superficie erosionada (Formaciones Midway y Cretácico

Superior Navarro-Taylor). Estos depósitos presentan una distribución

restringida, siendo sus ambientes de depósito de plataforma interna a media,

con batimetrías de nerítico interno a medio, desarrollándose sistemas de

abanicos de borde de plataforma, mientras que en la parte central se

desarrollaron sistemas de abanicos de talud y piso de cuenca con batimetrías

de nerítico externo a batial (figura 2.20).

Para el Paleoceno Temprano al Eoceno Temprano, dentro de un marco cíclico

regresivo–transgresivo, progradante hacia el oriente se depositó el Grupo

Wilcox (figura 2.21), constituido por facies deltaicas dominadas por olas que

conforman barras costeras de desarrollo múltiple, alargadas, con espesores

variables y de amplia distribución preferencial de norte a sur, predominando

ambientes de plataforma interna-media(Delgado, 2004).En el Eoceno

Temprano y Medio se establece un ciclo regresivo-transgresivo completo en el

que se depositó la secuencia del Grupo Mount-Selmant (Formaciones Reklaw,

Queen City y Weches). La Formación Queen City es una secuencia areno-

arcillosa con numerosos cuerpos arenosos en ambientes de plataforma interna

representado por deltas en facies de canales distributarios, con barras de

desembocadura y sistemas de barras de barrera, que gradúa hacia la

plataforma media-externa a facies arcillosas con aislados cuerpos arenosos que


corresponden a la Formación Reklaw y cerrando el ciclo se deposita la

Formación Weches constituida por una secuencia arcillosa, la cual se depositó

en la plataforma media-externa.

Figura 2.19. Columna estratigráfica de la Provincia Petrolera Burgos. (Modificada de Escalera y

Hernández, 2010).


Figura 2.20. Modelo de depósito del Paleoceno Midway. (Solano et al., 2008).

Para el Eoceno Tardío se establece un ciclo progradante asociado a un sistema

de nivel alto (HST) en el que se depositan predominantemente areniscas en

ambientes someros (Miembro Yegua Inferior); posterior a este evento se tiene

una etapa de nivel bajo (LST) con litologías arcillosas (Complejo progradante

denominado Yegua Medio) y posteriormente un sistema transgresivo (TST)

seguido por una superficie de máxima inundación, cerrando con depósitos de

nivel alto (HST), principalmente arenosos que son los principales

almacenadores de hidrocarburos en esta unidad. En el Eoceno Tardío se

deposita también la Formación Jackson(Equipo Integral Misión Sultán,

2003).,conformada por tres miembros: Jackson Inferior, Medio y Superior; la


primera de ellas se refiere a los depósitos arcillo-arenosos de la etapa inicial

transgresiva, el segundo miembro está constituido por secuencias de areniscas

y lutitas asociadas a una etapa progradante y, finalmente, el tercer miembro

se describe como una serie de cuerpos arcillosos con intercalaciones de capas

delgadas de areniscas de plataforma (figura 2.22).

Figura 2.21. Modelo de depósito del Paleoceno Wilcox. (Delgado, 2004).

A inicios del Oligoceno se depositó de manera discordante la Formación

Vicksburg (figura 2.23), esta unidad está dividida en tres miembros, Inferior,

Medio y Superior, siendo la primera correspondiente a una etapa progradante

del sistema deltaico del Río Bravo, este miembro se caracteriza por ser un

sistema dominado por ríos o corrientes fluviales al norte del proyecto y en las

zonas de expansión del sistema de falla Vicksburg, mientras que en el sur del

proyecto los depósitos son caracterizados por abanicos turbidíticos, flujos de


escombros (Equipo Integral Misión Sultán, 2003). El miembro medio es una

etapa estable pero progradante, definida por un modelo dominado por oleaje y

corrientes marinas.

A finales del Oligoceno Temprano y principios del Oligoceno Medio se termina

la transgresión y comienza una regresión que origina la retirada de los mares

hacia el oriente, favoreciendo una gran afluencia de terrígenos hacia la cuenca

transportados por corrientes fluviales que dieron lugar al desarrollo de

abanicos fluviales, complejos fluvio-deltaicos y sistemas de islas de barrera,

depositándose así sedimentos, principalmente clásticos, tales como,

conglomerados y areniscas con intercalaciones de lutita cuyo ambiente de

depósito varía de continental a transicional, conocido como Formación Frío No

Marino. Más al oriente los ambientes de depósito se vuelven más arcillosos

variando de marino indiferenciado a nerítico externo (Formación Frío Marino).

En el Oligoceno Tardío se inicia un ciclo transgresivo/regresivo completo

afectando la sedimentación del Mioceno Temprano, depositándose una

secuencia arcillo-arenosa marina, conocida como Formación Anáhuac.


La Cuenca de Burgos se originó a principios del Terciario y en ella se depositó

una columna sedimentaria cenozoica que alcanza espesores de

aproximadamente 10,000 m. Su geometría estratigráfica y estructural obedece

a progradaciones (Echánove, 1986) que dieron lugar a un arreglo en forma de

franjas, variando cronológicamente de occidente a oriente desde el Paleoceno

hasta el Mioceno (Echánove, 1986; Pérez-Cruz, 1992; Eguiluzet al., 2000;

Téllez et al., 2000) y obedecen primordialmente a regresiones marinas y a la

actividad de fallas extensionales de crecimiento sinsedimentarias que

desarrollaron estructuras “roll-over”. Siguiendo estos lineamientos

estructurales se encuentran los campos petroleros de la cuenca en trampas

estructurales, estratigráficas y combinadas (figura 2.24).


Figura 2.22. Modelo de depósito del Eoceno Jackson. (Equipo Integral Misión Sultán, 2003).


Figura 2.23. Modelo de depósito del Oligoceno Vicksburg. (Equipo Integral Misión Sultán,

2003).

Figura 2.24. Arriba: Franjas depositacionales y de producción de la Provincia Petrolera Burgos.

Abajo: Sección estratigráfica-estructural regional (Echánove-Echánove, O., 1986)

Las fallas de crecimiento presentan caída hacia el oriente, son típicamente

lístricas y muestran desplazamientos de algunos cientos de metros. En forma

general estos alineamientos de fallas muestran una orientación NW-SE que,

como se mencionó, se hacen más jóvenes hacia el oriente, pudiéndose

distinguir en el área tres grandes estilos de fallamiento normal (figura 2.25),

uno hacia la porción occidental que involucra la franja del Paleoceno, en donde

predominan las fallas normales postdepositacionales, otro hacia las

denominadas franjas del Eoceno y Oligoceno(Pindell, J., L. Kennan, J.

Rosenfeld, 2002) en las cuales son comunes las fallas sinsedimentarias de

mediano a bajo ángulos, y finalmente una zona en donde las fallas son

también de crecimiento pero con trazas que tienden a la verticalidad y que

afectan predominantemente la columna del Mioceno.


Figura 2.25. Distribución de franjas progradantes y estilos estructurales (Pindell, J., L. Kennan,

J. Rosenfeld, 2002).

Para la Franja del Eoceno estos crecimientos son notables, desarrollándose

trampas estructurales de tipo “roll-over” asociadas a fallas de crecimiento de

bajo ángulo que generalmente despegan sobre sedimentos arcillosos del

Paleoceno Inferior.

Para el Eoceno Superior, la acción de estas fallas de crecimiento se desplaza al

oriente donde se tienen expansiones considerables a nivel del Eoceno Yegua y

Jackson, así como anticlinales de tipo “roll-over”.

Durante el Oligoceno el sistema de fallas de crecimiento migran espacialmente

hacia la región central de la cuenca, la columna sedimentaria se ve afectada

por un gran número de fallas lístricas de bajo ángulo, tienen su plano de

despegue sobre rocas del Eoceno y Oligoceno y dan lugar a gruesos depósitos

de terrígenos en los bloques bajos de las mismas, así como grandes

estructuras de tipo “roll-over”, en muchos casos afectadas por fallas antitéticas

que contribuyen a fragmentar en bloques las estructuras.

El estilo estructural para el Mioceno, en la porción oriental de la cuenca, es

dominado por fallas de crecimiento caracterizadas por ser de alto ángulo,


dando lugar a bloques rotados y estructuras anticlinales colapsadas y afectadas

por numerosas fallas.

II.2.3. Tectónica

A principios del Mesozoico, el área de la Provincia Petrolera Burgos estuvo

expuesta a una tectónica de tipo extensional asociada a la etapa de la apertura

del Golfo de México. Al término del Cretácico Superior y durante parte del

Terciario se desarrolló el evento orogénico Laramídico que ocasionó

levantamiento y plegamiento en el occidente de la cuenca (Alfonso, 1976),

para dar lugar a los grandes pliegues estructurales de la Sierra Madre Oriental,

este levantamiento fue acompañado por el desarrollo de cuencas paralelas al

cinturón plegado (Cuencas de Foreland), entre ellas la denominada Cuenca de

Burgos hacia el frente de la Sierra Madre Oriental, que operó como centro de

recepción del gran volumen de sedimentos. De esta manera gruesas

secuencias de areniscas y lutitas de ambientes que varían de marginales a

francamente marinos, progradaron sobre el margen de la plataforma Cretácica

durante el Terciario.

El levantamiento tectónico y la sedimentación asociada provocó el inicio de

fallamiento extensional en la porción occidental de la cuenca a partir del

Paleoceno, en el Eoceno este sistema extensional se caracterizó por fallas de

crecimiento que fueron aumentando en intensidad. Los niveles de despegue

del sistema extensional se ubicaban en el límite Eoceno y Oligoceno con

grandes fallas de crecimiento y conformando a partir de este tiempo un

sistema ligado de extensión-contracción (figura 2.26), que provocó hacia el

oriente de la cuenca grandes movilizaciones de cuerpos de arcilla y salinos en

su porción marina y la Formación del Cinturón Plegado Perdido más al oriente.

El sistema extensional continuó migrando hacia el límite oriental de la Cuenca

durante el todo el Neógeno.


Figura 2.26. Sistema ligado extensión-contracción. (Cruz, et al., 2010).

II.2.4. Sistema Petrolero

En la Cuenca de Burgos se han clasificado como sistemas conocidos (!) al

Tithoniano-Cretácico-Paleógeno y Paleógeno-Paleógeno donde se agrupan las

facies arcillosas de las Formaciones Midway, Wilcox y Vicksburg como rocas

generadoras que cargan a las areniscas interestratificadas de estas secuencias

Paleógeno-Paleógeno, este sistema produce hidrocarburos gaseosos y

condensados en esta cuenca.

Estos sistemas petroleros proveen de hidrocarburos a las rocas almacén y se

diferencian cinco franjas en dirección norte-sur, volumétricamente el Oligoceno

es el más productivo, estos volúmenes de gas se encuentran almacenados en

secuencias arenosas del Terciario selladas por potentes espesores de arcillas

interestratificadas.


Sistemas Petroleros Tithoniano-Cretácico-Paleógeno (!)

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano- Cretácico (!)

Roca generadora

La roca generadora del Tithoniano se caracteriza principalmente por litologías

arcillo-calcáreas de color negro, sinónimo de un buen contenido orgánico que

se depositaron en condiciones que van de ambientes de rampa externa a

Cuenca desde Burgos hacia la Cuenca del Golfo de México.

Las rocas del Tithoniano tienen presencia en la columna sedimentaria en

profundidades del orden de 2,500 m en la parte occidental y 10,000 m en la

parte oriental de la Cuenca de Burgos, sus características geoquímicas se

definen mediante los análisis de pirólisis en muestras de canal de pozos

exploratorios, sus valores de COT varían de pobre (< 0.5%) hacia el occidente

de la cuenca, hasta excelente (> 4.0%) hacia el oriente, estas rocas de

acuerdo con la caracterización de la materia orgánica tienen condiciones de

madurez a sobremadurez en el borde occidental de la cuenca (figura 2.27).

En esta cuenca se tiene producción de condensados y gas, estos condensados

tienen valores isotópicos de -25.23 a -26.45 y se han relacionado con un

ambiente marino carbonatado con influencia de arcillas.

El comportamiento isotópico de los gases (figura 2.28) de varios de los

yacimientos de la Cuenca de Burgos indican que existen gases que provienen

del craqueo secundario de aceite y que están almacenados en rocas del

Paleoceno, Eoceno y Oligoceno, lo cual sugiere que estos gases provienen del

escape de yacimientos de aceite más profundos.


Figura 2.27. Correlación de extracto del Jurásico Superior Tithoniano con aceite en rocas

cretácicas en la Provincia Petrolera Burgos. (Eguiluz de A., S., Pola-S. A. O., Solano-M. J.,

Ramos-H. G., Tristán-S. A., 2000,)

Figura 2.28. Los gases almacenados en los diferentes yacimientos de la Provincia Petrolera

Burgos se caracterizan por provenir de un craqueo secundario en un sistema abierto. (Eguiluz de

A., S., Pola-S. A. O., Solano-M. J., Ramos-H. G., Tristán-S. A., 2000,)

Roca almacén

Están relacionadas al Grupo Navarro-Taylor que corresponden a secuencias de

arenas calcáreas asociadas a medios de depósito de frente deltaico, estas

rocas se encuentran específicamente en las Formaciones San Miguel y Upson.

Roca sello


El sello superior corresponde a las facies arcillosas de la Formación Midway con

potentes secuencias de lutitas de color gris oscuro a negro que cubre a las

rocas del Cretácico Superior, ya que los yacimientos están asociados a trampas

combinadas.

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano- Paleógeno (!)

Roca generadora

Las características de la roca generadora se han descrito en el párrafo anterior.

Este sistema petrolero provee de condensado y gas a la franja oeste y sur de

esta cuenca a nivel del Paleoceno y Oligoceno, en el área no se tiene un

extracto de la rocas de edad Tithoniano, sin embargo, estos aceites se han

correlacionado con extractos de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (figura

2.29). Estos aceites son muy evolucionados y el comportamiento que tienen

los biomarcadores son producto de la madurez termal que tienen estos y a la

migración que han sufrido desde la roca generadora hasta el sitio de

entrampamiento, sin embargo, aún es posible reconocer en ellos rasgos que

son perfectamente identificados en otras cuencas de México relacionadas a las

rocas generadoras del Tithoniano. Estos condensados tienen valores isotópicos

de -25.23 a -26.45 y se han relacionado con un ambiente marino carbonatado

con influencia de arcillas.

Roca almacén

Las rocas almacén de la Formación Midway consisten en cuerpos de areniscas

turbidíticas de color gris oscuro de grano fino a medio de cuarzo ligeramente

calcárea, depositados por corrientes de turbidez provenientes de la plataforma

a manera de abanicos de talud, de piso de cuenca, o bien, como desbordes de

canales submarinos que van desde la plataforma media hasta el talud

continental. Recientemente se identificaron hacia el sur de la Provincia

Petrolera Burgos, areniscas de ambientes que varían de deltaicos hasta de

plataforma interna-media de la Formación Frío, que son cargadas por este


subsistema generador conformando los yacimientos con hidrocarburos ligeros

de 45° API.

Figura 2.29. Correlación roca generadora-aceite para la Cuenca de Burgos del Sistema

Petrolero Tithoniano-Paleógeno (!).(Eguiluz de A., S., Pola-S. A. O., Solano-M. J., Ramos-H. G.,

Tristán-S. A., 2000,)

Roca sello

El sello superior y lateral de las facies almacenadoras de las Formaciones

Midway y Frío lo constituyen las potentes secuencias de lutitas de color gris

oscuro a negro que envuelve a esos cuerpos detríticos, ya que los yacimientos

están asociados a trampas de tipo estratigráfico.

Trampa

La trampa del Paleoceno Midway consiste de bloques afectados por fallas

normales de regular desplazamiento que dan origen a bloques rotados y

cierres contra falla. (Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A.,

Hernández C. A., De León, C. J. J., 2000).


Sistema Petrolero Paleógeno-Paleógeno (!)

En los potentes espesores arcillosos de las Formaciones Midway, Wilcox y

Vicksburg se ha identificado riqueza orgánica como roca generadora potencial,

estas rocas con base en el modelado de cuencas permite inferir una capacidad

de carga de hidrocarburos a las rocas almacén de las Formaciones Midway,

Lobo, Wilcox, Queen City y Yegua-Jackson en forma secundaria.

Elementos del sistema petrolero Paleógeno-Paleógeno (!)

Roca generadora

Las rocas generadoras están representadas predominantemente por lutitas de

color gris oscuro a negro, con areniscas interestratificadas de color gris oscuro

de grano fino a medio de cuarzo, a manera de flujos turbidíticos que abarcan

desde facies marginales hacia el occidente de la cuenca hasta una plataforma

siliciclástica corta con un amplio talud. En estas rocas se tiene variaciones de

carbono orgánico de occidente a oriente de pobres a buenos (0.2% a >2.0%).

El kerógeno presente es precursor de gas y condensado constituido por

mezclas del tipo II y III de acuerdo con la gráfica de índice de oxígeno contra

el índice de hidrógeno. Estas rocas generadoras alcanzan profundidades del

orden de 1,500 m y 8,000 m.

Los estudios de biomarcadores indican un aporte de plantas superiores dada la

presencia del compuesto oleanano, que está asociado a un kerógeno de tipo II-

III, la baja abundancia del homohopano C35 es indicativo de condiciones

subóxicos a óxicas relacionadas a ambientes deltaicos, la alta abundancia del

C29 esteranos es también indicativo de esta condición (figura 2.30). Estos

condensados tienen condiciones maduras a sobremaduras. Por otro lado,

correlaciones directas se ha elaborado en el sur de Louisiana en el que se

concluye que la principal contribución es del Eoceno Wilcox, por lo que se

clasifica este sistema como conocido (!).


Figura 2.30. Correlación aceite-aceite en rocas del Eoceno Wilcox y Oligoceno. (Eguiluz de A.,

S., Pola-S. A. O., Solano-M. J., Ramos-H. G., Tristán-S. A., 2000,)

Roca almacén

La roca almacén de las Formaciones Midway, Lobo y Wilcox está constituida

por una alternancia de estratos de areniscas de grano fino a medio color gris

claro y areniscas ligeramente calcáreas, en estratos que varían de delgados a

gruesos, depositados en una plataforma somera en facies deltaicas de barra

que se extendió en prácticamente toda la porción occidental de la Cuenca.

Las rocas almacén de las Formaciones Wilcox, Queen City, Yegua y Jackson

están asociados a capas de areniscas de grano fino a medio de cuarzo y líticos,

moderadamente a bien clasificados, de color gris claro a gris oscuro en

estratos delgados a medianos, estos cuerpos arenosos fueron depositados en

una plataforma somera en ambientes predominantemente fluvio-deltaicos y

costeros (barras). En el caso de la Formación Yegua, se tienen tres tipos de

roca almacén uno asociado a la “Yegua Basal” que consiste de areniscas


depositadas en ambientes de plataforma somera, otro ligado con el

denominado “Complejo o Cuña Progradante” donde se relaciona con abanicos

de talud y bloques derrumbados de la plataforma y redepositados en el mismo

talud y, finalmente la “Yegua Superior” conformada por una secuencia arcillo

arenosa.

Para las Formaciones Vicksburg, Frío y Anáhuac la roca almacén está

constituida por areniscas en estratos delgados a medianos, que alternan con

potentes espesores de lutitas y limolitas, depositadas predominantemente en

ambientes deltaicos dominados por olas y en menor escala en ambientes de

barras costeras.

Roca sello

El sello superior consiste en abundantes y gruesos intervalos arcillosos que se

intercalan con las secuencias arenosas del Paleoceno, Eoceno y Oligoceno, los

sellos laterales son contrafalla favorecidos por las fallas de crecimiento.

Trampa

El tipo de trampas para el Paleoceno consisten en bloques afectados por fallas

normales de regular desplazamiento que dan origen a bloques rotados y

cierres contra falla.

Para la Formación Wilcox la constituyen estructuras “roll-over” con cierre

contrafalla, desarrolladas a partir de fallas sinsedimentarias que tuvieron gran

influencia en el depósito y que sirvieron de rutas de migración para los

hidrocarburos.

Las trampas de la Formación Queen City consisten en bloques estructurales

originados por fallas de crecimiento que rara vez llegan a desarrollar

verdaderos “roll-over”, por lo que funcionan principalmente como trampas

estratigráficas o combinadas.


Las trampas de la Formación Yegua-Jackson consiste en bloques estructurales

con cierre contrafalla, trampas estratigráficas por acuñamientos de facies

arenosas, o bien, trampas combinadas conformadas por bloques

“derrumbados” o abanicos de talud.

Las trampas del Oligoceno están ligadas con estructuras “roll-over” con cierre

contrafalla, asociadas a fallas de crecimiento de bajo ángulo de extensión

regional característico de la Cuenca de Burgos. (Téllez, A. M. H., Espiricueto, I.

A., Marino, C. A., Hernández C. A., De León, C. J. J., 2000).

Procesos de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Cretácico -Paleógeno (!) y

Paleógeno-Paleógeno (!)

La evolución de la generación de los hidrocarburos hacia la Provincia Petrolera

Burgos se ha estimado con base en el modelado de cuencas, así la edad de

inicio de generación de hidrocarburos para las rocas generadoras del

Tithoniano a 105 M.a, para el Paleógeno a partir de 41.3 M.a; la expulsión de

los hidrocarburos es de 65 M.a y 43 M.a, respectivamente para cada fuente

generadora. Estos procesos de generación y expulsión de los hidrocarburos son

favorecidos por las altas tasas de sedimentación que acontecen en el Terciario

y profundizan drásticamente a las rocas generadoras, así como a los eventos

tectónicos que acontecieron y que deformaron y afallaron las rocas para

facilitar las rutas de migración de los hidrocarburos hacia los sitios de

entrampamiento.

Extensión geográfica de Sistema Petrolero

Actualmente se considera que la extensión geográfica de los sistemas

petroleros ligados al Tithoniano se extiende por toda la Provincia Petrolera

Burgos (figura 2.31).


Figura 2.31. Extensión geográfica del Sistema Petrolero Tithoniano-Cretácico-Paleógeno y

Paleógeno-Paleógeno (!).(Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A., Hernández C. A., De

León, C. J. J., 2000).

Extensión estratigráfica de los Sistemas Petroleros

Los elementos de los Sistemas Petroleros de la Provincia Petrolera Burgos

productores de gas y condensados se distribuyen a lo largo y ancho de esta

cuenca, de manera general las rocas generadoras se ubican en el Tithoniano y

Paleógeno, los hidrocarburos se almacenan en los carbonatos del Cretácico

Superior y en las facies arenosas del Paleógeno interestratificadas con las

lutitas de estos niveles las cuales a su vez funcionan como sellos.

En la figura 2.32 se muestra la relación de los elementos y los procesos que

actuaron para la generación, migración y carga de hidrocarburos de los

sistemas petroleros de acuerdo con su evolución en tiempo y espacio. (Téllez,

A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A., Hernández C. A., De León, C. J. J.,

2000).


Figura 2.32. Extensión estratigráfica de los sistemas petroleros que se caracterizan por trampas

“roll-over” y cierres contra falla típicas de la Provincia Petrolera Burgos en los diferentes niveles

estratigráficos. (Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A., Hernández C. A., De León, C. J.

J., 2000).

Extensión temporal de los Sistemas Petroleros

Con el modelado 3D de la Provincia Petrolera Burgos, se definió el tiempo de

generación migración y carga de hidrocarburos y posible preservación de los

hidrocarburos en la trampa y se encuentran en sincronía respecto al depósito

y estructuración de las rocas almacenadoras.

Basados en las simulaciones de los modelos 1D, 2D y 3D se define La tabla de

eventos del sistema petrolero (figura 2.33) para visualizar, como debieron de

ocurrir de manera sincrónica en tiempo geológico la relación de los elementos

y procesos esenciales del sistema petrolero. (Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A.,

Marino, C. A., Hernández C. A., De León, C. J. J., 2000).

0

0

20000 30000 40000 50000 60000 70000 80000 90000 100000 110000

100

200

300

400

Acumulación de gas

Migración de gas

Migración de aceite

Basamento

Jurásico

Cretácico

Paleoceno

Oligoceno

Mioceno


Figura 2.33. El diagrama de eventos del sistema petrolero muestra la sincronía de los

elementos y procesos de generación-migración y carga de hidrocarburos en la Provincia

Petrolera Burgos. (Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A., Hernández C. A., De León,

C. J. J., 2000).

II.2.5. Producción y Reservas 3P

La producción comercial en la Provincia Petrolera Burgos inició en 1945 con el

descubrimiento del campo Misión productor en el Play Vicksburg. La producción

se incrementó a partir de 1956, principalmente debido al desarrollo del campo

Reynosa, hasta alcanzar 620 millones de pies cúbicos diarios en 1970. Durante

los años setenta y ochenta la producción declinó debido a que las inversiones y

recursos humanos se enfocaron a la exploración y explotación de los campos

en la Provincia Petrolera Sureste.

Sin embargo, a principios de los años noventa se produce un cambio en la

política energética y el impulso a fuentes limpias de energía. Se inició entonces

una campaña de adquisición sísmica tridimensional, aplicación de nuevos

conceptos geológicos, nuevas tecnologías de perforación y terminación de

pozos, así como trabajo multidisciplinario. Como resultado, la cuenca inicia su

revitalización en 1994 revirtiendo la declinación e incrementando la producción

de 200 millones de pies cúbicos diarios a más de 1,000 millones de pies

cúbicos diarios.


A partir de 2004 la cuenca produce más de 1,300 MMpc/D (figura 2.34) y ha

acumulado más de 2.2 MMMbpce (11 billones de pies cúbicos de gas). La

producción es de gas seco dulce en su parte occidental, haciéndose más

húmedo hacia el oriente. Se tienen un total de 237 campos de los cuales los

más importantes son Reynosa, Monterrey, Cuitláhuac, Arcabuz, Culebra, Arcos,

Pandura, Corindón, Fundador y Enlace, entre otros. Las reservas remanentes

de la cuenca son de 1 MMMbpce, al 1° de enero de 2010. (Producción

acumulada y reservas 3P incluyen a la Provincia Petrolera Sabinas-Burro-

Picachos). (Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A., Hernández C. A.,

De León, C. J. J., 2000).

Figura 2.34. Gráfica de producción histórica anualizada de la Provincia Petrolera Burgos.

(Téllez, A. M. H., Espiricueto, I. A., Marino, C. A., Hernández C. A., De León, C. J. J., 2000).


Los recursos prospectivos son volúmenes de hidrocarburos no descubiertos que

se esperan recuperar, mediante una simulación probabilística, se obtiene una

distribución volumétrica afectada por una probabilidad de éxito.


Petrolera Burgos abarca el 5.92% de los recursos totales a nivel nacional, con

una media de cerca de 3.1 MMMbpce (01 enero 2009) con influencia de

arcillas.


II.3. Tampico – Misantla

Localización

La Cuenca Tampico‐Misantla (PPTM), se ubica en el oriente de México y

comprende desde el extremo sur del estado de Tamaulipas hasta la parte

central del estado de Veracruz, abarcando porciones de Hidalgo, oriente de

San Luís Potosí, norte de Puebla y un segmento de la plataforma continental

del Golfo de México hasta la isobata de 200 m (Reyes Hernández J.C., 2010).

Limita al norte con las provincias Burgos y Alto de Tamaulipas, al sur con el

Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental y la Faja Volcánica

Transmexicana, al occidente con la Plataforma Valles-San Luis Potosí y el

Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental y al oriente con el Cinturón

Extensional Quetzalcóatl (figura 2.35).

Figura 2.35. Ubicación de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).


II.3.1. Marco Estratigráfico y Ambientes Sedimentarios

La columna que cubre el basamento cristalino de la Provincia Tampico-

Misantla, está compuesta por 31 formaciones geológicas, de las cuales 13 son

Cenozoicas y las restantes 18 son Mesozoicas, reportándose en los

depocentros espesores de hasta 7 Km (Nieto Serrano J.O., 2010).

El basamento de la columna sedimentaria Mesozoica y Terciaria (figura 2.36),

está constituido por un complejo granítico y por esquistos sericíticos y

micáceos de edad Permo-triásica (Benavides, 1955) que está a diferentes

profundidades y varía entre 2,440 a 4,181 m. Hacia los márgenes de la cuenca

y en el núcleo de los anticlinorios de la Sierra Madre Oriental se han observado

rocas Precámbricas (Santiago et, al., 1984; in Vázquez, 2005). El basamento

subyace discordantemente a la Formación Huayacocotla del Liásico en la

porción occidental y centro del área, a la Formación Cahuasas en la porción

oriental y sur de la cuenca y a la Formación Huizachal del Triásico en las áreas

adyacentes al Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental.

La columna sedimentaria inicia con una secuencia de limolitas, lutitas

arenosas, conglomerados y lechos rojos de la Formación Huizachal del Triásico

Tardío; sobre los cuales se depositaron sedimentos de la Formación

Huayacocotla del Jurásico Inferior (Seemes, 1921; Guzmán, 1986; in Benitez,

2010), constituida en su miembro inferior por conglomerados, areniscas y

limolitas transportados por corrientes de alta energía y depositadas en forma

de abanicos aluviales indicando el inicio del relleno de las fosas. El miembro

intermedio, constituido por conglomerado, areniscas, limolitas y lutitas con

amonites de un ambiente poco profundo y próximo a la costa. El miembro

superior formado por areniscas, limolitas, lutitas y conglomerados, se

caracteriza por plantas fósiles continentales como las cicadófitas por lo que se

sugiere un ambiente de tipo fluvial.


Figura 2.36. Columna estratigráfica de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A.,

Hernández R.U., 2010).

Durante el Jurásico Medio inicia la depositación de los sedimentos relacionados

con la apertura del Golfo de México con una tectonosecuencia synrift

conformada por la Formación Rosario constituida por lutitas, areniscas,

limolitas con plantas encontrándose discordantemente con la Formación

Huayacocotla y depositada en un medio continental y transicional (Erbén,

1956; Carrasco, 1981; in Benitez, 2010). También se encuentra la Formación

Cahuasas constituida de lutitas, limolitas, areniscas y conglomerados rojos de

origen continental, que infrayacen preferentemente al Jurásico Superior marino

(in López, 1979). Sobre estos sedimentos continentales se depositaron calizas

oolíticas y bioclásticas del miembro inferior de la Formación Huehuetepec que

marcan el inicio de una secuencia transgresiva. Estas rocas son sobreyacidas


por mudstone y wackestone anhidríticos y anhidritas del miembro superior de

la Huehuetepec. Durante el Calloviano, una transgresión marina más extensa,

estableció un ambiente de plataforma abierta representada por la Formación

Tepexic que está constituido por packstone y grainstone de oolitas que

gradúan verticalmente a sedimentos calcáreo-arcillosos de aguas profundas de

la Formación Santiago, que corresponde a una de las secuencias generadoras

de hidrocarburos en la cuenca del Jurásico Superior.

Durante el Kimmeridgiano (figura 2.37), aunque la paleotopografía existente

era más suave, continúa el depósito de sedimentos de aguas profundas en los

depocentros y en los altos de basamento se desarrollaron plataformas con

depósitos de cuerpos formados por grainstone oolíticos, bioclastos, con

fragmentos de algas y corales de la Formación San Andrés en los bordes, que

cambian lateralmente hacia el interior a facies lagunares constituidos por

calizas de bioclastos, miliólidos y pellets, principalmente. El depósito de la

Formación San Andrés se llevó a cabo en un ambiente de alta energía

posiblemente sobre una plataforma tipo rampa, formando una franja de bancos

oolíticos en las partes estructurales más altos que cambian lateralmente a

facies arcillosas de mar abierto en los depocentros de la cuenca donde se

depositan los sedimentos de las Formaciones Chipoco y Tamán de ambientes

de rampa media a externa, respectivamente.

Figura 2.37. Modelo Paleoambiental del Kimmeridgiano (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).


La Formación Tamán se caracteriza por una secuencia de lutitas calcáreas

carbonosas y lutitas limolíticas con radiolarios calcificados y silicificados,

sacocómidos y estomiosféridos. Durante este periodo prevalecieron

condiciones anóxicas en la cuenca. En cuanto a la Formación Chipoco, se

caracteriza por una alternancia de caliza (grainstone) y lutitas calcáreas, o

bien, areniscas calcáreas con intercalaciones de lutitas calcáreas arenosa.

La Formación San Andrés se encuentra representada por facies de calizas

oolíticas con fragmentos biógenos de algas, moluscos y restos de

equinodermos. Las formaciones San Andrés, Chipoco y Tamán sobreyacen en

forma concordante y progradante a la secuencia del Oxfordiano. Una nueva

transgresión provoca que las facies de la Formación Tamán cubran a las

formaciones Chipoco y San Andrés, para pasar posteriormente en el Tithoniano

a las facies de la Formación Pimienta. Se encuentra en profundidades que

varían entre 880 m en la porción occidental y 5,000 m en la porción sur. Sus

espesores comúnmente delgados van entre los 300 a 500 m en la porción

central de la cuenca y de 500 m en la porción sur.

A principios del Tithoniano culmina el depósito de calizas carbonosas de

ambiente de cuenca profunda de la Formación Tamán, que cambia

gradualmente a una secuencia de calizas de estratificación delgada con capas y

lentes de pedernal negro, con abundante materia orgánica, radiolarios

calcificados y/o silicificados, estomiosféridos y sacocómidos, de ambiente de

depósito pelágico definido, principalmente por especies de amonitas (Cantú-

Chapa, 1971), pertenecientes a la Formación Pimienta, estos depósitos

cambian transicionalmente hacia algunas porciones de la Plataforma de Tuxpan

a sedimentos bioclásticos someros y siliciclásticos costeros de la Formación La

Casita, la cual consiste de una unidad basal de limolitas, areniscas y

conglomerados calcáreos.


Toda la secuencia comprendida del Jurásico Medio al Tithoniano corresponde a

un sistema transgresivo de segundo orden con espesores mayores en los

depocentros y reducción y acuñamiento en los altos de basamento, con una

superficie de máxima inundación también de segundo orden (MFS) colocada en

la secuencia de calizas arcillosas con intercalaciones de bandas de pedernal de

la Formación Pimienta (138 M.a.) del Tithoniano.

Sobre esta secuencia se encuentra el miembro calcarenítico de la Formación

Tamaulipas Inferior (Cretácico Superior y Medio) constituido por capas de

packstone-grainstone oolíticos, bioclásticos e intraclásticos y calizas pelágicas

del Berriasiano-Valanginiano. Estas rocas son sobreyacidas por un sistema

transgresivo que deposita calizas arcillosas del miembro bentonítico de la

Tamaulipas Inferior, que a su vez pasan gradualmente a calizas pelágicas

menos arcillosas del miembro de calizas crema como parte de un sistema de

nivel alto. Una nueva transgresión deposita calizas arcillosas del “Horizonte

Otates” sobre la Tamaulipas Inferior al final del Aptiano.

Durante el Cretácico Medio y el Cretácico Tardío se deposita una secuencia

tectonoestratigráfica de margen pasiva. Durante el Cretácico Medio se formó la

Plataforma de Tuxpan que es una gran plataforma aislada con bordes muy

pronunciados constituidos por cuerpos arrecifales, y sus respectivos cambios

laterales de talud y cuenca. Los espesores mayores de esta secuencia se

encuentran precisamente en los bordes arrecifales los cuales se van reduciendo

lateralmente hacia las facies de talud y cuenca que bordean la plataforma y

que constituyen las formaciones litoestratigráficas Tamabra y Tamaulipas

superior, respectivamente (figura 2.38).

El Albiano Temprano fue un periodo en donde predominó la agradación vertical

y propició el desarrollo de grandes plataformas carbonatadas de márgenes

muy inclinadas, como la Plataforma de Tuxpan representada por calizas

someras de la Formación El Abra que constituyen la parte principal de la

plataforma, flujos de escombros y turbiditas carbonatadas de la Formación


Tamabra que corresponden a las facies de talud. Las facies de la Formación

Tamabra pasan lateralmente hacia la cuenca a calizas pelágicas que

corresponde a la Formación Tamaulipas Superior.

A finales del Cenomaniano y principios del Turoniano un pulso transgresivo

ahoga gran parte de la Plataforma de Tuxpan y permitió el depósito de calizas

arcilloso-carbonosas y lutitas calcáreas de la Formación Agua Nueva. En la

mayor parte de la cuenca prevaleció el depósito de calizas bentoníticas y lutitas

de ambiente de cuenca, correspondientes a las Formaciones Agua Nueva, San

Felipe y Méndez.

Durante el Paleoceno se tuvo un cambio muy fuerte en la sedimentación de

rocas calcáreas de aguas profundas a sedimentos terrígenos, como

consecuencia de la deformación y plegamiento del Cinturón Plegado de la

Sierra Madre Oriental, lo que provocó la depositación de una secuencia

tectonoestratigráfica típica de antefosa donde se depositan gruesas secuencias

constituidas por areniscas y lutitas de tipo turbidítico que se acuñaban hacia el

oriente contra la Plataforma de Tuxpan, que hasta el Eoceno Medio estuvo

actuando como una barrera paleotopográfica. Dicha tectonosecuencia está

conformada por las Formaciones Velasco (Cushman y Trager 1924), y la

Formación Chicontepec que consta de dos diferentes facies de edad

equivalente, una arenosa y otra arcillo margosa (Guzmán et al., 1956).

Durante estas épocas, se produce un incremento en la depositación de

sedimentos turbidíticos y se incrementa la formación de cañones submarinos y

abanicos submarinos. Este importante aporte de volúmenes de sedimentación

se relaciona con el descenso del nivel del mar y el levantamiento de la porción

occidental de la cuenca, favoreciendo la transferencia de material terrígeno por

los cañones submarinos (figura 2.39). Los flujos de algunos de estos sistemas

de canales llegaron a chocar con el borde occidental del paleoalto que formaba

la Plataforma de Tuxpan desviándose hacia el sur formando complejos de


lóbulos y de canales orientados NW-SE, constituyendo el denominado

Paleocañón de Chicontepec (figura 2.40).

Figura 2.38. Modelo Paleoambiental del Cretácico Medio (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

Existen por lo menos seis discordancias tanto de carácter regional como local

que afectan a la tectonosecuencia de antefosa desde el Paleoceno al Eoceno

Medio, estas discordancias están asociadas a la actividad tectónica y a la caída

del nivel del mar.

En el Neógeno se depositó una tectonosecuencia de margen pasivo que

constituye una secuencia progradante que corresponde a depósitos

fluviodeltaicos en la porción oriental de la Provincia Petrolera Tampico-

Misantla. Esta tectonosecuencia está conformada por las unidades


formacionales: Guayabal, Chapopote-Tantoyuca, Palma Real Inferior, Palma

Real Superior, Coatzintla, Escolín y Tuxpan con sus respectivos cambios

laterales de facies, y está asociada predominantemente a los cambios relativos

del nivel del mar.

Figura 2.39. Posición de los abanicos submarinos en la Cuenca de Chicontepec (Tomado de

Guzmán, 1998-2000).


Figura 2.40. Modelo sedimentario Paleocañón de Chicontepec (Proy. Terciario del Golfo, Blair

2000).


El marco estructural del margen occidental de la cuenca del Golfo de México,

en donde se encuentra la cuenca Tampico- Misantla, se caracteriza de manera

general por tres estilos estructurales (in Vázquez, 2005).

Estructuras extensionales formadas durante la etapa de ruptura continental

relacionadas a la apertura del Golfo de México que se caracterizan por una

geometría de fosas y semigrabens con basamento involucrado. Estructuras

contraccionales relacionadas con la Orogenia Laramide, que se caracterizan por


pliegues asociados a fallas. La deformación Laramide migro desde norte a sur

del margen de la cuenca; y una región de inmersión de extensión con fallas

lístricas de crecimiento y adentrándose hacia el Golfo de México la formación

de pliegues anticlinales (figura 2.41).

Figura 2.41. Sección Balanceada del margen occidental del Golfo de México en donde se

muestra los tres estilos estructurales que caracterizan la zona de la Cuenca Tampico-Misantla: el

frente de deformación de la Orogenia Laramide que genero pliegues asociados a fallas, fosas y

semigrabens con basamento involucrado y una región de inmersión de extensión. (Tomado y

modificado de Vázquez, 2005).

La Provincia Petrolera Tampico-Misantla está conformada principalmente por

los siguientes elementos tectónico-estructurales y estratigráficos: el Alto de

Tamaulipas y el Homoclinal de San José de las Rusias como su límite norte,

Paleocañón Bejuco-La Laja, el Alto de la Sierra de Tantima, el Paleocañón de

Chicontepec y limita al sur con la Franja Volcánica Transmexicana; y de este a

oeste se tiene el Alto o Isla de Arenque, Alto de la Plataforma de Tuxpan y el

Frente Tectónico del Cinturón Plegado y Cabalgado de la Sierra Madre Oriental.

Algunos de estos elementos estructurales han influido en la creación de

diferentes unidad es litoestratigráficas según el régimen tectónico (Escalera

A.J.A., Hernández R.U., 2010) (figura 2.42).


Alto de Tamaulipas es un alto del basamento, tiene una orientación NNW-SSE

y una longitud de aproximadamente 150 km, donde afloran rocas del

Cretácico, se encuentra intrusionadas por rocas intermedias. Es de gran interés

económico petrolero ya que hay posibilidad de entrampamiento de

hidrocarburos en rocas del Cretácico principalmente, y se tiene producción a

nivel de Jurásico Superior y Cretácico Superior. A nivel de cima del Basamento

Complejo Metamórfico, se tienen como rasgos estructurales más

sobresalientes, el área correspondiente a la Sierra de Tamaulipas, el

alineamiento Talismán-Lerma-El Verde, el Alto de Choco y el Levantamiento

Cuatro Sitios-Santa Inés, las llamadas Islas de los Cues-Salinas y la Aguada y

los Altos de Tamismolón.

El Homoclinal de San José de las Rusias se extiende desde el oriente de

Jiménez hasta Aldama, Tamaulipas y se considera una prolongación regional

del flanco oriental del Arco de Tamaulipas hasta la actual plataforma

continental del Golfo de México. Se caracteriza por tener una pendiente suave

interrumpida solamente por el alineamiento Cabecera-Capellanía paralelo al

Arco. Presenta un sistema de fallas normales de orientación NNW-SSE con

caída hacia el oriente. La edad de su depresión se remonta al Paleozoico

Tardío, siendo más joven al occidente donde los granitos permo-triásicos y

lechos rojos triásicos subyacen discordantemente a las rocas del Jurásico

Superior. Su carácter como homoclinal se agudizó durante el Terciario con el

levantamiento de la sierra y la regresión forzada del mar al oriente. En esta

área tuvo lugar actividad ígnea con expresión débil y local, como lo prueban

los cuellos volcánicos y diques que afectan las rocas sedimentarias cenozoicas.

El Alto o Isla de Arenque está situada en la plataforma continental del Golfo de

México, sur del estado de Tamaulipas y norte del estado de Veracruz,

aproximadamente a 30 km al este de la ciudad y puerto de Tampico. Forma

parte de un tren estructural cuyo eje principal es de aproximadamente 50 km

de largo por 10 km de ancho, con saltos estructurales menores de 100 m y

que independizan estas estructuras entre sí.


Paleo cañón Bejuco- La Laja (PCBL) se ubica en la porción centro-noroeste de

la Cuenca Tampico-Misantla y al norte del estado de Veracruz, comprende una

superficie promedio de 4,000 km2 se formó en el Terciario como resultado de

la erosión de rocas del Eoceno, Paleoceno, Cretácico y Jurásico, estando

asociado a un bloque bajo del basamento. La fuente de origen de los

sedimentos que rellenaron el paleocanal están representados por calizas del

Jurásico Superior y Cretácico, así como por rocas arcillosas del Paleoceno, de

tal forma que los sedimentos producidos corresponden a potentes espesores

de lutitas con intercalaciones de conglomerados arcillo arenosos y areniscas

arcillosas. Estos depósitos están relacionados con ambientes marinos que van

de neríticos hasta batiales. Esta área presenta interés económico petrolero y se

han perforado más de 140 pozos, estableciendo producción en rocas

fracturadas del Cretácico Inferior.

Alto de Sierra de Tantima, este elemento se encuentra asociado con un alto del

basamento de orientación E-W, como una nariz estructural del alto de la

Plataforma de Tuxpan que divide la PPTM de norte a sur en dos partes. Por su

parte, la sierra tiene 19 km de largo, 5 kilómetros de ancho y 1,320 m de

altura, con una alineación NE, que se eleva desde la llanura costera del Golfo

de México. Su centro se compone de una sucesión de 700 m de espesor de los

flujos de lavas máficas neógenas, que cubren areniscas y lutitas paleógenas.

Los flujos son de 2 a 10 m de espesor, pero hacia la parte superior la pueden

alcanzar espesores hasta 20 m. Las lavas son de textura micropórfidos

afanítica, olivino, clinopiroxeno y plagioclasa. Composicionalmente van desde

basanitas a hawaiitas y sus edades oscilan entre 6.91±0.11 a 6.57±0.12 M.a.

Paleocanal de Chicontepec se localiza geológicamente en la Cuenca Tampico-

Misantla, es una depresión alargada en la cual las diferencias de relieve no

exceden los 200 m. Tectónicamente se encuentra entre los elementos de la

Sierra Madre Oriental y la Plataforma de Tuxpan, abarca parte de los estados

de Puebla, Veracruz e Hidalgo y fue originado por los esfuerzos del evento


orogénico laramídico y los movimientos corticales ascendentes asociados que

provocaron el levantamiento, deformación del cinturón orogénico y la

formación de una antefosa al oriente, cuenca de antepaís, cuya hidrodinámica

estuvo condicionada por la morfología del talud del frente tectónico, ubicación

de altos del basamento y cambios del nivel del mar, que en conjunto

coadyuvaron a la formación del Paleocañón de Chicontepec a finales del

Paleoceno e inicio del Eoceno. Esta cuenca se rellenó con una columna

sedimentaria marina, turbidítica de ambiente nerítico externo y batial, en

algunos lugares con más de 2,700 m de espesor compuesta por

conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas, cuyas edades van del Paleoceno

al Eoceno Inferior.

Los principales alineamientos estructurales de la cuenca de Chicontepec son de

este a oeste, el alineamiento Brinco-Escobal-Ameluca y el alineamiento

Coxquihui-Las Lomas-Amixtlan-El Zapote-La Flor. La importancia económica

petrolera de este elemento radica en que en él se encuentra el mayor

porcentaje de reservas remanente del país, buena parte de los yacimientos

actuales están estratigráficamente por debajo del paleocanal.

Faja Volcánica Transmexicana, esta provincia se encuentra desde la costa del

Golfo de México en el estado de Veracruz en la porción central hasta el Océano

Pacifico, es uno de los elementos mayores de la República Mexicana, está

constituido por secuencias volcanosedimentarias y continentales del Cenozoico

Tardío que enmascara la distribución de las rocas preexistentes.

Plataforma de Tuxpan es un banco carbonatado del Mesozoico, basculado hacia

el oriente, desarrollado sobre un alto de basamento y actualmente sepultado

por sedimentos clásticos terciarios. En este elemento se encuentra una gran

cantidad de campos productores tanto en su porción marina como terrestre.

Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental (CPSMO) es un cinturón de

pliegues y cabalgaduras producidas por esfuerzos no coaxiales de SW A NE


(Cretácico Tardío-Eoceno). Las cabalgaduras y fallas inversas, los pliegues

isoclinales con plano axial de vergencia al NE, así como las fallas laterales, se

produjeron durante el mismo evento de deformación. Las rocas aflorantes de

la Sierra Madre Oriental están constituidas principalmente por rocas

carbonatadas del Cretácico.

Frente Tectónico Sepultado del CPSMO forma parte del Cinturón Plegado de la

Sierra Madre Oriental en su porción correspondiente al “Sector Huayacocotla”.

Corresponde a una franja plegada y cabalgada de aproximadamente de 50 km

de ancho que forman estructuras anticlinales angostas y alargadas con

vergencia hacia el noreste afectadas por fallas inversas en sus flancos que se

formaron durante la orogenia laramídica, delimitado al sur por el Cinturón

Volcánico Transmexicano, al oeste por el relieve estructural de la Sierra Madre

Oriental, al este por la denominada Antefosa de Chicontepec. El basamento

cristalino de este sector de la Sierra Madre Oriental está formado por rocas

metamórficas de edad Pérmico.

Las estructuras de extensión asociadas a la apertura del Golfo de México

crearon fosas y pilares que controlaron la sedimentación mesozoica y los

estilos estructurales terciarios, ya que los límites de los bloques fueron

reactivados como fallas inversas (figura 2.43) durante la deformación

laramídica, tal es el caso del límite que constituye la denominada falla Brinco-

Escobal, ubicada entre los elementos Frente Tectónico Sepultado y la porción

oriental del Paleocanal de Chicontepec, donde el basamento está involucrado

en la deformación. La deformación laramídica afecta principalmente a las rocas

mesozoicas y terciarias con despegues que ocurren en carbonatos arcillosos de

diferentes niveles estratigráficos del Jurásico y Cretácico, esta deformación es

considerada de tipo cubierta delgada.

Las rocas más antiguas que constituyen los núcleos de los anticlinales están

estructuralmente levantadas en relación con la porción oriental del antepaís en

donde pozos profundos perforados han penetrado rocas correlativas al


complejo basal (inclinado al SW). Se infiere que el estilo estructural define un

sistema cabalgante, imbricado en escamas tectónicas, donde el basamento

metasedimentario participó en la deformación, donde se presentan

acuñamientos de unidades estratigráficas y se generan rampas de falla que

ascienden a niveles estratigráficos superiores.

Figura 2.42. Principales elementos tectónicos en la Provincia Petrolera Tampico-Misantla

(Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).


Figura 2.43. Distribución de campos y sección representativa de la Provincia Petrolera Tampico-

Misantla, se aprecia la inversión estructural de las fallas de basamento, así como la relación

entre las fosas del basamento y la distribución de los campos petroleros (Escalera A.J.A.,



II.3.3. Tectónica

Al igual que otras cuencas ubicadas en el margen oriental de México , la

formación y evolución de la Cuenca Tampico-Misantla puede comprenderse si

se pone en el contexto regional de la Evolución de la Cuenca del Golfo de

México y se tiene en cuenta que fue afectada por otro fenómeno tectónico: la

Orogenia Laramide (in Vázquez, 2005).

La cuenca del Golfo de México es un sistema de margen pasivo que se formo

en la parte sureste de la placa de Norteamérica. Este ha tenido una larga y

compleja evolución que va desde el rifting inicial en el Triásico Tardío hasta su

configuración actual como un margen pasivo (Pindell y Dewey, 1982; Anderson

y Smith, 1983; Pindell, 1985; Pindell et al., 1988; Salvador 1991; Pindell et

al., 2000; Bird et al., 2005; in Vázquez, 2005).

Etapa de rifting. Se relaciona a la primera etapa de apertura del Golfo de

México desarrollada del Triásico Tardío al Jurásico Medio en la que se formaron

fosas (figura 2.44). En el Triásico se depositaron potentes espesores de Lechos

Rojos de origen continental, constituido por areniscas, limolitas y

conglomerados con clastos de rocas extrusivas basálticas y riolíticas. A

principios del Jurásico Temprano comienza la transgresión marina, dando

origen en la porción centro-oriental de México a la Cuenca de Huayacocotla.

Esta constituye una depresión irregular de edad Jurásico Temprano-Medio, de

aguas someras a profundas, bajo un régimen de sedimentación rítmica tipo

flysch. En el Jurásico Medio se generaron movimientos relativos de los bloques

de Basamento existentes, que provocaron la retirada de los mares,

restituyendo en el centro y oriente del país las condiciones continentales,

efectuándose a la vez manifestaciones de actividad ígnea que afectaron a la

Formación Huayacocotla en varias localidades de la porción sur del sector

oriente de la Sierra Madre Oriental. Además de la Formación Huayacocotla,

esta primer etapa también está representada por la deposición de sedimentos


terrígenos de las formaciones Huizachal, Rosario, Cahuasas, Tepexic y

Huehuetepec.

Figura 2.44. Apertura del Golfo de México, margen activa en el Triásico-Jurásico Medio


Etapa de margen pasivo. A partir del Jurásico Tardío (figura 2.45) se presenta

un amplio margen pasivo que se relaciona con el desarrollo del Golfo de México

que abre paso al depósito de las rocas calcáreas de la primera fase

transgresiva temprana de subsidencia rápida, y finaliza con la formación y

emplazamiento de las grandes plataformas carbonatadas en el Cretácico Medio

(Formación Tamaulipas, Otates y El Abra) (figura 2.46).


Figura 2.45. Relleno sedimentario de las fosas en el Jurásico Medio-Jurásico Tardío (Escalera

A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Figura 2.46. Extensas plataformas carbonatadas y crecimientos arrecifales en el Cretácico

Inferior-Medio (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Evento orogénico laramídico. En el Cretácico Tardío la sedimentación del

margen pasivo concluyó por el inicio de los efectos de la orogenia Laramide


que dio origen a la Sierra Madre Oriental quedando representados por las

Formación Agua Nueva, San Felipe y Méndez (figura 2.47). Las rocas

mesozoicas de la parte occidental de la provincia fueron plegadas y cabalgadas

al ser incorporadas al cinturón de deformación; la carga tectónica provocó la

subsidencia por flexura de la corteza y dio origen a la cuenca de antepaís o

antefosa de Chicontepec durante el Paleoceno-Eoceno (figura 2.48), en la que

se depositaron grandes volúmenes de sedimentos arcillo-arenosos tipo flysch,

correspondientes a las formaciones del Grupo Chicontepec.

Durante el Oligoceno Temprano (Deguerre et.al., 1984; Ortuño- Arzate et. al.,

in Instituto Mexicano del Petróleo, PEMEX, Exploración y Producción, 2000), se

presenta un levantamiento regional de la Cuenca Tampico-Misantla

(caracterizado por el depósito de las Formaciones Mesón y Palma Real) y un

vulcanismo basáltico durante el Mioceno.

Figura 2.47. Efecto de la Orogenia Laramide en el Cretácico Tardío (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).


Figura 2.48. Depósitos turbidíticos de aguas profundas en el Paleoceno-Eoceno Tardío (Escalera


Etapa de margen pasiva. Tras el cese de la deformación laramídica y la

colmatación de la antefosa (figura 2.49) la provincia pasó a un dominio de

margen pasiva en la que la carga sedimentaria ocasionada por el paquete

terciario depositado sobre la margen continental provocó la subsidencia y el

basculamiento de esta provincia hacia el Golfo de México.


Figura 2.49. Depósitos progradantes en el Oligoceno Temprano-Pleistoceno (Escalera A.J.A.,


II.3.4. Sistemas Petroleros

En la Cuenca Tampico-Misantla los estudios geoquímicos han permitido

identificar rocas generadoras del Jurásico Inferior-Medio y Jurásico Superior

Tithoniano. El estudio comparativo de la composición isotópico-molecular de

los bitúmenes extraídos de estas rocas generadoras mesozoicas con los aceites

descubiertos y producidos del Jurásico Medio, de las calizas oolíticas del

Kimmeridgiano, las calizas arrecifales del Cretácico Inferior y Cretácico Medio,

calizas fracturadas del Cretácico Superior y las areniscas terciarias del

Paleoceno-Eoceno y Neógeno, indican la presencia de los siguientes Sistemas

Petroleros conocidos (!):

Sistema Petrolero Jurásico Inferior–Medio–Jurásico Medio (!).

Este sistema petrolero se conoce por la presencia de lutitas del Jurásico

Inferior con suficiente material orgánico disperso maduro a sobremaduro para

generar hidrocarburos y la existencia de acumulaciones de aceite ligero y gas


en las areniscas del Jurásico Medio localizadas en la porción occidental de la

cuenca y el Frente Tectónico Sepultado de la Sierra Madre Oriental.

Elementos del Sistema Petrolero Jurásico Inferior-Medio-Jurásico Medio (!).

Roca generadora

Las rocas del Jurásico Inferior-Medio están representadas por lutitas

carbonosas alternantes con areniscas, limolitas y calizas arcillosas de ambiente

transicional marino-lacustre, cuya edad abarca desde el Sinemuriano hasta el

Aaleniano. Su distribución regional está restringida a la porción occidental de la

cuenca con un espesor bruto variable entre 50 y 1150 m, siendo el espesor

promedio 400 m.

El contenido de Carbono Orgánico Total (COT) varía entre 0.1 y 4.6% con

potencial generador de pobre a excelente. El índice de Hidrógeno varía desde

53 en el frente de la Sierra Madre Oriental hasta 542 mg HC/g COT hacia el

oriente, predominando los valores menores a 300, lo que corresponde a una

mezcla de kerógenos II/III precursor de gas y aceite (figura 2.50). Mientras

tanto, la temperatura máxima de pirolisis (Tmax) del kerógeno registra valores

entre 432°C (madurez baja) correspondiente a la entrada a la ventana de

generación de aceite en el oriente, hasta 450-544°C (madurez alta-

sobremadurez) ligada a la ventana de generación de gas y condensado al

occidente en el frente de la sierra. Los estudios ópticos de la materia orgánica

muestran un predominio de la materia orgánica leñosa sobre la amorfa (figura

2.51).

Entre las rocas analizadas predominan las sobremaduras con su potencial

generador agotado a lo largo del frente de sierra, hacia el oriente se pueden

encontrar muestras con potencial generador remanente entre regular y

excelente. En estas últimas los bitúmenes extraídos (figura 2.52) muestran

valores isotópico de carbono alrededor de -270/00, predominio de las

parafinas, alcanos de bajo peso molecular (<C28), fitano sobre pristano


(ambiente reductor), diasteranos sobre esteranos (alta arcillosidad), esteranos

C29 (aporte terrígeno), tetracíclicos sobre tricíclicos, hopanos C29 <y> que

C30, hopanos C35 = o > que C34), relación de esteranos C29 (S/S+R)

=0.53-0.55. Estos valores son característicos de una roca generadora

siliciclástica de ambiente anóxico con influencia carbonatada y aporte de

material orgánico derivado de plantas superiores, de un kerógeno maduro en

la ventana de generación de hidrocarburos (Guzmán et al., 1991). Aunque es

muy probable que las lutitas del Jurásico Inferior-Medio no sea la roca

generadora predominante de los hidrocarburos de la Provincia Petrolera

Tampico-Misantla, ésta se considera que provee los aceites y gases

acumulados en las areniscas y limolitas del Jurásico Medio.

Estos hidrocarburos por su condición de yacimiento intraformacional no pueden

ser migrados a rocas suprayacentes. Existen otros indicadores geoquímicos de

su carácter autóctono como son la abundancia del Bisnorhopano 28, 30 en los

aceites de la porción terrestre de la cuenca y los extractos de roca (bitúmenes)

de la Huayacocotla y su pérdida en los extractos de roca del Jurásico Superior.

No obstante, la presencia de este biomarcador está controlada facialmente

como lo indica su ausencia en el extracto de rocas de la misma edad en

algunos pozos. Otra característica de los extractos de roca de la Huayacocotla

es la pérdida de los propilcolestanos (esteranos C30), lo cual sugiere un

ambiente deposicional lacustre, aunque por otro lado están presentes los

Dinosteranos que indican un ambiente marino.

La información geoquímica es coherente con los datos litológicos de las rocas

que conforman la Formación Huayacocotla, las cuales fueron depositadas tanto

en ambientes marinos como lacustres, anóxicos (Pristano/Fitano<1), arcillosos

(presencia de Diasteranos C27) con material orgánico mixto terrígeno y marino

(Esteranos C27=C29).


Figura 2.50. Registro geoquímico del Jurásico Inferior-Medio, parte central de la Provincia

Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Roca almacén

La roca almacén del Jurásico Medio está representada por limolitas y litarenitas

feldespáticas de grano fino, medio a grueso con porciones de aspecto

conglomerático con matriz arcillosa calcárea de porosidad baja entre 4-14%

(promedio 8%) y permeabilidad baja (figura 2.53) y calizas oolíticas y

bioclásticas del miembro inferior de la Formación Huehuetepec.


Figura 2.51. Las gráficas y la micrografía muestran la cantidad, calidad y madurez de una

mezcla de kerógenos II/III (material herbáceo y amorfo) presente en las lutitas del Jurásico

Inferior–Medio de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

Roca sello

La roca sello del Jurásico Medio está representada por lutitas y lutitas calcárea

sin traformacionales.

Trampa

Las trampas son de tipo combinado formadas por sedimentos deltaicos con una

tendencia SW-NE, subparalela a los bloques del rift del Triásico-Jurásico

Temprano.


Figura 2.52. Cromatograma de gases y fragmentogramas de bitúmenes extraídos de las lutitas

generadoras del Jurásico Inferior-Medio y su correlación con el aceite acumulado en las

areniscas del Jurásico Inferior, mostrando provenir de una roca generadora sobremadura

correlacionable con la cortada en las estribaciones del frente de la sierra (Escalera A.J.A.,



Figura 2.53. A. Registro Gamma-Neutrón mostrando la alternancia de lutitas y areniscas del

Jurásico Medio. B. Fotografía de núcleo de roca almacén de aspecto conglomerático intercalada

con lutitas del Jurásico Medio impregnada de aceite. C. Micrografías de limolitas y areniscas

líticas feldespáticas de tamaño de grano diverso con porosidad secundaria por disolución

impregnada de aceite (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Procesos del Sistema Petrolero Jurásico Inferior-Medio-Jurásico Medio (!)

Debido a la intensa tasa de sedimentación del Jurásico Medio y al flujo de calor

de la etapa rift, las rocas generadoras del Liásico maduraron muy

rápidamente, entrando a la ventana de generación de aceite a inicios del

Jurásico Tardío y alcanzando la zona de generación de gas seco a mediados del

Cretácico. Por otro lado la cima de las mismas rocas necesitó la sobrecarga de

las rocas del Jurásico Tardío para conseguir entrar a la ventana del aceite,

cuyo pico fue alcanzado durante el Paleoceno-Eoceno con la formación y

relleno sedimentario de la antefosa de Magiscatzin-Chicontepec, teniendo como

consecuencia que la parte media de esta fuente generadora alcanzara la


ventana de generación del gas húmedo durante el Oligoceno. Por lo tanto, las

rocas del Jurásico Inferior-Medio se encuentran distribuidas dentro de las

ventanas de generación de aceite en la parte oriental y del gas hacia el

occidente, a lo largo del frente de la Sierra Madre Oriental.

Extensión geográfica del Sistema Petrolero Jurásico Inferior-Medio-Jurásico

Medio (!)

La extensión geográfica de este sistema petrolero (figura 2.54) cubre el área

de influencia de las rocas generadoras del Jurásico Inferior-Medio

(Huayacocotla) donde se conoce que las rocas almacenadoras del Jurásico

Medio han almacenado parte de los hidrocarburos expulsados por estas rocas

generadoras. En esta extensión geográfica de aproximadamente 20 mil

kilómetros cuadrados se sabe que los procesos y los elementos esenciales del

Sistema Petrolero han sido efectivos y han dado como resultado la presencia

de acumulaciones de hidrocarburos. Así, tenemos de producción y

manifestaciones de aceite y gas ligados a este sistema petrolero en pozos de la

porción central, en el frente de la sierra y en la parte sur de la cuenca.


Figura 2.54. Mapa de ubicación y distribución del sistema petrolero Jurásico Inferior y Medio en

la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Extensión estratigráfica del Sistema Petrolero Jurásico Inferior- Medio-Jurásico

Medio (!).

Los elementos de este Sistema Petrolero (figura 2.55) se encuentran bien

delimitados en la columna geológica. Los espesores y evolución de las rocas

sepultantes regulan la generación y migración de los hidrocarburos. De tal

manera tenemos que las rocas generadoras del Jurásico Inferior-Medio están

soportando la carga litostática de los sedimentos del Jurásico Superior,

Cretácico y Paleógeno con espesores que alcanzan los cuatro kilómetros en el

centro de la cuenca, pero que en el momento de máxima subsidencia

alcanzaron 5,000–6,000 m de profundidad en el frente de sierra.


Figura 2.55. Transecto regional de la porción central de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla

desde el Frente Tectónico Sepultado de la Sierra Madre Oriental hasta la Plataforma de Tuxpan,

mostrando la relación de las ventanas de madurez con respecto a las rocas generadoras del

Jurásico Inferior (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Extensión Temporal Del Sistema Petrolero Jurásico Inferior-Medio-Jurásico

Medio (!).

La tabla de elementos y eventos del sistema petrolero (figura 2.56) muestra

cronológica y secuencialmente como se fueron moldeando los elementos y

dando los eventos geológicos esenciales en la cuenca sedimentaria para formar

los yacimientos o acumulaciones de hidrocarburos. De esta manera, en la

Provincia Petrolera Tampico-Misantla está presente una roca generadora

depositada durante el Jurásico Temprano-Medio y las rocas almacenadoras y

sellos durante el Jurásico Medio-Tardío. La componente estratigráfica de las

trampas fue contemporánea con la sedimentación-compactación de los sellos,

mientras que la componente estructural está influenciada por el evento


compresivo laramídico del Paleoceno-Eoceno, fenómeno que reactivó las fallas

del basamento, formando pliegues en la cubierta sedimentaria paralelos a los

bordes de las fosas del synrift Triásico-Jurásico. La generación de

hidrocarburos inició en el Cretácico Temprano, alcanzando el pico máximo a

inicios del Paleógeno para suspenderse a finales del Oligoceno por la inversión,

levantamiento y erosión parcial de la columna sedimentaria en la porción

occidental de la cuenca; a partir de ese momento crítico ha estado en riesgo la

preservación de los hidrocarburos.

Figura 2.56. Tabla de elementos y eventos del sistema petrolero Jurásico Inferior-Medio de la

Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico-Paleógeno-Neógeno

(!).

En este inciso se engloban a las rocas generadoras del Jurásico Superior

(Oxfordiano a Tithoniano) porque en todas ellas se ha reconocido intervalos

importantes de riqueza orgánica que proveen aceite y gas.

En la Cuenca Tampico-Misantla las rocas del Jurásico Superior están

representadas por calizas arcillosas de ambiente marino de cuenca, su

distribución regional abarca toda la cuenca, excluyendo los altos de basamento

que actuaron como islas durante ese tiempo. El espesor promedio de estas

rocas generadoras es 550 m. y están comprendidas por la Formación Santiago,


Tamán y Pimienta de edad Oxfordiano, Kimmeridgiano y Tithoniano,

respectivamente (González y Holguín, 1991).

Estas rocas generadoras han sido caracterizadas por varias técnicas geoquímicas

como petrografía, pirólisis por rock-eval y cromatografía-espectrometría de

masas, las cuales indican que la Formación Santiago del Oxfordiano tiene el

mayor potencial remanente en el sur de la cuenca (figura 2.57), mientras

Tamán (Kimmeridgiano) y Pimienta (Tithoniano) predominan en su porción

norte (figura 2.58). En la porción marina las rocas generadoras principales se

concentran en el Jurásico Tithoniano.

Los datos de reflectancia de Vitrinita (Ro) y temperatura máxima de pirólisis

(Tmax) muestran una madurez de la materia orgánica dispersa (MOD)

correspondiente a la zona principal de la Ventana del Aceite. Las muestras de

extractos de roca generadora y de aceites fueron analizadas por cromatografía

de gases y espectrometría de masas para determinar la distribución y

correlación roca-aceite por biomarcadores e Isótopos de carbono. Estos

parámetros fueron integrados con la información geoquímica y geológica

existente para interpretar el ambiente sedimentario y madurez de expulsión de

las rocas generadoras, estableciéndose tres familias de aceites y procesos

modificadores de los hidrocarburos, tales como la biodegradación y la

segregación gravitacional. Dicha integración también fue básica para modelar

los procesos de generación, migración y preservación de los hidrocarburos. La

interpretación resultante apoya la propuesta de agrupar las rocas generadoras

del Oxfordiano (Santiago), Kimmeridgiano (Tamán) y Tithoniano (Pimienta)

este último es el principal subsistema generador de la Provincia Petrolera

Tampico-Misantla, y a continuación se describen.


Figura 2.57. Registro geoquímico del Jurásico Superior en la parte sur de la Provincia Petrolera

Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).


Figura 2.58. Registro geoquímico del Jurásico Superior en la parte norte de la Provincia

Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Elementos Del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico-

Paleógeno-Neógeno (!)

Roca generadora - Jurásico Superior Oxfordiano (Formación Santiago)

El Oxfordiano está constituido por lutitas carbonatadas negras,

microlaminadas, limolitas arcillosas, mudstones arcillo-piritizados y horizontes

con nódulos calcáreos. La fauna es pobre y está representada por algunos

bivalvos y cefalópodos de edad Oxfordiano. Sus espesores varían entre 10 y

755 m, concentrándose preferentemente en la porción sur de la cuenca. El


contenido de carbono orgánico total (COT) y de Hidrocarburos potenciales (S2)

varía entre regular y excelente, 0.5-6.3% y 0.2-39.1 mg/g roca,

respectivamente. El kerógeno muestra índices de Hidrógeno (IH) entre 21 y

1079, así como temperaturas máximas de pirolisis (Tmax) que varían entre

425 y 525°C (figura 2.58). Estos valores son propios de un kerógeno original

predominantemente de tipo II que se encuentra desde incipientemente maduro

hasta sobremaduro (figura 2.59). Los biomarcadores (figura 2.60) indican un

ambiente marino salobre subóxico arcilloso (Hopanos: C29<C30,C34>C35, alta

relación Diasteranos/ Esteranos).

Figura 2.59. Las gráficas y la micrografía muestran la cantidad, calidad y madurez de una

mezcla de kerógenos I/II y II/III, material predominantemente amorfo (algáceo) presente en las

calizas arcillosas del Jurásico Superior de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera



Figura 2.60. Cromatogramas de gases y fragmentogramas de bitúmenes extraídos de las

calizas arcillosas generadoras del Jurásico Superior Oxfordiano y su correlación con el aceite

acumulado en las calizas oolíticas del Jurásico Superior Kimmeridgiano (Escalera A.J.A.,


Roca generadora- Jurásico Superior Kimmeridgiano (Formación Tamán)

El Kimmeridgiano está compuesto por mudstones arcillosos, lutitas calcáreas

laminares y escasas limolitas. Sus características fundamentales son la buena

estratificación y el predominio de los carbonatos sobre la arcilla. Sus espesores

varían entre 3 y 998 m. El COT se encuentra entre 0.1 y5.4%, mientras los

valores de S2 fluctúan entre 15 y 925 mg/g y los de Tmax de 421 a 527°C

(figura 2.58). Los biomarcadores indican un ambiente marino salino anóxico

carbonatado (Hopanos:C29>C30, C34<C35, muy baja relación Diasteranos/

Esteranos.

Roca generadora-Jurásico Superior Tithoniano (Formación Pimienta)

La Formación Pimienta está compuesta por mudstones arcillosos negros,

ligeramente piritizados, de estratificación delgada con intercalaciones de lutita

negra laminar, bentonita y lentes de pedernal. Sus espesores varían entre 3 y


485 m. El COT se encuentra entre 0.4 y 6.5% y el S2 entre 0.2 y 43.4 mg hc/g

Cot. El IH varía entre 18 y 959, mientras que la Tmax se encuentra entre 412

y 476°C, (figura 2.58). Los biomarcadores indican un ambiente marino salino

anóxico carbonatado arcilloso (Hopanos: C29>>C30, C34<C35, regular

relación Diasteranos/ Esteranos) (figura 2.61).

Figura 2.61. Cromatogramas de gases y fragmentogramas de bitúmenes extraídos de las

calizas arcillosas generadoras del Jurásico Superior Tithoniano y su correlación con un aceite

acumulado en las calizas oolíticas del Jurásico Superior Kimmeridgiano (Escalera A.J.A.,


La mayor riqueza orgánica está relacionada con las Formaciones Santiago y

Pimienta, teniendo el kerógeno una tendencia de madurez de los tipos I y II,

encontrándose predominantemente dentro de la ventana del aceite. En las tres

formaciones existe una buena correlación entre el Ro y la Tmax, lo que permite

utilizar un Ro equivalente en esta cuenca con escasez de vitrinita. Los mayores

espesores de las rocas generadoras se concentran en 12 grabens, los cuales al

madurarse la materia orgánica se convirtieron en los principales focos

oleogeneradores. El área promedio de estos focos es 907 km² y su espesor

550 m, el promedio del COT es 2.2% y del IH alrededor de 500mg HC/g COT.


A partir de estas rocas se generó aceite y gas asociado que está almacenado

en las rocas carbonatadas del Cretácico Inferior entre 2500 y 3500 m, en las

calizas arrecifales, prearrecifales y de talud del Cretácico Medio a

profundidades de 600 a 4700 m con aceites de 15 a 36° API; en los carbonatos

fracturados del Cretácico Superior a una profundidad de 500 m con aceites de

11 a 18° API que están afectados por severa biodegradación y en las areniscas

del Paleoceno-Eoceno donde se tienen aceites de 19 a 40° API, estos aceites

se han caracterizado por biomarcadores (figura 2.62) con el extracto de la roca

generadora que confirma su afinidad a un ambiente marino carbonatado con

regular influencia de arcillas en condiciones reductoras.

Por otro lado las arenas del Neógeno (Mioceno Superior-Plioceno) han

presentado evidencias de la presencia de acumulaciones de gas seco hacia la

extensión al sur de esta cuenca en el área marina a una profundidad promedio

de 2,000-4,000 m en tirantes de agua de 70 a 200 m. El análisis e

interpretación de los datos composicionales de estos gases indican su origen

termogénico, producto del craqueo primario de kerógeno sapropélico,

relacionado genéticamente con las rocas del Jurásico Superior Tithoniano, las

diferencias que presentan estos se debe a la madurez y a los cambios

fisicoquímicos durante la migración del hidrocarburo. La poca variabilidad

isotópica de las fracciones húmedas excluye las posibilidades de

biodegradación de los mismos. El rango de migración es muy cerrado, por lo

que sus diferencias se pueden relacionar con la madurez de expulsión. El

paralelismo de las tendencias de las relaciones molares e isotópicas de los

gases indica la posibilidad de un origen común de éstos con preferencias a la

migración en un sistema abierto (figura 2.63).


Figura 2.62. Correlación de roca generadora-aceites de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla,

que sugieren un origen común de una fuente generadora carbonatada arcillosa de ambiente

anóxico del Jurásico Superior Tithoniano (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Roca almacén

La roca almacén del Jurásico Superior son areniscas, calcarenitas, calizas

oolíticas, y brechas biocalcáreas, que presentan porosidad primaria y están

representadas por la Formación San Andrés, Formación San Pedro y Formación

Tepexic (Nieto Serrano J.O., 2010). Su porosidad varía de 9 a 15%, mientras

su permeabilidad se encuentra entre 0.2 y 300 mD, estando relacionada la

mejor calidad de la roca almacén con las facies oolíticas. Su espesor varía de

31 hasta 204 m.


Figura 2.63. Gráficas de las relaciones isotópico-moleculares de los gases almacenados por las

areniscas neógenas, donde se puede apreciar su origen alóctono, producto de la migración

desde una roca generadora sobremadura con kerógeno tipo I-II (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).

Las rocas almacén del Cretácico Inferior consisten de calizas tipo mudstone–

wackestone de nannoconus y tintínidos de color crema-café y café grisáceo con

nódulos de pedernal y delgadas intercalaciones de bentonita gris verdosa,

estilolitas, fracturas rellenas de calcita y a veces por dolomía; arealmente se

presenta como una franja irregular que se adelgaza y desaparece hacia el

norte y oriente por erosión de la porción norte de la cuenca, también con

porosidad primaria y secundaria por fracturamiento de la Formación

Tamaulipas Inferior.

Los horizontes productores presentan porosidades entre 12 y 20%, siendo esta

intercristalina y secundaria por fracturamiento, provocado por la compactación

diferencial en los bordes de los bloques del synrift. Su permeabilidad es baja


de 1 a 5mD, la cual se incrementa por la presencia de fracturas hacia la cima

(figura 2.64).

Figura 2.64. Registro tipo de la roca almacén del Cretácico Inferior, imagen MEB de la

microporosidad y foto de núcleo tipo mostrando las fracturas (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

La roca almacén del Cretácico Medio (Formación El Abra) consiste de

packstone y grainstone de miliólidos, intraclastos, peloides de edad Albiano-

Cenomaniano depositados en un ambiente de plataforma interna como son las

arenas de playa, canal, delta de marea, eolianitas y barras, estando

distribuidas en la parte protegida del borde arrecifal del atolón de la Faja de

Oro desarrollado sobre la plataforma de Tuxpan. Hacia el sur de la plataforma

se preservaron crecimientos de rudistas conformados por calizas rudstone,

floatstone y framestone y corales. Los espesores encontrados de las calizas

arrecifales varían de 1,800 a 2,000 m, pero es su cima la que presenta la

mejor calidad como roca almacén, relacionada esta con la zona discordante

donde se presentan fenómenos de karsticidad, colapsamiento y porosidad

vugular que incrementan la permeabilidad. Las porosidades determinadas son


de tipo intergranular, intragranular, móldica y fracturas. Los rangos de

porosidad se encuentran entre 14 y 35%, mientras la permeabilidad llega

alcanzar hasta 600 mD (figura 2.65). La roca almacén del Cretácico Medio

(Formación Tamabra) consiste de brechas de edad Albiano-Cenomaniano

depositadas en un ambiente de talud como una franja alrededor de la

plataforma de Tuxpan con porosidades hasta de 30% y permeabilidades

mayores a 1,000 mD.

Figura 2.65. Fotografías de núcleos de calizas grainstone con estilolitas, fracturas y

madrigueras de moluscos impregnadas de aceite. Micrografías representativas de las calizas

packstone y grainstone que constituyen la roca almacén del Cretácico Medio (Formación El

Abra), apreciándose la excelente porosidad inter- e intraparticular (móldica) por disolución, así

como las microfracturas que ligan los poros (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Las rocas almacén del Cretácico Superior Turoniano–Santoniano (Formaciones

Agua Nueva-San Felipe) están conformadas por calizas arcillosas, cuya

porosidad y permeabilidad están condicionadas por la presencia de fracturas.

Los valores de porosidad varían entre 2 y 12%. Estas se encuentran asociadas

a las fallas de los bordes de las fosas del synrift, que fueron reactivadas

durante el evento compresivo Laramídico provocando la inversión y el

fracturamiento (figura 2.66).


Figura 2.66. Modelo conceptual de las rocas almacén y trampas del Cretácico Superior

formadas por la reactivación de las fallas del synrift (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

La roca almacén del Paleoceno Superior-Eoceno Inferior está constituida por

delgados paquetes de areniscas líticas de grano fino-medio intercalados con

lutitas, relacionados con lóbulos y abanicos submarinos sobrepuestos. Estas

arenas están compuestas por clastos de calizas predominantemente, cuarzo,

feldespatos y otros minerales. En cuanto al sistema poroso se tiene diámetro

de poro de 10 a 40 micras y la garganta de poro de 1 a 4 micras con porosidad

promedio del 12% y permeabilidad baja (0.5 mD). Particularmente en la

Cuenca de Chicontepec la principal roca almacenadora donde se ha encontrado

la mayor acumulación de aceite, es en las areniscas lenticulares del Grupo

Chicontepec, aunque la formación Chicontepec Canal es la que tiene mayor

potencial (Nieto Serrano J.O., 2010).

La roca almacén del Neógeno corresponde a una edad Mioceno Superior-

Plioceno Inferior y está representada por areniscas de grano fino con

fragmentos de calizas, cuarzo y feldespatos, clasificándose como litarenitas.


Estas se encuentran intercaladas con lutitas en paquetes con espesores

variables entre 15 y 30 m.

La porosidad presente en estas areniscas es de tipo intergranular y por

disolución, alcanzando valores en un rango de 15 a 26%, mientras su

permeabilidad varía entre 1 a 200 mD, con promedio de 20 mD.

Roca sello

La roca sello del Kimmeridgiano está constituida por las calizas arcillosas del

Jurásico Tithoniano (Pimienta) que se encuentran ampliamente distribuidas a

excepción donde cambian a facies más terrígenas o se adelgazan sobre los

altos de basamento o han sido erosionadas.

Para el Cretácico Inferior la roca sello la conforman las lutitas del Mioceno en

ciertas áreas del borde oriental de la Plataforma de Tuxpan.

El sello del Cretácico Medio, en el área de la Plataforma de Tuxpan está

constituido por rocas arcillosas terciarias, así como por calizas compactas de

plataforma interna interestratificadas correspondientes a eventos de máxima

inundación. Para la Franja Tamabra está representado por calizas arcillosas

intraformacionales y del Cretácico Superior Turoniano (Formación Agua

Nueva).

El sello del Campaniano Maastrichtiano está constituido por calizas arcillosas y

margas (Formación Méndez).

Las rocas sello para las rocas almacén del Paleoceno Superior-Eoceno Inferior

están representadas localmente por lutitas intraformacionales impermeables.

El sello regional lo conforman las lutitas del Eoceno Medio (Formación

Guayabal).


El sello para el Mioceno Superior-Plioceno lo constituyen las limolitas y lutitas

intraformacionales que se intercalan con los paquetes de arena.

Trampa

Las estructuras del Kimmeridgiano y Cretácico Inferior están asociadas a

trampas estructurales, estratigráficas y combinadas, con el predominio de las

últimas y formando alineamientos norte-sur asociadas a las fallas de rifting.

Las trampas del Cretácico Medio en la Faja de Oro son estratigráficas asociadas

a remanentes paleotopográficos labrados por la erosión durante la exposición

subaérea de estas calizas. Existen también trampas estratigráficas por cambios

de facies hacia la porción lagunar y por relieve depositacional. Las trampas de

la franja Tamabra son combinadas, producto del acuñamiento y plegamiento

de los flujos de escombros y turbiditas, por reactivación del basamento

durante el evento compresivo.

Las trampas del Cretácico Superior son del tipo estructural y fueron formadas

por la reactivación de las fallas del synrift, inversión y fracturamiento de las

rocas a lo largo de ellas.

Para el Paleoceno-Eoceno las trampas son de tipo combinado, su componente

estructural se relaciona con el evento compresivo Laramídico.

Las trampas del Mioceno-Plioceno son de tipo estructural con cierre en tres y

cuatro direcciones, observándose compartamentalización por fallas. Las fallas

pertenecen a un sistema extensional con crecimiento asociado, que se unen en

un solo despegue subhorizontal. Las fallas sintéticas principales tienen caída al

oriente y forman un sistema de relevo continuo de fallas con rumbo NW-SE,

existiendo una gran falla con dirección SSE que controló la erosión y el relleno

de las fosas formadas por la extensión.


Procesos de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico-

Paleógeno-Neógeno (!).

Debido al decremento de la tasa de sedimentación durante el Cretácico por el

régimen tectónico pasivo de la cuenca en este periodo, las condiciones

profundas de sedimentación en su porción centro-occidental, el sepultamiento

de las rocas generadoras del Jurásico Superior maduraron con mayor lentitud

que sus análogas del Jurásico Inferior-Medio, entrando a la ventana de

generación de aceite a finales del Cretácico e inicios del Terciario, alcanzando

su mayor madurez a través del Eoceno como resultado del hundimiento rápido

de la antefosa por el flexuramiento del basamento causado por el acercamiento

del Frente Tectónico Sepultado de la Sierra Madre Oriental y el mayor aporte

de sedimentos. A partir del Oligoceno, la inversión de la cuenca por reacomodo

o rebote isostático de la corteza y la consecuente migración al oriente de los

depocentros sedimentarios, el proceso de generación de hidrocarburos en el

occidente fue extinguiéndose lentamente, transfiriendo su intensidad hacia el

oriente, de tal manera que en la porción oriental de la cuenca este proceso

sucedió durante el Mioceno-Plioceno, alcanzando el pico de la generación de

aceite durante el Plio-Pleistoceno. Por lo tanto, las rocas generadoras del

Jurásico Superior se encuentran distribuidas dentro de la ventana de

generación de aceite, habiendo alcanzado su momento crítico de máxima

madurez durante el Oligoceno en la porción occidental correspondiente a la

antefosa de Chicontepec y en el Plio-Pleistoceno en la parte oriental,

actualmente correspondiente a la plataforma continental del Golfo de México.

Extensión geográfica de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-

Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!).

En la figura 2.67 se representan las áreas de influencia del sistema petrolero

donde la roca generadora es principalmente del Jurásico Superior Tithoniano.

El sistema petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico Inferior es conocido


en los extremos norte y sur de la cuenca y en tierra en los alrededores del

puerto de Tampico.

Respecto al sistema petrolero Tihtoniano-Cretácico Medio, ocurre en la parte

centro oriental de la cuenca entre la Laguna Tamiahua al norte y Tecolutla al

sur, la plataforma continental del Golfo de México al oriente y Poza Rica al

occidente, teniendo como centro el puerto de Tuxpan. Este sistema tiene

continuidad hacia el Golfo de México.

El sistema petrolero Tithoniano-Cretácico Superior se encuentra ubicado al

noroeste de la cuenca y en el extremo sur del Alto de Tamaulipas.

El sistema petrolero Tithoniano-Paleógeno se encuentra en el Paleocanal de

Chicontepec y es el más importante por sus recursos petrolíferos, cubriendo un

área aproximada de 4,000 km2.

El sistema petrolero Tithoniano-Neógeno está presente en la porción marina de

la cuenca ubicada al sureste.

Figura 2.67. Mapa de ubicación geográfica de los sistemas petroleros de la Provincia Petrolera

Tampico-Misantla (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).


Extensión estratigráfica de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-

Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!)

Como ya se mencionó, los espesores y evolución de las rocas de sobrecarga o

sepultantes regulan la generación y migración de los hidrocarburos. De tal

manera tenemos que las rocas generadoras del Jurásico Superior están

soportando la carga litostática de las sedimentos del Cretácico y Terciario con

espesores remanentes que van desde los tres kilómetros en el occidente de la

cuenca hasta 6-7 kilómetros en la porción marina.

Extensión temporal de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-


Como se ha mencionado ya, la tabla de elementos y eventos del sistema

petrolero (figura 2.68) muestra cronológica y secuencialmente cómo se fueron

moldeando los elementos y dando los eventos geológicos esenciales en la

cuenca sedimentaria para formar los yacimientos o acumulaciones de

hidrocarburos. De esta manera, en la Provincia Petrolera Tampico-Misantla

está presente además de la roca generadora del Jurásico Inferior-Medio, otra

fuente generadora con mayor distribución y potencial generador, que fue

depositada durante el Jurásico Tardío, formándose casi contemporáneamente

las rocas almacenadoras del Jurásico Kimmeridgiano, a las cuales también

sirve de sello. Aparte de las mencionadas rocas almacenadoras calizas oolíticas

kimmeridgianas, que constituyen parte del sistema petrolero Tithoniano-

Kimmeridgiano (!) están presentes las cretas del Cretácico Temprano, cuyo

yacimiento fue sellado después de su erosión parcial en el noreste de la cuenca

por lutitas en el Mioceno, conformándose así el sistema petrolero Tithoniano-

Cretácico Inferior (!).


Otra roca almacén importante por ser la de mayor producción acumulada está

conformada por las calizas arrecifales depositadas durante el Cretácico Medio

sobre la Plataforma de Tuxpan y su talud. Estas rocas fueron selladas por

calizas arcillosas del Turoniano en el talud, por lutitas paleógenas en el borde

occidental y neógenas en el borde oriental de la plataforma, constituyendo los

elementos del sistema petrolero Tithoniano-Cretácico Medio (!). En el norte de

la cuenca, la inversión del basamento durante el evento compresivo laramídico

trajo como consecuencia el fracturamiento de las calizas arcillosas depositadas

en el Cretácico Tardío, convirtiéndolas en almacenadoras a lo largo de las fallas

synrift durante el Paleógeno, mientras las calizas con mayor contenido arcilloso

del Campaniano-Maastrichtiano sirvieron de sello del futuro sistema petrolero

Tithoniano-Cretácico Superior (!). El sistema petrolero más importante de la

cuenca Tithoniano-Paleoceno-Eoceno (!) se formó a finales del Paleoceno e

inicios del Eoceno con la depositación de areniscas turbidíticas en la zona

erosiva del canal de Chicontepec, perfil erosivo el cual llegó a destruir

yacimientos preexistentes almacenados en calizas del Jurásico Kimmeridgiano

y Cretácico Medio, biodegradándose y remigrando los crudos.

La componente estratigráfica de las trampas de este sistema petrolero

Tithoniano-Paleógeno fue contemporánea con la sedimentación-compactación

de los sellos arcillosos durante el Eoceno Medio, mientras que la componente

estructural está influenciada por el evento compresivo laramídico del

Paleoceno-Eoceno. Por último, tenemos el sistema petrolero Tithoniano-

Mioceno (!), cuyas rocas almacenadoras y sello se depositaron durante el

Mioceno Tardío– Plioceno y cuya trampa se formó durante el Plioceno Tardío.

La generación de hidrocarburos inició a finales del Cretácico, alcanzando su

pico máximo de generación-expulsión de hidrocarburos con la intensa

subsidencia compensada por sedimentación del Eoceno para suspender los

procesos de generación a finales del Oligoceno por la inversión, levantamiento

y erosión parcial de la columna sedimentaria en la porción occidental terrestre

de la cuenca. A partir de ese momento crítico ha estado en riesgo la

preservación de los hidrocarburos por los fenómenos de remigración por el


reacomodo de bloques y en algunos lugares por actividad ígnea. En la porción

marina la mayor intensidad de generación-expulsión de hidrocarburos se ha

dado durante el Plio-Pleistoceno, alcanzando su momento crítico en el reciente.

II.3.5. Producción Y Reserva 3P

La exploración por hidrocarburos en la Provincia Petrolera Tampico-Misantla se

remonta a la segunda mitad del siglo pasado, cuando se perforaron los

primeros pozos en el área de Furbero en el estado de Veracruz. Perforados con

técnicas rudimentarias, estos pozos no lograron explotarse comercialmente. No

fue sino hasta 1904, con la perforación del pozo La Pez-1 en la parte norte de

la provincia, que se inicia en México la producción comercial de hidrocarburos

de calizas fracturadas del Cretácico.

Figura 2.68. Tabla de eventos de los sistemas petroleros asociados con las rocas generadoras

del Jurásico Superior (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Posteriormente siguieron los espectaculares descubrimientos de la Faja de Oro

terrestre que dieron gran renombre a esta provincia. En la década de 1920

esta provincia llegó a producir más de 500 mil barriles por día (figura 2.69),

habiendo acumulado a la fecha más de 5,500 millones de barriles de aceite y

7.5 billones de pies cúbicos de gas. Las reservas remanentes y los recursos


prospectivos de esta provincia ascienden a 18,875 y 1,700 millones de barriles

de petróleo crudo equivalente, respectivamente. Las reservas remanentes se

localizan principalmente en los yacimientos de la Formación Chicontepec.

Por su producción el más importante ha sido el sistema petrolero Tithoniano-

Cretácico Medio (!) con casi el 50% de los de los 7.1 MMMbpce acumulados al

1° de enero de 2009 y por sus reservas, lo más importante, es el Tithoniano-

Paleoceno-Eoceno con el 88% de los 18.05 MMMbpce evaluados a la misma

fecha, cabe mencionar que el Cretácico Medio aún posee el 5% de las reservas

de hidrocarburos en la cuenca, sin considerar el aceite remanente no

recuperado por los métodos tradicionales de explotación, al 1° de enero de

2010.

Figura 2.69. Gráfica de producción de la Provincia Petrolera Tampico-Misantla (Escalera A.J.A.,




Petrolera Tampico-Misantla abarca el 3.25% de los recursos totales a nivel

nacional, con una media de cerca de 1.7MMMbpce.


II.4. Veracruz

Localización

La Provincia Terciaria de Veracruz comprende los estados de Veracruz, parte

de Puebla y Oaxaca (Villanueva N, et al., 2001). Esta cuenca se ubica a lo

largo del borde Suroeste del Golfo de México, limita al norte con la Provincia

Geológica Faja Volcánica Transmexicana, al sur-sureste con la Provincia

Petrolera Sureste, al este-noreste con la Provincia Geológica Cinturón

Extensional Quetzalcóatl y al occidente con la Provincia Petrolera Cinturón

Plegado de la Sierra Madre Oriental (figura 2.70).

Figura 2.70. Mapa de ubicación de la Provincia Petrolera Veracruz (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).


II.4.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios

La columna estratigráfica de la Provincia Petrolera Veracruz está constituida

por rocas mesozoicas predominantemente carbonatadas y terciarias

siliciclásticas, cuyo espesor total máximo se calcula en 12,000 m. La presencia

de las secuencias mesozoicas en el centro de la cuenca terciaria se infiere por

medio de los estudios geológicos realizados en la margen occidental, donde

estas rocas afloran en la Sierra de Zongolica o han sido penetradas por pozos

exploratorios en la Plataforma de Córdoba. La columna sedimentaria descansa

sobre un basamento cristalino complejo del Paleozoico-Triásico constituido de

granitos y granodioritas con edades de 323 M.a (figura 2.71).

La primera secuencia sedimentaria está representada por lechos rojos,

conglomerados y limolitas continentales del Jurásico Medio correspondientes a

la Formación Todos Santos depositados sobre el basamento (Tarango-

Ontiveros, 1985; Pemex-Chevron, 1993; Pemex-IMP-Amoco, 1995; Rueda-

Gaxiola, 2003), mientras que en algunas zonas (área Mata Espino) se ha

registrado la presencia de sal, cuya edad en otras cuencas se le relaciona al

Calloviano (figura 2.72) (González-Alvarado, 1980; Rico-Domínguez, 1980).

Los primeros sedimentos marinos corresponden a calizas areno-arcillosas, en

partes oolíticas y calizas arcillosas dolomitizadas que se han correlacionado con

las formaciones San Pedro y San Andrés del Kimmeridgiano, que alcanzan

espesores de 100 a 390 m (figura 2.73). Estas rocas son sobreyacidas por

calizas bituminosas de color gris oscuro a negro y calizas areno-arcillosas con

potencial generador de la Formación Tepexilotla del Tithoniano con espesor

promedio de 200 m (Viniegra, 1965; González- Alvarado, 1980; Tarango-

Ontiveros, 1985; Pemex-IMP-Amoco, 1995).


Figura 2.71. Columna estratigráfica generalizada de la Provincia Petrolera Veracruz. (Escalera y

Hernández, 2010).

El Cretácico Inferior (Formación Xonamanca) está constituido por calizas

arenosas con influencia volcánica, calizas pelíticas y calizas de plataforma

dolomíticas con intercalaciones de evaporitas en el área de la Plataforma de

Córdoba, mientras que hacia las zonas de cuenca al este y oeste se encuentran

calizas pelágicas (Formación Tamaulipas Inferior) en partes con influencia

volcánica de dacitas y andesitas conformando litarenitas con espesores entre

300 y 400 m (figura 2.74).


Figura 2.72. Representación esquemática de la secuencia evaporítica en la Cuenca de Veracruz,

la cual se ilustra de color morado hacia la parte inferior de la sección sobreyaciendo a los lechos

rojos (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Figura 2.73. Esquema que muestra la paleogeografía para el Kimmeridgiano de la Cuenca de

Veracruz, El macizo de Chiapas y el Bloque de Yucatán, ilustrando como referencia las costas y

las referencias del país (Tomado de Padilla y Sánchez, 2007).


Figura 2.74. Mapa Paleogeográfico del Hauteriviano-Aptiano (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

El Albiano-Cenomaniano (Formación Orizaba) está formado por calizas de

plataforma del tipo mudstone, wackestone, packstone y grainstone de

miliólidos intercalados con dolomías y anhidritas, cuyo espesor varía entre

1,000 y 2,000 m y que estratigráficamente correlacionan con las calizas

pelágicas de estratificación delgada y nódulos de pedernal (Formación

Tamaulipas Superior) al occidente en la Depresión de Chicahuaxtla (figura

2.75).

El Turoniano (Formación Maltrata) está conformado por mudstone y

wackestone arcillosos laminados con foraminíferos planctónicos depositados en

condiciones anóxicas y cuyos espesores varían entre 50 y 150 m (figura 2.76),

esta unidad litoestratigráfica representa una superficie de máxima inundación,

la cual ahoga la porción oriental de la plataforma desarrollada durante el

Albiano-Cenomaniano.


Figura 2.75. Mapa Paleogeográfico del Albiano-Cenomaniano (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

Figura 2.76. Mapa Paleogeográfico del Turoniano (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).


El Coniaciano-Santoniano (Formación Guzmantla) en el área de la Plataforma

de Córdoba, se define por grainstone-packstone de ooides depositados en

bancos de arenas calcáreas en la parte inferior, la parte superior está

compuesta por wackestone y packstone de calcisferúlidos cuya matriz está

compuesta por cocolitofóridos y foraminíferos planctónicos depositados en las

facies externas de una plataforma. La secuencia de plataforma muestra

evidencias de karsticidad, tales como microcavidades y fracturas rellenas con

limo vadoso las cuales tienen su mejor desarrollo hacia el borde de la

plataforma, su espesor puede alcanzar 1,200 m.

El Campaniano (Formación San Felipe) está parcialmente erosionado en el área

de la Plataforma de Córdoba, consiste de flujos de escombros depositados en

el talud y pie de talud, formados por conglomerados y brechas cuyos clastos

son de composición calcárea, esta cambia en la parte superior a mudstone y

wackestone-packstone de foraminíferos planctónicos con aporte variable de

arcilla y algunos horizontes de betonita con espesores entre 200 y 500 m. El

ambiente de depósito corresponde a talud-cuenca (figura 2.77).

El Maastrichtiano está representado en la Plataforma de Córdoba por calizas

bioclásticas (Formación Atoyac) con espesores hasta de 1,200 m y los

ambientes de cuenca corresponden a flujos turbidíticos en los que se

encuentran conglomerados, margas y lutitas (Formación Méndez), con

espesores de 200 m (figura 2.78).


Figura 2.77. Mapa Paleogeográfico del Campaniano (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Figura 2.78. Mapa Paleogeográfico del Maastrichtiano (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).


El evento tectónico de La Orogenia Laramide genero un importante relieve en

la cuenca de Veracruz en el que se tienen numerosos pliegues y fallas inversas,

los cuales en su porción más oriental conforman al frente tectónico sepultado

que corresponde con el límite inferior de la secuencia clástica en la Cuenca

Cenozoica de Veracruz (de Cserna, 1989; Padilla y Sánchez, 1986); situación

que comenzó a originar un espesor importante de terrígenos procedentes de la

sierra a partir del Paleoceno. Ésta condición tectónica favoreció el incremento

del aporte de grandes volúmenes de sedimentos clásticos después de la

orogenia, los cuales empezaron a depositarse en la Cuenca Cenozoica de

Veracruz, originando cambios importantes en el nivel del mar que dieron lugar

a sistemas transgresivos y regresivos.

Para el Paleoceno se tiene una secuencia tipo “flysch” donde predominan

areniscas de grano fino a medio y lutitas calcáreas, también se tienen

conglomerados de composición ígnea y metamórfica (Formaciones Velasco y

Chicontepec) con espesores hasta de 1,000 m el ambiente corresponde a

facies profundas, las cuales se presentan principalmente en el occidente de la

Cuenca Terciaria (De la Fuente-Navarro, 1959) (figura 2.79).

Al oriente del Frente Tectónico el Eoceno Inferior (Formación Aragón) está

compuesto por areniscas de grano medio a conglomerática, lutitas y algunos

intervalos de conglomerados de caliza color crema y café, cuyo espesor

alcanza 600 m, su ambiente es de talud.

El Eoceno Medio (Formación Guayabal) está representado en su parte inferior

por flujos de escombros que se intercalan con areniscas y conglomerados

turbidíticos depositados en abanicos de pie de talud y piso de cuenca. Hacia su

cima se encuentran lutitas gris y gris verdoso bentonítica y ligeramente

arenosa, alterna con pequeños horizontes delgados de arenisca calcárea de

colores gris de grano fino a medio con trazas de bentonita verde. Se le


considera un espesor promedio mayor a los 500 m y son de paleobatimetría

batial.

Figura 2.79. Mapa Paleogeográfico del Paleoceno (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

El Eoceno Superior (Formación Tantoyuca) está formado por conglomerados de

clastos de caliza crema y gris oscuro, pedernal café, areniscas grises claro y

margas grises que cambia lateralmente a lutita gris verdoso con

intercalaciones de arenisca gris y gris oscuro de grano fino a medio cementado

con material arcillo-calcáreo (Formación Chapopote) con espesores hasta de

500-700 m estos sedimentos representan paleobatimetrías batiales.

Hacia el occidente los sedimentos del Eoceno Superior y Oligoceno cubren

discordantemente los depósitos del Eoceno Medio (Santoyo-Pineda, 1983;

Baldit-Sandoval, 1985; Escalera-Alcocer, 1989).


El Oligoceno Inferior (Formación Horcones) está constituido de lutita gris

verdoso, bentonítica, plástica y parcialmente arenosa, alternando con escasa

arenisca de grano fino a medio, estas rocas son de paleobatimetría batial

inferior y con un espesor de unos cuantos metros hasta los 1,300 m.

Los sedimentos del Oligoceno Superior se encuentran hacia el centro y oriente

de la cuenca donde se depositaron lutitas de color gris azulado y gris verdoso,

intercaladas con areniscas mal cementadas que contienen fragmentos de caliza

coralina (Formación La Laja); hacia la parte superior predominan los estratos

de areniscas de grano medio con algunas intercalaciones de tobas, en las que

en algunas se presenta retrabajo. En 1965, Viniegra menciona que en la parte

sureste de la cuenca de Veracruz se compone de una serie de lutitas y tobas,

con cantidad variable de arenas y conglomerados. Esta formación es

correlacionable con la Formación Depósito que consiste de una secuencia de

lutitas de color gris verdoso y pardo oscuro, arenosas a casi puras, calcáreas,

carbonosas, con mica finamente diseminada con lignita (Meneses, 1953).

La columna del Mioceno-Plioceno de la Provincia Petrolera Veracruz ha sido

subdividida en varias secuencias sedimentarias con base en la información

sísmica tridimensional y de pozos (Jennette et al., 2003; Arreguín-López y

Weimer, 2004a; Arreguín-López, 2005). Para este tiempo se tiene la

Formación Encanto constituida de areniscas de grano fino a medio y lutitas

arenosas mal consolidadas de color gris y gris verdoso que intemperizan al

rojo, Formación Concepción Inferior se compone de lutitas y limolitas

medianamente compactas de color gris, en la cima de la formación se

encuentra una litología más arenosa, la cual está compuesta por limolitas

arenosas y grauvacas líticas de grano fino de color gris. Formación Concepción

Superior consiste esencialmente de arcillas margosas, arenosas, cuyo

contenido de arena disminuye hacia el contacto con la Formación Concepción

Inferior; son compactas y ocasionalmente presentan estratificación muy pobre,

presenta concreciones que van disminuyendo hacia la base, tanto en número


como en tamaño, encontrándose esporádicamente en pequeños lentes y

nódulos de arenisca de grano muy fino, también calcáreos, pero sin

macrofauna (Corona Baca M.A., 2011).

El Mioceno Inferior se caracteriza por la presencia de cañones labrados en el

Frente Tectónico, los cuales fueron el conducto por donde fluyó y se depositó

una serie de sedimentos característicos de flujos de escombros en el talud y

pie de talud, abanicos de pie de talud, complejos de canales y abanicos de piso

de cuenca. En el Mioceno Inferior sólo existen dos campos productores a la

fecha, que dentro del contexto de ambientes de depósito, se encuentran

ubicados en los diques de los cañones (figura 2.80).

Figura 2.80. Distribución de la secuencia 16.3, representativa del Mioceno Inferior (Escalera



En el Mioceno Medio con el establecimiento de la Provincia Geológica Faja

Volcánica Transmexicana al norte de la Provincia Petrolera Veracruz, causó el

emplazamiento de intrusivos y vulcanismo que dio lugar a un fuerte aporte de

sedimentos de origen volcánico del norte y noroeste. Las condiciones

estructurales permitieron que hacia la parte norte y a lo largo del borde

oriental de la Provincia Geológica Cinturón Plegado de la Sierra Madre Oriental

se desarrollaran amplios abanicos, los que se distribuyeron hacia la Provincia

Petrolera Veracruz. Datos paleontológicos y batimétricos sugieren que estas

facies representan depósitos turbidíticos de aguas profundas (talud

inferior/piso de cuenca), en la Figura 2.81 se muestra de manera esquemática

el modelo sedimentario (turbidítico), que representa de forma completa los

ambientes en los cuales, se fueron originando este tipo de depósitos.

Figura 2.81 Esquema que muestra el modelo del sistema de depósito para el Mioceno Inferior

(23 M.a) de la Cuenca Cenozoica de Veracruz (CS; Cañones Submarinos, AS; Abanicos

submarinos, PC; Piso de Cuenca) (Tomada de Corona Baca M.A., 2011).


Las facies del Mioceno Superior corresponden a complejos de canales,

desbordes proximales y distales asociados a abanicos submarinos. Debido a la

complejidad estructural de la cuenca, la formación de los abanicos es diferente.

En la porción norte la ausencia de altos intracuenca, permitió el desarrollo de

amplios abanicos con fuente de aporte en el extremo noroeste y distribución

hacia el sur y sureste, que en este caso llega a formar grandes lóbulos en el

depocentro principal de la cuenca. En la parte sur, el desarrollo de abanicos

estuvo condicionado por los altos intracuenca (Tesechoacan, Rodríguez Clara),

así como por la presencia de la Provincia Geológica Complejo Volcánico los

Tuxtlas, que al estar emplazado para este tiempo, limitó el paso de sedimentos

hacia el Golfo de México. Así, las facies son canalizadas y orientadas noroeste-

sureste, con fuentes de aporte en el sureste y dispersión hacia el noroeste,

alcanzando longitudes de hasta 150 km, para finalmente formar lóbulos. Esta

secuencia es una de las más importantes, ya que en ella se encuentran

alojados siete de los principales campos productores de la Provincia Petrolera

Veracruz.

El Plioceno Inferior está constituido por una serie de areniscas (Formación

Paraje Solo) formadas en complejos de canales, desbordes proximales y

distales, asociados a abanicos submarinos. Estos abanicos están caracterizados

por facies de canal que se encuentran interestratificados en potentes espesores

de arcillas. Hacia la parte sur, el espacio para la dispersión de sedimentos fue

más reducido debido a los remanentes de los altos estructurales y sobre toda

la Provincia Geológica Complejo Volcánico de los Tuxtlas, que todavía funcionó

como una barrera para el paso de sedimentos hacia el Golfo de México,

condicionando su dispersión hacia el noroeste. En esta secuencia se

encuentran alojados tres campos de gas, localizados en la porción centro-

sureste de la cuenca.


II.4.2. Geología estructural

Tomando en cuenta las características geológicas de trabajos previos como en

el caso de Ortuño A., S., el cual divide a la cuenca de Veracruz en dos parte:

Cuenca Terciaria de Veracruz: la tectónica es más tranquila que la de la

Plataforma de Córdoba y el espesor de los sedimentos del Mesozoico es menor,

mientras que la cubierta de terrígenos terciarios se incrementa fuertemente de

8 a 9 km (González G.R. y Holguín Q. N., 2001) (figura 2.82).

Plataforma de Córdoba: durante la evolución de la deformación tectónica de los

sedimentos carbonatados de la Plataforma de Córdoba, se conformo el Frente

Tectónico Sepultado que es una porción sepultada del Cinturón Plegado de la

Sierra Madre Oriental, según Ortuño A., S., in PEMEX-IMP, 2000, la cual es

una importante provincia productora de hidrocarburos en el borde oriental de

la Plataforma (figura 2.82).

En recientes estudios seis dominios estructurales principales han sido

reconocidos. Estas incluyen los plays más importantes del Cretácico Medio

Superior y Neógeno de la Cuenca de Veracruz. Estas son definidas por su estilo

estructural, cinemática y procesos de deformación (figura 2.83).

1. El Frente Tectónico Sepultado (FTS). Este dominio estructural se

caracteriza por una serie de fallas de empuje y pliegues asociados que forman

anticlinales con cierre contra falla, que subyacen a la secuencia de sedimentos

terrígenos con un ligero buzamiento hacia el noroeste, conformando el flanco

oeste de la Cuenca terciaria de Veracruz. Los perfiles sísmicos 2D Y 3D e

información de pozos, han revelado que este frente está formado por al menos

tres estructuras escamadas con vergencia al NE donde la superficie de

despegue es el Cretácico Inferior (PEMEX-BEG, 2001).


Figura 2.82. Mapa y sección mostrando el marco estructural de la Provincia Petrolera Veracruz

(Modificada de Vázquez Covarrubias E., 2010).


Figura 2.83. Mapa de los seis dominios estructurales de la Cuenca de Veracruz (Modificada de

PEMEX-BEG, 2001).

2.Homoclinal Oeste. Esta es una depresión entre el frente tectónico sepultado

y el Alto de Loma Bonita. Su formación comienza en el Mioceno Medio y

continúa hasta el Mioceno Tardío- Plioceno. Consiste de amplios pliegues con

sus ejes principales orientados N-S, formados en rocas del Paleoceno- Eoceno

(Anticlinal de Perdiz y sus respectivos sinclinales Apertura-Madera), se

observan con cierre al oriente por fallas inversas con vergencia al oeste del eje

anticlinal formando un homoclinal en el Mioceno Superior-Plioceno con una

orientación NW-SE

3.Alineamiento de Loma Bonita (ALB). Es uno de los más importantes trends

estructurales en la Cuenca de Veracruz, está dominado por efectos

compresivos e involucra un sistema de fallas inversas, relacionadas al trend

Víbora-Novillero (VN). La estructura tiene una dirección al W; opuesta al de las

estructuras del frente tectónico sepultado al E Y SE. Estratigráficamente este

tuvo una fuerte influencia en la sedimentación del terciario. Primeramente,

actuó como una extensión y emplazamiento para el pre-Mioceno; después

como límite entre el Homoclinal Oeste y el sinclinal E y finalmente, como un

levantamiento marginal durante los efectos de inversión de la cuenca (PEMEX-

BEG, 2001).

4.Sinclinal de Tlacotalpan. Está definida como un bajo estructural entre el

trend de Loma Bonita y el Alto y el Alto de Anegada. Esta estructura actuó

como una subcuenca relacionada en el Mioceno Medio y Mioceno Tardío y se le

considera como una fuente importante de generación de hidrocarburos.

5.Alineamiento Antón Lizardo. Corresponde con un amplio anticlinal que se

sobrepone al Alto de Anegas. Esta afectado por una serie de bloques limitados

por fallamiento normal y por rocas volcánicas submarinas, con edades de 7

Ma. Dado que estas rocas yacen sobre un lineamiento de centros volcánicos

activos (Cinturón Volcánico Transmexicano y Macizo de los Tuxtlas), que han


estado activos periódicamente desde el Mioceno, es probable que la montaña

marina haya persistido en el margen de la cuenca desde entonces. La

información sísmica sobre el lineamiento de Antón Lizardo índica que los

espesores son constantes a través de las fallas lístricas. El desarrollo Tabular

está presente en intervalos someros, lo cual implica que parte de la

deformación es reciente y muy probablemente indicativa de cizallamiento. De

acuerdo con la sección, fallas secundarias asociadas con fallas que alcanzan el

basamento, parecen formarse en echelón en dirección NE-SW (figura 2.83)

6.Alto de Anegas. Se trata de un alineamiento estructural que se encuentra en

la región noroeste del centro volcánico los Tuxtlas y termina costa afuera cerca

de la ciudad de Veracruz. Esta estructura marca el margen oriental a partir del

Mioceno Medio en la Cuenca Cenozoica de Veracruz; parte en la cual, se forma

el levantamiento de la porción oriental del sinclinal de Tlacotalpan. La

alineación se manifiesta como una suave o ligera flexión hacía arriba, sin

afectar a la secuencia del Mioceno Inferior. Ésta estructura se originó por un

arqueamiento periférico generado por la subsidencia de la cuenca, relacionado

al frente tectónico (Meneses-Rocha, 2001). Jennette et al, (2003) sugiere que

la afectación de los patrones de plegamiento de la corteza en esta región se

deben a la naturaleza transicional del basamento y la reducción continental de

la placa Norteamericana.

II.4.3. Tectónica

La evolución tectónica de la Provincia Petrolera de Veracruz comienza a

imperar en el Jurásico por una distensión provocada por la apertura del Golfo

de México, como consecuencia del inicio de la separación de Pangea (Sedlock,

et al., 1993), en donde actuaron fallas transformantes y de desplazamiento

lateral, por medio de las cuales el Bloque de Yucatán se desplazó al sureste

(figura 2.84). Durante el Cretácico Temprano, el área permaneció como un

margen pasivo, cuya subsidencia estuvo condicionada por el enfriamiento


térmico de la corteza, desarrollándose hacia el occidente una plataforma

carbonatada de Córdoba (figura 2.85).

El evento tectónico laramídico deformó el occidente de la provincia a partir del

Eoceno Medio y ocasionó la formación de taludes inestables al W de la cuenca,

provocando una sedimentación intermitente de clásticos de talud y pie de talud

(flujo de escombros), formándose así una cuenca “foreland” (antepaís) a lo

largo del margen oriental del Cinturón Plegado.

Figura 2.84. Fallas transcurrentes

relacionadas con el desplazamiento del bloque

Yucatán y la apertura del Golfo de México para

el Jurásico Superior.

Figura 2.85. Mapa paleogeográfico del

Cretácico Temprano-Medio mostrando el

ambiente de margen pasivo. (Prost et al.,

2001).

Al continuar los esfuerzos compresivos sobre la plataforma de Córdoba durante

el Eoceno-Oligoceno, se desarrolló un alineamiento de cabalgamientos,

generando una mayor subsidencia de la cuenca por carga tectónica que duró

hasta el Mioceno Temprano. Para ese tiempo la sedimentación continuaba con

flujos de escombros sobre el talud y pie de talud, cuya principal fuente de

aporte fueron las rocas carbonatadas cretácicas del Cinturón Plegado de la

Sierra Madre Oriental. La inversión gradual de la cuenca inició durante el

Mioceno Temprano y alcanzó su mayor desarrollo a finales del Mioceno Medio

(figura 2.86) por un evento tectónico asociado al establecimiento de la


subducción de la Placa de Cocos en el sur-sureste, este evento es

correlacionable con el evento tectónico Chiapaneco.

La inversión de la cuenca se refleja también por dos sistemas de fallas, el

primero corresponde al sistema noroeste-sureste Víbora-Novillero, mientras

que el segundo sistema se conforma por los Altos de los Tuxtlas y Anegada, los

cuales posiblemente corresponden a la actual expresión de la Falla

Transformante Occidental del Golfo (Prost et al., 2001).

Para el Mioceno Tardío, cesa el levantamiento y la cuenca se colmata por

medio de una secuencia siliciclástica progradante de plataforma (Martínez et

al., 2005) (figura 2.86). Durante este tiempo ocurren cambios en la

composición mineralógica y fuentes de aporte de los sedimentos, cambiando

de compuestos carbonatados (Paleógeno) a mezclas carbonatado-siliciclásticas

en el Mioceno Temprano y finalmente a siliciclásticas con influencia volcánica

del Mioceno Medio al Plioceno.

II.4.4. Sistemas Petroleros

En la Provincia Petrolera Veracruz los estudios geoquímicos han permitido

identificar rocas generadoras del Tithoniano, Cretácico Medio y Mioceno

Superior. La riqueza y calidad del kerógeno posibilita clasificar las rocas

jurásicas y cretácicas como generadoras de aceite/gas termogénico

conformando sistemas petroleros conocidos (!), mientras que las lutitas del

Mioceno Superior se consideran generadoras de gas biogénico (Vázquez,

2008).

El estudio comparativo de la composición isotópico-molecular de los bitúmenes

extraídos de las rocas generadoras mesozoicas con los biomarcadores e

isótopos de los aceites explotados en las calizas fracturadas cretácicas y las

areniscas del Eoceno, así como el análisis de los isótopos de los gases


presentes en las calizas cretácicas y areniscas neógenas, ha permitido

establecer e inferir la correlación roca generadora-aceite, estableciéndose los

siguientes cuatro sistemas petroleros:

Figura 2.86. Sección transversal restaurada mostrando la dinámica terciaria de la Provincia

Petrolera Veracruz (Tomada de Vázquez Covarrubias E., 2010).

Sistema Petrolero Cretácico Medio–Cretácico Medio-Superior (!)

El sistema petrolero Cretácico Medio-Cretácico Medio-Superior (!) está

relacionado con la presencia de yacimientos predominantemente de aceite en

la porción norte y margen oriental del Frente Tectónico Sepultado.


La existencia de rocas generadoras del Cretácico Medio ha sido definida por el

análisis geoquímico de rocas e hidrocarburos, la información estratigráfica y

geoquímica de chapopoteras y aceites indican dos posibles intervalos

generadores en la sección Albiano-Cenomaniano.

Elementos del Sistema Petrolero Cretácico Medio–Cretácico Medio-Superior (!)

Roca generadora

Las rocas generadoras del Cretácico Medio consisten de alternancias

estratificadas de anhidritas, dolomías y carpetas de algas, depositadas en

condiciones restringidas de aguas someras. Las manifestaciones de aceite e

impregnaciones de las muestras de canal y núcleos de los pozos perforados

son consistentes con la generación local de aceite. Facies generadoras

similares son conocidas en las Provincias Geológicas Tlaxiaco, Cinturón Plegado

de Chiapas y Cuenca de Petén (Guatemala). Otras litofacies generadoras de

facies de rampa interna carbonatada de baja energía del Cretácico Medio

consisten de calizas arcillosas interestratificadas con calizas tipo wackestone

peletoidal de ambiente subacuático semirestringido.

Los valores de los parámetros geoquímicos de estas rocas registrados por

pirólisis arrojaron valores considerados de excelente calidad, indicando la

presencia de un kerógeno tipo II precursor de aceite y gas (IH=34-842/448)

maduro térmicamente (Tmax=413-467/448°C) con un potencial generador

bueno (COT=0.5-4.2/1.0%, S2=0.2-32.7/4.4mgHC/g/COT), lo que justifica la

presencia desde aceites pesados hasta gas y condensado. Los estudios ópticos

por petrografía orgánica permitieron identificar partículas orgánicas amorfas

algáceas y herbáceas (figura 2.87).

Basándose en los estudios geoquímicos de biomarcadores e isótopos de

aceites, extractos de roca y gases. Mediante los análisis de cromatografía de

gases y espectrometría de masas (GC-MS), se determinó la composición

molecular e isotópica de aceites ubicados en la porción norte de la Plataforma


de Córdoba, definiendo la familia de aceites Marino Carbonatada Evaporítica.

Las relaciones de Pristano/Fitano sugieren un ambiente deposicional anóxico

(Pr/Fi<1.0,) los terpanostri C23< tetra C24, hopanos C34>C35, esteranos

C27<C28, esteranos C29 20S/20R=0.8-0.9% (Roe). Los análisis de extractos

de roca del Cretácico Medio hacia la porción norte del área mostraron similitud

molecular e isotópica que correlacionan con esta familia, asignándole por lo

tanto, el nivel de certeza conocido (!) para este sistema petrolífero (Moldowan,

J. M. et al. 2008).

Figura 2.87. Gráfica mostrando los tipos de kerógeno encontrados en rocas del Cretácico Medio

al norte y sur de la Plataforma de Córdoba y la correlación roca generadora-aceite por

biomarcadores (terpanos) debitúmenes extraídos del Cretácico (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

Roca almacenadora

La roca almacén del Cretácico Medio (Formación Orizaba) está constituida por

grainstones oolíticos bien clasificados y packstones de esqueletos

dolomitizados y fracturados con porosidad primaria intercristalina y secundaria

por disolución y fracturamiento. Los valores de porosidad varían entre 4 y

16%, mientras que en el Cretácico Superior se encuentran rocas

almacenadoras representadas por brechas carbonatadas multiapiladas e

interestratificadas con margas, calizas arcillosas compactas y lutitas con una

distribución local y discontinua. Los valores de porosidad varían entre 4 y 14%,


coexistiendo la porosidad primaria intergranular y la secundaria por

fracturamiento (figura 2.88).

Roca sello

Rocas calcáreas arcillosas del Cenomaniano-Turoniano (Formación Maltrata)

con espesores variables entre 50 y 100 m. Para el Cretácico Superior son

margas, calizas arcillosas y lutitas interestratificadas con las brechas de talud.

Figura 2.88. En el lado izquierdo, la micrografía muestra un packstone de miliólidos y

fragmentos de esqueletos dolomitizado del Cretácico Medio Orizaba con porosidad intercristalina

y microfracturas impregnadas de aceite, mientras del lado derecho se muestran fotografías de

un núcleo y una micrografía de las brechas calcáreas del Cretácico Superior, mostrando

porosidades intracristalinas y vugulares con presencia de aceite (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).

Trampa

El evento compresivo laramídico formó trampas estructurales anticlinales con

cierre en cuatro direcciones y contra falla en el frente tectónico del cinturón

plegado y posteriormente sepultado (figura 2.89).


Figura 2.89. Sección transversal mostrando los anticlinales imbricados (trampas estructurales)

resultantes de la cabalgadura de las calizas cretácicas de la Plataforma de Córdoba hacia el

oriente y que conforman el Frente Tectónico Sepultado (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Procesos del Sistema Petrolero Cretácico Medio-Cretácico Medio-Superior (!)

En la porción occidental de la plataforma de Córdoba la gruesa sección

carbonatada del Cretácico Medio, Superior y Terciario causó que las rocas

generadoras del Cretácico Medio alcanzaran su madurez temprana a principios

del Eoceno Medio, este sector de la cuenca fue alcanzado por el evento

compresivo laramídico, formándose los bloques autóctonos y alóctonos. En el

bloque alóctono los procesos de generación se interrumpieron como resultado

de su levantamiento y erosión parcial hasta el Mioceno cuando de nuevo se

reinició su sepultamiento por los sedimentos neógenos; sin embargo, este

bloque nunca alcanzó la zona principal de generación de aceite, pudiendo las

rocas ricas en materia orgánica haber generado solamente aceite pesado, por

otro lado los aceites remanentes de este bloque están afectados por

biodegradación afectando localidad de los aceites.


En lo que se refiere a las rocas generadoras contenidas en el bloque autóctono

como resultado de su sepultamiento por el bloque cabalgante, alcanzaron

inmediatamente la ventana de generación de aceite donde permanecieron

hasta inicios del Mioceno, como resultado del basculamiento hacia el oriente y

reinicio de la subsidencia, las rocas generadoras fueron sepultadas hasta la

zona principal de generación de aceite.

Sistema Petrolero Tithoniano – Eoceno (!)

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano – Eoceno (!)

Roca generadora

Las rocas generadoras jurásicas están representadas por lutitas negras

carbonosas alternantes con calizas arcillo-arenosas y lutitas arenosas. Su

espesor promedio son aproximadamente 200 m. Las rocas analizadas del

Jurásico Superior muestran valores de Carbono Orgánico Total entre 0.5 y

3.4% (COTprom=1.3%), Hidrocarburos potenciales entre 0.48 y 9.32

mgHC/gCOT (S2prom=3.1), un Índice de Hidrógeno entre 50 y 648

(IHprom=263), lo cual permite clasificar su riqueza orgánica y potencial

generador como regular y su kerógeno térmicamente maduro precursor de

aceite y gas (figura 2.90).

Los puntos de control por pozos para esta roca generadora son pocos; sin

embargo la información sísmica indica su probable continuidad hacia el oriente,

en la porción central de la cuenca terciaria, donde es también probable esté

compuesta por facies marino-anóxicas carbonatico-arcillosas análogas a las

conocidas en las cuencas de Sureste y Tampico-Misantla, como lo muestran los

biomarcadores de aceites y que han permitido considerar a estas rocas como

las generadoras de hidrocarburos más importantes en las megacuenca del

Golfo de México. Esta presunción se corrobora con la afinidad que se encontró

entre los biomarcadores de los aceites determinados en las manifestaciones

superficiales registradas hacia la porción sur del área, donde se definió una


familia Marina Carbonatada Siliciclástica de afinidad Tithoniano, así como por

las relaciones isotópicas del Carbono 13 ( 13C = -27 0/00) en los saturados y

aromáticos de los extractos de roca del Jurásico Superior, así como por las

relaciones de biomarcadores (terpanos y esteranos) en los aceites (figura

2.91) y en la chapopotera de la Sierra de Tlacuilotecatl (Vázquez, 2007).

Figura 2.90. Registro geoquímico de la Cuenca de Veracruz (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).


Figura 2.91. Correlación de los biomarcadores de un aceite almacenado en areniscas del

Eoceno con uno de la Cuenca del Sureste de afinidad Tithoniano (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).

Roca almacenadora

La roca almacén está representada por conglomerados, areniscas

dolomitizadas y fracturadas del Eoceno Medio correspondientes a facies de

relleno de canal, desbordes proximales y distales depositadas como lóbulos en

abanicos de pie de talud. Su porosidad promedio alcanza 12%.

Roca sello

Las rocas sello están conformados por lutitas siliciclásticas intraformacionales

del Eoceno Medio y del Mioceno (figura 2.92).

Trampa

Las trampas son de tipo estructural y combinada con su componente

estratigráfica representada por cambios de las facies de abanicos de pie de

talud en facies de canales-diques y su componente estructural formada por

anticlinales afallados. Posterior al plegamiento y cabalgamiento laramídico, el

Frente Tectónico fue afectado por distensión, erosión y sepultamiento durante

el Oligoceno-Mioceno Temprano, quedando la trampa formada nuevamente

después del evento Chiapaneco del Mioceno Medio que levantó el flanco

occidental y la dinámica de la sedimentación, formando cañones (figura 2.92).


Figura 2.92. Sección sísmica con registros de pozos mostrando la posición estratigráfica y

características petrofísicas de los horizontes productores del Eoceno Medio y sellos

intraformacionales y neógenos, morfología de la trampa en el Frente Tectónico Sepultado


Procesos del Sistema Petrolero Tithoniano–Eoceno (!)

En el límite de la cuenca terciaria con el Frente Tectónico Sepultado, las rocas

generadoras del Jurásico Superior entraron durante el Cretácico Tardío a la

ventana de generación, alcanzando durante el Oligoceno la zona principal de

generación, donde permanecieron hasta el Mioceno Medio (15 M.a), cuando

alcanzaron la ventana de generación tardía y a inicios del Plioceno, la ventana

de generación de gas húmedo. Los aceites de este sistema muestran una

mezcla de aceites normales con biodegradados, indicando un mínimo de dos

pulsos de migración, uno Paleógeno con problemas de preservación por

erosión, infiltración de aguas, y otro pulso Neógeno de remigración de aceites

biodegradados y expulsión-migración de nuevos aceites.


Sistema Petrolero Tithoniano-Neógeno (!)

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Neógeno (!)

Rocas generadoras

Las rocas generadoras del Jurásico Superior son similares a las descritas

previamente.

Rocas almacenadoras

Los reservorios están constituidos por areniscas de grano fino a medio, mal

clasificado en matriz arcillo-calcárea con espesores alrededor de 10 m,

porosidades promedio de 20 a 30% y permeabilidades de 0.4 a 560mD (figura

2.93).

Figura 2.93. Micrografías de las areniscas líticas del Mioceno mostrando el incremento de

clastos volcánicos hacia el Mioceno Medio y Superior, lo cual influye en la calidad de la roca

almacén (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

.

Rocas sello

Están formadas por paquetes arcillosos siliciclásticas intraformacionales de

varias decenas de metros depositados como facies distales de abanicos de

talud (figura 2.94).


Figura 2.94. Registro de pozo mostrando la relación estratigráfica de las rocas sello con los

reservorios de gas del Neógeno en la Cuenca Terciaria de Veracruz (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).

Trampa

Las trampas son de tipo combinado con su componente estratigráfica

representada por cambios de facies de abanicos de talud a facies arcillosas

distales y su componente estructural formada por anticlinales de bajo relieve

estructural asimétrico y alargado, cuyo eje principal con dirección noroeste-

sureste y flancos suaves. Su cierre se forma por acuñamiento litológico y

algunas veces contra falla (figura 2.95).


Figura 2.95. Sección sísmica y extracciones de amplitud representando las trampas combinadas

y estratigráficas del Neógeno de la cuenca de Veracruz (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Procesos del Sistema Petrolero Tithoniano-Neógeno (!).

En la porción central de la cuenca terciaria las rocas generadoras del Jurásico

Superior durante su sepultamiento cruzaron las ventanas de generación de

aceite y gas. A inicios de Eoceno (49 M.a) entraron a la ventana de generación

alcanzando el pico en el Mioceno Temprano y la ventana de generación de gas

húmedo en el Mioceno Tardío y, finalmente, la zona de generación del gas seco

en el Plioceno.

Sistema Petrolero Mioceno Inferior-Mioceno Superior-Plioceno (!)

Elementos del Sistema Petrolero Mioceno Inferior-Mioceno Superior-Plioceno

(!)

Roca generadora

Las fuentes generadoras del Mioceno están constituidas por gruesos paquetes

de lutitas siliciclásticas con un buen contenido de material orgánico

(COTprom=1.0%), y potencial generador (S2prom=2.3 mgHC/gCOT) de un

kerógeno predominantemente inmaduro (Tmax=435°C) tipo II/III

(lHprom=230) precursor de gas.


Roca almacenadora

Las rocas almacén son análogas a las descritas para el sistema petrolero

Tithoniano-Neógeno (!) representadas por areniscas de grano medio-grueso

constituidas por clastos líticos, de cuarzo y feldespatos moderadamente

clasificados y subangulosos (litarenitas-arenitas sublíticas) con porosidad

primaria intergranular promedios de 25% y permeabilidad de 425 mD (figura

2.96).

Rocas sello

Los sellos son del mismo tipo a los descritos previamente como paquetes

arcillosos intraformacionales de varias decenas de metros asociados a facies de

piso de cuenca (figura 2.96).

Figura 2.96. Registro de pozo mostrando las características petrofísicas y fotografía de núcleo

de las areniscas (almacenes) y lutitas (sellos) neógenas (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).


Trampa

Combinada con fuerte componente estructural con orientación NW-SE. Su

componente estratigráfica se considera como un abanico de piso de cuenca en

facies de canales y desbordes (figura 2.97).

Figura 2.97. Línea sísmica mostrando el comportamiento de los estratos de crecimiento como

trampas combinadas por acuñamiento contra flanco de anticlinal (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).

Procesos de sistema petrolero Mioceno Inferior-Mioceno Superior-Plioceno (!)

El sistema petrolero Mi-Ms-Pli (!) se caracteriza por la presencia de gas

biogénico almacenado en las rocas del Mioceno y Plioceno. La generación de

gas biogénico requiere del depósito de un paquete sedimentario con presencia

de bacterias metanogénicas, las cuales coexisten en un ambiente anóxico y

sulfato-deficiente, temperaturas menores a 75°C, profundidades de

sepultamiento menores de 1,000 m, presencia de materia orgánica dispersa

con COT mínimo de 0.5% y altas tasas de sedimentación. El gas biogénico

tiende a acumularse muy cerca de la sección que lo genera, por lo que se

infiere que fue generado en el intervalo del Mioceno Superior-Plioceno. Durante


este tiempo, las altas tasas de sedimentación favorecieron el depósito de

arcillas marinas de aguas profundas en la antefosa principal de la cuenca

terciaria donde se presentaron condiciones favorables para la acumulación de

materia orgánica marina.

Extensión geográfica de los sistemas petroleros Cretácico Medio–Cretácico

Medio-Superior (!), Tithoniano- Eoceno (!), Tithoniano-Neógeno (!) y Mioceno

Inferior-Mioceno Superior-Plioceno (!)

La extensión geográfica de los Sistemas Petroleros se distribuyen en franjas

orientadas noroeste al sureste; los campos cretácicos de aceite y gas están

localizados en el Frente Tectónico Sepultado relacionados con el sistema

petrolero KM-KM-KS (!), ocupando un área aproximada de 6,000 km2. Al

oriente de estos, tenemos los campos de aceite relacionados con el sistema

petrolero JS-Pe (!) ubicados en el límite de la cuenca terciaria con Homoclinal

del oeste ligados con un área de influencia de aproximadamente 1,500 km².

Después tenemos los campos con presencia de gas seco termogénico

asociados con las rocas generadoras del Jurásico con un área de influencia de

aproximadamente 30,000 km², mientras que la zona de influencia del gas

biogénico asociado con las rocas del Mioceno-Plioceno abarca la porción central

de la cuenca, abarcando el anticlinal de Loma Bonita y el sinclinal de

Tlacotalpan en un área de 3,000 km2 (figura 2.98).

Extensión estratigráfica de los sistemas petroleros Cretácico Medio–Cretácico

Medio-Superior (!), Tithoniano-Eoceno (!), Tithoniano-Neógeno (!) y Mioceno

Inferior-Mioceno Superior-Plioceno (!)

Los elementos de estos Sistemas Petroleros se encuentran bien delimitados en

la columna geológica. Los espesores y evolución de las rocas sepultantes

regulan la generación y migración de los hidrocarburos. De tal manera,

tenemos que las rocas generadoras del Jurásico Superior están soportando la

carga litoestática de las sedimentos cretácicos, terciarios y recientes con


espesores que rebasan los diez kilómetros en el centro de la cuenca. En el

Frente Tectónico Sepultado es posible que las rocas generadoras del Cretácico

Medio estén siendo sepultadas por varios bloques alóctonos de rocas cretácicas

y terciarias, que las llevan a profundidades mayores a siete kilómetros.

Figura 2.98. Mapa mostrando la extensión geográfica de los sistemas petroleros de la Cuenca

de Veracruz (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Al mismo tiempo las rocas paleógenas están siendo sepultadas por sedimentos

del Neógeno con espesores hasta de siete kilómetros en la porción central de

la cuenca por lo que alcanzan dichas rocas la ventana de generación de gas.

Las rocas generadoras del Mioceno Inferior son cubiertas por depósitos del

Mioceno Superior y Plio-Pleistoceno con espesores máximos de cinco

kilómetros que las ponen en la zona de generación de gas, además se

considera que estas rocas generaron gas por actividad bacterial durante su

sepultamiento antes de alcanzar unos dos kilómetros de profundidad (figura

2.99).


Figura 2.99. Sección transversal mostrando las ventanas de generación de hidrocarburos y la

extensión estratigráfica de los sistemas petroleros de la Cuenca de Veracruz (Escalera A.J.A.,


Extensión temporal de los Sistema Petroleros Cretácico Medio–Cretácico Medio-

Superior (!), Tithoniano- Eoceno (!), Tithoniano-Neógeno (!) y Mioceno

Inferior-Mioceno Superior-Plioceno (!).

La tabla de elementos y procesos del sistema petrolero muestra

secuencialmente cómo se fueron sucediendo los eventos geológicos que

coadyuvan temporal y espacialmente para formar acumulaciones de

hidrocarburos. De esta manera, en la cuenca de Veracruz están presentes tres

rocas generadoras formadas durante el Jurásico Tardío, el Cretácico Medio, y

Mioceno Temprano. Las rocas almacenadoras y los sellos se formaron

contemporáneamente durante el Cretácico Medio y Tardío, Eoceno y Mioceno


Temprano, así como también posteriormente durante el Mioceno Medio-

Plioceno. La componente estratigráfica de las trampas fue contemporánea con

la sedimentación-compactación de los sellos, mientras que la componente

estructural de la porción occidental está influenciada por los eventos

compresivos laramídico del Eoceno, Chiapaneco del Mioceno Medio y en menor

proporción fenómenos de transtensión-transpresión del Plio-Pleistoceno. La

generación de hidrocarburos inició para las rocas Jurásicas a finales del

Cretácico y para las rocas del Cretácico Medio a finales en el Eoceno Medio, en

la porción occidental de la cuenca el evento laramídico suspendió la generación

de hidrocarburos en los bloques superiores alóctonos, pero continuó con mayor

fuerza en los bloques autóctonos estableciéndose un momento crítico para la

preservación de los hidrocarburos acumulados en esta área. Hacia el centro de

la cuenca las rocas jurásicas continuaron generando y expulsando

hidrocarburos hasta el Reciente, incorporándose como cogeneradoras las rocas

terciarias a partir del Mioceno Temprano, registrando durante el Mioceno Medio

otro momento crítico para la preservación de los hidrocarburos, esta vez

relacionado con el evento Chiapaneco. Cabe destacar que en la porción central

de la cuenca, actualmente las rocas generadoras mesozoicas y terciarias se

encuentran en la ventana de generación de gas, habiendo alcanzado su

máximo nivel de madurez térmica, que migraron y conformaron yacimientos

de hidrocarburos gaseosos (figura 2.99).

II.4.5. Producción Y Reserva 3P

En 1948, Petróleos Mexicanos inicia actividades en la provincia y en 1953 el

pozo Angostura-2 resulta productor de aceite en calizas del Cretácico Superior,

y en 1956 el pozo Mirador-1 resulta productor de gas de areniscas del Terciario

(Benavides-G., 1959; Toriz-Gama, 1999). De 1955 a 1980 se descubren la

mayoría de los campos de aceite y gas asociado en calizas cretácicas plegadas

del frente tectónico sepultado, incluyendo los campos Cópite, Mata Pionche y

Mecayucan, así como algunos campos de gas en rocas siliciclásticas terciarias

como Cocuite. De 1981 a 1995, la actividad exploratoria en la Provincia de


Veracruz se enfoca a la búsqueda en grandes estructuras de yacimientos de

aceite en el bloque autóctono y no se realiza ningún descubrimiento, si bien la

producción de gas se logró mantener por arriba de los 100 millones de pies

cúbicos diarios gracias al aporte de gas húmedo de los yacimientos del

Cretácico. A partir de 1997 se reinicia la actividad exploratoria apoyada con

sísmica tridimensional, lo que permite visualizar los modelos sedimentarios

postulados de abanicos submarinos y mapearlos mediante la utilización de

atributos sísmicos. Combinado con el desarrollo de nuevos conceptos y

modelos de yacimiento y la aplicación de nuevas tecnologías en la perforación

y terminación de pozos, de 1999 a 2004 se descubren, entre otros, los campos

Playuela, Lizamba, Vistoso, Apértura, Arquimia y Papán (Vázquez y Valdivieso,

2004; Valdivieso y Martínez, 2006). Esto permitió alcanzar en 2008 el máximo

histórico de la provincia de 1012 millones de pies cúbicos diarios (figura

2.100). La producción acumulada total de la provincia es de 0.6 MMMbpce (3

billones de pies cúbicos de gas). Las reservas 3P son de 0.2 MMMbpce (1 billón

de pies cúbicos de gas). Se estima un recurso prospectivo de 3.5 MMMbpce, al

1° de enero de 2010.

Figura 2.100. Gráfica de producción de la Provincia Petrolera de Veracruz (Escalera A.J.A.,



La distribución de los recursos prospectivos evaluados en 2010 en la “Cuenca

de Veracruz” abarca el 1.33% de los recursos totales a nivel nacional, con una

media de cerca de 0.7 MMMbpce (01 enero 2009).


III. CUENCAS DEL SURESTE DE MÉXICO



petrolero en las Cuencas del Sureste de México, que dan lugar a los

yacimientos de gas no asociado y de condensados que se encuentran en estas

cuencas, y reconocerá los tipos de yacimientos presentes, así como las etapas

de generación y maduración de los mismos.

III.1. Salina del Istmo

Localización

Abarca desde el frente de la Sierra de Chiapas en el sur hasta la isobata de

500 m al norte, limitando al oeste con la Cuenca de Veracruz y al este con el

Pilar Reforma-Akal. Esta provincia incluye en su porción sureste a la sub-

cuenca de Comalcalco, por su origen asociada a la carga de sedimentos y

evacuación de sal.


Figura 3.1. Plano de localización de la Cuenca Salinas del Istmo Guzmán-Vega M. A. y M. R. Mello, 1999.

III.1.1. Estratigrafía y Ambientes de Depósito

La columna sedimentaria de Salinas del Istmo comienza en el Jurásico Superior

con la depositación de calizas gruesas no estratificadas obscuras y

bituminosas, además de Lutitas y areniscas, estos depositados bajo un evento

de tipo transgresivo que avanzó más allá del borde meridional de la Cuenca

Salina (facies bituminosas costeras) y que perduró hasta el Cretácico Inferior.

Durante el Cretácico Medio se depositaron Calizas de rudistas gris y cristalinas

pertenecientes a las Calizas Sierra Madre, sobreyaciendo a estos depósitos se

encuentran distribuidas margas arcillosas en la cima y calizas densas delgadas

interestratificadas con lutitas, todos estos depósitos pertenecientes a las

formaciones Méndez y San Felipe del Cretácico Superior. Estos sedimentos se

19°07´

94°58´

91°44´

16°44´


formaron en un ambiente de mar abierto en áreas positivas (continente)

formación San Felipe y ambiente nerítico marino para los depósitos de la

formación Mendez (Rojas A.C; 2010).

Gruesos conglomerados no estratificados yacen sobre las lutitas Nanchital, del

Cenozoico Inferior, indicando cambios notables en la sedimentación ya que

antes de ser depositados, las sierras de las cuales se derivan estos cantos

rodados debieron de haber sido elevadas y estuvieron sujetas a una fuerte

erosión, de modo que probablemente la superficie de la serie Nanchital fue

erosionada hasta cierto punto, antes del depósito de los conglomerados.

El Oligoceno marca un periodo importante en la sumersión, dando origen a las

series La Laja (plataforma clástica) y Depósito (mesobatial), las unidades

clásticas de mayor espesor en el Istmo, la primera formación (La Laja) con

depósitos de Lutitas con foraminíferos y margas con delgadas particiones de

arenisca y toba y la segunda formación con depósitos de lutitas y areniscas con

tobas blancas y verdes. (Rojas A.C; 2010).

Sobreyaciendo a los depósitos del Oligoceno se presentan los depósitos del

nerítico interno de plataforma clástica del Mioceno Inferior de Lutitas verde

olivo con capas de arena de diferentes espesores correspondientes a la

formación Encanto la cual infrayace a la formación Concepción Inferior misma

que presenta depósitos de Lutitas gris y azules con venas frecuentes de

anhidrita y arenas interestratificadas, relacionando las variaciones

sedimentarias presentes con la fauna bentónica así como planctónica, se

deduce que la unidad fue depositada en un ambiente marino, nerítico interno

de plataforma clástica. Infrayaciendo a estos depósitos se presentan las lutitas

no estratificadas grises con arenas y areniscas de la formación Concepción

Superior mismas que corresponde a un ambiente de depósito de plataforma

clástica, muy próxima a la línea de costa; todas las formaciones ya

mencionadas corresponden a la misma edad (Venegas M.R.M; 2010).

Sobreyaciendo a estos depósitos se presentan los depósitos perteneciente

probablemente a un medio litoral con gran parte fluvial de la formación Filisola


que presenta arenas amarillas y grises micáceas correspondientes al Mioceno

Medio, bajo la misma edad y sobreyaciendo a estos de presentan arenas y

Lutitas grises con lignito y material carbonoso, en ocasiones grava y

concreciones calcáreas, presentes en la formación Paraje Solo

correspondientes a un ambiente deltaico.

Continuando con la estratificación para el Mioceno superior se depositaron las

formaciones Agueguexquite y Cedral, la primera con depósitos de lutitas,

arenas, areniscas y toba y la segunda con arcilla gris verdosa a azules no

estratificadas, con arenas y gravas interestratificadas, estas correspondientes

a aguas salobres.

Finalmente durante el Plioceno se deposita la formación Acalapa constituida

principalmente por conglomerados; depósitos continentales fluviales

contemporáneos al vulcanismo del Volcán de los Tuxtlas, que se localiza al

oeste de la Cuidad de Coatzacoalcos, Ver. (Asociación Mexicana de Geólogos

petroleros 1999).


Figura 3.2. Columna Estratigráfica de la Cuenca Salinas del Istmo (Schlumberger 1984).


Figura 3.3. Mapa geológico de la región central de la Cuenca Salinas del Istmo en su parte

central (Arellano-Yussim 2004)

III.1.2. Geología Estructural

Estructuralmente se caracteriza por diapiros, paredes, lengüetas y toldos de

sal que dieron lugar a la formación de cuencas por evacuación de sal, tales

como la de Comalcalco, y minicuencas entre cuerpos salinos. Las rocas

mesozoicas y paleógenas están estructuradas ya sea por plegamiento y

fallamiento con dirección noreste-suroeste y vergencia hacia el noroeste o por

rotación de capas en los pedestales de los diapiros salinos; mientras que en el

Terciario se presentan estructuras dómicas asociadas a masas salinas, fallas

lístricas con inclinación al noroeste que afectan incluso hasta el Mesozoico y

fallas lístricas contra-regionales con inclinación al sureste (figura 3.3. Oviedo-

Pérez, 1998; Gómez-Cabrera, 2003; Robles-Nolasco et al., 2004; Soto-Cuervo

et al., 2004; Cruz et al., 2010).


Figura 3.4. Sección estructural tipo de la Provincia Salina del Istmo.

La estructura de la Cuenca salina del Istmo parece ser el resultado de

sucesivos desplazamientos del Macizo de Chiapas hacia el norte, iniciando al

principio del Paleoceno durante la orogenia de la Cordillera y produciendo

pliegues y fallas en el margen de la cuenca con el Macizo de San Andrés, así

como en el borde austral debido al empuje de los plegamientos de la antefosa

de Chiapas al avanzar el frente de la cordillera. La sal fue inyectada a través de

estos pliegues y fallas pero durante el oligoceno otros movimientos y el

gradual hundimiento de la cuenca dio lugar a la penetración de las masas

salinas, las cuales, con dos excepciones conocidas, no han atravesado los

sedimentos que se encuentran arriba del contacto Mioceno - Oligoceno.

Los movimientos póstumos miocénicos y post-miocénicos fueron muy intensos

en esta cuenca, plegando y fallando los sedimentos miocénicos. Estos

movimientos pueden demostrarse no solamente por la geología superficial sino

también por la variación de los espesores de los sedimentos del Mioceno.


En las áreas crestales de la estructura Salina del Istmo estos espesores se

encuentran extraordinariamente reducidos. Estos espesores reducidos se

explican mejor pos la disminución en la depositación que por la intrusión de

sal. La disminución en la depositación refleja las fases de plegamiento que

pueden seguirse en las regiones que rodean la cuenca Salinas del Istmo. Debe

sumirse que los movimientos de plegamiento estimularon el flujo de la sal

hacia el corazón de los anticlinales y que ello incrementó periódicamente el

arqueamiento de las formaciones sobre la sal.

Los anticlinales salinos aparecieron en el fondo del mar como sierra

submarinas emergentes, de las cuales era removido parte del lodo que se

asentaba por las corrientes del fondo y llevado a las depresiones.

La pendiente de la sal u orilla de las estructuras salinas ístmicas no han servido

como trampa efectiva para detener la migración de petróleo por lo que hasta

ahora se sabe. La vecindad inmediata de la pendiente salina y su culminación

representa una zona de extrema movilidad. Las fallas normales e inversas son

frecuentes en ella. Las soluciones salinas migraron y continuaron migrando a

través del núcleo de sal deslavado, así como su alrededor, retirando parte de

la sal por difusión y llevándolas a las formaciones circundantes hasta escapar a

la superficie. Debido a la pérdida de volumen de la porción superior del

corazón salino, las formaciones que lo cubrían se vieron forzadas a caer sobre

la culminación y la pendiente inmediata. (Asociación Mexicana de Geólogos

petroleros 1999).


Figura 3.5. Mapa tectónico del sureste de México mostrando las cuencas, los horst y las

estructuras más relevantes, las masas de sal que afloran en el fondo marino de la porción

meridional del Golfo de México y la localización de secciones en las cuencas terciarias del sureste

mexicano. CV. Cuenca de Veracruz: CSI. Cuenca Salinas del Istmo: CC. Cuenca de Comalcalco:

CM. Cuenca de Macuspana: SCH. Sierra de Chiapas. (Padilla y Sánchez, R.J., 2007).

III.2. Comalcalco

Localización Comprende la parte media del Estado de Tabasco y Norte de Chiapas. Sus

límites son: Al Norte con el Golfo de México, al Oeste por una línea casi Norte-

Sur que pasa por la laguna de la Machona, al oriente por una línea que pasa

por guerrero y Villahermosa y al sur por la primera estribación de la sierra. Se

encuentra dentro de la zona de transición entre la Cuenca Salinas del Istmo y

Macuspana-Campeche. (Sánchez Sánchez Eduardo. 1962) (Figura 3.6).


Figura 3.6. Ilustra la posición geográfica de la cuenca de Comalcalco y las relaciona con las

cuencas del Sureste de México.

La cuenca de Comalcalco se desglosa en dos campos Chinchorro y Yagual.

Campo Chinchorro

Chinchorro es uno de los campos del activo Bellota Chinchorro en la Región

Sur. Se localiza en el sureste de la República Mexicana, a 50 kilómetros al

noroeste de la ciudad de Villahermosa, Tabasco (figura3.7).


Figura 3.7. El campo Chinchorro se localiza a 50 kilómetros al noroeste de la ciudad de

Villahermosa, Tabasco (Escalera, A.J.A., Hernández, R.U.2010).

Campo yagual

El campo Yagual se encuentra ubicado en el activo Bellota-Chinchorro de la

Región Sur. Su localización es a 50 kilómetros al noroeste de la ciudad de

Villahermosa, Tabasco (figura 3.8).

Figura 3.8.El campo Yagual se localiza en el estado de Tabasco a 50 kilómetros al noroeste de

la ciudad de Villahermosa.(Escalera, A.J.A., Hernández, R.U.2010).


III.2.1. Estratigrafía y Ambientes Sedimentarios

Las características de las diferentes épocas y formaciones que integran la

columna estratigráfica del campo, se definieron con el análisis litológico de las

muestras de canal núcleos; determinaciones paleontológicas y por marcas

eléctricas establecidas por medio de los registros geofísicos.

El Jurásico Medio (Kimmeridgiano) está constituido por dolomías

microcristalina y mesocristalina, de colores café obscuro y gris obscuro.

Ligeramente arcillosa, con esporádicas microfracturas selladas por dolomita.

Correspondiente a una plataforma somera de mediana a alta energía.

Mientras que para el Jurásico Superior (Thithoniano),por dolomías

microcristalina, arcillosa, de color café obscuro y gris obscuro, con fracturas

selladas por dolomita y aceite residual, intercala con mudstone arcilloso, café

obscuro y gris obscuro, compacto, en parte dolomítico; su espesor es de

aproximadamente 350 m. Su medio ambiente es de mar abierto.

Correspondiente al mismo ambiente de depósito se presentan los depósitos del

Cretácico Inferior (Berriasiano-Aptiano) misma que se encuentra constituida

por los depósitos de dolomía microcristalina, de color gris claro, café obscuro y

café claro por impregnación de aceite, arcillosa, con fracturas selladas por

calcita y dolomita, apreciándose algunos fragmentos pirita finalmente

diseminada, con horizontes de bentonita gris verdoso y de pedernal negro; su

espesor es de 400 m.

Para el Cretácico Medio (Albiano-Cenomaniano), se presentan los depósitos de

microdolomía microcristalina de color crema a café claro y gris claro y gris

verdoso, en parte ligeramente arcillosa, con impregnaciones de aceite ligero,

fractura sellada por calcita y dolomita, alternada con mudstone café obscuro,

arcilloso, dolomítico, presenta pedernal café obscuro y negro; su espesor es de

300 m. Corresponde a facies de cuenca.

Sobreyaciendo a este periodo se presentan los depósitos del Cretácico Superior

donde las formaciones que se subdividen a este periodo, se les aplica la misma


nomenclatura de la cuenca Tampico-Misantla, de la zona norte de Petróleos

Mexicanos, esto es: Agua Nueva, San Felipe y Méndez. La Formación

equivalente Agua Nueva (Turoniano), consiste de un mudstone a wackestone

de foraminíferos plantónicos de color crema, compacto, con fracturas selladas

por calcita, en parte se encuentra arcillosa. Presenta nódulos o bandas de

pedernal gris claro y ámbar y algunos horizontes de bentonita gris verdoso.

Hacia la parte inferior está constituida por dolomía microcristalina de color

blanco cremoso y gris verdoso, con impregnaciones de aceite ligero; su

espesor es de 150 m. Correspondiente a depósitos de mar abierto. Para la

Formación equivalente Méndez (Campaniano-Maestrichtiano) se encuentra

representada por brechas constituidas por fragmentos angulosos de

wackestone y packestone café a café obscuro en una matriz de mudstone

arcilloso. Hacia la parte Norte (bloque cabalgado) está constituida por margas

de color café rojizo, suave.

El Terciario (Paleoceno) se encuentra constituido por lutitas gris obscuro, dura,

en parte calcárea, hacia la base se encuentra intercalado por brechas formadas

por clastos de mudstone crema, arcilloso, en una matriz arcillosa; su espesor

es de 300 m y pertenece a un ambiente de cuenca. Sin embargo para el

Terciario (Eoceno) se encuentra representada por lutitas gris verdoso,

bentonita, suave a semidura, en parte calcárea, hacia la base se vuelve

ligeramente arenosa, con intercalaciones de brechas constituidas por

fragmentos de mudstone a wackestone de color café claro a crema; su espesor

es de 1400 m y para el Terciario (Oligoceno) se presentan los depósitos de

lutitas fosilíferas gris verdoso, bentonítica, semidura y plática, calcárea, con

delgadas intercalaciones de bentonita gris verdoso; su espesor es de 600 m.

Sobreyaciendo a los depósitos del Terciario se depositaron lutitas gris claro a

gris parduzco, suave a semidura, plástica, ligeramente calcárea, con pequeños

horizontes de bentonita verde claro; su espesor es de 450 m. Correspondiente

a un ambiente de batial superior a nerítico externo del Mioceno Inferior de la

Formación depósito. Para el Mioceno Medio se presentan los depósitos de la

Formación Encanto compuesta de lutitas gris verdoso, suave y plástica, en


partes arenosas y bentonítica; se encuentra alternando con areniscas de grano

fino, mal cementadas en matriz arcillosa; su cima se determinó por

micropaleontología y por correlación eléctrica, su espesor alcanza hasta los

800 m. Su medio ambiente es batial superior a nerítico externo. Para este

periodo finalmente se depositan las lutitas gris claro y gris verdoso, suave a

semidura, en ocasiones plástica, ligeramente calcárea, con intercalaciones de

areniscas gris claro de grano fino, mal cementada; su espesor alcanza los 800

m y su ambiente de depósito es de batial superior a nerítico externo,

correspondientes a la Formación Concepción Inferior del Mioceno Superior y de

la misma manera y bajo la misma edad se presentan los depósitos de la

formación Concepción Superior donde continua predominando la lutita gris

claro y gris verdoso, suave a semidura, en ocasiones plástica, ligeramente

calcárea con intercalaciones de areniscas gris claro de grano fino, mal

cementada, encontrándose delgados horizontes de lignito; su espesor es de

450 m. correspondiente a un ambiente batial.

Continuando con la descripción estratigráfica se presentan los depósitos de

arena gris claro, de grano fino a medio y lutitas gris verdosa, suave,

bentonítica en parte arenosa. Su espesor es de 450 m. su ambiente de

depósito es Nerítico externo, esta corresponde al Plioceno Finalmente durante

el Plio-Pleistoceno se depositan alternancia de arena gris claro de grano medio

a grueso y lutita arenosa verdoso, suave a semimadura, con intercalaciones de

restos de moluscos. Su espesor alcanza los 2300 m. Correspondiente a un

ambiente nerítico (Caballero García Ernesto 1986) (figura 3.9.)


Figura 3.9. Columna estratigráfica de Comalcalco (Escalera, A.J.A., Hernández R.U. 2010).

Estratigrafía Local del Campo Chinchorro

La columna estratigráfica observada en el campo está constituida por rocas

que van del Jurásico Superior Kimmeridgiano a sedimentos del Terciario. El


Jurásico Superior Kimmeridgiano son dolomías que varían de micro a

mesocristalinas, ligeramente arcillosas, de color café y gris claro, fracturadas.

El Jurásico - Tithoniano consiste de mudstone arcilloso con variaciones a

marga. En la base presenta intercalaciones, de poco espesor, de caliza

dolomitizada. La base del Cretácico Inferior está conformada por mudstone que

varía a wackestone. En la porción intermedia cambia a dolomías que

desaparecen en la cima. El Cretácico Medio, es una secuencia de mudstone a

wackestone, de color café claro. En el Cretácico Superior, en la base existe un

mudstone que varía a wackestone, con presencia de nódulos de pedernal, que

evolucionan hacia la cima a calizas margosas y margas.

El Terciario, se encuentra conformado por un potente espesor de lutitas y

arenas del Paleoceno y del Mioceno Superior. Es notoria la inclusión, en esta

secuencia terciaria, de sal entre el Eoceno y el Mioceno Inferior, y la ausencia

de sedimentos del Oligoceno (figura 3.9).

Estratigrafía local del Campo Yagual

Las rocas más antiguas son del Jurásico Superior Kimmeridgiano y

corresponden a un wackestone y packstone de litoclastos y peletoides, con

impregnación de aceite, y depositado en un borde de plataforma.

Del Jurásico Superior Tithoniano al Cretácico Superior se presentan carbonatos

depositados en ambiente de cuenca. La secuencia del Mesozoico tiene 585

metros de espesor. A nivel Terciario, la columna estratigráfica local comprende

un espesor de 4,481 metros de sedimentos terrígenos, que van del Paleoceno

al Plioceno, constituidos por lutitas con escasas intercalaciones de arenas. El

Reciente está comprendido dentro del Pleistoceno y contiene una secuencia de

lutitas y horizontes de arenas y areniscas, poco consolidadas. En la figura 3.10

se observa la columna geológica tipo del campo, la columna estratigráfica tipo

del mismo.


Figura 3.10. Columna geológica tipo del campo Chinchorro. ((Escalera, A.J.A., Hernández R.U.

2010).


Figura 3.11 Columna geológica tipo del campo Yagual. (Pemex 1999).



El área reviste una gran importancia desde el punto de vista económico –

petrolero, estando caracterizada por una serie de grandes fallas que han dado

origen a numerosos bloques, mismos que constituyen trampas estructurales

con posibilidades de almacenar hidrocarburo comercialmente explotable, como

se han comprobado en los campos Tupilco, El Golpe, Santuario y Coracolillo.

Como esta área representa un gran interés desde el punto de vista económico,

se ha dado la importancia que merece la investigación detallada del aspecto

estructural, que se caracteriza por ser un área afectada por lo menos por dos

causa evidentes: (1) por las deformaciones producidas por los diapiros salinos

y (2) por los efectos de una tafrogenia profunda que han llegado hasta las

formaciones del Mioceno produciendo bloque de distintas magnitudes y en

posiciones variadas que la parte alta del basculamiento del bloque hace las

veces de un anticlinal por lo que respecta al atrapamiento de los

hidrocarburos, como es el caso de los campos productores de hidrocarburo.

(Salinas Cortes 1971). Existe un alineamiento de anticlinales con rumbo SW –

NE y se extiende por varios kilómetros, que incluye las localidades de La

Central, Peluzal, El Alemán, Encrucijada, Aldama y Tupilco.

Esta serie de altos se cree tengan su origen en la intrusión de masas salinas.,

la cual por alguna razón encontró una zona de debilidad en la dirección que se

han mencionado y originó esos levantamientos con flancos sumamente

extensos, sobre todo el del norte, que es en el que se encuentra la mayor

parte de los bloques a los que nos referimos.

La información geológica obtenida con las perforaciones petroleras, han

confirmado la interpretación sismológica en sus términos generales, pues en

sus detalles, la estructura se encuentra afectada por numerosas fallas a

distintas magnitudes de desplazamiento vertical, estas fallas también ha


sugerido la idea de que el arqueamiento podría ser una consecuencia del

desplazamiento vertical del bloque norte y que la resistencia encontrada en los

sedimentos por el noreste dio lugar al fenómeno, lo cual es común en estos

casos. Las fallas que buzan en el mismo sentido y las de sentido contrario que

se encuentran más al norte, son radiales y que convergen hacia el centro del

arco verticalmente, claramente se puede ver que obedecieron a la tensión del

arqueamiento del anticlinal. Las fallas concéntricas también tienen

desplazamientos verticales de cierta magnitud con el bajo hacia el centro del

anticlinal, a causa de la tensión del arco.

Es difícil precisar cuándo empezó el deslizamiento vertical que produjo la fallas,

ya que la columna estratigráfica puede considerarse normal en ambos flancos,

por lo tanto, tentativamente podría creerse que el deslizamiento empezó a

finales del Mioceno o en el Plioceno.

La zona crestal de los distintos altos estructurales, está fuertemente afectada

por fenómenos tectónicos, principalmente la estructura de Encrucijada, en la

que los efectos de falla SW – NE con buzamiento opuesto al Sur y al Norte, se

originó un graben y el Mioceno Medio, por lo tanto, se encuentra a gran

profundidad. (Gómez Gómez Jan 1976).

Geología estructural local del Campo Chinchorro

La estructura es un anticlinal semidómico, con orientación preferencial de su

eje de noroeste a sureste, limitado en sus flancos por 2 fallas inversas, con

dirección de noroeste a sureste, y por 2 fallas normales que lo limitan al

noroeste y al sureste, como se puede observar en la figura 3.12 y 3.13.


Figura 3.12.Configuración estructural de la cima del Jurásico Superior Kimmeridgiano del

campo Chinchorro. (Pemex 1999).

Figura 3.13.Configuración estructural tipo del campo Chinchorro, donde se muestra la

distribución de contactos de Yagual a Chinchorro; así como los bloques separados por fallas.

(Pemex 1999).


Geología estructural local del Campo Yagual

El campo Yagual se localiza sobre un anticlinal, orientado de noroeste a

sureste, afectado por fallas inversas que cierran el campo en su porción

noreste, noroeste y suroeste, y por fallamiento normal que cierra al mismo en

su porción sureste, que puede ser observado en la figura 3.15 Adicionalmente,

en las figuras 3.15 y 3.16 se puede observar el estilo de deformación que

divide al campo en varios bloques por la presencia del fallamiento referido.

Figura 3.14.Configuración estructural de la cima del Cretácico Inferior del campo Yagual,

observándose el fallamiento que divide al campo en bloques. (Pemex 1999).


Figura 3.15.Sección estructural tipo del campo Yagual, mostrando los diferentes bloques que

segmentan al campo y que son consecuencia del fallamiento imperante en la estructura. (Pemex

1999).

Figura 3.16.Sección sísmica tipo del campo Yagual, mostrando la presencia de fallas inversas y

normales que limitan el campo. (Pemex 1999).


III.3. Pilar de Akal

Localización

Se ubica en los estados de Chiapas y Tabasco, sus límites denominados

Cuenca de Macuspana al Oriente y domos en la Cuenca Salina al Poniente,

plegamientos frontales o de la Sierra de Chiapas al Sur y la plataforma

continental del Golfo de México al Norte (figura 3.17) (Santiago et al., 1984).

Figura 3.17. Localización de la cuenca de Pilar Reforma Akal (Escalera A.J.A.,


III.3.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios

La apertura del Golfo de México y la zona de subducción de la Placa de Cocos y

del Caribe; han interactuado y regido los principales eventos tectónico-

sedimentarios que han controlaron la estratigrafía del sureste de México.


El primer registro de sedimentación es en el Calloviano, se presentan las

primeras invasiones marinas en el área, se desarrollan depósitos evaporíticos

principalmente en las zonas de medios grabens. Estos depósitos salinos tienen

gran desarrollo en el Golfo de México.

El Oxfordiano (figura 3.18) se caracteriza por depósitos restringidos,

constituidos por mudstone de color negro, con presencia de pirita framboidal

indicativa de condiciones anóxicas, que paulatinamente evolucionan a una

plataforma interna más oxigenada, en medios ambientes de intermarea y

supramarea, los sedimentos se caracterizan por mostrar secuencias

evaporíticas con intercalaciones de carpetas de algas, asociadas con anhidrita

de tipo Chicken wire y nodular.

Durante el Kimmeridgiano, en el área predominan condiciones de plataforma

carbonatada con desarrollos de bancos oolíticos, caracterizados por la

presencia de packestone y grainstone de pelets, oolitas, bioclastos e

intraclastos, los procesos diagenéticos posteriores presentan la actual roca del

Kimmeridgiano definida como una dolomía microcristalina, que hacia la cima

intercala con un mudstone dolomitizado de color gris oscuro finamente

laminado.

Durante el Tithoniano se inundó la plataforma y se depositaron rocas de

cuenca con fuerte aporte terrígeno, mudstone arcilloso, gris oscuro a negro,

ligeramente dolomitizado con intercalaciones de lutitas calcáreas oscuras con

radiolarios y saccocomas, estas condiciones continuaron hasta gran parte del

Cretácico Inferior, durante este tiempo al sur del área, da inicio el desarrollo

de una plataforma aislada, conocida como Artesa-Mundo Nuevo que prevaleció

por lo menos hasta el Cretácico Superior, esta plataforma evoluciona al norte a

facies de mar abierto depositándose principalmente calizas arcillosas, con

bandas de pedernal y margosas.


A finales del Cretácico Superior la plataforma es ahogada depositándose solo

sedimentos de cuenca con importante aporte de terrígenos, estas condiciones

prevalecieron hasta el fin del Cretácico. El Paleógeno es discordante con las

rocas mesozoicas en gran parte del área, se caracteriza por depósitos

turbidíticos en facies de plataforma externa.

El Neógeno está en discordancia paralela y está representado por lutitas y

limonitas. Durante el Mioceno Medio ocurren depósitos de flujos turbidíticos

donde se lleva a cabo el depósito de lutitas, areniscas y flujos conglomeráticos.

Para el Plioceno se establecen sistemas progradacionales relacionados a un

sistema fluviodeltaico (Martínez Kemp H.L., 2005).


Pilar Reforma-Akal, está limitado al oeste por el sistema de fallas Comalcalco y

al este por el sistema de fallas Frontera, el alineamiento de diapiros arcillosos

Amate-Barrancas y la falla Topén –Níspero. En el ámbito de esta provincia

existen estilos estructurales sobrepuestos: el primero se caracteriza por un

estilo de bloques rotados y afallados y “salt rollers” de edad Jurásico Tardío-

Cretácico Temprano y se localiza en el borde oriental marino del pilar; el

segundo está relacionado a compresión de la cubierta sedimentaria de edad

Mioceno Medio-Tardío y se expresa como una cobijadura en el Alto de

Jalpa(figura 3.19); el tercero y más importante está representado por pliegues

y cabalgaduras orientados noroeste-sureste con vergencia al noreste de edad

Mioceno Medio-Tardío, que despegan en horizontes arcillosos y evaporíticos del

Oxfordiano y Calloviano, que afectan rocas mesozoicas, del Paleógeno y del

Mioceno Temprano-Medio (figura 3.20); y el último las estructuras del

Neógeno orientadas NE-SW y están relacionadas con el evento extensional;

corresponde a un estilo de fallas lístricas y roll-overs, que son comunes a

evacuación de sal y lutitas y despegan en el límite Oligoceno-Mioceno (figura

3.19) (Ángeles-Aquino et al., 1994; Aquino et al., 2003; González et al., 2004;

Martínez-Kemp et al., 2005ª; Cruz et al., 2010).


Figura 3.18. Columna geológica construida a partir de los datos de la tarjeta del pozo S2

tomado del Pilar Reforma-Akal (Tomada de Baca Aguillon A.M y Estopier Vera M.M., 2007).


Figura 3.19. Sección estructural tipo de la Provincia Pilar Reforma-Akal (Escalera A.J.A.,


Figura 3.20. Principales rasgos tectónicos del Mesozoico (Chávez, V.V., 2004)


III.4. Macuspana

Localización

La cuenca Macuspana se localiza en el sureste del Golfo de México, abarcando

parte del Estado de Tabasco. Está conformada por una estructura de tipo

graben (Santiago–Acevedo, et al., 1984). Cubre el área de 7,300 km2

continentales y aproximadamente 1,800 km2 marinos (Guzmán–Vera y

Aranda–García, 2002). Limita hacia el sur con la Sierra de Chiapas, hacia el

este con la plataforma de Yucatán, hacia el oeste con el Alto de Reforma–Akal

y al norte se interna en el Golfo de México (Ambrose et al., 2003) (figura

3.21).

Figura 3.21. Localización de la Cuenca de Macuspana (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).


Comprende una sucesión sedimentaria de rocas siliciclásticas del Mesozoico y

Cenozoico que sobreyace a un basamento de rocas cristalinas de edad

precámbrica y paleozoica (Sedlock et al., 1994).


La sedimentación mesozoica del Sureste de México se inició diferencialmente

en el tiempo y en el espacio a partir del límite Triásico Tardío – Jurásico

Temprano con depósitos continentales de la Formación Todos Santos,

posteriormente a esto, durante el Jurasico tardío se presenta una

sedimentación de plataforma interna carbonatada con ambientes que variaron

de continentales a ambientes de plataforma interna y externa. (Ornelas, 1994;

Ornelas y Alzaga, 1997)

Jurásico Superior (Kimmeridgiano) con rocas típicas de depósitos de aguas

someras de plataforma, constituyendo parte de las rocas productoras de

hidrocarburos en esta porción de la provincia (González y Holguín, 1992). Las

rocas del Jurasico Superior (Tithoniano) están constituidas, principalmente, por

calizas arcillosas negras y gris oscuro, depositadas sobre un mar abierto con

condiciones anóxicas, durante una transgresión regional que inició en el

Jurasico Medio.

Cretácico Inferior del Tithoniano Tardío al Aptiano, los ambientes variaron de

plataforma abierta a litoral, depositándose para el Albiano extensas

plataformas carbonatadas, de tipos plataforma interna y plataforma abierta

que graduaron a ambientes de intermarea, lagunares de rampa interna para el

Cenomaniano (Órnelas Sánchez, et al, 2004), se encuentra constituido por una

potente sección de calizas dolomíticas y dolomías que contienen bandas de

pedernal negro a blanco lechoso, así como capas de lutitas negras a

carbonosas y bentonita verde (P. Salas, 1949). En el Cretácico Medio a partir

del Albiano se depositaron extensas plataformas carbonatadas y para el

Cretácico Tardío, está representado por Formación Agua Nueva, constituida

por una alternancia de calizas grises (wackestone/biomicrita arcillo-arenosa

con foraminíferos planctónicos; wackestone/biomicrita con fragmentos de

moluscos). Por la textura wackestone y la predominancia de géneros de

foraminíferos planctónicos sobre los bentónicos en la Formación Agua Nueva se

infiere un paleo ambiente correspondiente a cuenca (Ángeles y Espinosa, et al,


2005) El Coniaciano aparentemente, se encuentra ausente en toda la cuenca

de Macuspana, posiblemente por interrupción de depósito y por erosión (P.

Salas, 1949). La Formación San Felipe se encuentra representada

predominantemente por lutitas grises y calizas arcillosas grises, en estudio de

las láminas delgadas se identifica wackestone/biomicrita de foraminíferos

planctónicos; wackestone/biomicrita arcillo-arenoso de foraminíferos

planctónicos. Se presentan calizas con textura wackestone y se observan

abundantes foraminíferos planctónicos y escasos bentónicos, además de

radiolarios, espinas de equinodermos, moldes de moluscos y gasterópodos; por

lo anterior, se deduce un paleo ambiente de cuenca para esta formación

(Ángeles y Espinosa, et al, op cit.). Hiato de la Formación Méndez formada por

lutitas laminares, calizas arcillosas, lutitas y areniscas del Cretácico Superior,

no existe en capas en ninguna parte de la Cuenca de Macuspana, y la ausencia

total de las lutitas del Cretácico Superior parece demostrar una interrupción

del depósito. (Ángeles y Espinosa, et al, op cit.). De esto se concluye que el

Campaniano Maastrichtiano fueron tiempos de emergencia continental en la

Cuenca de Macuspana (P. Salas y López Ramos, 1951).

Para el Paleoceno la sedimentación cambió en la provincia y pasó a ser

predominantemente siliciclástica debido a los efectos laramídicos. En el Eoceno

se depositaron conglomerados aluviales y fluviales en la porción sur que

transicionalmente pasan a ambientes deltaicos, costeros y de plataforma

siliciclástica hacia el norte con el desarrollo de algunos crecimientos arrecifales

de parche y sedimentación de aguas profundas más al norte (Cantú-Chapa y

Landeros-Flores, 2001). Durante el Eoceno Tardío y el Oligoceno disminuye el

aporte siliciclástico; la distribución y acumulación de los sedimentos

siliciclásticos derivados del sur son controlados por la deformación salina,

sobre todo en la parte norte de la provincia en donde se presentan ambientes

de aguas profundas (Ángeles-Aquino et al., 1994).

Nuevamente, en el Mioceno ocurre la progradación de los sistemas de

plataforma desde el sur, dando lugar al depósito de areniscas y lutitas

bentoníticas (Chávez et al., 2004). Al mismo tiempo inicia la formación de la


cuenca de Macuspana, donde en ciertas áreas se acumularon espesores de 500

a 600 m de areniscas y lutitas de facies de plataforma externa y talud en

minicuencas producidas por evacuación de arcillas. Durante el Mioceno Tardío

continuó el depósito de areniscas y limolitas en facies de una plataforma

progradante hacia el norte y noroeste, sobre el Pilar Reforma Akal y Salina del

Istmo, donde estuvo controlado en una porción importante por la tectónica

salina (figura 3.22).

Figura 3.22. Distribución de facies de las rocas almacenes del Mioceno Superior y Plioceno.

(Varela, et al., 2010).

Neógeno

La columna litoestratigráfica durante el Neógeno está constituida por las

formaciones Belem (arcillas calcáreas), Zargazal (está representado por capas

de arcilla que alternan con capas delgadas y laminadas en parte, de arenas,

generalmente arcillosas. Ocasionalmente se presentan lechos de lignita),

Encajonado, Amate superior (dos zonas litológicas bien definidas, capas de

arena y arenisca y el segundo de lutitas de color gris, gris oscuro o gris

azulado), Amate inferior (lutitas de color gris a gris azulado oscuro),


Encarnación (lutitas) y Caliza Macuspana (calizas arrecifales) propuestas por

Galloway et al., 1991 (figura 3.23).

Para el Plioceno, después de una transgresión marina, se restableció la

sedimentación de plataforma en el oeste de la Provincia de Macuspana,

controlado por una serie de fallas lístricas con echado al sureste. La

acumulación y progradación de sedimentos provenientes del sur provocó la

evacuación de sal y el colapso gravitacional hacia el noroeste a lo largo del

sistema de fallas de Comalcalco, dando lugar a la formación de la provincia del

mismo nombre. En esta cuenca se acumuló un grueso paquete del Plioceno a

medida que el sistema de plataforma clástica progradó hacia el norte. Estas

areniscas fueron depositadas en ambientes de plataforma en la parte sur

(terrestre y parte de la plataforma continental) y como sistemas turbidíticos de

ambientes profundos en la parte norte (Robles-Nolasco et al., 2004; Soto-

Cuervo et al., 2004). Durante el Plioceno Tardío y Pleistoceno se depositaron

sedimentos de plataforma en el área correspondiente a la actual plataforma

continental y sistemas de talud y cuenca de aguas profundas más hacia el

norte, afectados por fallas de crecimiento y tectónica salina.


Los elementos estructurales que limitan la Cuenca de Macuspana son al este-

sureste por un sistema de fallas normales que la separa de la Plataforma de

Yucatán denominada la falla de Macuspana, al Noroste-oeste la Falla de

Frontera el alineamiento diapírico de Amate-Barrancas y la falla Topén-Níspero,

y al sur por el Cinturón Plegado de Chiapas (figura 3.24)


Figura 3.23. Columna litoestratigráfica de la cuenca Macuspana. Modificada de Ambrose et al.

(2003) y Galloway et al. (1991).

Esta sub-provincia se caracteriza por fallas lístricas del Mioceno-Plioceno

Temprano de orientación noreste-suroeste e inclinación al noroeste con

anticlinales “roll over” asociados a la evacuación de arcillas o intrusiones


salinas del Oligoceno, en la porción marina estas fallas rompen y desplazan al

noroeste las rocas del Mesozoico a manera de un sistema de “raft” poniendo en

contacto la sal jurásica con sedimentos del Oligoceno. Hacia su borde

occidental ocurren fallas lístricas del Plioceno Tardío-Pleistoceno con

orientación noreste-suroeste e inclinación hacia el sureste y anticlinales

elongados y apretados del Plio-Pleistoceno asociados a la inversión de las fallas

lístricas del Mioceno (Cruz et al., 2010).

Figura 3.24. Unidades estructurales del Sureste de México donde se ubica la Cuenca de

Macuspana (tomado de Méndez-Ortiz, 2007).

Ambas tectónicas, salina y arcillosa juegan un papel muy importante en la

generación de depresiones en donde se acumularon importantes espesores de

sedimentos desde el Plioceno hasta el Holoceno. Los volúmenes de sal o arcilla

movilizada durante estas etapas incidirán directamente en las dimensiones de


los depocentros y de su relleno sedimentario (figura 3.25) (Chávez et al. op

cit.).

Figura 3.25. La evacuación de arcilla ha sido muy importante en el origen y evolución de la

Cuenca de la Macuspana donde son comunes los domos y diapiros (Chávez, V.V., 2004).

Hay que recalcar que los siguientes tres temas de Tectonica, Sistemas

Petroleros y Producción y Reserva 3P, se estableció para la Cuenca de Salinas

del Itsmo, Cuenca Comalcalco y Cuenca Pilar de Akal por presentar

características genéticas similares.

Tectónica

Las cuencas mostradas en la figura 3.26, se originaron a partir de un evento

común que inicia a partir de la etapa de rifting del Triásico Tardío y el

desarrollo de ellas ha ido a la par de la evolución del Golfo de México, sin

embargo, tienen historias locales diferentes que dependen de: (1) los tipos de

basamento de cada una (2) de los rasgos estructurales heredados y, en cierto

modo, de la cercanía de estas cuencas a las zonas de rifting, y (3) de la

tectónica post-depositación. De igual manera, la evolución sedimentaria está

condicionada por la paleotopografía que, en cierta medida, influyó en la

cantidad de aporte de sedimentos terrígenos y/o evaporíticos y carbonatados

en su caso.

Triásico Tardío- Jurásico Temprano


Durante este tiempo, varios bloques continentales ocupaban extensas áreas de

los actuales Golfo de México y Mar Caribe. Estos incluyen: (a) el cratón Norte

Americano al norte, (b) el Bloque Estrecho de Florida al noreste, (c) el Bloque

Chortis-Nicaragua al suroeste, (d) el Bloque Yucatán (Maya) actualmente

situado en el oeste, habiéndose desplazado por trans-rotación desde su

posición central y, (e) el Bloque Guyana en el sur, el cual comprende desde

Colombia a través de Venezuela hasta la costa atlántica de Brasil (Pindell y

Kenan, 2001; Jacques, 2004) (figura 3.27).

Figura 3.26. Cuencas (líneas negras gruesas) y fronteras de provincias petroleras (líneas

grises). (Tomado de Jacques, 2004).

La primera etapa de movimiento en el golfo de México se llevo a cabo durante

los primeros episodios del rompimiento de Pangea en el Triásico (Buffler et al.,

1980) y se evidencia por la atenuación del basamento y la separación de

bloques a través de fallas transtensivas que formaron altos (Bloque de

Coahuila y el Bloque Maya) y bajos del basamento (Cuencas del Golfo de

México; Buffler et al., 1980).


El rifting intracontinental entre Yucatán y Norteamérica inició en el Triásico

Medio a Tardío (230 M.a). La extensión litosférica en esta área produjo un

extenso sistema de grabens y semigrabens extensionales y transtensionales

que controlaron los rasgos del basamento (Goldhammer y Johnson, 1999;

Jacques, 2004). Al oeste, este y noreste de México, el movimiento de bloques

a gran escala, parece haber sido acomodado a las zonas intracontinentales

mayores de deformación, tal como la megacizalla Mojave-Sonora. Evidencias

de esta deformación distensiva se aprecian en la extensa y compleja red de

fracturas transtensionales, graben lineales y semigrabens rellenos de capas

rojas y rocas volcánicas del Triásico Tardío- Jurásico Temprano (Salvador,

1991; Eguiluz de Antuñano, 2001), y en la acumulación posterior de depósitos

de sal en las cuencas del rift antes de que iniciara la expansión del piso

oceánico (Bird et al., 2005).

Figura 3.27. Reconstrucción de placas para el Jurásico Temprano (aproximación de límites

océano-continente en el Atlántico, postdeformación temprana, Se considera fija a Norteamérica).

Modificado de Pindell y Kennan (2001).


Jurásico Medio a Tardío: Fase principal de expansión (rifting)

Según el modelo de apertura del Golfo de México, esta provincia evolucionó a

partir de una etapa de “rifting” que desarrolló altos y bajos de basamento en el

Triásico Tardío–Jurásico Medio. El mecanismo para la apertura del Golfo fue el

desprendimiento de la microplaca de Yucatán desde la margen noroccidental

de la costa del Golfo hacia el sur (figura 3.28), con la concebida expansión y

emplazamiento de corteza oceánica en la parte central del Golfo; varios y

diferentes modelos para explicar la ruta del movimiento de la microplaca han

sido publicados. La mayoría de los investigadores dedicados al estudio de ésta

área coinciden en que la rotación del Bloque de Yucatán se efectuó mediante

un límite transformante océano-continente único, localizado en la parte W del

actual Golfo de México y sub-paralelo a la costa este de México Central y

consideran que la rotación izquierda del bloque fue de 42 a 60° (Dunbar y

Sawyer, 1987; Ross y Scotese, 1988; Hall y Najmuddin, 1994; Marton y

Buffler, 1994; Schouten y Klitgord, 1994).

Asimismo, un soporte adicional al modelo de rotación izquierda del bloque son

los datos paleomagnéticos de Gose et al. (1982) y Molina-Garza et al. (1992),

quienes reportan rotaciones de 130° y 75°, respectivamente.

Jurásico Tardío-Cretácico Tardío

Después de haber concluido la etapa de emplazamiento de corteza oceánica

durante el Triásico Tardío hasta inicios del Jurásico Tardío, se produjo una fase

de subsidencia térmica desde mediados del Oxfordiano hasta mediados del

Cretácico, debida inicialmente al enfriamiento de la corteza oceánica recién

emplazada. La subsidencia de mediados del Cretácico es probablemente

consecuencia de la carga de sedimentos (Salvador, 1991) y se produjo

conjuntamente con una transgresión marina prolongada y de amplia


distribución, casi continua desde el Jurásico Tardío e inicios del Cretácico

Temprano salvo por escasos periodos cortos de regresión.

Figura. 3.28. Reconstrucción de placas para el Oxfordiano Temprano (posiciones de placas

interpoladas). Modificado de Pindell y Kennan (2001).

Cretácico Temprano

A principios del Cretácico Temprano el Bloque Yucatán junto con el Macizo de

la Sierra de Chiapas y la Cuenca de Sureste, se desplazaron rotando en contra

de las manecillas del reloj hasta alcanzar su posición actual en el Berriasiano

(Buffler y Sawyer, 1989; Salvador, 1987; Pindell et al., 1985, 2002, 2008).

Contemporáneamente a la apertura del Golfo de México, el área comprendida

por el Bloque Yucatán y la región del sureste de México, experimentaron los

primeros movimientos halocinéticos, que controlaron en gran medida la

sedimentación del Jurásico y representan una fase extensional que comprendió

del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano en el extremo oriental de área y es


responsable de la formación de las trampas productoras del Oxfordiano (figura

3.29).

Cretácico Tardío al Plioceno: Fase de compresión

La Orogenia Laramide afectó levemente el sur del área desde finales del

Cretácico hasta el Eoceno y estuvo relacionada al desplazamiento del bloque

Chortis hacia el sureste a través del sistema de fallas Motagua-Polochic,

ocasionando una deformación compresiva en la secuencia mesozoica y

paleógena del Cinturón Plegado de Chiapas, áreas que hoy constituyen el Golfo

de Tehuantepec y la Sierra de Chiapas se levantaron causando transporte de

sedimentos hacia el norte (Pindell, 2002), la llegada de estos sedimentos y

cabalgamientos reactivaron la tectónica salina con la actividad de diapiros y

paredes de sal que se emplazaron en o cerca del fondo marino hasta el

Mioceno Temprano.

Mioceno Medio-Tardío-Plioceno Tardío

Con la continuación del desplazamiento del Bloque Chortis al occidente a

través de la Falla Motahua–Polochic y el establecimiento de la subducción de la

Placa de Cocos en el sur-sureste, se originó la Orogenia Chiapaneca durante el

Mioceno Medio-Tardío, la cual produjo mayor deformación del Cinturón Plegado

de Chiapas, este acortamiento fue transferido hacia el norte generando un

cinturón plegado en la mayor parte del área, con pliegues orientados noroeste-

sureste que afectan a las rocas del Jurásico Tardío al Mioceno Temprano. El

límite oriental de este cinturón plegado lo constituyó una rampa lateral,

ubicada en el borde oriental de la actual cuenca de Macuspana, generando un

sistema de fallas regionales transtensionales dextral (Pindell et al., 2002).

Finales del Mioceno Medio y Plioceno-Pleistoceno: Fase extensional Aquí se

estableció el sistema extensional de grandes fallas lístricas por la tectónica de

gravedad hacia el Golfo de México Profundo, ya que la dorsal abortada del


mismo Golfo tuvo enfriamiento de la corteza oceánica, dando lugar a la

formación de la Cuenca de Macuspana y las Cuencas de Comalcalco, Salina del

Istmo y Pilar Reforma Akal, con grandes rellenos de sedimentos del Plioceno de

hasta 5,000 metros de espesor. Este movimiento gravitacional y extensional

también estuvo interactuando con el levantamiento de la Sierra de Chiapas al

sur. Esta fase extensional puede ser la responsable de la formación del

Cinturón Plegado de Catemaco y los pliegues del área de Agua Dulce.

En el Plioceno, se magnifica la tectónica gravitacional hacia el noroeste debido

a la carga sedimentaria y a la evacuación de sal, que dio lugar a la formación

de la sub-cuenca de Comalcalco (figura 3.30 y 3.31) y terminó por conformar

la Cuenca de Macuspana (figura 3.32 y 3.33). Este régimen distensivo quedó

superpuesto y deformó los plegamientos de Catemaco y produjo la formación

de pliegues y fallas orientados noreste-suroeste con inflación de sal y

compresión de los diapiros y paredes de sal, como un sistema ligado

extensión-contracción en el sector de aguas profundas del sur del Golfo de

México (Robles et al., 2009, Cruz et al., 2010). Estos movimientos tectónicos

estructuraron las secuencias del Mioceno y Plioceno, productoras en las

Provincias Salina del Istmo, Comalcalco y Macuspana.


Figura 3.29. Evolución de la fragmentación de Pangea entre el Bathoniano, Kimmeridgiano y

Barremiano (Bird, and Burke, 2006). Elementos (YB) Bloque de Yucatán, (OM) Cinturón

Ouachita-Marathon, (CB) Bloque de Chortis, (CP) Plataforma de Coahuila, (CT) Transformante de

Coahuila, (MC) Bloque de la Mesa Central, (Tam) Bloque de Tampico, (DS) Bloque Del Sur, (TC)

Trinidad, (GS) Superterreno Guerrero, (TT) Transformante de Tehuantepec (Tomada de

Lamadrid de Aguínaco L.M., 2009).


Figura 3.30. Modelo esquemático de evolución de la Subcuenca Comalcalco (Tomado de

Chávez, V.V., 2004).


Figura 3.31. Modelo esquemático de evolución de la Subcuenca Comalcalco (Tomado de



Figura 3.32. Modelo esquemático de evolución de la Subcuenca Macuspana (Tomada de



Figura 3.33. Modelo esquemático de evolución de la Subcuenca Macuspana (Tomada de


Todos estos eventos tectónicos que se observan resumidos en la figura 3.33

actuaron en la Provincia Petrolera Sureste en diferentes tiempos y con

diferentes direcciones de esfuerzos, generaron estilos estructurales

sobrepuestos que conformaron el marco tectónico estructural complejo en el

sureste de México y el área marina somera y profunda del sur del Golfo de

México.


Figura 3.34. La Historia Terciaria de la Cuenca del Sureste de México identifica tres fases

tectónico-sedimentarias principales: compresión Paleógena, compresión Neógena y extensión

por deslizamiento gravitacional Plio-Pleistocénica (tomada de Chávez, V.V., 2004).

Sistemas Petroleros

En la Provincia Petrolera Sureste se han reconocido sistemas petroleros

asociados a cuatro niveles generadores principales: Oxfordiano, Tithoniano,

Cretácico Inferior y Mioceno Inferior (Mello et al., 1994, Guzmán et al., 1995,

Romero et al., 2000, Clara et al., 2006). Cronoestratigráficamente la roca

generadora del Oxfordiano Tardío presenta facies de carbonatos ricos en

materia orgánica que contienen una mezcla de kerógeno tipo I y II, el cual

bajo condiciones de madurez, carga rocas almacenadoras del Oxfordiano

Temprano en la porción marina. La segunda roca generadora corresponde al

Tithoniano que es la de mayor importancia; está constituido por las calizas

arcillosas y lutitas calcáreas ricas en materia orgánica que contienen un

kerógeno de tipo II y II S en caso de contener azufre. De acuerdo con su

evolución térmica, que varía de inmadura a sobremadura en una dirección de

noreste a suroeste por diferencias de sepultamiento, esta roca generadora

carga rocas almacenadoras del Kimmeridgiano, Tithoniano, Cretácico, Eoceno y

Mioceno-Plioceno. Un tercer nivel generador se ha relacionado al Cretácico


Inferior con un kerógeno tipo I-II y que en condiciones de madurez ha

contribuido con hidrocarburos a las rocas almacenadoras del Cretácico en el

sector de la plataforma aislada Artesa-Mundo Nuevo; finalmente se tiene una

cuarta roca generadora en la Cuenca de Macuspana, constituida por lutitas del

Mioceno Inferior con kerógeno tipo II y III, las cuales han generado gas y

condensado en zonas con mayor gradiente geotérmico y mayor sepultamiento

que son almacenados en secuencias siliciclásticas del Mioceno Medio-Superior y

Plioceno y que en ocasiones llegan a tener mezclas de aportes del Tithoniano.

En la parte norte de esta cuenca se tiene una mínima presencia de gas

biogénico. Cabe mencionar que posiblemente las rocas del kimmeriggiano

puedan presentar características para la generación (Baca Aguillon A.M y

Estopier Vera M.M., 2007).

Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

Elementos del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

Roca generadora

Este sistema petrolero es clasificado como conocido (!). Las lutitas calcáreas

son las generadoras de los hidrocarburos, que alimentan a las rocas

almacenadoras conformadas por arenas de la parte inferior del Oxfordiano. Por

esta razón, se le considera como un sistema cerrado. Se han obtenido aceite

dulce y diáfano de 44° API. Los parámetros geoquímicos de estas rocas

generadoras indican que el Índice de Hidrógeno en rocas inmaduras del

Oxfordiano es alto, alrededor de 600 mg/g COT, mientras que los valores de

Carbono Orgánico Total que, aunque varían de 1 a 7%, mantienen un

promedio alrededor de 2.5%, valores que son reducidos por efectos de

madurez, pero en general se tiene una riqueza orgánica moderada, la materia

orgánica identificada representa una mezcla de tipo I y II (figura 3.35). El

espesor varía de 20 metros hasta aproximadamente 400 metros.

Las rocas generadoras del Oxfordiano, en la porción marina, han sido

detectadas en algunos pozos ubicados a lo largo del borde noroeste de la


plataforma de Yucatán y en un pozo ubicado al sur. Hacia la porción terrestre

esta roca generadora solo ha sido identificada por las características

geoquímicas del aceite recuperado en un pozo ubicado hacia la costa oeste de

la Laguna de Términos. Estudios de biomarcadores realizados en esta cuenca,

han mostrado que los aceites almacenados en rocas del Oxfordiano provienen

de rocas de la misma edad; sin embargo, no se ha definido si estas rocas

tienen un potencial de generación a nivel regional pues presentan cambios de

facies y su extensión no ha sido determinada, sin embargo, no se ha definido

si estas rocas tienen un potencial de generación a nivel regional pues

presentan cambios de facies y su extensión no ha sido determinada.

Figura 3.35. A. Materia orgánica amorfa del Oxfordiano bajo luz transmitida que resalta en

tonos naranja-café por madurez. B. Bajo luz fluorescente la materia orgánica se resalta en tonos

amarillo naranja (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

La caracterización geoquímica de estos aceites por biomarcadores (figura 3.36)

muestra que los valores isotópicos varían alrededor de -25‰, presentan muy

alta abundancia relativa de hopanos extendidos de la relación C35/C34-

hopanos (mucho mayor a 1), muy baja abundancia relativa de diasteranos y

de relación Ts/Tm (mucho menor a 1), que los clasifica como aceites

generados en un ambiente hipersalino marino carbonatado.


Figura 3.36. Correlación geoquímica de la roca generadora-Aceite del Oxfordiano (Escalera


Roca almacenadora

Están representadas por las litofacies de arenas depositadas en un ambiente

eólico y costero. Presenta una porosidad entre 15 y 17% y un espesor

promedio de 50 m.

Roca sello

Está compuesta por la secuencia litológica del Oxfordiano que se describe

como una secuencia de anhidrita, tiene un espesor promedio de 60 m.

Trampa

Son bloques rotados con estilo dominó nucleados por sal, conformando

trampas de tipo homoclinal con cierres contra falla, las cuales han resultado

productoras en la Región Marina (figura 3.37). Estos tipos de trampas ocurren

en una franja adyacente al borde de la Plataforma de Yucatán.


Figura 3.37. Características estructurales de las trampas a nivel Oxfordiano (Escalera A.J.A.,


Procesos del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

Las rocas generadoras del Oxfordiano presentan las mismas historias de

sepultamiento que las del Tithoniano, sin embargo, por su posición

estratigráfica, presentarán mayores niveles de madurez que estas últimas, ya

que han sido sometidas a mayores temperaturas y a un mayor tiempo de

emplazamiento, entrando con anterioridad a la ventana de generación de

hidrocarburos.

Extensión Geográfica Del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

Se encuentran ampliamente distribuidos en las porciones terrestres y marinas

del sureste de México, sin embargo, la distribución de las facies generadoras y

almacenadoras del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!) no se tiene un


buen control ya que su extensión geográfica está delimitada con mayor

certidumbre en las áreas donde se tienen los pozos perforados, productores

ubicados primordialmente en la porción noreste de la Sonda de Campeche. Se

ha interpretado la hipótesis que existe en este sistema petrolero, fuera de las

áreas productoras, mediante la interpretación geofísica y geológica en las

porciones terrestre y marina y se define como un Sistema Petrolero Hipotético

Oxfordiano-Oxfordiano (∙) (figura 3.38).

Figura 3.38. Extensión geográfica del Sistema Petrolero conocido Oxfordiano-Oxfordiano (!) y

del Sistema Petrolero hipotético Oxfordiano-Oxfordiano (∙) (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

Extensión Estratigráfica Del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

Estos sistemas petroleros se encuentran estratigráficamente por debajo de las

rocas del Kimmeridgiano. El comportamiento térmico y petrofísico de estas

rocas, que se encuentran maduras a sobremaduras, aportan hidrocarburos de

tipo condensado y aceite ligero; hacia áreas más someras la madurez

disminuye teniendo aporte de hidrocarburos de tipo pesado y extrapesado.


Este sistema es cerrado ya que solo se ha reconocido en las rocas almacén del

Oxfordiano.

Extensión Temporal Del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

El diagrama de eventos del Sistema Petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

muestra cómo los procesos y elementos esenciales tuvieron lugar en el tiempo,

se incluye la edad geológica para cada uno de ellos, así como el tiempo de

generación-migración-acumulación y preservación de los hidrocarburos. El

momento crítico indica cuándo se dieron las condiciones más favorables para

que ocurriera el proceso de generación-migración-acumulación de

hidrocarburos (figura 3.39).

Figura 3.39. Diagrama de eventos del sistema petrolero Oxfordiano-Oxfordiano (!)

representativo para las porciones terrestres y marinas en la Provincia Petrolera Sureste

(ESCALERA A.J.A., 2010).


(!)

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano (!)

Roca generadora

La principal roca generadora en la Provincia Petrolera del Sureste corresponde

a edad Jurásico Superior Tithoniano, están constituidas de calizas arcillosas y

lutitas calcáreas, por lo que los sistemas petroleros asociados a esta fuente de


generación han sido clasificados como conocidos (!) (Mello et al., 1994

Guzmán et al., 1995; Clara et al., 2006).

La riqueza orgánica original, representada por valores de Carbono Orgánico

Total o COT, varía entre 4.5 y 7%, valores de Índice de Hidrógeno (IH)

mayores a 600 mg HC/g COT y valores bajos de Índice de Oxígeno (IO)

menores a 50 mg CO2/g COT; estos valores llegan a reducirse por efectos de

madurez, por lo que los valores residuales son menores. La calidad de la

materia orgánica es buena, representada por materia orgánica rica en

liptinitas, principalmente algas y material orgánico amorfo que la clasifican

como de un kerógeno de tipo II (figura 3.40), y en este caso, al ser rocas

carbonatadas, existe la presencia de azufre que las llega a clasificar como de

tipo IIs.

Figura 3.40. Materia orgánica amorfa del Tithoniano con diferente grado de madurez termal

bajo luz transmitida. A. Materia morfa en color naranja indicativa de la ventana del petróleo y B.

materia orgánica en tono café oscuro que denota una sobremadurez en la etapa final de

generación de hidrocarburos (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Los biomarcadores han diferenciado geoquímicamente dos facies sedimentarias

del Tithoniano, la primera relacionada a los aceites de la Cuenca Salina del

Istmo con afinidad a facies arcillosas que se caracterizan por valores isotópicos

entre -28.5‰ a -27.5‰, altos valores de azufre, relación Pr/Ft > 1,


relaciones C29/C30 < 1, C35/C34 menores o iguales a la unidad; la relación

Ts/Tm mayor o igual a la unidad; la presencia de hopanos en extensión, la

familia de los 30-norhopanos representada por los compuestos 17 (H)-29,30

bisnorhopano y 17 (H)-30-nor-29 homohopano; los valores altos de la relación

C29Ts/C29, la abundancias relativa de los compuestos 17 (H)-diahopanos; el

predominio de los esteranos en C29; las altas proporciones relativas de

diasteranos, y la presencia de los esteranos en C30, sugieren un origen a partir

de rocas carbonatadas marinas en ambientes subóxicos con gran aporte de

arcillas (figura 3.41).

Figura 3.41. Correlación geoquímica de la roca generadora del Tithoniano de facies arcillosas y

aceites recuperados en rocas almacenadoras y muestras de manifestaciones superficiales de

hidrocarburos (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

La segunda facies generadora está principalmente en los aceites de Reforma-

Akal que están almacenados en rocas del Kimmeridgiano, Cretácico, Eoceno y

Mioceno-Plioceno, tienen más afinidad a facies sedimentaria constituido por un


mudstone arcilloso (figura 3.42) cuyas características geoquímicas de isotopía

van de 13C -25.45 a -28, bajos valores de azufre, relación Pr/Ft > 1,

relaciones C29/C30 > 1, C35/C34 menores o iguales a la unidad; la relación

Ts/Tm mayor o igual a la unidad; la presencia de hopanos, la familia de los 30-

norhopanos representada por los compuestos 17 (H)-29,30 bisnorhopano y 17

(H)-30-nor-29 homohopano; los valores altos de la relación C29Ts/C29, la

abundancias relativa de los compuestos 17 (H)-diahopanos; el predominio de

los esteranos en C29; las altas proporciones relativas de diasteranos, y la

presencia de los esteranos en C30, sugieren un origen a partir de rocas

carbonatadas marinas en ambientes anóxicos con poco o nulo aporte de

arcillas.

Roca almacenadora

La roca almacenadora del Kimmeridgiano está representada por facies de

packstone-grainstone de ooides (facies de banco oolítico), dolomías con

sombras de ooides y mudstone-wackestone dolomitizado, con porosidades que

varían de 4 a 12% y espesores que van de 25 a 300 m; al occidente está

representada por facies de wackestone a packstone de peloides e intraclastos

ligeramente dolomitizados con intercalaciones de lutitas, con espesores

delgados de 22 a 30 m, que corresponden a flujos turbidíticos de frente de

banco.

Roca sello

La roca sello para este sistema petrolero está compuesta por la secuencia

litológica del Tithoniano, descrita como una secuencia arcillo-calcárea,

constituida por mudstone arcilloso, mudstone-wackestone arcilloso en

ocasiones de bioclastos e intraclastos, parcialmente dolomitizado, con

intercalaciones de lutitas negras bituminosas, ligeramente calcáreas y en

partes carbonosas.


Figura 3.42. Correlación geoquímica de la roca generadora del Tithoniano de facies de

mudstone arcilloso y aceites recuperados en rocas almacenadoras y muestras de sedimento de

fondo marino (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Trampas

Las trampas son estructuras plegadas y afalladas con orientación NW-SE. La

geometría de las estructuras, está fuertemente relacionada con la presencia de

sal, que funcionó como despegue inferior y ocasionalmente se presenta en el

núcleo de los anticlinales. La severidad del plegamiento y desorganización de


las estructuras, depende fundamentalmente de la cantidad de sal involucrada

en la estructuración.

Se presentan trampas combinadas en las que se conjugan los siguientes

factores para la definición de sus cierres:

Pliegues por expulsión (pop-up) y pliegues amplios de cierre contra falla o

paredes de sal, armados en paquetes calcareníticos o dolomitizados en el

extremo suroriental del área (figura 3.43)

Pliegues angostos contra falla, en paquetes calcareníticos o dolomías

fracturadas

Domos fragmentados por ampollamiento de sal armados en calcarenitas y

dolomías

Las trampas relacionadas a deformación extensional de bloques rotados por

fallas normales

Figura 3.43. Mapa de localización y sección sísmica interpretada de trampas típicas del Jurásico

Superior Kimmeridgiano. Se observan pliegues por expulsión y pliegues amplios con cierre

contra falla, en este caso afectando a calcarenitas dolomitizadas (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).


Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Cretácico (!)

Roca generadora

El elemento roca generadora corresponde a la roca del Jurásico Superior

Tithoniano antes descrito.

Roca almacenadora

La roca almacén del Cretácico Inferior está constituida por mudstone-

wackestone bentoníticos y arcillosos, fracturados, con foraminíferos, bioclastos

e intraclastos, en ocasiones dolomitizados y mudstone-wackestone con cuarzo

terrígeno e intercalaciones de lutitas limosas de color negro. La porosidad varía

de 2 a 8%, con espesores de 25 a 700 m. La porosidad y permeabilidad, están

gobernadas principalmente por la dolomitización y fracturamiento que las han

afectado a lo largo de su historia de diagénesis.

Por otra parte, la roca almacén del Cretácico Medio (Albiano) está constituida

por mudstone-wackestone de foraminíferos y dolomías microcristalinas,

fracturadas, con laminaciones y estilolitas y en el Cenomaniano por mudstone-

wackestone arcilloso, fracturado, con intercalaciones de lutita arenosa y limosa

con abundantes foraminíferos planctónicos. La porosidad varía de 2 a 8%

llegando a ser de hasta 16% y los espesores varían de 25 a 500 m. En grandes

extensiones del área, se encuentran dolomitizadas, especialmente en los

ambientes de talud y cuenca. Al igual que en el Cretácico Inferior, la porosidad

está controlada por la textura de depósito, siendo esta vugular, intraparticular

e interparticular principalmente. En las litofacies de talud la productividad de

los campos se relaciona a secuencias dolomitizadas con porosidad

microcristalina conectada por fracturas, mientras que en las facies de cuenca,

los mudstones arcillosos presentan microporosidad y las dolomías tienen

porosidad intercristalina. En ambos casos, la permeabilidad se encuentra

favorecida por fracturamiento tectónico.


En el sur del área, son calcarenitas biógenas asociadas a desarrollos

arrecifales, mientras que al norte, se depositaron calizas de talud y cuenca. En

el Cretácico Tardío, se extendieron las condiciones ambientales de mar abierto

con calizas.

Mediante estudios sedimentológicos se identifica otra plataforma del Cretácico

Medio en la parte oriental del Pilar de Reforma Akal. Las trampas de los

campos Samaria, Cunduacan y Oxiacaque se relacionan a este paleoelemento.

La roca almacenadora del Cretácico Superior está representada por una brecha

calcárea dolomitizada, en partes bentonítica con exoclastos que varían de 0.2 a

15 cm, los cuales están constituidos de mudstone café claro a crema

dolomitizado, en partes cretoso, con mudstone-wackestone café claro de

bioclastos e intraclastos en una matriz calcáreo-bentonítica dolomitizada total o

parcialmente, con una porosidad entre 4 a 24% y un espesor neto promedio de

250 m. Existen 18 campos cuyas rocas almacenadoras son del Cretácico

Superior, la mayoría corresponden a depósitos de talud y cuenca aunque

existen algunos campos relacionados con ambientes de plataforma. En las

calizas de plataforma predomina la porosidad interparticular, intraparticular y

vugular, mientras que en las calizas de talud la porosidad predominante es

interparticular favorecida por el carácter clástico de los depósitos. Las calizas

de cuenca presentan microporosidad y los sistemas de fracturas conectan la

porosidad en calizas de talud y cuenca.

Roca sello

Las rocas sello para el sistema petrolero Tithoniano-Cretácico (!) corresponden

a las litofacies de mudstone-wackestone altamente arcillosos, mudstone

arcilloso con intercalaciones de arcilla, y dolomías arcillosas cripto y

microcristalinas que se encuentran intercaladas con mudstone dolomítico y/o

recristalizado. En general, los espesores de los sellos se encuentran entre 3 y

38 m, siendo el Albiano el que presenta los espesores más grandes de

aproximadamente 38 metros distribuidos principalmente en la parte oeste de

la provincia. Para el Cretácico Superior la roca sello la constituyen lutitas


bentoníticas y margas del Paleoceno Inferior, con un espesor que varía de 40 a

90 m.

Trampa

Las trampas son del tipo de:

Pliegues amplios cabalgados e imbricaciones en brechas calcáreas de talud de

la cima del Cretácico (figura 3.44). Domos fragmentados por ampollamientos

de sal en calizas clásticas de Plataforma y brechas Pliegues amplios, en

ocasiones fusiformes, afallados en uno u ambos flancos, orientados NW-SE, en

calizas dolomitizadas y fracturadas de talud y cuenca Pliegues angostos,

afallados en sus flancos de relieve alto, con orientación NNW- SSE, en calizas

de Pliegues angostos afallados en uno o ambos flancos en calizas y dolomías

de cuenca fracturadas.

Figura 3.44. Mapa de localización y sección sísmica interpretada de trampas típicas del

Cretácico. Se observan pliegues por expulsión y pliegues amplios afallados en uno o ambos lados

y domos fragmentados por ampollamientos de sal (ESCALERA A.J.A., 2010).


Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Paleógeno-Neógeno (!)

Roca generadora

El elemento roca generadora corresponde a la roca del Jurásico Superior

Tithoniano descrita al inicio de este tema.

Roca almacenadora

Las rocas almacenadoras del Paleoceno-Eoceno en el área marina son arenas

calcáreas (calcarenitas), en forma de abanicos constituidos de desde el frente

de la gran cabalgadura del Pilar de Akal y el Borde de la Plataforma

Carbonatada de Yucatán.

Las rocas almacén del Mioceno Medio Superior en la porción terrestre de la

provincia Salina del Istmo, corresponden a arenas y areniscas en su base son

de facies de aguas profundas (batial Superior) representados por depósitos de

talud en facies de canales amalgamados y algunos abanicos turbidíticos; y

hacia la cima, en la porción central y sur de la cuenca, se tienen depósitos de

planicie deltaica que son productores y que evolucionan hacia el norte a

sistemas de depósitos de canales amalgamados y abanicos de talud. Los

espesores de estas arenas varían de 8 a 32 m con porosidades de 15 a 20%.

Las rocas almacenadoras que constituyen el Plioceno Inferior lo componen

sedimentos siliciclásticos que también presentan una variación similar en facies

y ambientes de depósito a los del Mioceno Superior pero que geográficamente

se encuentran más hacia el norte. El sistema de depósito deltaico de la

Provincia Salina del Istmo favorece las rocas almacén en facies de planicie

deltaica y lagunares, pasando hacia el norte a facies de barras deltaicas

agradantes muy importantes, continuando su desarrollo hasta encontrar los

depósitos de canales y abanicos de talud hacia la parte marina. Para el

Plioceno Medio, estas mismas facies de barras deltaicas que varían a canales y

abanicos de talud hacia el norte se desarrollan en la porción marina.


Roca sello

La roca sello para el sistema petrolero Tithoniano-Terciario (!) se constituye

por capas de lutitas intraformacionales que alternan con cuerpos arenosos, con

espesores que varían de 4 a 50 m. Para algunos niveles del Plioceno, existen

sellos regionales asociados a superficies de máxima inundación que llegan a

tener espesores de 100 a 300 m y se ubican hacia la parte Superior del

Plioceno Inferior y Medio.

Trampas

Para el Terciario se tienen trampas combinadas donde los sistemas de depósito

de arenas se encuentran estructurados por movimiento de sal y por fallamiento

extensional (figura 3.45).

Las trampas son anticlinales debido al plegamiento de la zona y a las

intrusiones salinas; las trampas estratigráficas están representadas por

acuñamientos de arenisca y discordancias del área (Baca Aguillon A.M y

Estopier Vera M.M., 2007), con cierres naturales en cuatro direcciones en la

faja plegada de Reforma – Akal que contienen las rocas almacenadoras del

Mesozoico y Terciario. Hacia la Cuenca Salina del Istmo, son estructuras

plegadas que posteriormente fueron redeformadas y rotas por la sal alóctona,

conformando trampas estructurales con cierres por echado en dos o tres

direcciones y contra sal o falla.

En el Mioceno Superior se tienen trampas estratigráficas de estratos arenosos

que se acuñan contra estructuras plegadas preexistentes o trampas

combinadas asociadas a depósitos arenosos que tienen una componente

estructural debida a movimiento de sal o al fallamiento extensional reciente.

En el Plioceno, se han distinguido trampas combinadas asociadas a

acuñamientos arenosos contra diapiros o paredes de sal, trampas asociadas a

estructuras dómicas con fallamiento normal originadas por empuje salino y


trampas definidas por estructuras homoclinales con cierres contra fallas

normales contraregionales, asociadas a la evacuación de sal.

Figura 3.45. Sección estructural de las trampas asociadas a tectónica salina (Escalera A.J.A.,




La ocurrencia en el tiempo geológico de los elementos y procesos de los

sistemas petroleros se representa gráficamente en el diagrama de

eventos(figura 3.47.) donde los procesos corresponden a los de generación,

migración, acumulación y a la preservación de los hidrocarburos que se

describen en este apartado.

En el norte del área de Reforma-Akal, la subsidencia no fue rápida como en el

depocentro localizado al sur de la misma área, ocasionando que la generación

de hidrocarburos sea más lenta y la expulsión de los hidrocarburos ocurra en

épocas más recientes; de esta manera, la generación de los hidrocarburos es

más antigua hacia los focos de generación, ubicados en la cuenca de


Macuspana, donde inició aproximadamente entre 35 a 28 millones de años,

iniciando su migración al momento en que son expulsados de la roca

generadora entre los 25 y 15 millones de años. Hacia la plataforma continental

en la porción noreste del área marina, las rocas generadoras del Tithoniano

son cubiertas por menores espesores de roca sedimentaria, esto, aunado al

hecho de que los gradientes geotérmicos son menores hacía estas áreas,

ocasiona que la generación de hidrocarburos inicie en etapas mucho más

recientes, menos de 5 millones de años y hasta 8 millones de años en las

partes más profundas, iniciando su expulsión durante los últimos 3 millones de

años hasta la época actual; por otro lado, hacia la parte litoral actual, las rocas

generadoras del Tithoniano iniciaron a generar hidrocarburos

aproximadamente entre 20 a 12 millones de años, expulsándolos durante los

últimos 10 millones de años; hacia la Cuenca de Veracruz, en la porción

marina, la roca generadora se profundiza haciendo que esta se encuentre

actualmente en etapas metagenéticas, hacia estas áreas los hidrocarburos

fueron generados en etapas más antiguas , alrededor de los 45 a 50 millones

de años, expulsándolos también en etapas muy antiguas entre 38 y 22

millones de años.

La Migración de los hidrocarburos es vertical (ya sea hacia arriba o hacia

abajo) provenientes de las rocas generadoras del Tithoniano, con cortas

distancias de migración, esta ocurre principalmente a través de fallas o

fracturas, o bien a través de la matriz de las rocas porosas siempre que los

diferentes tipos de hidrocarburos encuentren menores presiones en su camino

para dirigirse hacia las rocas almacenadoras donde se acumulan.

Extensión Geográfica De Los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-

Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!)

La extensión geográfica de estos sistemas petroleros cubre al área donde las

rocas generadoras del Jurásico Superior Tithoniano se encuentran activas y a

su área de influencia, donde se sabe que las rocas almacenadoras del Jurásico,


Cretácico y Terciario; esta distribución está en las Cuencas del Sureste con sus

características propias, por ejemplo paleogeográficamente, se distingue la

existencia de una rampa kimmeridgiana que bordea la plataforma de Yucatán,

en la que se desarrollaron acumulaciones de calcarenitas (grainstone a

packstone de oolitas, bioclastos y peloides), en alineamientos NNE – SSW,

posiblemente paralelos a la línea de costa antigua. Los cuerpos calcareníticos

están separados entre sí por calizas lodosas, en ocasiones intercaladas con

anhidritas, que revelan condiciones de laguna evaporítica.

En algunas partes del área, la dolomitización es otro factor que influye además

de las áreas afectadas por fracturamiento. Por otra parte, se ha definido la

extensión de estos sistemas petroleros en el área que abarcan las

manifestaciones de hidrocarburos que han sido identificadas con imágenes de

satélite y caracterizadas con análisis geoquímicos así como con el análisis de

hidrocarburos extraídos en sedimentos del fondo marino (figura 3.46). En el

área de Cayo Arcas, solamente dos de veintitrés núcleos de sedimentos del

fondo marino encontraron hidrocarburos termogénicos y estos son gaseosos, al

presentarse estos núcleos sobre estratos inclinados en el talud Superior se

puede decir que existe una influencia de migración lateral de estos gases, se

presume que su origen es de afinidad Tithoniana.

Figura 3.46. Extensión geográfica de los sistemas petroleros conocidos Tithoniano-

Kimmeridgiano-Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!) (ESCALERA A.J.A., 2010).


Extensión Estratigráfica De Los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-


Los elementos de estos sistemas petroleros se encuentran ampliamente

distribuidos en la columna geológica de las cuencas del sureste tanto en las

porciones terrestres y marinas.

Extensión Temporal De Los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-


El diagrama de eventos de los sistemas petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-

Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!) muestra cómo los procesos y elementos

esenciales tuvieron lugar en el tiempo, en ella se incluye la edad geológica

para cada uno de ellos así como el tiempo en que ocurren los procesos de

generación-migración-acumulación y preservación de los hidrocarburos,

además, el momento crítico indica cuando se dieron las condiciones más

favorables para que ocurriera el proceso de generación-migración-acumulación

de hidrocarburos de una manera general para la Provincia Petrolera Sureste

(figura 3.47).

Figura 3.47. Diagrama de eventos de los sistemas petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano-

Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!)(Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).


Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico Medio-Superior (∙)

Elementos de los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico Medio-

Superior (∙)

Este sistema petrolero se ha identificado en los yacimientos que se explotan al

sur de la plataforma Artesa-Mundo Nuevo y hacia la Cinturón Plegado de

Chiapas en la porción terrestre del sureste de México (Mello et al., 1994, Sosa,

1998, Clara et al., 2006); con base en estudios de manifestaciones

superficiales y correlaciones aceite-aceite, se han identificado ligeros cambios

ambientales y está clasificado como hipotético (∙). Desde el punto de vista

sedimentológico estas rocas generadoras muestran cambios de facies

evaporíticas a ambientes marinos de plataforma, y las facies de talud y cuenca

funcionan principalmente como rocas almacén. Su espesor varía entre los 100

m y 1300 m de espesor.

Roca generadora

Se consideran las rocas del Cretácico Inferior. Las características geoquímicas

de esta secuencia carbonato-evaporítica presentan valores pobres de riqueza

orgánica de 0.6 % de COT y un pobre a regular potencial generador que varía

entre 0.5 y 6 mg hc/gr roca, por otra parte los valores de Índice de Hidrógeno

vs Índice de Oxigeno permiten inferir la presencia de un kerógeno de tipo II,

los estudios ópticos han identificado materia orgánica de tipo bacterial y

algáceo (figura 3.48) que es predecesora de aceite y gas. Térmicamente y con

base en las temperaturas máximas de pirolisis identificadas (430 a 437 °C)

estas se encuentran maduras.


Figura 3.48. Materia orgánica de tipo amorfo-algácea reconocida en las rocas del Cretácico

Inferior-Medio. A. Materia orgánica de tipo algáceo en forma de cúmulos, fragmentos y

diseminada bajo luz ultravioleta. B. Bajo luz fluorescente la materia orgánica es amarillo naranja

dentro de la etapa de la ventana del petróleo. C. Se observan bitúmenes de color negro. D. Bajo

luz fluorescente los bitúmenes se excitan a color naranja (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).

Se ha logrado establecer una correlación roca generadora-aceite con las

características geoquímicas identificadas en los extractos de la roca generadora

en la Provincia del Petén en la República de Guatemala donde se ha

identificado claramente al Cretácico Inferior (Formación Cobán) como la fuente

de generación de hidrocarburos y que está caracterizada por microdolomías

laminadas, carpetas de algas y anhidrita.

Las características geoquímicas por biomarcadores (figura 3.49) de este

sistema presentan valores isotópicos de carbono de -23.6 a 24.6 %, valores de

azufre de 0.13 a 3.18% , relación Pr/Ft > 1, predominio de C29 en relación al

C30, relaciones C29/C30 >> 1 y C34>C33 característicos de secuencias

carbonato-evaporíticas, C34/C33 menores o iguales a la unidad son indicativos

de condiciones hipersalinas favoreciendo la presencia de bacteria halofílicas; la

relación Ts/Tm mayor o igual a la unidad; la presencia de hopanos en


extensión, alta abundancia relativa de C24-C27 Des_E terpanos tetracíclicos,

abundancia media a alta del gamacerano, los valores altos de la relación

C29Ts/C29, la abundancias relativa de los compuestos 17 α(H)-diahopanos; el

predominio de los esteranos en C27 indicativas de la abundancia de

cianobacterias (algas verde-azul) y que pueden estar relacionadas con las

carpetas de algas identificadas en los núcleos de pozos; las bajas proporciones

relativas de diasteranos y la presencia de los esteranos en C30 indican

ambiente carbonatado, por estas característica se ha interpretado un origen de

rocas carbonatadas-evaporíticas marinas con variaciones de hipersalinidad, con

más influencia carbonatada hacia Artesa-Mundo Nuevo.

Roca almacenadora

Las rocas del Cretácico Medio se caracterizan por grainstone-packstone de

bioclastos con fracturas y cavidades de disolución impregnadas de aceite

ligero, presentan porosidades entre 4-10% y espesores entre 200 y 900 m, en

ellas actualmente se tienen cinco campos productores. Las rocas almacén del

Cretácico Superior, a nivel del Turoniano, están constituidas por grainstone-

packstone de rudistas (caprinidos), bioclastos y algas, que en ocasiones

cambian a un rudstone de rudistas y bioclastos; por otra parte a nivel del

Campaniano se tiene un grainstone-packstone de bioclastos, intraclastos

ooides y peletoides con fracturamiento e impregnación de aceite ligero. Estas

rocas presentan una porosidad de 4-8% y espesores entre 300 a 500 m. Son

tres los campos que se encuentran produciendo en estos yacimientos.


Figura 3.49. Correlación geoquímica de la roca generadora del Cretácico Inferior y aceites

recuperados en rocas almacenadoras del Cretácico (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Roca sello

La roca sello está compuesta por una secuencia litológica del Terciario que

constituida por lutitas, las cuales se encuentran distribuidas en el área de

estudio y tienen un espesor promedio de 600 m.

Trampas

Las trampas relacionadas con este sistema petrolero, se restringen a

yacimientos situados en el extremo sur de la plataforma Artesa-Mundo Nuevo

en calizas de plataforma del Cretácico (figura 3.50).


Pliegues suaves y angostos con orientación NNW- SSE en calizas de plataforma

y paleorelieves depositacionales arrecifales.

Figura 3.50. Mapa de localización y sección sísmica interpretada de trampas típicas del

Cretácico Superior de plataforma al sur de la plataforma Artesa-Mundo Nuevo. Se observan

pliegues por plegamiento suave y remanentes de paleorelieves depositacionales del Cretácico

Superior (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Procesos De Los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico Medio-

Superior (∙)

Las rocas generadoras del Cretácico Inferior al sur de la plataforma Artesa-

Mundo Nuevo alcanzaron una profundidad aproximada de 3,500 m, con

condiciones propicias de madurez y temperatura para la generación de

hidrocarburos entrando a la ventana de generación (Ro= 0.55 a 0.77) hace

105 M.a, los aceites generados se entramparon en las rocas del Cretácico

Medio y Superior, de las cuales se ha recuperado aceite ligero y poco gas.


Extensión Geográfica De Los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior- Cretácico

Medio-Superior (∙)

Se conoce poco sobre la distribución de las facies generadoras y

almacenadoras del sistema petrolero hipotético Cretácico Inferior-Medio-

Superior (∙), por lo que la extensión geográfica de este sistema se limita a las

áreas donde los pozos perforados, productores en los intervalos del Cretácico

Medio y Superior en la porción sur de la plataforma Artesa-Mundo Nuevo de la

“Cuenca del Sureste” parte terrestre, han permitido correlacionar con análisis

geoquímicos a los hidrocarburos que ahí se almacenan con el hidrocarburo

extraído de las rocas maduras del Cretácico Inferior de la República de

Guatemala (figura 3.51).

Figura 3.51. Extensión geográfica del sistema petrolero hipotético Cretácico Inferior-Cretácico

Medio-Superior (∙) (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Extensión Estratigráfica De Los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico

Medio-Superior (∙)

Se ha interpretado que los elementos del sistema petrolero Cretácico Inferior-

Cretácico Medio-Superior (∙) se encuentran distribuidos muy localmente en la

parte terrestre al sur de la plataforma Artesa-Mundo Nuevo. Este sistema

petrolero se encuentran estratigráficamente suprayaciendo a las rocas

generadoras del Tithoniano, por lo que la historia tanto de las rocas del


Cretácico como la historia de las rocas suprayacentes a esta y los parámetros

petrofísicos y térmicos distribuidos en las áreas donde se presupone su

presencia, regulan el funcionamiento del sistema petrolero que, en este caso,

se considera como un sistema cerrado. Las rocas más maduras pueden aportar

hidrocarburos desde supe ligeros, gases y condensados y hacia las partes

donde la roca generadora es más somera se distribuyen los hidrocarburos

ligeros y pesados.

Extensión Temporal De Los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Medio-

Superior (∙)

El diagrama de eventos del sistema petrolero Cretácico Inferior-Cretácico

Medio-Superior (∙) de la figura 3.52 muestra la secuencia de los elementos y

procesos esenciales que tuvieron lugar al sur de plataforma Artesa-Mundo

Nuevo. Revelando la presencia de dos momentos críticos en los cuales se

presentaron las condiciones más favorables para la preservación de los

hidrocarburos, después de la generación y expulsión de hidrocarburos debido a

que las trampas ya habían sido formadas.

Sistemas Petroleros Mioceno Inferior-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (!)

Elementos De Los Sistemas Petroleros Mioceno Inferior-Mioceno Medio-

Superior-Plioceno (!)

El sistema petrolero Mioceno Inferior-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (!) es

un sistema conocido (!), solamente se ha identificado en la Cuenca Terciaria de

Macuspana, donde se producen principalmente gases húmedos, gas secos, y

en menor cantidad aceite ligero y condensados (Mello, 1994; Caballero et al.,

2002). Sin embargo, en los campos de dicha cuenca, concurren aportaciones

de hidrocarburos procedentes de rocas generadoras del Jurásico Superior

Tithoniano y Mioceno Inferior (Clara et al., 2006), así como también una

mínima contribución de gases biogénicos en la parte norte de la cuenca.


Figura 3.52. Diagrama de eventos del sistema petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio-

Superior (∙) (ESCALERA A.J.A., 2010).

El sistema petrolero está constituido por las lutitas carbonosas de ambiente

euxínico del Mioceno Inferior, que funcionan como rocas generadoras;

mientras que las calizas de plataforma del Mioceno Medio y las areniscas de

ambientes transicionales y de aguas marinas someras, constituyen el elemento

roca almacenadora. Por su parte, las rocas sello son capas de lutitas

intercaladas entre las areniscas almacenadoras. Las trampas estructurales de

este sistema son “salt rollers” y estructuras asociadas a fallas lístricas.

Roca generadora

Aunque los sedimentos del Mioceno Inferior se encuentran distribuidos

ampliamente en la cuenca, solo recientemente se han identificado como una

fuente de generación eficiente en la porción centro-sur de la Cuenca de

Macuspana, mientras que en el resto de la Provincia Petrolera Sureste

presentan condiciones de inmadurez.

Los datos de riqueza orgánica de estas rocas en algunos pozos exploratorios

indican que existe un buen potencial con valores que varían de 1 a 2% COT.

Se ha interpretado un tipo de kerógeno II/III que se relaciona a una mezcla de

materia orgánica amorfa/leñosa (figura 3.53).


Figura 3.53. Tipo de materia orgánica amorfa y leñosa del Mioceno Inferior. A. y B. Materia

orgánica de tipo estructurado con impregnación de hidrocarburos. C. y D. Materia orgánica de

tipo amorfo algáceo bajo luz fluorescente de color verdoso e impregnación de hidrocarburos en

zoorestos (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Las características geoquímicas por estudios de biomarcadores de este sistema

son altas relaciones de Pr/Ph, baja abundancias de los hopanos extendidos,

alta abundancia del 18 (H)-oleanano, presencia de Des-A y Des-E en C24

terpanos tetracíclicos, alta abundancia relativa de diasteranos y presencia de

C30 esteranos, estas características se han relacionado con la contribución de

materia orgánica de plantas terrestres en un ambiente terrígeno de aguas

someras y características anóxicas. Los análisis de extractos de roca permiten

la correlación con los aceites de esta cuenca con valores isotópicos de -21.6 a -

23.7% (figura 3.54).


Figura 3.54. Los aceites con afinidad Mioceno Inferior resaltan la presencia de Oleanano,

indicativo de plantas Superiores y su madurez entre el pico y fin de generación (Escalera A.J.A.,


Roca almacenadora

La producción principalmente de gas que proviene de 39 campos, se obtiene

de calizas de plataforma del Mioceno Medio y de areniscas del Mioceno

Superior–Plioceno Inferior y del Plioceno Superior–Pleistoceno, que fueron

depositadas en ambientes litorales y deltaicos. En el extremo suroriental del

área existen dos campos productores en la Caliza Macuspana del Mioceno

Medio que está formada por tres secuencias calcáreas de aguas someras, la

caliza 1 y 2 de edad Mioceno Inferior-Oligoceno Tardío y la caliza 3 de edad

Mioceno Medio, la cual ha resultado productora de gas seco en calizas


postarrecifales y lagunares, clásticas con porosidad móldica, con rangos de 10

a 22% y permeabilidades de 6 a 900 mD. La mayor parte de los yacimientos

de gas y condensado de Macuspana, se encuentran en los cuerpos intercalados

de areniscas de estos episodios de depositación. Las areniscas están

constituidas por cantidades variables de cuarzo, feldespatos, mica y

fragmentos líticos de grano fino a medio, moderadamente a bien clasificadas.

Se distribuyen en franjas orientadas NE-SW a lo largo de fallas normales de

crecimiento.

Roca sello

El sello de los yacimientos de la Caliza Macuspana, lo constituye una secuencia

arcillosa de la parte Superior del Mioceno Medio, asociada a un proceso

transgresivo.

En las trampas formadas en rocas siliciclásticas, las rocas sello son secuencias

lutíticas que se presentan en alternancia con los paquetes de areniscas.

Trampa

En la Caliza Macuspana, la trampa es estratigráfica, mientras que en las

secuencias arenosas más jóvenes las trampas combinadas (estructural–

estratigráfica), se asocian a estratos de crecimiento en fallas normales, “roll

over” y pliegues provocados por inversión de fallas normales (figura 3.55).

Las estructuras geológicas y las secuencias sedimentarias de crecimiento que

favorecieron la formación de las trampas, están relacionadas a cuencas por

evacuación de arcilla depositadas principalmente en el Oligoceno y de sal del

Jurásico, previamente intrusionada y alojada sobre capas del Paleógeno.


Figura 3.55. Sección esquemática Provincia geológica de Macuspana (Escalera A.J.A.,


Proceso de los Sistemas Petroleros Mioceno Inferior-Mioceno Medio-Superior-

Plioceno (!)

El modelo de sepultamiento es un ejemplo representativo de los procesos de

transformación de la materia orgánica en las rocas generadoras de

hidrocarburos por termogénesis en la Cuenca Terciaria de Macuspana. Los

momentos de inicio de generación del aceite, inicio de la expulsión e inicio de

generación del gas se establecen mediante los valores de Ro.

Extensión Geográfica De Los Sistemas Petroleros Mioceno Inferior-Mioceno

Medio-Superior-Plioceno (!)

El Sistema Petrolero Mioceno Inferior-Mioceno Medio-Superior-Plioceno (!) se

distribuye en la Cuenca Terciaria de Macuspana (figura 3.56), donde se ha

podido comprobar su efectividad mediante métodos geoquímicos que

confirman sus condiciones de madurez y se ha podido establecer correlación

positiva entre la roca generadora y sus productos. Las rocas almacenadoras


que se encuentran en su área de influencia, han recibido también la

contribución de cantidades significativas de hidrocarburos termogénicos de

Jurásico Superior, que en gran parte del área se encuentra en la etapa de

generación del gas.

Figura 3.56. Extensión geográfica del sistema petrolero conocido Mioceno Inferior-Mioceno

Medio-Superior-Plioceno (!)(Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Extensión Temporal De Los Sistemas Petroleros Mioceno Inferior-Mioceno

Medio-Superior-Plioceno (!)

El diagrama de eventos de los sistemas petroleros Mioceno Inferior-Mioceno

Medio-Superior-Plioceno (!) de la figura 3.57, muestra la secuencia de

elementos y procesos que tuvieron lugar en la Cuenca Terciaria de Macuspana.

Ilustra que actualmente se presenta de las condiciones más favorables para la

preservación de los hidrocarburos después de la generación y expulsión de

hidrocarburos, debido a que las trampas ya habían sido formadas.


Figura 3.57. Diagrama de eventos del sistema petrolero Mioceno Inferior-Mioceno Medio-

Superior-Plioceno (!)(Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Producción y Reserva 3P

La exploración en esta provincia inicia en 1886 con la perforación del pozo

Sarlat en la Cuenca de Macuspana. Sin embargo, fue hasta 1905 y 1906 que

se perforaron los primeros pozos que resultaron productores comerciales en la

Cuenca de Macuspana y la Cuenca Salina del Istmo, iniciando la explotación en

esta región. Petróleos Mexicanos inicia actividad en la zona en 1943 realizando

descubrimientos de aceite ligero y gas en los siguientes años. La explotación

en la parte terrestre el Pilar Tectónico de Reforma-Akal es impulsada con los

descubrimientos de aceite y gas en calizas Cretácicas hechos por los pozos

Sitio Grande-1 y Cactus-1 en 1972. La prospección geofísica en la parte marina

de la provincia inició en 1972. Los estudios exploratorios culminan con la

perforación del pozo Chac-1 entre 1974 y 1976, resultando productor en

brechas de Cretácico y detectando aceite en areniscas del Oxfordiano. En los

siguientes 5cinco años se realizaron importantes descubrimientos en esta

región, detonando la explotación de la provincia más importante del país

(Gutiérrez-Gil, 1950; Meneses de Gyves, 1999).


Con la explotación del complejo Cantarell, la producción de la Provincia

Petrolera Sureste alcanzó su máximo histórico de más de 4 millones de barriles

de petróleo crudo equivalente por día en el 2004 (figura 3.58). La producción

acumulada de la provincia es de 41.4 MMMbpce. Las reservas remanentes son

de 23,3 MMMbpce, respectivamente al 1 de enero de 2010.

Figura 3.58. Tabla de producción histórica Provincia Petrolera Sureste (Escalera A.J.A.,




Petrolera Sureste abarca el 31.93% de los recursos totales a nivel nacional,

con una media de cerca de 16.7 MMMbpce (01 enero 2009).


III.5. Sierra De Chiapas

Localización

La Provincia Petrolera Cinturón Plegado de Chiapas (CPCH) se localiza en la

porción sureste de la República Mexicana, en el estado de Chiapas y parte del

estado de Veracruz. Es el cinturón plegado más al sur de México y se prolonga

hacia Guatemala. Limita al noreste con la Provincia de la Península de Yucatán,

al norte con la Provincia Petrolera Sureste y al sur con el Batolito de Chiapas

(figura 3.59).

Figura 3.59. Mapa de ubicación de la provincia petrolera cinturón plegado de Chiapas (Escalera




El basamento en el Cinturón Plegado de Chiapas está constituido por

granitoides, rocas ultra básicas a veces metamorfizadas y esquistos

paleozoicos, formando un complejo ígneo-metamórfico. La radiometría del

Batolito de Chiapas indica que existen tres fases magmáticas, una en el

Carbonífero, otra en el Pérmico y una tercera en el Jurásico; en contacto por

falla se encuentran las rocas metasedimentarias de la Formación Santa Rosa

Inferior y las sedimentarias de las Formaciones Santa Rosa Superior, Grupera

y Paso Hondo del Paleozoico Medio–Superior.

La columna sedimentaria mesozoica en esta provincia se inicia en el Jurásico

Medio con los depósitos terrígenos continentales (aluviales y fluviales), de la

Formación Todos Santos del Jurásico Medio derivados de la destrucción de las

rocas del basamento (Mandujano. VJ., Vázquez, M.M.E., 1996) (figura 3.60).

Figura 3.60. Columna estratigráfica de la Sierra de Chiapas (Modificada de Mandujano. VJ.,

Vázquez, M.M.E., 1996).


En cuanto a la sal, pudo haber sido depositada durante el Jurásico Medio, y

puede ser contemporánea a la parte más joven de la Formación Todos Santos.

Del Jurásico Superior al Cretácico Inferior-Medio, sobreyaciendo a la sal y a la

Formación Todos Santos se tienen a las Formaciones Jericó, Cobán, San

Ricardo, Malpaso y Chinameca.

Los sistemas de abanicos aluviales están representados por la Formación Jericó

que aflora al sureste de Tuxtla Gutiérrez, constituida por areniscas cuarzosas.

En la parte media se intercalan conglomerados rojizos de fragmentos de rocas

ígneas y cuarzo incluidos en una matriz arenosa, bien consolidados con

cementante silíceo.

Representando el conjunto de facies carbonatadas evaporíticas más someras y

de sabkha marino, se tiene a la Formación Cobán, la que se extiende en el

subsuelo desde Tuxtla Gutiérrez hacia el NE, hasta la Península de Yucatán y

hacia el SE hasta Guatemala, caracterizada por calizas, anhidritas, dolomías,

mudstones.

Los ambientes marinos de aguas someras (lagunar, plataforma protegida

somera), margen de litoral con facies proximales y distales, lo constituyen los

tres miembros, uno calcáreo en la base, otro margoso en la parte media y el

otro arenoso en la cima de la Formación San Ricardo (Quezada, 1983).

Además, se tienen las Formaciones Malpaso y Chinameca contemporáneas a la

Formación San Ricardo, de la que constituye su cambio de facies hacia

ambientes más profundos. La Formación Malpaso está formada por rocas

carbonatadas de rampa a veces totalmente dolomitizadas, con horizontes

oolíticos, mientras que la Formación Chinameca está constituida por calizas

típicas de mar abierto.

Sobreyaciendo a las formaciones descritas, está presente el Grupo Sierra

Madre, constituido por las Formaciones Cantelha y Cintalapa. La Formación


Cantelha ocupa la parte centro-occidental de la Sierra de Chiapas, es una

secuencia de dolomías. Es común encontrar carpetas de algas, en ocasiones

fragmentadas debido a la desecación. Aunque escasos, los microfósiles son

bentónicos, indicadores de ambientes de plataforma somera (lagunares).

Existieron ambientes de depósito lagunar dentro de la plataforma carbonatada,

representados por la Formación Cintalapa, la que consiste de mudstone,

mudstone microfosilífero, wackestone de microfósiles, grainstone de pellas y

de microfósiles (principalmente miliólidos. Se reportan además fragmentos de

rudistas y gasterópodos, que pueden llegar a ser muy abundantes, lo que da

lugar a la formación de brechas de bioclastos, afectada por procesos de

dolomitización sobre todo en las capas que contienen bioclastos.

En ambientes de cuenca, el Cretácico Superior incluye a la Formación

Jolpabuchil, en la que se reportan fósiles indicadores de edades que van desde

el Turoniano hasta el Campaniano-Maastrichtiano. Se trata de calizas

(mudstone, packstone y grainstone), con microfósiles planctónicos, nódulos y

lentes de pedernal negro. Dentro de esta unidad se distinguen ambientes de

talud en las que se encuentran packstone y grainstone, con bioclastos

derivados de la plataforma (rudistas y otros macrofósiles), así como

fragmentos de calizas de plataforma soportados por una matriz de mudstone.

Para la parte alta del Cretácico Superior, en esta Provincia se tienen a las

Formaciones Ocozocuautla, Angostura, Xochitlán y Méndez.

Los ambientes muy cercanos a la costa, a veces lagunares, están

representados por la Formación Ocozocuautla, caracterizada por numerosos

cambios de facies, desde conglomerados con fragmentos de la Formación

Todos Santos, areniscas arcillosas, generalmente masivas, packstone de

bioclastos con algas rojas, fragmentos de equinodermos, restos de rudistas,

margas color, grainstone de microfósiles y fragmentos biógenos, lutitas, hasta

llegar a la cima donde se encuentran bancos de rudistas (caprínidos e

hipurítidos, además de su distribución geográfica, que se encuentra restringida


al extremo noroeste de la Depresión Central de Chiapas, al noroeste de Tuxtla

Gutiérrez. Hacia el sureste de Ocozocuautla, la parte de terrígenos desaparece

y persisten únicamente las calizas que toman el nombre de Formación

Angostura.

Los ambientes de sistemas de talud de la Formación Xochitlán, estudiada por

Sánchez (1969), describiéndola como Formación Méndez Equivalente; sin

embargo, Quezada (1987), consideró que esta unidad presenta características

distintivas que permiten describirla como una secuencia diferente de la

Formación Méndez, proponiendo el nombre de Formación Xochitlán. Este

último autor la dividió en siete unidades:

1) Brechas calcáreas dolomitizadas, 2) Packstone de pellas e intraclastos, 3)

Margas limosas nodulares, 4) Packstone de fragmentos de moluscos, 5) Lutitas

margosas, 6) Brechas calcáreas polimícticas, 7) Limolitas calcáreo-margosas,

con intercalaciones hacia la base y cima de cuerpos masivos de brechas

calcáreas polimícticas.

En la parte central de la Sierra de Chiapas, la Formación Jolpabuchil subyace a

la Formación Méndez, compuesta por margas, con abundantes microfósiles

planctónicos. A finales del Cretácico terminó la etapa de estabilidad tectónica y

se inició un evento tectónico que culminó en el Eoceno Medio, cuando inició un

corto periodo de estabilidad que terminó al finalizar el Oligoceno para dar inicio

al evento tectónico Chiapaneco.

Durante el Paleógeno en la Sierra de Chiapas se depositó una sucesión de

unidades estratigráficas en las que predominan los terrígenos producidos en el

transcurso de la deformación correlacionable con la Orogenia Laramide (figura

3.61).

En la porción centro-occidental de la Sierra de Chiapas, el Paleoceno se

caracteriza por el predominio de terrígenos depositados como una secuencia de

tipo “flysh”, que sobresalen estratos de turbiditas formados en la zona de


cuenca. Mientras que hacia la porción centro oriental continuaban los depósitos

de plataforma carbonatada.

Figura 3.61. Modelo de evolución sedimentaria (Medina 2004)

El Terciario inicia con los depósitos carbonatados de plataforma de la

Formación Lacandón del Paleoceno, los cuales cambian hacia el occidente a

terrígenos turbidíticos de la Formación Soyaló. Durante el Eoceno Medio se

depositaron hacia la porción oriental y central terrígenos continentales de la

Formación El Bosque (figura 3.62), hacia el occidente carbonatos y terrígenos

de plataforma interna de la Formación Lomut del Eoceno Medio Superior

cambiando al occidente a facies turbidíticas denominadas Formación Lutitas

Nanchital.


Figura 3.62. Mapa de litofacies del Eoceno. (Quezada, 1987).

Durante el Oligoceno se depositó en la parte central calizas de plataforma de la

Formación Mompuyil que cambian al occidente a turbiditas llamadas Formación

La Laja.

Del Mioceno Inferior al Medio se depositaron de oriente a poniente las calizas

lagunares de la Formación Macuspana y las turbiditas de la Formación Depósito

que incluye los conglomerados Nanchital, Malpaso, Sagua y Malpasito (figura

3.63). En la parte central de esta Provincia se depositó de manera local la

Formación Ixtapa constituida de conglomerados y areniscas tobáceas, esto

ocurrió en una fosa asociada a la tectónica transtensional del sistema

transcurrente.


Figura 3.63. Mapa de litofacies el Mioceno. (Quezada-Muñetón, J.M., 1987).

III.5.2. Geología estructural

Como resultado de diferentes eventos tectónicos que afectaron el CPCH se

generaron varios estilos de deformación que se han agrupado en cuatro

subprovincias estructurales: Fallas de Transcurrencias, Simojovel, Yaxchilan y

Miramar (Sánchez et. al., 1991) (figura 3.64).


Figura 3.64 Mapa de subprovincias estructurales. (Modificado Sánchez, M. de O., 1979).

En la porción oriente, entre la subprovincia de Fallas de Transcurrencia y la de

Yaxchilán, se encuentra la subprovincia de Miramar, caracterizada por

plegamientos en abanico y en caja, que muestran la influencia de la columna

evaporítica en su estilo de deformación.

Al norte del Macizo Granítico de Chiapas y ocupando prácticamente toda la

porción central del estado de Chiapas y el extremo suroriental de Veracruz y

Oaxaca, se extiende la subprovincia de Fallas de Transcurrencia. En ella se

distinguen dos sistemas de fallas (ambos con corrimientos laterales

izquierdos), uno orientado de NW a SE y el segundo con rumbo W a E. Los

bloques altos están formados principalmente por calizas cretácicas. Los

bloques bajos están ocupados por sinclinales con los ejes paralelos al rumbo de

las fallas y conformados por estratos del Terciario (figura 3.65).


Figura 3.65. Sección estructural de la subprovincia Fallas de Transcurrencia (Escalera A.J.A.,


En la porción norte, se encuentra la subprovincia de Simojovel, se caracteriza

por sus anticlinales escalonados (en echelón) generados por las fallas. Los

anticlinales están formados por estratos del Terciario, tienen sus ejes

orientados de NNW a SSE, y es frecuente que estén cortados por fallas

inversas con vergencia al WSW. En el occidente de la provincia, afloran rocas

del Jurásico y del Cretácico en los ejes de los anticlinales, en contraste con la

porción oriental donde los anticlinales están armados en estratos del Terciario

(figura 3.66). Al norte de la Provincia se han descubierto campos petroleros

que producen en rocas cretácicas.


Figura 3.66. Sección estructural de la subprovincia de Simojovel (Escalera A.J.A., Hernández

R.U., 2010).

La subprovincia de Yaxchilan (figura 3.67), es un cinturón de pliegues

escalonados con ejes orientados de noroeste a sureste que se localiza entre la

subprovincia de Fallas de Transcurrencia y la Provincia Petrolera Plataforma de

Yucatán. Además del arreglo escalonado (en echelón), las estructuras son

anticlinales alargados algunos con longitudes mayores de 50 km,

frecuentemente afectados por fallas inversas longitudinales, en un arreglo que

sugiere plegamientos por propagación de fallas. A medida que se avanza hacia

el sureste en la parte media de la Provincia, los plegamientos se hacen más

amplios y prácticamente desaparecen las fallas inversas, para volver a ser

estructuras estrechas y alargadas cortadas por numerosas fallas inversas y con

desplazamientos a rumbo, en las cercanías de la Falla Polochic. En esta

provincia se han descubierto dos campos y en su prolongación hacia

Guatemala se tiene producción de aceite.


Figura 3.67. Sección estructural de la subprovincia de Yaxchilan, PEMEX-IPN 2004.

III.5.3. Tectónica


partir de una etapa de apertura que desarrolló altos y bajos de basamento en

el Triásico Tardío–Jurásico Medio, pasando después a la etapa de deriva hasta

principios del Cretácico Temprano. Durante esta etapa, el Bloque Yucatán junto

con el Macizo de Chiapas y el área que actualmente ocupa el Cinturón Plegado

de Chiapas y la Provincia Petrolera Sureste, se desplazaron rotando en contra

de las manecillas del reloj hasta alcanzar su posición actual en el Berriasiano

(Buffler y Sawyer, 1985, Salvador, 1987; Pindell et al., 1985, 2002, 2008).


Durante Jurásico Tardío al Cretácico el área fue relativamente estable,

permitiendo el desarrollo de extensas plataformas carbonatadas. La Orogenia

Laramide afectó el sur de la provincia en un intervalo de finales del Cretácico al

Oligoceno.

Algunos autores como Morán (1999) proponen que en la migración del Bloque

Chortis hasta su posición actual han existido por lo menos dos colisiones contra

la placa Norteamericana. En el Cretácico Tardío ocurrió la primera colisión

entre el Bloque Chortis y el Sureste de México (Chiapas), ocasionó una

deformación compresiva en la secuencia mesozoica y paleógena del Cinturón

Plegado de Chiapas, áreas del Golfo de Tehuantepec y Chiapas se levantaron

causando transporte de sedimentos hacia el norte (Pindell, 2002), la llegada de

estos sedimentos reactivaron la tectónica salina con la conformación de

diapiros y paredes de sal que se emplazaron en o cerca del fondo marino hasta

el Mioceno Temprano; esta colisión fue relativamente suave y episódica

durante el Paleoceno; para fines del Eoceno, se forma la placa del Caribe, la

cual en interacción con la placa Norteamericana imprime una rotación en

sentido contrario a las manecillas del reloj de SE a NE al bloque Chortis,

controlando la evolución tectónica del Sureste de México a partir de este

tiempo.

Después del paso del Bloque Chortis y con el establecimiento de la subducción

de la Placa de Cocos en el sur-sureste, se originó la Orogenia Chiapaneca

durante el Mioceno Medio-Tardío (figura 3.68), la cual produjo mayor

deformación del Cinturón Plegado de Chiapas, generando esfuerzos

compresivos y transpresivos que influenciaron el depósito y la deformación,

esta deformación fue transferida hacia el norte generando un cinturón plegado

que actualmente está sepultado en la Provincia Petrolera Sureste, son pliegues

orientados noroeste-sureste que afectan a las rocas del Jurásico Tardío al

Mioceno Temprano (Pindell et al., 2002). Posterior a este evento el área de la

Provincia Petrolera Cinturón Plegado de Chiapas fue levantado paulatinamente


exponiéndolo a la erosión, prevaleciendo hasta la fecha efectos de la

transpresión.

Figura 3.68. Deformación Chiapaneca del Mioceno Medio. (Pindell et al., 2002).

Durante el Plio-Pleistoceno, el bloque Chortis continuó su movimiento hacia el

Este, alejándose del Macizo de Chiapas y tomando su posición actual. Lo que

actualmente es la parte Sur de Guatemala, El Salvador, Honduras y la parte

Norte de Nicaragua que según Donnelly et, al., (1990) hace 7 M.a. debió tomar

su posición actual.

Una vez que el Bloque Chortis llegó a su posición final la carga isostática que

flexionaba hacia abajo al margen Pacifico ya no existía, lo que favoreció el

rebote isostático del mismo. Como consecuencia, un gran levantamiento y

erosión de la parte Sur de Chiapas combinado con una gran subsidencia y

aporte de sedimentos hacia la parte Norte (Oviedo A., 1996).

Sistema Transformante Motagua-Polochic

El Sistema Transformante Motagua-Polochic, tiene su origen en la dorsal

Caimán dentro de la Placa del Caribe y tiene un desplazamiento lateral


Izquierdo. De acuerdo con Sánchez B., 1991, la trayectoria de la

Transformante Motagua—Polochic se ha logrado determinar en Chiapas y

aparentemente se interna en el Golfo de Tehuantepec.

Por otro lado, Vázquez et. al., (1990) sugiere que de acuerdo a la mecánica de

fallamiento de los Sistemas Transcurrentes, existen franjas con amplitudes de

hasta 250 Km de ancho, y que en algunos de ellos una falla en particular

puede ser la más activa siendo este el caso.

III.5.4. Sistemas Petroleros

En el Cinturón Plegado de Chiapas se han reconocido sistemas petroleros

asociados a dos subsistemas generadores principales, el de mayor importancia

corresponde al Tithoniano constituido por mudstones arcillosos de la Formación

Chinameca y lutitas calcáreas ricas en materia orgánica de la Formación El

Plátano, este sistema es una extensión de la Provincia Petrolera Sureste

(Clara, et al., 2006); el segundo subsistema corresponde a la Formación

Cobán, ambos presentan evidencias de madurez térmica que a la fecha han

logrado establecer un flujo estabilizado en la estructura de Cerro Nanchital en

el caso del Tithoniano y de tres campos para el Sistema Petrolero del Cretácico

Inferior que carga a rocas almacén del Cretácico Medio.


(!)

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano-Cretácico-


Roca generadora

Las facies generadoras de la Formación Chinameca del Tithoniano constituidas

de calizas arcillosas y lutitas calcáreas, responsables de los hidrocarburos

almacenados en rocas del Cretácico Superior e Inferior en este sector, en el

área existen numerosas manifestaciones superficiales de hidrocarburos en


sedimentos del Terciario, por lo que se postula que esta roca tiene capacidad

para proveer de hidrocarburos a rocas mesozoicas y cenozoicas; se le ha

clasificado como conocido (!).

En el Tithoniano se manifiesta una marcada elevación generalizada del nivel

del mar o fase de inundación, por lo que se desarrolla el depósito de una

secuencia arcillo-calcárea; prevaleciendo las condiciones para la formación de

capas de lutitas negras carbonatadas con importantes cantidades de materia

orgánica. En estas condiciones, los ambientes sedimentarios fueron profundos

y adecuados para la preservación de los materiales orgánicos depositados. Las

rocas del Tithoniano reflejan una evolución de condiciones de rampa interna a

rampa externa y cuenca, estableciéndose condiciones favorables para la

preservación de la materia orgánica, relacionadas con una transgresión marina

(figura 3.69).

Figura 3.69. Afloramiento del Tithoniano (Formación El Plátano), se aprecian lutitas negras en

estratos delgados de 2 cm separados por bandas de pirita, esta roca fue depositada en

condiciones de anoxia (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Excelente riqueza orgánica de 1% a 15%, riqueza orgánica original,

representada por valores de Carbono orgánico total o COT, valores de Índice


de Hidrogeno (IH) mayores a 450-800 mg HC/g COT y valores bajos de Índice de

Oxígeno menores a 50 mg CO2/g COT, estos valores llegan a reducirse por

efectos de madurez, por lo que los valores residuales son menores. La calidad

de la materia orgánica es buena, está representada por la presencia de

materia orgánica rica en liptinitas, principalmente compuesta de algas y

material orgánico amorfo que la clasifican como de un kerógeno de tipo II

(figura 3.70).

Figura 3.70. Materia orgánica amorfa del Jurásico Superior Tithoniano con diferente grado de

madurez termal (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Estas rocas cargan principalmente a los yacimientos del Mioceno de la

Provincia Geológica Salina del Istmo al norte del Cinturón Plegado de Chiapas.

La segunda facies generadora y relacionada a la Formación Chinameca está

identificada en el campo Cerro Nanchital descubierto en la parte norte del

Cinturón Plegado de Chiapas, y el cual se aloja en rocas del Cretácico Inferior y

Superior, este aceite tiene más afinidad a facies sedimentaria constituido por

un mudstone arcilloso (figura 3.71), cuyas características geoquímicas de

isotopía van de 13C-26.7, bajos valores de azufre, relación Pr/Ft > 1,

relaciones C29/C30 > 1, C35/C34 menores o iguales a la unidad; la relación

Ts/Tm mayor o igual a la unidad; la presencia de hopanos en extensión, la

familia de los 30-norhopanos representada por los compuestos 17 (H)-29,30

bisnorhopano y 17 (H)-30-nor-29 homohopano; los valores altos de la relación

C29Ts/C29, la abundancias relativa de los compuestos 17 (H)-diahopanos; el


predominio de los esteranos en C29; las altas proporciones relativas de

diasteranos, y la presencia de los esteranos en C30, sugieren un origen a partir

de rocas carbonatadas marinos en ambientes anóxicos con poco o nulo aporte

de arcillas.

Figura 3.71. Correlación Geoquímica de la roca generadora del Tithoniano de facies

carbonatadas arcillosas y aceites recuperados en rocas almacenadoras y muestras de sedimento

de fondo marino (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Roca almacenadora

En el área solo se ha establecido producción en el campo Cerro Nanchital en

rocas del Cretácico Inferior y Superior; sin embargo, los pozos exploratorios

que se han perforado permiten postular como rocas almacenadoras a bancos

oolíticos del Jurásico, calizas de plataforma del Cretácico Inferior y Medio,

carbonatos de cuenca que pueden estar fracturados por la tectónica salina y la

compresión y areniscas turbidíticas terciarias que conforman complejos de

canales y abanicos submarinos depositados en esta zona como sistemas de

nivel bajo.

Las rocas almacenadoras del campo Cerro Nanchital a nivel del Cretácico

Inferior se componen de dolomía micro a mesocristalina con nódulos de

pedernal y fracturas con impregnación de aceite, el Cretácico Superior está

caracterizado por wackestone-packstone de color crema a café claro con


abundantes bioclastos e intraclastos, entre estas rocas se tiene un espesor

impregnado de 75 a 125 m.

Roca sello

El elemento roca sello para los almacenes del Mesozoico donde no aflora se

consideran a los niveles de lutitas del Paleoceno con espesores, que pueden

variar de 100 a 250 m y para los horizontes de areniscas del Terciario a los

desarrollos intraformacionales de lutitas que están dispuestas en forma

alternada de manera vertical y lateral, cuyos espesores pueden ser de 50

hasta 1,000 m aproximadamente, estas secuencias fueron formadas

principalmente por material fino en suspensión y sedimentos arcillosos

depositados como parte de los sistemas turbidíticos.

Trampa

Corresponden a anticlinales en echelón limitados por fallas inversas en sus

flancos y fallas transcurrentes en sus extremos, con presencia de sal en sus

núcleos y planos de fallas. Presentan estilos complejos debido a la interacción

de esfuerzos compresivos, transtensivos y tectónica salina a que han estado

sujetas. En este tipo de estructuras se encuentra el primer campo productor de

hidrocarburos en rocas del mesozoico en el sureste de México y único campo

en producción en esta provincia.



La ocurrencia en el tiempo geológico de los Elementos y Procesos de los

Sistemas Petroleros se representa gráficamente en el diagrama de eventos de

la figura 3.73, donde los procesos corresponden a los de generación-

migración-acumulación y a la preservación de los hidrocarburos que se

describen en este apartado.


Podemos estimar la edad de inicio de generación entre 45 a 34 M.a.

dependiendo del punto donde nos encontremos, la edad de inicio de expulsión

se ha estimado a partir de 35 M.a. hasta el momento actual, las evidencias

indican que estas rocas generadoras producen principalmente aceite ligero el

cual a través de fallas y fracturas llega hasta la superficie, por lo que se cree

que estos hidrocarburos pueden estar almacenados en el subsuelo en sitios

que favorezcan su entrampamiento.

Extensión geográfica del Sistema Petrolero Tithoniano-Cretácico (!)

La extensión geográfica de este Sistema Petrolero cubre la porción más

occidental del Cinturón Plegado de Chiapas (figura 3.72).

Figura 3.72. Extensión geográfica del Sistema Petrolero Tithoniano-Cretácico (!)(Escalera


Extensión estratigráfica del Sistema Petrolero Tithoniano-Cretácico (!)

Los elementos de este sistema petrolero se han postulado que pueden

encontrarse distribuidos en las rocas del Kimmeridgiano, Cretácico y Terciario.

En el área occidental se ha corroborado su carga a nivel del Cretácico Inferior y


Superior en un campo. Los trabajos de modelado geológico 2D muestran que

el Sistema Petrolero funciona, observando que las rocas generadoras alcanzan

la madurez térmica suficiente para generar principalmente aceite y gas en esta

parte del Cinturón Plegado de Chiapas.

Extensión temporal del Sistema Petrolero Tithoniano-Cretácico (!)

El diagrama de eventos del Sistema Petrolero JST-K (!) muestra cómo los

procesos y elementos esenciales tuvieron lugar en el tiempo, en ella se incluye

la edad geológica para cada uno de ellos, así como el tiempo en que ocurren

los procesos de generación-migración-acumulación y preservación de los

hidrocarburos, además, el momento crítico indica cuándo se dieron las

condiciones más favorables para que ocurriera el proceso de generación-

migración-acumulación de hidrocarburos de una manera general para la parte

occidental del Cinturón Plegado de Chiapas (figura 3.73).

Figura 3.73. Diagrama de eventos del sistema petrolero Tithoniano-Cretácico (!)(Escalera


Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio (∙)

Elementos del Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio (∙)

En este sistema petrolero se han identificado tres campos en la porción oriental

del Cinturón Plegado de Chiapas y este sistema se extiende hacia la República


de Guatemala. Los estudios de geología superficial permitieron identificar

numerosas manifestaciones de hidrocarburos que fueron los primeros indicios

de la importancia petrolera de esta región, años más tarde la perforación

exploratoria logró flujos estabilizados produciendo aceite pesado, aceite ligero,

condensado y gas. Las correlaciones aceite-aceite, han permitido clasificar este

sistema petrolero como hipotético (.). Desde el punto de vista sedimentológico

estas rocas generadoras muestran cambios de facies evaporíticas que cambian

a ambientes marinos de plataforma, las condiciones de talud y cuenca

funcionan principalmente como rocas almacén. Su espesor varía entre los 100

m y 1,300 m de espesor.

Roca generadora

Son pocos los pozos que han penetrado este nivel estratigráfico y ha sido difícil

adquirir cierta información geoquímica lo que ha impedido realizar mapas de

los parámetros geoquímicos de esta roca generadora. Las características

geoquímicas de esta secuencia carbonato-evaporítica, que corresponde a las

rocas del Cretácico Inferior, presentan valores pobres de riqueza orgánica de

0.6% de COT y un pobre a regular potencial generador que varía entre 0.5 y 6

mg hc/gr roca; por otra parte los valores de Índice de Hidrógeno vs Índice de

Oxígeno permiten inferir la presencia de un kerógeno de tipo II, los estudios

ópticos han identificado materia orgánica de tipo bacterial y algáceo (figura

3.74) que es predecesora de aceite y gas (Sosa, 1998).

Térmicamente y con base en las temperaturas máximas de pirólisis

identificadas (430 a 437 °C) estas se encuentran maduras.

Aunque en el área no se tiene un claro testigo de la roca generadora, se ha

logrado establecer una correlación roca generadora-aceite con las

características geoquímicas identificados en los extractos de la roca generadora

en la Provincia del Petén en la República de Guatemala donde se ha

identificado claramente la Formación Cobán como la fuente de generación de


hidrocarburos y que está caracterizada por microdolomías laminadas, carpetas

de algas y anhidrita.

Figura 3.74. A y B. Materia orgánica de tipo amorfo-algácea en forma de cúmulos bajo luz

transmitida en color café pardo y amarillo oro. C y D. Materia orgánica bajo luz fluorescente

amarillo-naranja de fuerte intensidad dentro de la etapa catagenética reconocida en las rocas del

Cretácico Inferior-Medio (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Las características geoquímicas por biomarcadores (figura 3.75) de este

sistema presentan valores isotópicos de carbono de -21.6 a 24.6 %, valores de

azufre de 0.13 a 3.18% , relación Pr/Ft > 1, predominio de C29 en relación con

el C30, relaciones C29/C30 > 1 y C34>C33 característicos de secuencias

carbonato-evaporíticas, C34/C33 menores o iguales a la unidad son indicativos

de condiciones hipersalinas, favoreciendo la presencia de bacteria halofílicas; la

relación Ts/Tm mayor o igual a la unidad; la presencia de hopanos en

extensión, alta abundancia relativa de C24-C27Des_E terpanos tetracíclicos,

abundancia media a alta del gamacerano, los valores altos de la relación

C29Ts/C29, la abundancia relativa de los compuestos 17 α(H)-diahopanos; el

predominio de los esteranos en C27 indicativas de la abundancia de

cianobacterias (algas verde-azul) y que pueden estar relacionadas con las

carpetas de algas identificadas en los núcleos de pozos; las bajas proporciones

relativas de diasteranos y la presencia de los esteranos en C30 indican


ambiente carbonatado, por estas características se ha interpretado un origen

de rocas carbonatadas evaporíticas marinas con variaciones de hipersalinidad,

con más influencia de sabkha hacia el Cinturón Plegado de Chiapas.

Figura 3.75. Correlación geoquímica de la roca generadora del Cretácico Inferior y aceites

recuperados en rocas almacenadoras del Cretácico (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Roca almacén

Las rocas almacén del Cretácico Inferior están constituidas por dolomías micro

y mesocristalina, con microcavidades de disolución que se intercalan con

cuerpos de mudstone a wackestone de foraminíferos y pellas de color café

oscuro con fuerte impregnación de aceite ligero.

Las rocas del Cretácico Medio son muy semejantes teniendo dolomías

microcristalinas que alternan con packstone–grainstone de pellas, litoclastos y

bioclastos, líneas estilolíticas y fracturas con impregnación de aceite.


Roca sello

La roca sello está compuesta por las intercalaciones de cuerpos de anhidrita

que existen entre las dolomías tanto para el Cretácico Inferior y Medio.

Trampas

Las trampas presentan diversos estilos estructurales de acuerdo con la

subprovincia tectónica en la que se encuentren.

Procesos del Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio (∙)

Las rocas generadoras del Cretácico Inferior al sur del Cinturón Plegado de

Chiapas alcanzaron una profundidad aproximada de 3,200 m, si consideramos

la base del Cretácico Inferior (Berriasiano) este estaría iniciando su generación

a 90 M.a y si consideramos la parte superior del Aptiano esta iniciaría a 60 M.a

hasta la fecha con la generación de aceite, los aceites generados se

entramparon en las rocas del Cretácico Inferior y Medio recuperando aceite

ligero, condensado y poco gas.

Extensión geográfica de los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico

Medio (∙)

Se conoce poco sobre la distribución de las facies generadoras y

almacenadoras del Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio (∙), por

lo que la extensión geográfica de este sistema es delimitado de acuerdo con

las áreas donde los pozos perforados y manifestaciones superficiales y su

correlación hacia Guatemala, este sistema cubre parte del estado de Chiapas y

el extremo suroriental del estado de Tabasco (figura 3.76).


Extensión estratigráfica de los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico

Medio (∙)

Los elementos del Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio (∙) son

rocas generadoras de edad Cretácico Inferior (Formación Cobán), las rocas

almacén, dolomías del Cretácico Inferior y Medio y las rocas sello de los

cuerpos anhidríticos intercalados en el Cretácico Inferior y Medio, este sistema

hasta la fecha se ha considerado como un sistema cerrado con poca migración,

las rocas generadoras han aportado aceite pesado en la parte sur del Cinturón

Plegado de Chiapas, aceite ligero, condensado y gas en la parte central de este

cinturón, por lo que el área tiene un interés económico petrolero a mediano

plazo.

Figura 3.76. Extensión geográfica del Sistema Petrolero Hipotético Cretácico Inferior-Cretácico

Medio (∙) (Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Extensión temporal de los Sistemas Petroleros Cretácico Inferior-Cretácico

Medio (∙)


El diagrama de eventos del Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico

Medio (∙) de la figura 3.77 muestra la secuencia de los elementos y procesos

esenciales que tuvieron lugar en el Cinturón Plegado de Chiapas, revelando la

presencia de dos momentos críticos para la preservación de los hidrocarburos

en las trampas asociadas.

Figura 3.77. Diagrama de eventos del Sistema Petrolero Cretácico Inferior-Cretácico Medio (∙)


IV. GOLFO DE MÉXICO PROFUNDO



petrolero en el Golfo de México Profundo, que dan lugar a las cuencas nuevas

prospectivas y reconocerá los tipos de yacimientos presentes, así como los

retos tecnológicos requeridos para la recuperación de hidrocarburos.

IV.1. Cinturón Plegado Perdido

Localización


Cinturón Plegado Perdido (CPP) se ubica en el Golfo de México, en

aguas profundas de México y Estados Unidos. Está formado por la franja

de pliegues orientada de nor-noreste a sur-suroeste que tienen núcleo

salino autóctono y están armados en un paquete sedimentario que va

desde el Jurásico Superior hasta el Terciario (figura 4.1).

Figura 4.1. La zona con influencia de tectónica salina en el noreste de México se denomina

“Provincia Salina del Golfo Norte” (PSGN, línea amarilla). La PSGN incluye una cuenca

sedimentaria denominada Cuenca de Burgos (polígono en naranja), una zona deltaica que

corresponde al “Delta del Bravo” con presencia de pliegues y la “Franja de Sal Alóctona” y el

Cinturón Plegado Perdido dentro de las aguas profundas, en la parte noroeste del Golfo de

México (Pemex, 2008).

IV.1.1. Marco Estratigráfico Y Ambientes Sedimentarios

En la zona profunda del Golfo de México se considera un basamento

heterogéneo anterior al Jurásico, que se compone de rocas metamórficas e

ígneas (figura 4.3). Posteriormente se infiere la presencia de una secuencia de


lechos rojos, rocas volcánicas, algunos intrusivos y posiblemente, sedimentos

lacustres que corresponden a una corteza transicional (Fiduk et al., 1999).

Durante el Jurásico Medio (~164-159 M.a; Calloviano), se depositaron

secuencias de capas de sal en las fosas del rift (Goldhammer, 2001) y terminó

al inicio del Jurásico Superior (156 M.a; Salvador, 1991), al registrarse

condiciones de mayor circulación de agua marina. El desarrollo de una zona de

dorsal oceánica en la parte central del incipiente Golfo de México provocó que

el paquete salino fuera separado en dos provincias (Pindell, 1993): 1) la

provincia Louann, que se encuentra en el borde noroeste (costa de Texas,

Louisiana y Tamaulipas) y 2) la provincia de Campeche (costas de Tabasco y

Campeche) (figura 4.2). Al interior del continente se depositaron capas de

evaporitas-carbonatos denominados como Minas Viejas-Olvido (Goldhammer,

2001) en condiciones de sabhka, en toda la región noreste de México.

Jurásico Superior está marcada por un periodo de transgresión marina, la

erosión de estas áreas produjo sedimentos clásticos en las la zonas

proximales. En las zonas distales se depositaron secuencias de carbonatos que

se observan en el borde continental actual.


Figura 4.2. Distribución actual de las franjas de Sal Calloviana y de la Corteza Oceánica en la

Cuenca del Golfo de México. (Tomada y modificada de Salvador, 1991).

Para el CPP a finales del Jurásico Superior se presentaron secuencias clásticas

(figura 4.3), capas de carbonatos que varían de ambientes de profundidades

moderadas a altas y calizas ricas en materia orgánica lodosas, margas y lutitas

(Fiduk et al., 1999).

Durante Cretácico Temprano terminó la apertura del Golfo de México y se

continuaron depositando secuencias clásticas que van variando paulatinamente

a secuencias con mayor presencia de carbonatos al continuar el proceso de

transgresión hacia el continente (Salvador, 1991).

En la parte profunda del Golfo de México se depositaron gruesas capas de

calizas posiblemente en altos estructurales, además están presentes flujos de

detritos (figura 4.3; Fiduk et al., 1999). En la parte intermedia del Cretácico

Inferior se depositaron secuencias de rocas tipo mudstone limosas con

presencia de materia orgánica que marcan un pequeño episodio de regresión

(Fiduk et al., 1999). A finales del Cretácico Inferior, se depositaron

nuevamente secuencias de calizas de ambientes profundos correspondiendo a

condiciones de mar abierto (Fiduk et al., 1999).

Durante el Cretácico Superior (100-66 M.a), predominaron facies pelágicas

pero también continuó el depósito de carbonatos. Posteriormente, se inició el

proceso de regresión que aumentó la presencia de sedimentos clásticos

(Goldhammer, 2001), este proceso empezó a configurar la geografía actual del

borde noreste de México.

Al final del Cretácico y en el Eoceno Temprano (89-49 Ma.) se inició el

levantamiento regional más importante en el noreste de México, conocido

como Orogenia Laramide (Eguiluz et al., 2000). Estos levantamientos


laramídicos han generado grandes cantidades de sedimentos clásticos

terrígenos hacia la región noroeste del Golfo de México (Galloway et al., 2000,

2011).

Figura 4.3. Columna estratigráfica generalizada de la parte norte del CPP. En esta columna se

observa una mayor presencia de sedimentos pelágicos y de turbiditas en la cuenca del Golfo de

México, los cuales en la parte profunda rellenan las cuencas entre los pliegues (Modificada de

Fiduk et al., 1999).

En la parte profunda del Golfo de México, el Cretácico Superior se caracteriza

por la presencia de carbonatos y sedimentos pelágicos ricos en materia

orgánica (Fiduk et al., 1999). Al final del Cretácico se presentaron secuencias

carbonatadas mixtas y sedimentos de origen pelágico y hemipelágico de mar

profundo (Fiduk et al., 1999). En el Paleoceno se presentaron secuencias


turbidíticas y siliclásticas con presencia de depósitos pelágicos y hemipelágicos

de la Formación Wilcox Inferior (Fiduk et al., 1999). Durante el Eoceno

continuó el depósito de la Formación Wilcox Superior con el aumento de

sedimentos de mar profundo pelágicos y hemipelágicos, además se interpreta

una disminución en el contenido de los sedimentos siliciclásticos gruesos

(figuras 4.3; Fiduk et al., 1999).

Durante el resto del Cenozoico, dominó el aporte de sedimentos terrígenos y

sedimentos clásticos hacia el borde noroeste de la cuenca del Golfo de México

(Galloway et al., 2000, 2011), lo que propició un avance rápido de la línea de

costa hacia la cuenca. Durante el Oligoceno debido a la gran acumulación de

sedimentos clásticos se presento una movilización masiva de la sal (Pemex,

2008). La carga sedimentaria se generó a partir de tres grandes ambientes

fluviales (Bravo, Houston y Mississippi; Galloway et al., 2000, 2011) que

repercutieron en la deformación gravitacional durante el Oligoceno y hasta el

Plioceno. La acumulación principal de sedimentos del Río Bravo se ha

reconocido para el Oligoceno-Mioceno (Galloway et al., 2000, 2011)

coincidiendo con el pico en la deformación de las estructuras dentro del CPP

(figura 4.4). Las secuencias sedimentarias para este tiempo están

representadas por turbiditas de la Formación Vicksburg (Fiduk et al., 1999). El

influjo del material volcaniclástico se incrementó en el Oligoceno Medio-

Superior cuando se depositaron las Formaciones Frío Marino y Frío No Marino

(Fiduk et al., 1999). En el Mioceno la Formación Oakville refleja una mayor

progradación de los sedimentos debido a la retirada del mar. Estos depósitos

se asocian a flujos por gravedad/turbiditas y localmente a deslizamientos

(Fiduk et al., 1999). La secuencia del Plioceno-Reciente se define por la

presencia de sedimentos provenientes de abanicos aluviales submarinos

siliciclásticos, deslizamientos, y depósitos hemipelágicos (Fiduk et al., 1999).


Figura 4.4. Paleogeografía para el suroriente de Estados Unidos y el Norte de México para el

Mioceno Temprano con el aporte hacia la cuenca de los Ríos Bravo, Grande, Red y Mississippi. La

línea amarilla punteada representa el máximo avance de los sedimentos deltaicos, las líneas

verdes refieren el drenaje de los ríos durante el Mioceno, mientras que las azules representan el

drenaje actual. El área color rosa pálido que rodea a los deltas de los ríos representa la planicie

de depósito. Las zonas sombreadas con líneas negras representan áreas de relieve moderado,

mientras que en color café zonas de alto relieve. El área achurada roja representa complejos

volcánicos. Las áreas rosas representan los centros volcánicos activos en ese tiempo. La línea

verde delimita ríos que tuvieron aporte de sedimentos hacia el Golfo de México. Tomado de

Galloway et al. 2011. El mayor aporte de sedimentos para este tiempo fue a lo largo del delta

del Río Grande que junto con el delta del Río Bravo depositaron una mayor carga en la cuenca.

IV.1.2. Geología estructural

El Cinturón Plegado de Perdido (figura 4.5), tiene anticlinales que conforman

este cinturón están alineados NE-SW son simétricos a asimétricos con pliegues

concéntricos normalmente limitados en sus flancos por fallas inversas, estos

pliegues son interpretados como pliegues de despegue con núcleos de sal

alóctona del Jurásico Medio (Louann), este cinturón plegado sobreyace a la

apertura de la corteza transicional caracterizada por un alineamiento NE-SW de

altos del basamento (Trudgill et al., 1999), los estratos del Jurásico Superior-


Eoceno fueron plegados durante el Oligoceno Temprano, la deformación

probablemente continuó dentro del Mioceno Temprano, los sedimentos

postkinemáticos gradualmente bordean los pliegues con estratos más jóvenes

acuñados hacia los altos de estos pliegues. Algunos pliegues fueron reactivados

durante el Mioceno Medio y un último levantamiento en la fase tardía el cual es

atribuido a la carga de sedimentos del Plioceno-Pleistoceno que provoca un

movimiento de la sal hacia la cuenca, más al noreste el Cinturón Plegado del

Mississippi con alineamiento de pliegues de despegue con dirección

preferencial NE-SW las estructuras plegadas son caracterizadas principalmente

por tener vergencia hacia la cuenca asociadas a fallas de despegue, los

pliegues tienen núcleos salinos (Weimer y Buffler, 1992; Wu, 1993; Rowan,

1997) la principal deformación ocurrió durante Mioceno Medio y Mioceno Tardío

basados en los patrones de crecimiento de las estructuras (Buffler y Weimer,

1992) y la restauración sugiere un menor acortamiento para el Mioceno Tardío

y en el Plioceno (Rowan et al., 1993). Hacia el sureste del Golfo de México los

depósitos de sal conocidos incluyen parte de aguas profundas del Golfo de

México al Norte del escarpe de Campeche, la Bahía de Campeche, el Área del

Istmo de Tehuantepec en Veracruz, Chiapas y Tabasco, esta sal se considera

contemporánea a la sal Louann (Amos Salvador, 1987)


Figura 4.5. Muestra los principales Elementos Tectónicos en el Golfo de México, así como 2

transectos regionales de la porción Norte del Golfo de México. La línea A-A muestra los estilos

estructurales principales asociados a las diferentes provincias en el GM en Estados Unidos

modelo análogo al del área de estudio el cual se muestra en la línea B-B que atraviesa desde la

parte del continente (porción sur de la Cuenca de Burgos), la Plataforma Continental (Estudio

Lamprea Norte) y la Cuenca del G.M. (Cordilleras Mexicanas Norte) (Zamora Macías E., 2007).

Sismica 3D


IV.2. Cordilleras Mexicanas.

Localización

Esta provincia se localiza al oriente de la plataforma continental del Golfo de

México, frente a la costa de los estados de Veracruz y Tamaulipas, donde se

formó un amplio cinturón plegado desde la parte sur de la Provincia Salina del

Bravo hasta el límite noroccidental de la Provincia Geológica del Cinturón

Plegado Catemaco (figura 4.6), generado como respuesta a la extensión

gravitacional de la faja extensional desarrollada en la parte sur de la Cuenca

de Burgos y en la Provincia Geológica del Cinturón Extensional Quetzalcóatl.

Este cinturón plegado se extiende a lo largo de 500 km y cubre cerca de

70,000 km2 en tirantes de agua entre 1,000 y 3,000 m.

Figura 4.6. Localización de la Provincia Cordilleras Mexicanas (Escalera A.J.A., Hernández R.U.,

2010).


IV.2.1. Geología Estructural

Se caracteriza por anticlinales simétricos largos y angostos, generalmente con

vergencia al oriente y en algunos casos en sentido opuesto. El sistema ligado

extensión-compresión que genera la Provincia Geológica Cordilleras Mexicanas

se transmite a través de más de una superficie de despegue dentro del

Terciario, interpretándose la más importante en el Paleógeno (figura 4.7).

Figura 4.7. Sección estructural tipo de la Provincia Geológica Cordilleras (Escalera A.J.A.,


En la Provincia de Cordilleras Mexicanas, las estructuras están confinadas a la

sección terciaria y son de edad del Mioceno al Reciente, siendo los pliegues

más jóvenes y de mayor amplitud los que se localizan hacia el centro de la

cuenca (Salomón et al., 2004). En esta provincia se ha perforado un pozo

corroborando la presencia de hidrocarburos en fase gaseosa en las secuencias

del Mioceno, mientras que en trampas preservadas por debajo del despegue

del Eoceno el pronóstico es de aceites medios a ligeros que pueden estar


almacenados en areniscas turbidíticas depositadas en aguas profundas como

sistemas de nivel bajo (Guzmán, 1999; Salomón et al., 2004; Holguín et al.,

2005).

De acuerdo con estudios de muestreo de fondo marino y modelados de cuenca

se considera que el tipo de hidrocarburos esperados podrían ser desde gas y

condensado hasta aceites superligeros a pesados que estarían entrampados en

calizas mesozoicas fracturadas y areniscas turbidíticas terciarias de complejos

de canales y abanicos submarinos depositados sobre límites de secuencia,

principalmente como sistemas de nivel bajo cuya distribución estuvo

influenciada por la tectónica salina concentrando areniscas en minicuencas

(Guzmán, 1999; Cruz y Villanueva, 2004; Holguín et al., 2005).

En esta área se han perforado pozos que corroboran la presencia de

hidrocarburos gaseosos y condensados en trampas neógenas. Se postula que

en trampas más antiguas pueden existir hidrocarburos líquidos. La presencia

de sal hace muy complejo el modelado geoquímico para poder estimar las

áreas favorables para contener hidrocarburos.

IV.3. Campeche Profundo

Localización

Campeche Profundo está localizado en la porción occidental de la Península de

Yucatán y frente a los Estados de Campeche y Tabasco en el Golfo de México.

Es una provincia marina muy interesante no sólo por su historia geológica, sino

por haberse convertido en los últimos cuatro años en una de las más

sobresalientes provincias petrolíferas del mundo, con el descubrimiento, a la

fecha, de ocho importantes campos productores de aceite y gas. (Figura 4.8).


Figura 4.8. Localización del escarpe de Campeche (Escalera, A.J.A., Hernández, R.U. 2010).

IV.3.1. Estratigrafía y Ambientes Sedimentario

Jurásico Inferior (Pre-Calloviano): Está constituido por el basamento

metamórfico y por lechos rojos. El conocimiento que se tiene del basamento,

de edad Pre- Triásica en el área del Golfo de México y sus alrededores, es

escaso. Consiste de un complejo de rocas metasedimentarias del Precámbrico

Superior al Paleozoico Inferior (Sedlock et al; 1993), intrusionadas por

granitos, granodioritas y tonalitas, que afloran en la Sierra de Chiapas y en el

macizo de Chiapas. (Pérez-Drago et al; 2008).

Posteriormente, se depositaron lechos rojos a mediados del Jurásico y se

distribuyeron en gran parte de la República Mexicana, denominados localmente

en el sur de México, como formación Todos Santos. Estos están compuestos

por terrígenos continentales, constituidos principalmente por conglomerados y

alternancias de areniscas y lutitas; los conglomerados consisten de fragmentos

del tamaño de gravas de rocas ígneas intrusivas y extrusivas así como calizas

con fusulínidos y dolomitas Paleozoicas.


Michaud (1987) menciona que los lechos rojos descansan discordantemente

sobre el basamento paleozoico y, según los reportes de pozos de Pemex

(Ixhuatlan-38, Tonalapa-1 y Trinitaria-2), el contacto superior es concordante

con la sal del Calloviano. Sin embargo, en el pozo de Villa Allende-1 se

encontraron evaporitas descansando discordantemente sobre el basamento,

mientras que el pozo Trinitaria-1 cortó a las evaporitas por debajo de los

lechos rojos, indicando cierta discrepancia. Esto hace pensar que posiblemente

los depósitos de los lechos rojos y las evaporitas del Calloviano fueron en algún

momento contemporáneos.

El Jurásico Medio (Calloviano), corresponde a evaporitas constituidas

mayormente de halita (NaCl), conocidas como Sal Ístmica, según Ángeles-

Aquino (1994). Tienen una amplia distribución en el área marina de Campeche,

depositados desde la Sierra de Chiapas hasta la Cuenca Salina Del Golfo y las

Cuenca Terciaria del Sureste. Su distribución varía de mayor a menor espesor

desde el centro de la Cuenca del Golfo de México hasta las márgenes del

paleocontinentales (Salvador 1987). Su espesor total no ha sido establecido

aunque se infiere un grueso depósito salino original de más de 2000 metros

según los datos de los diferentes pozos perforados en el área.

Durante el Jurásico Superior (Oxfordiano), se presenta unas secuencias

terrígenas, evaporitas y carbonatos donde los depósitos se caracterizan por

variaciones laterales de facies y de ambientes. Consiste principalmente de

areniscas y limolitas con algunas intercalaciones de bentonita de color gris

olivo, acompañadas con intercalaciones delgadas y aisladas de anhidritas,

calizas arcillosas y delgados lentes de pedernal. Por sus características

litológicas, a las secuencias del Oxfordiano Ángeles-Aquino y Cantú-Chapa

(2001) la sal subdividida en 3 unidades litoestratigráficas:


Miembro inferior: Esta caracterizado por calizas arenosas que gradúan a

areniscas calcáreas con anhidrita. La cima de este miembro contiene capas de

anhidrita que varían de 5 a 200 m de espesor. Su edad corresponde a la parte

inferior del oxfordiano inferior.

Miembro medio: Está constituido por una alternancia rítmica de areniscas

calcáreas, limolitas y lutitas bentoníticas. Algunas arenas gradúan hacia

la cima a areniscas conglomeráticas o conglomerados arenosos

pobremente consolidados. Su edad corresponde a la parte superior del

Oxfordiano Inferior.

Miembro Superior: Está representado por wackestone‐packstone de

peloides color olivo, lutitas y areniscas con cuarzo cementado e

intercalaciones de evaporitas, que gradúan hacia el este, a mudstone

bentoníticos. Su edad corresponde al Oxfordiano Superior.

La distribución es muy amplia, como se ha demostrado a través de la

perforación de diversos pozos que las han cortado. Sin embargo, es

notable la variación en espesores y facies de pozo a pozo, debido a la

presencia local de altos paleogeográficos controlados por el movimiento

temprano de la sal. Las rocas cortadas pertenecientes a esta unidad

estratigráfica llegan a alcanzar 440 m de espesor y en algunos sectores no

están presentes.

El Jurásico Superior (Kimmeridginiano), se compone de rocas carbonatadas

y terrígenas, caracterizadas por calizas oolíticas parcialmente

dolomitizadas, lutitas algáceas y mudstone bentonítico, así como

horizontes de areniscas y limolitas, que cambian lateralmente de facies.

Dada su importancia y sus diferentes litofacies a los depósitos del

Kimmeridgiano se les ha dividido en cuatro unidades.(Ángeles‐Aquino y

Cantú‐Chapa, 2001):


Miembro Terrígeno Inferior Está constituido principalmente por limolitas y

lutitas arenosas bentoníticas, con ocasionales intercalaciones de areniscas

y microdolomías bentoníticas con anhidrita. Se encuentra en la porción

oriental del área marina de Campeche, y hacia la occidental, tiende a

cambiar lateralmente a facies de carbonatos. Presenta espesores que

varían de 75 a 408 m. Subyace de modo concordante a los depósitos

del Oxfordiano y subyace al miembro calcáreo “C”. (Cantú‐Chapa, 1977).

Miembro Calcáreo Inferior: Lo conforman rocas carbonatadas,

representadas por microdolomías a dolomías mesocristalinas, packstone de

peletoides con dolomitización incipiente y algunas intercalaciones de

limolitas y lutitas. Se distribuye en la porción central del área marina

de Campeche, con espesores que varían desde 37 hasta 267 m.

(Ornelas‐Sánchez et al., 1992).

Miembro Terrígeno Superior. (Algáceo): Lo constituyen principalmente

terrígenos arcillosos con escasas intercalaciones de carbonatos. Los terrígenos

son limonitas y lutitas arenosas con abundante material algáceo. Su cima

está marcada por capas de anhidrita que varían de 5 a 200 m de

espesor. Se distribuye mayormente en la porción oriental del área

marina de Campeche, con espesores que varía desde 23 hasta 387 m.

Miembro Calcáreo Superior (Oolítico): Está constituido por dolomías

mesocristalinas y microcristalinas, que originalmente fueron packestone y

grainstone de ooides y pelletoides, y que posteriormente se dolomitizarón;

otros estratos fueron de mudstones y wackestones de pelletoides. Tiene una

amplia extensión, cubriendo parcialmente el área de marina de

Campeche, sobre aéreas con altos paleogeográficos modificados por el

movimiento temprano de la sal. Su espesor es variable y oscila entre

37 y 267 metros. No se han encontrado fósiles índice, por lo que la edad

inferida por posición estratigráfica correspondería a la parte superior del

Kimmeridgiano.


En las cuencas hacia el sur del Golfo de México, los sedimentos del

Kimmeridgiano están presentes bordeando la parte norte del Macizo de

Chiapas (Salvador, 1991). Al igual que en el Oxfordiano, la distribución,

espesores y facies están controladas por altos paleogeográficos, producto

del movimiento temprano de la sal. (Ángeles‐Aquino, 2006).

Durante el Jurásico Superior Tithoniano se presentan calizas arcillosas color

oscuro con intercalaciones de lutitas bituminosas ligeramente calcáreas;

en algunas partes son carbonosas, ya que contienen abundante materia

orgánica vegetal; gradúan lateralmente de mudstone a caliza arcillosa

bentonítica, son de color negro olivo y algunos horizontes son de anhidrita

de color gris blanquizca. Desde el punto de vista petrolero, esta unidad es una

de las unidades más importantes, dado que se considera la principal roca

generadora del área marina de Campeche. La distribución de los depósitos del

Tithoniano Inferior estuvieron controlados por los paleorelieves que formaron

los bancos oolíticos de Kimmeridgiano, mientras que los depósitos del

Tithoniano Superior y Medio se distribuyeron de manera uniforme y nivelando

estratigráficamente y extensamente a toda el área marina de Campeche, con

algunas variaciones locales de espesor. Los depósitos del Tithoniano son

los más uniformes en el área marina de Campeche con un espesor

promedio de 265 m (según los 224 pozos perforado en el área).

En el Tithoniano Inferior se presentan las secuencias estratigráficas del

Jurásico Superior‐Tithoniano, las del Tithoniano Inferior se caracterizan

por presentar las litofacies más someras del área marina de Campeche;

ya que es durante este tiempo en donde se interpretan ambientes de rampa

interna y rampa externa, como resultado de una lenta etapa de

trasgresión. El ambiente de rampa externa, está compuesto por

mudstone‐wackestone parcialmente dolomitizado, calizas arcillosas,

parcialmente arenosas y por calizas arcillosas con abundante materia

orgánica, con intercalaciones de lutitas calcáreas.


Durante el Tithoniano Medio, las condiciones de depósito corresponden a

aguas un poco más profundas, debido a las constantes elevaciones del

nivel del mar, como resultado de una etapa transgresiva. La rampa

externa se extendió en la mayor parte del área, mientras que la rampa

interna se restringió a la porción más oriental.

El Tithoniano Superior dentro del área marina de Campeche corresponde

a los ambientes más profundos y anóxicos del Tithoniano, debido al

continuo ascenso del nivel del mar, dando como resultado ambientes de

rampa externa y cuenca; la cuenca es la que abarca la mayor parte

del área de la Región Marina.

El Cretácico Inferior está representado principalmente por carbonatos

dolomitizados con intercalaciones de calizas arcillosas bentoníticas,

depositadas en aguas relativamente profundas; compuestos por mudstone

bentonítico de color verde y gris olivo ligeramente dolomitizado, dolomía

microcristalina color gris verdoso, gris claro y gris olivo, en su origen

mudstone a wackstone de intraclastos y exoclastos (rudita y arena), así

como calizas cretosas color crema. Existen también horizontes arcillosos

caracterizados por lutitas obscuras y bentonitas verdes. Su distribución es

amplia en toda la zona marina de Campeche, a través de un

paleorelieve homogéneo con pocos altos paleogeográficos. El espesor

sedimentario tiende a adelgazarse hacia el occidente de la Sonda de

Campeche. Los pozos que han cortado este nivel estratigráfico, muestran

que se tiene un espesor promedio de 460 m.

El Cretácico Inferior-Superior, está constituido por calizas arcillosas de

mudstone‐wackestone de bioclastos, litoclastos y exoclastos, presentando

ligeramente dolomitización y silicificación, de color gris oscuro; se

observan también cuerpos de dolomía microcristalina, gris blanquizca y

gris olivo; así como horizontes arcillosos de lutitas obscuras y

bentonitas, gris verdoso y verde amarillento. Como accesorios presenta


abundantes nódulos de pedernal negro y pirita diseminada. Su distribución es

amplia en toda la zona marina de Campeche siendo homogénea, y de aguas

tranquilas y profundas, sin presentar altos paleogeográficos que

modificaran su distribución. Son varios los pozos que han cortado este

nivel estratigráfico, teniendo un espesor promedio de 176 metros.

El Cretácico Superior (Turoniano-Maastrichtiano), está constituido por

carbonatos tipo mudstone‐wackestone de exoclastos, bioclastos y

litoclastos ligeramente bentoníticos, de color crema, pardo y gris olivo

claro que cambian lateralmente a margas de color oscuro; también contiene

dolomías microcristalinas. Hacia su base se presentan calizas arcillosas de

color oscuro con trazas de nódulos de pedernal negro y bentonitas. Este

nivel estratigráfico presenta una distribución principalmente en la parte

occidental del área marina de Campeche. Los pozos perforados en área

marina de Campeche demuestran que se tiene un espesor aproximado de

272 m.

Las Unidades de Brecha del Cretácico Superior, están constituida por

dolomías y calizas de exoclastos de tamaño rudita: dolomías

microcristalinas color pardo, wackestone de miliólidos color gris claro,

wackestone de bioclastos color crema, wackestone de carpetas de algas gris

y gris crema olivo y wackestone de litoclastos e intraclastos. Todos ellos en

una matriz calcáreo‐bentonítica total o parcialmente dolomitizada. El

proceso diagenético predominante es la dolomitización; es importante

mencionar que en los exoclastos se encuentran generalmente fauna de

aguas someras, y en la matriz, fauna planctónica de cuenca, lo cual indica que

la sedimentación de las brechas ocurrió en aguas profundas. Por su carácter

discordante, su distribución cronoestratigráfica es muy irregular, sin

embargo, se considera que gran parte de ella se encuentra enmarcada en el

Cretácico Superior de la porción Nororiental de la Sonda de Campeche;

aunque estudios recientes de perforación han demostrado que la brecha

también existe en el límite Cretácico Superior‐Paleoceno inferior, en el

occidente del área marina de Campeche en aguas profundas. Se ha


determinado a partir de varios pozos que han perforado el área,

determinando un espesor promedio de 150 a 180 m y en ocasiones hasta de

350 m.

El Paleoceno de forma general los depósitos del Paleoceno están

constituidos por lutitas calcáreas bentoníticas y arenosas con horizontes

laminares de bentonita, las cuales varían hacia el centro‐oriente del

área marina de Campeche, a lutitas calcáreas, parcialmente bentoníticas,

con gruesas intercalaciones de mudstone‐wackestone, y margas, con

intercalaciones de calizas y lutitas parcialmente bentoníticas; que a su

vez, varían hacia el oriente, a wackestone‐packstone de intraclastos, con

textura de grainstones de intraclastos (microbrechas) y calizas

dolomitizadas con intercalaciones de lutitas calcáreas ligeramente

bentoníticas. La distribución de los depósitos del Paleoceno en el área

marina de Campeche es muy amplia, como se ha demostrado a través

de la perforación de diversos pozos que la han cortado; sin embargo, es

notable la distribución y variación de litofacies con respecto a la línea de costa,

así como de su espesor, el cual varía del mayor a menor de occidente

al oriente, respectivamente. Las áreas con mayor espesor se encuentran

en el occidente del área marina de Campeche, en donde los espesores

varían entre los 150 y 280 m; mientras que en la parte oriental, los espesores

se van adelgazando hasta llegar a tener 54 m de espesor.

El Eoceno, está representado principalmente por lutitas gris claro y gris

verdoso, en partes pardo claro a pardo rojizo, ligeramente calcáreas o

calcáreas, en partes arenosas; parcialmente bentoníticas, con trazas de

mudstone pardo claro de aspecto cretoso, que varían a calizas arcillosas,

suaves a semi‐duras, alternando con capas delgadas de lutitas bentoníticas de

color gris a gris verdoso, suave y plástica. Según la información de los

diversos pozos perforados en el área, la distribución regional es

homogénea en toda la zona, con algunas variaciones en los espesores,

manteniéndose un espesor mayor en los depósitos del occidente y menores en


el oriente. Se tienen espesores que varía de 110 a 355 m, con un promedio de

230 m.

El Oligoceno, está constituido principalmente por lutitas gris claro y gris

verdoso, a pardo claro; ligeramente calcáreas de aspecto bentonítico,

suave a semidura, en algunas partes arenosa y bentonítica, con

esporádicos fragmentos de mudstone crema claro, de aspecto cretoso y

eventuales trazas de pirita diseminada, que varían a lutita bentonítica

gris verdoso y gris claro suave y ligeramente calcárea, que a su vez,

varía a mudstone arcilloso de color gris claro, y gris verdoso, suave,

plástica y ligeramente arenosas. Su distribución, por lo general, es

regional en toda el área marina de Campeche; sin embargo, hay zonas

donde no se tiene la presencia del Oligoceno Medio o Superior, debido

a posibles procesos de erosión que deslavaron el registro estratigráfico o por

ausencia de depósito. El espesor es variable entre pozo y pozo, aún en

distancias cortas; varia de 80 a 160 m, con un promedio de 130 m.

El Mioceno, está representada por lutitas calcáreas a ligeramente

calcáreas, de color gris claro a gris verdoso y pardo claro, suaves a

semiduras, en partes bentoníticas, con trazas de mudstone‐wackestone

crema arcilloso, que varían a arenas siliciclásticas, de grano fino a

medio, color gris claro. La distribución de estos sedimentos tiene

carácter regional, pero con espesores variables, debido a la presencia

estructurales que se formaron durante el Oligoceno‐Mioceno, por el

movimiento de la sal y plegamiento asociado a la deformación

compresiva. Esta paleotopografía controló las zonas de depósito con

espesores considerables, y otras zonas donde no hubo depósito u ocurrió

erosión. Los sedimentos del Mioceno se caracterizan por ser abundantes,

con espesores que varían de 200 a 680 m, con un promedio regional de 350

m.


El Plio-Pleistoceno por sus características litológicas las secuencias que

comprenden al Plioceno‐Pleistoceno en el área marina de Campeche, se divide

en tres unidades estratigráficas de la siguiente forma:

Plioceno Inferior: Está integrado por lutitas gris claro, suaves y

plásticas, que gradúan a lutitas arenosas ligeramente calcáreas; se

observan intercalaciones aisladas de arenas arcillosas y de lodos

calcáreos de color pardo claro. Su distribución en el área es amplia,

pero irregular, debido a la paleomorfología del Mioceno debido a

bloques escalonados a manera de fosas y pilares; se encuentra formando

grandes espesores. Subyace en forma concordante a rocas del Mioceno

Superior y subyace en forma parcialmente discordante con rocas del

Plioceno Medio.

Plioceno Medio: Está constituido por cuerpos potentes de lutitas gris

claro semiplásticas parcialmente arenosas, con intercalaciones aisladas de

cuerpos delgados de arenas claras translúcidas, de grano fino a medio

con cuarzo detrítico, ocasionalmente cementadas por carbonato de calcio

(areniscas). También se observan intercalaciones de lodos calcáreos

bentoníticos (mudstone bentonítico), de color crema a olivo y presencia

de bioclastos. Subyace en forma parcialmente discordante a rocas del

Plioceno Inferior y subyace en forma concordante a las rocas del Plioceno

Superior.

Plioceno Superior‐Pleistoceno: Los depósitos de este nivel estratigráfico

de acuerdo a sus características litológicas, se pueden dividir en dos

partes: La base, que la constituyen rocas primordialmente arcillosas; está

representada por lutitas gris a gris claro semiplásticas, parcialmente

arenosas, con intercalaciones aisladas de cuerpos delgados de arenas

arcillosas, que gradúan a areniscas. La cima constituye una secuencia

de cuerpos potentes de lutitas bentoníticas con intercalaciones de

cuerpos delgados de arenas. Las areniscas son color gris claro, de grano


fino a medio, constituidas por cuarzo detrítico cementado por carbonato de

calcio, con porosidad primaria intergranular.

Observar la columna estratigráfica de la zona de Campeche Profundo (Figura

4.9).

Su distribución en el área es amplia pero irregular, debido a la

paleomorfología del Mioceno, debida a su vez, a la formación de bloques

escalonados a manera de fosas y pilares, que ocasionó variaciones en los

espesores. El espesor es muy variable, dependiendo de la paleomorfología y

del área de depósito. Se tienen espesores muy grandes, entre 200 a 1000 m.


Figura 4.9. Columna Estratigráfica de la zona de Campeche Profundo (Modificada por Pemex

2008).

IV.3.2. Geología Estructural

La tendencia estructural de los alineamientos es NW-SE sujeta a esfuerzos

compresionales y cuyos plegamientos frontales tienden a sumergirse hacia la

planicie Costera del Gofo en ese mismo sentido (Figura 4.10). Este

desplazamiento es de orden de 100 Km y se debe a una falla conocida como

falla del Istmo y que corre casi de norte a sur.

Figura 4.10. Alineamientos es NW-SE sujeta a esfuerzos compresionales frontales tienden a

sumergirse hacia la planicie Costera del Gofo.

Hay que recalcar que los siguientes tres temas de Tectonica, Sistemas

Petroleros y Producción y Reserva 3P, se estableció de manera general para el

Cinturón Plegado Perdido, Cordilleras Mexicanas y Campeche Profundo por

presentar características genéticas similares.

Tectónica


partir de una etapa de rift que desarrolló alto y bajos de basamento en el

Triásico Tardío–Jurásico Medio, pasando después a la etapa de deriva hasta


principios del Cretácico Temprano (figura 4.11). Durante estas etapas, el

Bloque Yucatán junto con el Macizo de Chiapas y la cuenca mesozoica de

sureste, se desplazaron al sureste, rotando en contra de las manecillas del

reloj hasta alcanzar su posición actual en el Berriasiano (Buffler y Sawyer,

1985; Salvador, 1987; Pindell et al., 2002; Pindell et al., 2008).

Contemporáneamente a la apertura del Golfo de México, la provincia

experimentó los primeros movimientos de sal que influyeron en la

sedimentación jurásica en su porción sur-sureste como en su parte noroeste.

Con el término de la apertura a principios del Cretácico, la cuenca entra en una

etapa de subsidencia térmica de la corteza oceánica que influyó en el

establecimiento de ambientes profundos en la cuenca. Para fines del Cretácico,

la cuenca experimentó un cambio en el régimen sedimentario de carbonatado

a siliciclástico por la influencia de la Orogenia Laramide que comenzó a afectar

el occidente de México.


Figura 4.11. Evolución tectónica del Golfo de México. (Pindell et al., 2002)

Durante el Eoceno, el establecimiento de la Provincia Geológica del Cinturón

Plegado de la Sierra Madre Oriental y el basculamiento del basamento hacia la

cuenca en el noreste de México, marca el inicio del sistema gravitacional que

provocó en la provincia el desarrollo de diapiros y minicuencas secundarias a

partir de un cuerpo de sal alóctona emplazado en el Paleoceno (Cruz et al.,

2010); mientras que en la porción sur de la provincia ocurre la reactivación de

la sal en forma de diapiros y paredes de sal, pero a partir de la sal madre. Este

proceso continuó durante el Oligoceno-Mioceno Inferior. Para estos tiempos, la

generación del sistema deltaico a partir del aporte del ancestral Río Bravo en la

Cuenca de Burgos indujo un cambio gradual en la orientación del sistema

extensional que pasó de casi norte-sur a noreste-suroeste en la plataforma

continental; las primeras fallas normales de este sistema se propagaron y


despegaron en el límite basamento-sal, mientras que el segundo localizado

echado abajo despegan en el límite Paleoceno-Eoceno o dentro del Eoceno

(Cruz, et al., 2010). Este sistema generó hacia la cuenca el Cinturón Plegado

Perdido y en la provincia salina diapiros comprimidos y toldos de sal plegados.

Hacia la margen occidental del Golfo de México, en la Provincia Geológica

Cinturón Extensional Quetzalcóatl se estableció un sistema de fallas lístricas

que dio origen a la Provincia Geológica Cordilleras Mexicanas que corresponde

a una serie de anticlinales simétricos largos y angostos, con vergencia

dominante hacia el oriente y en algunos casos en sentido opuesto, que tienen

superficies de despegue ubicadas en el Terciario, la edad del plegamiento en la

provincia varía de occidente a oriente del Mioceno Tardío al Reciente (Salomón

et al., 2004).

Para la zona de Campeche profundo la tectónica es muy similar, las estructuras

se formaron durante tres principales episodios de deformación (Mitra et al.,

2005).

1. Extensión: El primer episodio es un periodo de fallamiento normal que se

extiende desde el Jurásico Tardío al Cretácico Temprano. Esas fallas normales

desplazan las unidades del Tithoniano y Kimmeridgiano y terminan en el

Cretácico Inferior. Muchas de estas fallas tienen una dirección aproximada N-S,

aunque algunas rotaron durante periodos posteriores de deformación hacia el

NW-SE. Algunas de esas fallas parecen tener geometrías lístricas, y despegan

en unidades del Oxfordiano.

2. Compresión: Se formaron durante un episodio compresivo del Mioceno. El

movimiento del bloque alóctono sobre esta rampa produce la formación de la

estructura Cantarell. Muchas imbricaduras frontales se originan en la

separación superior y cortan a través de unidades Mesozoicas y Terciarias en la

cobertura alóctona. El sistema de imbricaduras que marca el borde frontal de

la brecha Cretácica alóctona es referido como el frente cabalgado. Existen un


conjunto de fallas inversas que cortan a través de la cobertura alóctona.

Algunas de estas fallas inversas están también asociadas a la deformación

compresiva. (Mitra et al., 2005).

3. Extensión: Después de la deformación compresiva tuvo lugar una fase

extensiva, que se desarrolló en el Plioceno y continuó hasta tiempos recientes.

El Mioceno muestra esta transición con algunas unidades plegadas del Mioceno

Medio, que se disponen en concordancia con las unidades plegadas cretácicas

subyacentes, mientras que las unidades del Mioceno tardío exhiben

plegamiento ya relacionado al fallamiento normal. Muchas de las fallas

normales jurásicas preexistentes fueron reactivadas durante esta fase

extensional. La mayoría de las fallas normales del Terciario tienen una

tendencia promedio N-S comparado con la tendencia NW-SE de la estructura

compresiva.

El Bloque de Yucatán ha sido un paleoelemento que ha jugado un papel

importante en la apertura del Golfo de México; su dinámica ha permitido

delimitar los depósitos de sal durante el Calloviano‐Oxfordiano, además

de actuar como un contrafuerte en los procesos de deformación

ocasionados por los esfuerzos compresivos que han actuado desde el

Cretácico Superior al reciente. Actualmente la Plataforma de Yucatán se

considera como un extenso banco carbonatado con una extensión máxima

hacia el norte de 240 km y se reduce hacia el este iniciando su

desarrollo desde el Jurásico. Se encuentra delimitado al oeste por el

Cañón de Campeche y hacia el norte por el Escarpe y las Terrazas de

Campeche.

Todos estos eventos tectónicos que actuaron en la cuenca en diferentes

tiempos y con diferentes direcciones de esfuerzos, generaron estilos

estructurales sobrepuestos que conformaron el marco tectónico estructural

complejo en el sureste de México y el área marina somera y profunda del sur

del Golfo de México (figura 4.12).


Figura 4.12. Mapa Tectónico Estructural de la Provincia Petrolera Golfo de México Profundo


Sistemas Petroleros

Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano (.); Cretácico-Paleógeno-Neógeno

(!)

Elementos del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano (.); Cretácico-


Roca generadora

Hacia las zonas no perforadas del Golfo de México Profundo la presencia de los

sistemas petroleros se ha identificado con base en manifestaciones de

hidrocarburos en la superficie del océano y en núcleos de sedimentos de fondo

marino recuperados en diferentes campañas de muestreo, donde los

hidrocarburos emergen del subsuelo a la superficie. Los análisis geoquímicos


en estas muestras han permitido determinar su afinidad con las rocas

generadoras del Tithoniano (figura 4.13), y son evidencias geoquímicas de que

la roca generadora está activa y es eficiente en las porciones profundas y no

perforadas del Golfo de México y son de carácter termogénico; esto permitió

definir para estas áreas, la presencia del sistema petrolero Tithoniano-

Kimmeridgiano (.); Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!).

Hacia el Golfo de México Profundo la presencia de hidrocarburos en sedimentos

del fondo marino se distribuye en diferentes porciones. De esta manera, entre

las costas de Poza Rica y Tampico, estas evidencias se ubican en dirección a la

cuenca entre los campos marinos de la Faja de Oro desde la Isla de Lobos,

Bagre y Atún. Un núcleo de sedimentos recuperado aproximadamente a 50 km

al noreste de la Isla de Lobos presentó hidrocarburos cuyos biomarcadores

sugieren una mezcla de aceites de origen carbonatado, presumiblemente

jurásicos, con aceites de probable origen Terciario derivado de rocas arcillosas

que correlaciona con los aceites que se han reportado en la Isla de Lobos. Por

otro lado, hacia las Cordilleras Mexicanas, al este de Poza Rica, se encuentran

varias manifestaciones de hidrocarburos cuyos biomarcadores correlacionan

con aceites almacenados en campos del continente, cerca de la costa y en el

Golfo de México de edad Tithoniano.


Figura 4.13. Correlación de los hidrocarburos extraídos directamente de una roca generadora

del Tithoniano Inmadura con los extraídos en sedimentos del fondo marino del Golfo de México


En la Provincia Geológica del Cinturón Plegado Perdido se postula la presencia

de aceite ligero, por las evidencias de las manifestaciones de fondo marino y

por haber sido probado en los pozos Trident-1 y Great White-1, ubicados en el

territorio de EUA.

Se han encontrado también manchas de aceite en la superficie del océano que

están ampliamente esparcidas en el Golfo de México hacia las áreas de

Coatzacoalcos y el Golfo Profundo. Hacia el área de Coatzacoalcos se

recolectaron solo muestras de gas donde la sal somera ha sido evacuada,

siendo principalmente las fallas las que alcanzan la superficie del suelo marino,

por lo que la migración de los hidrocarburos puede provenir de acumulaciones

existentes cerca del amalgamiento de la sal y cargadas a través de vías

complejas provenientes de las rocas generadoras. Hacia el norte y noreste de

los diapiros salinos se recuperaron abundantes muestras de aceite y gas a lo

largo de fallas asociadas a tectónica salina somera. Los aceites filtrados,

analizados tanto en el área de Coatzacoalcos como en el Golfo Profundo,

presentan biomarcadores que permiten correlacionarlos con las rocas

generadoras del Tithoniano rico en carbonatos.

Roca almacenadora

Para la PPGMP se postulan como rocas almacenadoras a calizas de cuenca del

Jurásico y Cretácico; que pueden estar fracturadas por la tectónica salina y la

compresión asociada a tectónica gravitacional. Se ha establecido producción de

hidrocarburos extrapesados en los Campos Tamil y Nab, ubicados al sureste de

esta provincia, en carbonatos de cuenca fracturados del Cretácico Medio y

brechas del Cretácico Superior, respectivamente. Para el Terciario se tienen

como rocas almacenadoras las areniscas turbidíticas terciarias de complejos de

canales y abanicos submarinos depositados en esta zona como sistemas de

nivel bajo, las cuales, para la Provincia Geológica Cinturón Plegado Catemaco a


nivel del Mioceno corresponden a areniscas productoras de gas, probadas en

los pozos Noxal y Lalail. Este tipo de facies se consideran rocas almacenadoras

en las Provincias Geológicas Cordilleras Mexicanas y Cinturón Plegado Perdido

pero distribuidas en el Eoceno y Mioceno.

En la Provincia Geológica Cinturón Plegado Perdido las principales rocas

almacén se postulan para las secuencias turbidíticas constituidas por arenas

conformadas en canales y abanicos submarinos del Oligoceno Frío, Eoceno

Inferior y Paleoceno.

Roca sello

El elemento roca sello para los almacenes del Mesozoico se consideran a los

niveles de lutitas calcáreas del Tithoniano con espesores que pueden variar de

30 a 100 m y a los horizontes intraformacionales de calizas arcillosas del

Cretácico, cuyos espesores pueden ser de 30 a 80 m. Para el Terciario la roca

sello son lutitas que están dispuestas en forma interestratificada o alternada de

manera vertical y lateral con las areniscas que conforman la roca almacén,

cuyos espesores pueden ser de 50 hasta 1,000 m, aproximadamente, estas

secuencias fueron formadas principalmente por material fino en suspensión y

sedimentos arcillosos depositados como parte de los sistemas turbidíticos.

Trampa

De acuerdo con los eventos que modificaron la cuenca y a los ambientes de

depósito, en esta provincia están presentes diferentes tipos de trampas, las

estructurales que corresponden a pliegues con fallas inversas en sus flancos

nucleados con sal o pliegues de rampas con sal evacuada que estructuran la

secuencia del Mesozoico y el Paleógeno en el Cinturón Plegado Perdido y Salina

del Istmo. Las trampas estratigráficas se atribuyen a las areniscas porosas

confinadas en secuencias arcillosas o acuñados contra sal o estructura,

asociados a las facies de canales y abanicos de piso de cuenca depositados del

Eoceno al Mioceno de la cuenca y, finalmente, las trampas combinadas que


corresponden a estas últimas facies estructuradas por la tectónica salina o la

componente compresiva de la tectónica gravitacional.

En la Provincia Geológica Cinturón Plegado Perdido las trampas están

conformadas por pliegues de flexura con despegue en la sal Jurásica, estas

estructuras tienen orientación NNE-SSW producto de la contracción del

Oligoceno al Reciente.

Procesos de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano (.); Cretácico-


La evolución de la generación de los hidrocarburos hacia el Golfo de México

Profundo se ha calculado únicamente con modelado de cuencas considerando

los parámetros geológicos y geoquímicos de los pozos perforados, y se ha

calculado que hacia la plataforma, donde las rocas generadoras del Tithoniano

la generación de hidrocarburos inicia en etapas muy recientes, o incluso no ha

iniciado todavía, y donde se han alcanzado condiciones de generación esta

ocurrió hace menos de 5 millones de años, iniciando su expulsión durante los

últimos 3 o 2 millones de años hasta la época actual. En la porción central del

Golfo de México Profundo, se han identificado zonas de generación de

hidrocarburos; sin embargo, la expulsión de los mismos está limitada hacia los

depocentros más profundos, donde la generación de hidrocarburos ha ocurrido

aproximadamente hace 8 y 10 millones de años, y la expulsión en épocas más

recientes, conforme la roca generadora se va sepultando por intervalos más

gruesos de carpeta sedimentaria. Al oeste del Golfo de México en las Provincias

Geológicas Cordilleras Mexicanas y Cinturón Plegado Catemaco, esta se

encuentra ya en una etapa metagenética, la generación de los hidrocarburos

se ha dado en etapas muy antiguas hace aproximadamente 55 millones de

años, y la expulsión hace 25 millones de años, alcanzando incluso el

agotamiento del potencial de generación de hidrocarburos.


La migración de los hidrocarburos se ha dado a través de fallas, fracturas o por

la interface entre los cuerpos salinos y las rocas donde se encuentran

emplazados. Es importante anotar que este modelo será calibrado con la

perforación de los pozos exploratorios.

Extensión Geográfica del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano (.);


La extensión se ha definido en los límites de la mega cuenca y hacia la parte

central y Norte del Golfo de México, así como los bordes continentales de las

Provincias Petroleras de Burgos, Tampico-Misantla y Veracruz (figura 4.14).

Extensión Estratigráfica de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano

(.); Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!).

A la fecha, se ha comprobado que existe carga en las rocas del Neógeno con

producción de hidrocarburos gaseosos en el área de Cordilleras Mexicanas y

del Cinturón Plegado Catemaco. Con base en los resultados del modelado

geológico se postula que en el Neógeno y Paleógeno del Cinturón Plegado

Perdido, comprobado del lado de EUA, Salina del Bravo, Cordilleras Mexicanas

y por debajo del despegue del Eoceno, y Salina del Istmo.


Figura 4.14. Distribución geográfica del Sistema Petrolero Tithoniano-Kimmeridgiano (.);

Cretácico- Paleógeno-Neógeno (!)(Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Extensión Temporal de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano (.);


El diagrama de eventos de los Sistemas Petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano

(.); Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!) muestra cómo los procesos y elementos

esenciales tuvieron lugar en el tiempo, se incluye la edad geológica para cada

uno de ellos, así como el tiempo en que ocurren los procesos de generación-

migración-acumulación y preservación de los hidrocarburos, además, el

momento crítico indica cuándo se dieron las condiciones más favorables para

que ocurriera el proceso de generación-migración-acumulación de

hidrocarburos de una manera general para el Golfo de México Profundo (figura

4.15).


Figura 4.15. Diagrama de eventos de los sistemas petroleros Tithoniano-Kimmeridgiano (.);

Cretácico-Paleógeno-Neógeno (!)(Escalera A.J.A., Hernández R.U., 2010).

Producción y Reserva 3P

Los campos más importantes son Tamil, Noxal, Lakach y Lalail de la provincia

Campeche Golfo Profundo. Se ha descubierto aceite extrapesado y gas con una

reservas 3P de 532 MMbpce, al 1 de enero de 2010 (Las reservas del campo

Nab fueron incluidas en la Provincia Petrolera Sureste).



Petrolera Golfo de México Profundo abarca el 56.40 % de los recursos totales a

nivel nacional, con una media de cerca de 29.5 MMMbpce, al 1° de enero de

2010.


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