ESTRATIGRAFIA SISMICA

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APUNTES DE ESTRATIGRAFÍA SÍSMICA DR. JAIME BARCELÓ DUARTE Enero 2000

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Estratigrafía sísmica (apuntes)

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APUNTES

DE

ESTRATIGRAFÍA

SÍSMICA

DR. JAIME BARCELÓ DUARTE

Enero 2000

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TEMA I.- CONCEPTOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFÍA

I.A) Principios de Estratigrafía.

Estratigrafía: Proviene del latín stratum y del griego graphia, por lo que literalmente significa la ciencia que se encarga de describir los cuerpos rocosos. Actualmente se considera a la Estratigrafía como a la ciencia encargada del estudio sistemático y riguroso de la composición, historia y génesis de los materiales rocosos, consolidados o no, en nuestro planeta.

La Estratigrafía se basa en dos principios geológicos fundamentales que son la Ley de la Superposición y la Ley de Relaciones Cortantes.

Originalmente la Estratigrafía se aplicaba únicamente a los cuerpos estratificados, pero actualmente incluye cualquier tipo de material, incluyendo cuerpos extraterrestres que se encuentren en la Tierra.

Para su estudio y entendimiento, los materiales terrestres son divididos en diferentes tipos de unidades estratigráficas, basados en una o varias de sus características o propiedades, y nos sirven para distinguir a ese cuerpo de los cuerpos adyacentes lateral o verticalmente, por es importante el establecer claramente los límites de cada unidad y la o las características en los cuales están basados.

I.B) Código de Nomenclatura Estratigráfica.

Categorías materiales basadas en su contenido o límites físicosUnidades LitoestratigráficasUnidades LitodémicasUnidades MagnetoestratigráficasUnidades BioestratigráficasUnidades PedoestratigráficasUnidades AlloestratigráficasUnidades Limitadas por Discordancias

Categorías que expresan o están relacionadas con tiempo geológicoCategorías materiales usadas para definir lapsos de tiempo

Unidades CronoestratigráficasUnidades Polaridad-Cronoestratigráficas

Categorías de tiempo geológico (no materiales)Unidades GeocronológicasUnidades Polaridad-Geocronológicas

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Unidades DiacrónicasUnidades Geocronométricas

Unidades Litoestratigráficas

Una unidad litoestratigráfica es un cuerpo constituido por rocas sedimentarias, ígneas extrusivas, metasedimentarias o metavolcánicas, el cual es distinguido y delimitado con base en las características litológicas y posición estratigráficas

Unidad fundamental FormaciónJerarquía: Supergrupo, Grupo, Formación, Miembro, Capa(s), Flujo

Unidades Litodémicas

Una unidad litodémica es un cuerpo constituido predominantemente por rocas intrusivas, altamente deformadas y/o altamente metamorfoseadas, el cual es distinguido y delimitado con base en las características litológicas; generalmente no cumple la Ley de Superposición, y puede ser de origen sedimentario, extrusivo, intrusivo, tectónico o metamórfico.

Unidad fundamental LitodemaJerarquía: Complejo, Supersuite, Suite, Litodema (inferior a litodema son informales)

Unidades Magnetoestratigráficas

Una unidad magnetoestratigráfica es un cuerpo de roca constituido por un magnetismo remanente específico y se distingue de los cuerpos sobreyaciente y subyacente por tener propiedades magnéticas diferentes.

Unidad fundamental Zona de Polaridad MagnéticaJerarquía: Superzona, Zona, Subzona

Unidades Bioestratigráficas

Una unidad bioestratigráfica es un cuerpo de roca definido o caracterizado por su contenido fosilífero.

Unidad fundamental Biozona (Zona de intervalo, zona de asociación, zona de abundancia)

Jerarquía: Biozona, Sub-biozona (superiores a biozona son informales)

Unidades Pedoestratigráficas

Una unidad pedoestratigráfica es un cuerpo de roca constituido por uno o más horizontes pedológicos, desarrollados en una o más unidades litoestratigráficas, alloestratigráficas, litodémicas, o limitadas por discordancias, y es sobreyacido por una o más unidades litoestratigráficas, alloestratigráficas o limitadas por discordancias, formalmente definidas.

Unidad fundamental y única Geosol

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Unidades Alloestratigráficas

Una unidad alloestratigráfica es un cuerpo estratiforme mapeable de roca sedimentaria, el cual esta definido e identificado con base en las discontinuidades que lo limitan.

Unidad fundamental AlloformaciónJerarquía: Allogrupo, Alloformación, Allomiembro

Unidades Limitadas por Discordancias

Una unidad limitada por discordancias es un cuerpo de roca limitado arriba y abajo por discontinuidades y sus correlativas concordancias, especialmente designadas, significativas y demostrables en una sucesión estratigráfica, preferentemente de extensión regional o inter-regional.

Unidad fundamental Sintema (Secuencia)Jerarquía: Supersintema, Sintema, Subsintema. (Supersecuencia, Megasecuencia,

Secuencia, Parasecuencia)

_________________________________________________________________________Isócrono: De igual duración en tiempoSincrónico: Simultáneo, ocurriendo al mismo tiempoDiacrónico: Unidad rocosa con una o dos superficies limítrofes que no son sincrónicas, o

límites que no son sincrónicos

Unidades Cronoestratigráficas

Una unidad cronoestratigráfica es un cuerpo de roca establecido para servir como referencia material de todas las rocas formadas durante el mismo lapso de tiempo. Cada uno de sus límites es sincrónico.

Jerarquía: Eonotema, Eratema, Sistema, Serie, y Estado

Unidades Polaridad-Cronoestratigráficas

Una unidad de polaridad-cronostratigráfica es un cuerpo de roca que contiene la polaridad magnética primaria grabada cuando la roca fue depositada o cristalizada, durante un intervalo específico del tiempo geológico.

Unidad fundamental Cronozona de polaridadJerarquía: Supercronozonas, Cronozonas, Subcronozonas

Unidades Geocronológicas

Las unidades geocronológicas son divisiones del tiempo, tradicionalmente distinguidas con base en la información geológico contenida en las unidades cronoestratigráficas.

Jerarquía: Eon, Era, Período, Época y Edad.Cron es un término que no tiene carácter jerárquico, pero es usado comúnmente

para expresar tiempos breves en el registro geológico.

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Unidades Polaridad-Geocronólogicas

Las unidades de polaridad-geocronológicas son divisiones del tiempo geológico distinguido con base en la información magnética contenida en las unidades de polaridad-cronoestratigráfica.

Unidad fundamental Cron de polaridadJerarquía: Supercron de polaridad, Cron de polaridad, Subcron de polaridad

Unidades Diacrónicas

Una unidad diacrónica comprende los intervalos no uniformes de tiempo representados por una unidad específica litoestratigráfica, alloestratigráfica, bioestratigráfica, pedoestratigráfica o limitada por discordancias, o por la asociación de estas unidades.

Unidad fundamental DiacronJerarquía: Diacron, Episodio, Fase, Intervalo, Lapso

Unidades Geocronométricas

Las unidades geocronométricas son unidades establecidas a través de la división directa del tiempo geológico, expresado en años.

Jerarquía: Se pueden utilizar los términos para unidades geocronológicas (eon, era, período, época, edad y cron), cuando estos han sido formalizados.

North American Commission on Stratigraphic Nomenclature (NACSN), 1983, North American Stratigraphic Code; Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., V. 67, No. 5, p. 841-875.

International Subcommission on Stratigraphic Classification (ISSC) (Amos Salvador, chairman), 1987, Unconformity-bounded Stratigraphic Units; Geol. Soc. Amer. Bull., V. 98, p. 232-237.

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TEMA II.- SECUENCIAS ESTRATIGRÁFICAS.

II.A) Desarrollo de la metodología de Estratigrafía Sísmica y de la Estratigrafía de Secuencias.

En la década de los 70’s la Estratigrafía Sísmica se desarrolló como una herramienta para la interpretación de la información sísmica, principalmente por el grupo de la Compañía EXXON, con Peter Vail al frente del mismo. La metodología y principios teóricos de la misma fueron presentados a la opinión pública en la Memoria 26 de la AAPG. Esta nueva metodología revolucionó la interpretación geológica, a partir de la información sismológica. Hasta este momento la interpretación geológica se enfocaba casi exclusivamente a una interpretación estructural del subsuelo y poco, o nada se intentaba interpretar en cuanto a las características sedimentológicas del mismo.

El fundamento de la metodología fue el reconocimiento de los cuerpos rocosos limitados por discordancias (a manera similar de los estudios geológicos regionales superficiales) y sus relaciones en cuanto a los patrones principales de la respuesta sísmica, así como la postulación de que la presencia de discordancias regionales no era un efecto aleatorio, sino una respuesta que podía ser observada y continuada a nivel mundial, ligada a cambios eustáticos del nivel del mar.

La Estratigrafía de Secuencias podríamos definirla como el análisis geológico sistemático y detallado de los cuerpos rocosos identificados con base en los principios de la Estratigrafía Sísmica. Ésta se desarrolló durante la década de los 80’s como una necesidad de estudiar a detalle las secuencias rocosas de interés para la exploración y explotación de hidrocarburos.

La Estratigrafía de Secuencias intenta explicar la ciclicidad en la sedimentación, los cambios eustáticos y/o tectónicos a nivel mundial, el espacio de acomodo “accomodation space” donde los sedimentos serán o no depositados, y ha demostrado ser de gran utilidad para entender los diferentes “plays”. La Estratigrafía de Secuencias es un análisis detallado de un cuerpo rocoso, ya sea en subsuelo o en afloramientos, por lo que generalmente requiere de mayor información (estudios bioestratigráficos detallados e información de petrológica) que la ususal. Si bien es cierto que podemos llevar al cabo un análisis de Estratigrafía de Secuencias, sin la necesidad de haber desarrollado previamente un análisis de Estratigrafía Sísmica, se ha comprobado en la mayoría de las ocasiones, para su uso en la industria petrolera, que la utilidad de este tipo de estudios solamente radica en casos comparativos como análagos para el estudio de yacimientos, y que muy poco o nada contribuyen o pueden ser utilizados para la exploración petrolera si no se tiene un marco de referencia estratigráfica , como lo darían los estudios de Estratigrafía Sísmica. Para estudios de Estratigrafía de secuencias en subsuelo, es necesario complementar la

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información sísmica con datos más específicos y puntuales como son registros geofísicos de pozos, estudios bioestratigráficos detallados e información de petrológica (núcleos, muestras de canal, etc.).

Podríamos decir que la diferencia entre Estratigrafía Sísmica y Estratigrafía de Secuencias radica principalmente en la escala de observación. La Estratigrafía Sísmica es un análisis de carácter regional, basado en información sismológica, y su escala de definición (principalmente vertical), depende de la calidad de la información sísmica y en el mejor de los casos se encuentra en un rango de aproximadamente 30 metros. La Estratigrafía de Secuencias es un análisis detallado, el cual se puede llevar a cabo tanto en subsuelo (sismología, información de pozos, bioestraftigrafía), como en superficie (medición a detalle de secciones estratigráficas, y su análisis petrológico, bioestratigráfico y sedimentológico de la misma), por lo que su escala varía de las decenas de metros a centímetros o menos.

En una forma muy generalizada podríamos decir que las dos herramientas están relacionadas entre sí y que son complementarias una de otra.

En ambas metodologías se trabaja, desde el punto de vista estratigráfico, con unidades limitadas por discordancias, por lo que se debe de tener un marco estratigráfico de referencia basado en este tipo de unidades y no en una estratigrafía regional basada en cualquier otro tipo de unidades.

Los principales problemas que estas dos metodologías han encontrado son:- Ciclicidad de eventos de carácter global (¿Falso o verdadero?)

- La variación real de los fenómenos, normalmente no esta representada en el registrogeológico.

- La distribución de sedimentos, durante estadíos bajos del nivel del mar, se encuentra limitada a ciertas áreas.

- La interpretación basada en estas metodologías, requiere de amarres de tiempo, ya sea con datos del registro geológico o con superficies isócronas.

II.B) Definición de secuencia estratigráfica, su significado y su clasificación.

En 1948, Sloss visualizó unas series de transgresiones y regresiones a las cuales denominó como “secuencias”, como un “esfuerzo para entender y poder trabajar mejor la división de la columna geológica en unidades representativas de carácter observacional”. Usó el término para reconocer unidades limitadas por discordancias y les asignó nombres de tribus de Norteamérica a cada una de las 6 secuencias principales identificadas, las cuales tenían duraciones de 20 a 100 my. Peter Vail, Robert Mitchum y John Sangree continuaron las ideas de Sloss dentro del grupo de investigación de la Compañía EXXON, observando que esta manera de dividir la columna estratigráfica, era sumamente útil para la exploración petrolera, y encontrando que había ciertos patrones en la información sísmica

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que podían ser utilizados en forma sistemática en diferentes cuencas del mundo y que desde su punto de vista eran sincrónicos.

Secuencia: (Secuencia depositacional de Mitchum, Vail y Thompson, 1977)Es una unidad estratigráfica compuesta de una sucesión relativamente concordante de

estratos genéticamente relacionados entre sí, limitada en su cima y en su base por discordancias o sus relativas concordancias.

Discordancias regionales, o a nivel global, ocurren cada 3 a 4 my.

Las secuencias definidas en información sísmica normalmente comprenden de 1 a 3 my. y el espesor varía de decenas a cientos de metros; mientras que las secuencias definidas en afloramientos pueden ser del orden de 0 a 3 my. y espesores de 1 metro a decenas de metros.

Debido a que las secuencias se encuentran limitadas por discordancias, las superficies son diacrónicas y no es posible el asignar un intervalo de tiempo para toda la secuencia, por lo que se ha propuesto emplear el término secron (Mitchum, Vail y Thompson, 1977, secuencia y cron = tiempo) para denotar el tiempo relativo comprendido en cada secuencia.

La secuencia es la unidad básica para el análisis estratigráfico, empleando las metodologías de Estratigrafía Sísmica o de Secuencias.

Si consideramos como válido que los cambios eustáticos del nivel del mar son, en un rango de tiempo geológico relativamente corto, el motivo principal de la formación de las discordancias, y con ello el cuerpo rocoso contenido entre ambas discordancias, es de esperarse que no todas las discordancias (y las secuencias) tengan la mismas magnitud en cuanto en duración en tiempo geológico y en extensión lateral (no necesariamente espesor y volumen).

Si elaboramos una gráfica de los cambios relativos del nivel del mar obtendremos una curva senoidal que nos muestra los estadíos de alto nivel del mar y bajo nivel del mar. Sin embargo, la construcción de esta curva dependerá de la escala de los datos que estemos introduciendo, dando siempre, en general, aproximadamente el mismo tipo de curva.

Cambio relativo del

nivel del mar

Tiempo Geológico

Alto

Bajo

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Teniendo esto en consideración, resulta lógico pensar que no todas las discordancias estan ligadas al mismo tipo de secuencias y que los lapsos de tiempo geológico involucrados son diferentes. De aquí se deriva la clasificación de los diferentes tipos de secuencias.

ORDEN DURACIÓN CONTROL JERARQUÍA

Primer Orden+ 200 my

Tectono-eustáticoa

Glacio-eustático

Ciclo fundamental

Conjunto de Megasecuencias

50 – 200 my MegasecuenciaSegundo Orden 9-10 my SupersecuenciaTercer Orden 1 –5(2) my Secuencia

Cuarto Orden 0.1 – 0.2 my Dentro del rango de frecuencias de Milankovitch

Secuencia de alta frecuencia o Parasecuencia

Quinto Orden 0.01 - 0.02 myParasecuencia¿¿Sexto Orden?? 0.001-0.002 my?

II.C) Escala de observación (Sísmica, afloramientos regionales, afloramientos locales, información de pozos).

Se ha mencionado en los párrafos anteriores la importancia y diferencia que existe entre los análisis llevados a cabo con diferente tipo de información (sísmica, afloramientos regionales y locales, e información de pozo).

Es de vital importancia que al realizar un estudio estratigráfico se tenga siempre en mente, la escala de observación. Esta concepción de escalas debe de tenerse presente durante el análisis de la información, y en la interpretación de la misma. Es obvio que si el análisis se ha llevado a cabo con información sísmica, exclusivamente, los resultados obtenidos reflejan las relaciones de carácter regional o semi-regional, y no resultaría prudente el tratar de llegar a interpretar las condiciones a nivel de yacimiento (normalmente del orden de pocos metros o decenas de metros). En forma similar un estudio realizado exclusivamente con información a nivel a afloramiento superficial o de información de poszos, es sumamente arriesgado y poco prudente, el tratar de interpretar relaciones de carácter regional.

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TEMA III.- SUPERFICIES PRINCIPALES ENESTRATIGRAFÍA SÍSIMICA.

III.A) Definición.Una superficie isócrona es aquella que es interpretada como representativa de un solo

tiempo; esto es, que los sedimentos depositados a lo largo de toda la superficie fueron acumulados durante el mismo tiempo geológico.

Superficies útiles para correlación:Tres superficies son reconocidas a nivel general como superficies clave o índice para la

correlación estratigráfica:a.- Discordancias erosionales que son el resultado de un descenso relativo del nivel

del mar (límite de secuencia, o superficie de erosión durante estadíos bajos del nivel del mar “lowstand”). Esta es una superficie diacrónica.

b.- Superficies de inundación (superficies transgresivas, o superficies transgresivas de erosión).

c.- Secciones condensadas (superficies de máxima inundación).

Estas superficies pudiesen ser descritas con relación a los cambios al nivel base del mar, y existe una jerarquía asociado a los procesos de alta frecuencia.

Es indispensable el establecer y documentar lo más posible cada una de las superficies clave de un estudio. Uno de los problemas más comunes que se llegan a presentar es en el uso de un nivel de correlación para secciones estratigráficas o registros de pozos. Según la posición de este nivel de correlación, se tenderá a una u otra interpretación tanto de las superficies clave, como de los patrones de apilamiento vertical de los cuerpos rocosos.

Existen dos escalas principales de observación, para delimitar estas superficies. La primera es la escala de afloramiento o registros de pozos. En este caso la manera más sencilla de ubicar estas superficies, es el localizar los cambios sedimentarios que denoten una asociación anómala entre depósitos marinos marginales y depósitos continentales con bioturbación por raíces y desarrollos de suelos. En carbonatos esta metodología se encuentra sumamente avanzada utilizando características diagenéticas tempranas que muestren evidencias de exposición subaérea o de superficies de inundación. En siliciclásticos esta metodología aún se encuentra en estudio y se basa primordialmente en la interpretación de facies sedimentarias. La segunda escala de observación se encuentra en la información sísmica, en donde la terminación de los reflectores es utilizada como base para detectar estas superficies. En este contexto, la información obtenida resulta ser más consistente, con la salvedad de la ambigüedad en la definición vertical de los datos.

Superficies fácilmente reconocibles en Estratigrafía Sísmica:

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Al realizar un análisis de secuencias, las superficies que limitan a nuestros paquetes deben de ser clasificadas de acuerdo a la naturaleza de las terminaciones de nuestros estratos y de ocurrencia estratigráfica de la superficie, dentro de la secuencia estratigráfica. Existen tres tipos principales de superficies que comúnmente son reconocidas, las cuales son: límites de secuencias, superficie de sobrelape inferior (“downlap”), y superficies transgresivas.

III.B) Superficies de Límites de Secuencias.

Las superficies que limitan a una secuencia son discordancias y sus correlativas concordancias, tanto en la base como en la cima de la secuencia. En general, a este tipo de superficies se les denominó, originalmente, como Límite de Secuencias Tipo 1 y Límite de Secuencias Tipo 2, actualmente el límite tipo 2 ha sido descartado de la literatura, aún por el grupo de EXXON.

Límite de secuencia tipo 1 (SB1).- Forma los límites inferior y superior de las secuencias. Este tipo de límite se presenta cuando la relación de caída eustática del nivel del mar excede la relación de subsidencia de la cuenca en el punto de cambio depositacional costero, dando lugar a un relativo descenso del nivel del mar en esa posición. En sistemas siliciclásticos este tipo de límite esta caracterizado por exposición subaérea y subsecuente erosión, asociado con rejuvenecimiento de corrientes, así como un desplazamiento de facies hacia mar adentro, un desplazamiento hacia porciones inferiores del acuñamiento costero y sobrelape inferior de los estratos sobreyacientes. Como resultado se tendrán depósitos no marinos o marinos sumamente someros (fluvial entrelazado, estuarinos) inmediatamente arriba del límite de secuencia, sobreyaciendo depósitos marinos más profundos, sin que se presentes las asociaciones intermedias. En sistemas carbonatados, la mayor parte de la plataforma queda expuesta, por lo que la producción carbonatada se reduce y limita su extensión. La plataforma es comúnmente karstificada, en climas húmedos. Las zonas profundas son la zona preferencial de depósito, consistiendo éstos primordialmente en depósitos de escombros y vencimiento del talud.

Límite de secuencia tipo 2 (SB2).- Siempre se presenta como el límite inferior de la secuencia. Esta superficie esta marcada por exposición subaérea y un desplazamiento hacia porciones inferiores del acuñamiento costero; sin embargo, carece de erosión subaérea asociada a rejuvenecimiento de corrientes y al desplazamiento de facies hacia mar adentro. Este tipo de superficies se forma cuando la relación de caída eustática del nivel del mar es menor que la relación de subsidencia de la cuenca en el punto de cambio depositacional costero, por lo que no ocurre un relativo descenso del nivel del mar en esta posición.

Otra terminología que ha sido utilizada para este tipo de superficies es:

Superficies erosionales de nivel bajo (Weimer, 1988).- Es una superficie de erosión causada por el ajuste del nivel base de drenaje al bajar el nivel del mar; produciendo una significante superficie de erosión asociada con exposición subaérea.

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Superficie de acuñamiento fluvial (Thorne y Swift, 1991).- Superficie fluvial desarrolla por los ríos durante el abatimiento del nivel base (equivalente a valles de incisión fluvial).

Superficie regresiva de erosión (Posamentier et al., 1992).- Superficie que se forma debido a la erosión de procesos de oleaje al bajar el nivel del mar. Esta superficie se presenta hacia mar adentro de la línea de costa durante nivel bajo y es el producto de regresiones forzadas. El clásico ejemplo es el sistema Línea de Costa-Delta de Rhone en Francia.

Los límites de secuencias están dados por las terminaciones o no de los estratos, o en su caso de los reflectores. Si no existe terminación estaríamos en el caso de concordancias, y si existe terminación existirían dos casos:

a.- “Lapout” Acuñamiento.- Es la terminación lateral de los estratos en su límite depositacional originalb.- Truncación.- Es la terminación lateral de los estratos como resultado de haber sido cortados (primordialmente por erosión) de su límite depositacional original.

El límite superior esta caracterizado por tres tipos de terminaciones de reflectores y/o estratos que son:

Truncación erosional “Toplap” Sobrelape superior Concordancia

Truncación erosional (Te).- Se presenta cuando los estratos han sido cortados por una superficie de erosión. No tiene asociación ambiental. Se observa primordialmente en perfiles paralelos a la línea de costa (longitudinales). Se presenta generalmente en ambientes marino marginal. Talud (secciones transversales) o cuenca profunda (secciones longitudinales).

“Toplap” o Sobrelape superior (Tp).- Es el acuñamiento, hacia el límite superior, de estratos inicialmente inclinados en la parte superior de una clinoforma, formando la secuencia superior de la misma. Representa sobrepaso sedimentario y puede contener erosión menor. En forma general muestra no depósito, son principalmente de distribución local y por esta razón no son fáciles de mapear en una red de líneas sísmicas. Normalmente no se toma como un buen criterio (o criterio único) para delimitar el límite de secuencias. Se presenta principalmente en ambientes marinos someros a marginales.

El límite inferior esta caracterizado por tres tipos de terminaciones de reflectores y/o estratos que son:

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Onlap (On)Límite inferior Baselap Downlap (Dn)

Concordancia (C)

“Onlap” Sobrelape ascendente “Downlap” Sobrelape inferior Concordancia

“Baselap” o Acuñamiento de base.- Es el acuñamiento hacia el límite inferior de la secuencia y consiste de dos tipos de terminaciones que son “Onlap” o Sobrelape ascendente y “Downlap” o Sobrelape inferior.

a.- “Onlap” o Sobrelape ascendente (On).- Es el acuñamiento de estratos inicialmente horizontales, contra una superficie inicialmente inclinada, donde este acuñamiento avanza de la parte inferior de la superficie inclinada, hacia la parte superior de la misma. No tiene una interpretación ambiental. Es más fácil de observar en secciones longitudinales. Muchas veces se presenta como rellenos de canales en secciones transversales. Probablemente este tipo de superficies sea el mejor criterio para reconocer los límites de secuencias, pero no siempre.

b.- “Downlap” o Sobrelape inferior (Dn).- Es el acuñamiento de estratos inicialmente inclinados terminando contra una superficie inicialmente horizontal, inclinada o heterogénea. Este acuñamiento no siempre se presenta como límite de secuencias, puede presentarse dentro de la secuencia, principalmente sobre la superficie de máxima inundación o la secuencia condensada, y aún formando parte de esta secuencia condensada. Es común que este tipo de superficies separe los diferentes componentes del LST. Las superficies de “downlap” que si corresponden a límites de secuencia se presenta comúnmente en condiciones de talud y cuenca, separando el HST del LST. En la plataforma marca el límite entre los episodios transgresivos y regresivos. Es tipo de superficies, en realidad es un efecto de la resolución de observación.

III.C) Superficies de sobrelape inferior (“downlap”).

Las superficies de sobrelape inferior (“downlap”) son producto del acuñamiento de estratos inicialmente inclinados terminando contra una superficie inicialmente horizontal, inclinada o heterogénea. En la información sísmica, las reflexiones tienden a ser tangenciales y oblicuas sobre la superficie subyaciente. En realidad, las superficies de “downlap” reflejan en adelgazamiento de los estratos y se encuentran fuera de la resolución de este tipo de información. En afloramientos, las capas generalmente, pero no siempre, se adelgazan sobre la capa inferior y no terminan realmente, como lo aparentan en la información sísmica. Este tipo de superficies pueden presentarse en una gran variedad de ambientes. Las superficies de “downlap” son sumamente importantes para subdividir los “systems tracts” y en un caso lógicamente conforman el límite de secuencias. Superficies

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de “downlap” de carácter regional, siempre constituyen los límites de “systems tracts”. En forma general pueden clasificarse como: Secciones condensadas, Superficies de máxima inundación, Superficie superior de abanicos de piso, Superficie superior de abanicos de talud, y Superficies de truncación aparente.

Secciones condensadas (CS) (Loutit et al., 1988).- Son unidades marinas estratigráficas, constituidas de sedimentos pelágicos a hemipelágicos, y caracterizadas por relaciones de sedimentación sumamente bajas. Son aéreamente extensas, llegando a su máximo desarrollo al tiempo de la transgresión máxima de la línea de costa.

Superficies de máxima inundación (mfs) (Vail, 1987).- Es una superficie de “downlap” que se presenta sobre la plataforma, y se encuentra asociada con la sección condensada en cuanto a su génesis. Hacia la plataforma interna cambia a una superficie concordante y pierde su identidad en los sedimentos costeros. Esta superficie marca el límite inferior del HST

Superficie superior de abanicos de piso (Vail, 1987).- Es la superficie que separa el abanico de piso del LST, de cualquier otro tipo de depósito (abanico de talud, complejo progradacional de LST, cuña progradacional de LST, depósitos de TST y depósitos de HST).

Superficie superior de abanicos de talud (Vail, 1987).- Es la superficie que separa el abanico de talud del complejo o la cuña progradacional del LST.

Superficies de truncación aparente (Mitchum et al., 1990, 1993).- Es una superficie que esta asociada con la retrogradación de secuencias de cuarto orden, o menor, de un sistema transgresivo y la subsecuente depositación sobre ella (“downlap”) de sedimentos progradacionales del HST. El límite hacia cuenca de cada una de las secuencias de menor orden, aparenta ser una terminación de estratos que en conjunto se escalonan hacia la línea de costa, dando la apariencia de una superficie de truncación. En realidad lo que separa a las dos secuencias es una sección condensada o superficie de máxima inundación.

III.D) Superficies transgresivas.

Las superficies transgresivas reflejan la transgresión de la línea de costa, de tal manera que depósitos marinos sobreyacen a depósitos no marinos. Dentro de una secuencia, la superficie transgresiva más antigua separa el LST del TST. Dentro del TST, pueden existir varias superficies transgresivas que son más jóvenes hacia la parte superior de la columna y hacia el límite de la cuenca asociado a la retrogradación de la línea de costa. El reconocimiento de estas superficies es relativamente fácil en secciones compuestas por registros de pozos. En información sísmica de reflexión, las superficies transgresivas comúnmente están representadas por una sola reflexión y es una superficie de “downlap”. Existen diferentes terminologías que han sido propuestas para diferenciar a este tipo de

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superficies, pero muchas de ellas son similares o se refieren con diferente nombre a la misma superficie.

Superficies de inundación marina (sim) (Van Wagoner et al., 1988, 1990).- Es aquella superficie que separa estratos más jóvenes de estratos más antiguos, en la cual existe evidencia de un incremento abrupto en el tirante de agua en que fue depositado el sedimento. La primera de estas superficies corresponde a la superficie transgresiva, que separa el LST del TST.La última de estas superficies corresponde a la superficie de máxima inundación, que separa el TST del HST.

Superficie transgresiva (TS) (Nummendal y Swift, 1987).- Es una superficie cortada por oleaje o corrientes marinas la cual marca un evento de cambio eustático del nivel del mar, en donde los cuerpos progradacionales dan paso a paquetes de sedimentación retrogradante (Thorne y Swift, 1991). Según Vail (1987) es el límite a la base del TST en que ocurre la primera superficie de inundación marina, arriba del LST.

Superficies transgresivas erosionales (superficies E/T) (Plint et al., 1986).- Se aplica esta terminología a aquellas superficies en donde emergen dos superficies (erosional y transgresiva). La superficie erosional “E”, es una discordancia a nivel de toda la cuenca de depósito, asociada a un relativo descenso del nivel del mar. La superficie transgresiva “T” está asociada con las superficies de transgresión. Aquellos lugares en donde los depósitos se encuentran sobre una superficie erosional, forman un cuerpo muy delgado pero distintivo y representa la amalgamación de las superficies “E” y “T”.

Superficie de Ravinement (Stamp, 1921; Swift, 1968; Thorne y Swift, 1991). Es una superficie erosional de poca magnitud, producida por el retroceso paulatino de la línea de costa en respuesta a un ascenso relativo del nivel del mar. Se identifica por la presencia de depósitos costeros o litorales, sobre una superficie de erosión de poca magnitud, que regularmente contiene clastos de la unidad subyaciente constituida por depósitos más someros.

Superficie transgresiva de erosión (Weimer, 1988).- Es aquella superficie relacionada con la profundización del tirante de agua durante un ascenso del nivel del mar (o subsidencia de la superficie de depósito) que produce una superficie erosional relacionada a la transgresión de la zona costera.

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TEMA IV.- FACIES SÍSMICAS.

IV.A) Definición.

Se le denomina Facies Sísmica a un cuerpo estratigráfico que se diferencia de los cuerpos adyacentes con base en sus características sísmicas; por lo tanto, la delimitación y análisis de estos cuerpos en la información sísmica, constituyen el análisis de facies sísmicas, las cuales reflejan las características depositacionales de una secuencia en subsuelo y de ahí interpretamos y postulamos los modelos correspondientes.

Los parámetros sísmicos de las reflexiones que se utilizan para delimitar las facies sísmicas son: Amplitud, Continuidad, Configuración o geometría interna, Frecuencia y Velocidad. De éstos, la amplitud, continuidad u configuración interna, son los parámetros más comúnmente utilizados para la delimitación de facies sísmicas.

a.- Amplitud.- Esta relacionada al contraste de velocidades y/o densidades, espaciamiento de los estratos y contenido de fluidos del cuerpo rocoso que atraviesa la onda sísmica. Se le asigna cualitativamente, en comparación con las amplitudes presentes en la(s) sección(es) sísmica(s) analizada(s) como Alta (H), Moderada (M), Legible (F) y Baja (L).

b.- Continuidad.- Esta relacionada a la continuidad de los estratos y al o los procesos depositacionales que dieron lugar al cuerpo rocoso que atraviesa la onda sísmica. Se le asigna cualitativamente, en comparación con las amplitudes presentes en la(s) sección(es) sísmica(s) analizada(s) como Alta (H), Moderada (M), Legible (F) y Pobre (P).

c.- Configuración o Geometría Interna de las Reflexiones.- Esta relacionada a los patrones de estratificación, procesos depositacionales, procesos de erosión, paleotopografía y contactos de fluidos del cuerpo rocoso que atraviesa la onda sísmica. Este parámetro es, probablemente, el mejor indicador para la interpretación de ambientes sedimentarios. La terminología más utilizada para definir cada una de las configuraciones internas, se incluye en el inciso IV.B de este capítulo.

d.- Frecuencia.- Esta relacionada al espesor de los estratos y contenido de fluidos del cuerpo rocoso que atraviesa la onda sísmica.

e.- Velocidad.- Esta relacionada a la estimación de la litología, estimación de la porosidad y contenido de fluidos del cuerpo rocoso que atraviesa la onda sísmica.

Para realizar un análisis de facies sísmicas se deben de considerar los parámetros anteriores, dentro de un intervalo delimitado tanto lateral como verticalmente. Esta delimitación se lleva a cabo aplicando los principios básicos de estratigrafía sísmica. En primer lugar se deben de establecer los límites verticales del cuerpo o intervalo a analizar, ya que los cambios laterales se establecerán por los propios cambios de parámetros sísmicos al producirse cambios en la sedimentación. Para delimitar verticalmente el cuerpo

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a analizar nos basaremos en las terminaciones de los reflectores, en primera instancia para delimitar nuestras secuencias, y en segundo lugar para establecer los diferentes cuerpos dentro de las secuencias. En otras palabras, utilizaremos las terminaciones para detectar las superficies principales que limitan o que están contenidas dentro de una secuencia.

TERMINACIONES EN LOS LÍMITES DE SECUENCIASY/O SUPERFICIES PRINCIPALES

Onlap (On)Lapout Baselap Downlap (Dn)

Toplap (Tp)

Erosional (Te)Truncación Estructural

Concordancia (sin terminación) (C)

Una vez delimitadas las superficies principales del cuerpo a analizar se procede a caracterizar la configuración interna de las reflexiones, la geometría externa del intervalo o cuerpo analizado, y el mapeo de las facies sísmicas, para después proceder a la interpretación de la información observada.

Establecimiento de superficies principales

Configuración interna de las reflexiones

Geometría externa del cuerpo o intervalo

Mapeo de Facies Sísmicas

Interpretación

IV.B) Principales configuraciones internas.

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La configuración interna, también denominada como geometría interna por algunos autores, son los patrones geométricos y relaciones internas de los reflectores sísmicos que son interpretados como la representación de la configuración de los estratos que generan las reflexiones.

Las principales configuraciones internas son:

Paralela (P)Subparalela (Sp)Divergente (D)Convergente (Co)

Sigmoidal (S)Configuraciones Oblicua (Ob) Tangencial

(Obt)Principales Paralela (Obp)

Clinoformas Progradantes Complejo Sigmoidal-Oblicuo (SO)Tejado “Shingled” (Sh)Hummocky (HC)

Caótica (C)Sin reflexión “Reflection-Free” (RF)

Las configuraciones paralelas(P) y subparalelas(Sp) reflejan una sedimentación “normal”, en donde los estratos guardan una cierta simetría en su depósito, por lo que se interpretaría como una sedimentación sin cambios en cuanto a su energía, patrones de flujo, etc., en donde refleja una subsidencia uniforme. Este tipo de configuraciones son comunes en depósitos marinos profundos, las secuencias superiores de clinoformas y todas aquellas condiciones tranquilas de depósito.

Las configuraciones convergentes (Co) y divergentes(D) se caracterizan porque los estratos sufren un adelgazamiento que cae fuera de la resolución de la información sísmica. La utilización de un término o el otro depende de la consideración del intérprete. Este tipo de configuraciones se encuentran asociadas a condiciones no uniformes de subsidencia o del propio depósito, por lo que reflejan cambios topográficos durante la sedimentación.

Las configuraciones de clinoformas progradantes son cuerpos en los que una parte importante del depósito produce un crecimiento del propio paquete, en donde este crecimiento puede ser vertical, pero primordialmente es de carácter progradante, esto es, depósitos someros sobreyacen a depósitos más profundos, existe un desplazamiento del depósito hacia mar abierto y/o aguas más profundas. Existen varios tipos de clinoformas progradantes, las cuales son:

a.- Clinoformas Progradantes Sigmoidales (S).- Formada por una clinoforma con patrones sobrepuestos en forma sigmoidal (en forma de “s”) interpretadas como estratos delgados con poca inclinación en las partes superior e inferior, los cuales en su parte media

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sufren engrosamiento y presentan una mayor pendiente. Las partes superiores se acercan a la horizontal o presentan muy poco ángulo, y son concordantes con los estratos inferiores. La parte inferior puede presentar “downlap” o ser similar a la parte superior. Son el producto de cambios en las tasas de sedimentación, subsidencia diferencial, frentes de progradación deltaicos o carbonatados, cambios topográficos en el fondo marino o combinación de los anteriores. Normalmente están asociados a estadios altos del nivel del mar (HST).

b.- Clinoformas Progradantes Oblicuas (Ob).- Clinoformas en donde la parte superior termina en “toplap” o en una superficie casi plana y en la parte inferior termina en “downlap”. Los segmentos sucesivos crecen en forma lateral a partir de una superficie superior constante, por lo que no existe crecimiento vertical de la clinoforma. Existen dos tipos principales que son tangencial oblicuo (Obt) (en donde los echados decrecen gradualmente en la porción inferior de la secuencia de avance, formando una concavidad hacia arriba, pasando a echados de bajo ángulo en la secuencia inferior), y paralelo oblicuo (Obp) (en donde la secuencia de avance termina en la parte inferior en ángulos relativamente altos, formando “downlap” en la superficie inferior. Son el producto de cambios en las tasas de sedimentación, subsidencia diferencial, frentes de progradación deltaicos o carbonatados, cambios topográficos en el fondo marino o combinación de los anteriores. Normalmente están asociados a condiciones en donde no existe un cambio eustático visible del nivel del mar (“stillstand”) o regresiones forzadas.

c.- Clinoformas Complejas Sigmoidal-Oblicuo (SO).- Es la combinación de ambos tipos de clinoformas, por lo que indican condiciones cambiantes y especiales durante el depósito. Son el producto de cambios constantes en las tasas de sedimentación, subsidencia diferencial, frentes de progradación deltaicos o carbonatados, cambios topográficos en el fondo marino o combinación de los anteriores.

d.- Clinoformas de Tejado “Shingled” (Sh).- Unidad delgada, en donde comúnmente las superficies superior e inferior son sensiblemente paralelas, e internamente presenta reflectores oblicuos a ambas con “toplap” aparente en la parte superior y “downlap” en la inferior, existiendo muy poco o ningún traslape entre los reflectores. Asociados primordialmente a depósitos (deltas o carbonatos, principalmente) progradando en aguas muy someras, aunque no siempre.

e.- Clinoformas Hummocky (HC).- Consiste de una clinoforma con reflectores internos subparalelos con concavidades hacia arriba, discontinuos, formando una arreglo irregular, en donde los propios reflectores pueden unirse o separarse constantemente. Son el producto de depósitos de alta energía, normalmente asociados a deltas de borde de plataforma o bancos de arenas carbonatadas, en donde las pendientes topográficas originales son altas. Suelen presentarse más comúnmente hacia la base de las clinoformas, que constituyendo toda la clinoforma.

Las configuraciones caóticas (C) son patrones de reflectores discontinuos, desordenados, generalmente discordantes, los cuales sugieren un desorden en el depósito. Este tipo de configuraciones pueden ser producto de diversas causas (deformación sinsedimentaria o

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estructural, flujos en masa, problemas de resolución sísmica, presencia de evaporitas, etc.), por lo que sugiere un análisis detallado de las mismas, antes de su interpretación.

En ocasiones encontraremos áreas en donde no existen reflectores, a lo cual se le denomina como configuración sin reflexión “reflection-free” (RF), y en realidad se trata de cuerpos homogéneos, altamente distorsionados, unidades geológicas con un echado muy alto, o falta de información sísmica por diversos problemas, incluyendo fuera de la resolución del método sísmico. Este tipo de configuraciones requieren de atención especial, ya que no tienen una interpretación uniforme.

Con el objeto de tener un mayor control y/o detalle de nuestros cuerpos rocosos, las configuraciones principales, pueden ser utilizadas unidas a modificadores de las mismas, lo cual nos ayudará en nuestro análisis. Al determinar estos modificadores por sus siglas, siempre deben de ir entre paréntesis y con minúsculas. Los principales modificadores son:

Iguales “even” (e)Ondulantes “wavy” (w)Regulares (r)Irregulares (i)Uniformes (u)Variables (v)Hummocky (h)Lenticular (l)Cortados “disrupted” (d)Contorsionados (c)

IV.C) Geometría externa de las secuencias.

La geometría externa de las secuencias estratigráficas se refiere al arreglo tridimensional que guarda el paquete analizado y nos aporta información sobre el ambiente general del depósito, la fuente de suministro del sedimento y las características geológicas del área. Los principales tipos de geometrías externas son:

Tabular (“Sheet”)Cubierta (“Sheet drape”)Cuña (“Wedge”)BancoLenteMontículoRelleno

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IV.D) Mapeo de facies sísmicas.

Con el objeto de poder mostrar en forma gráfica las características y distribución de nuestras facies sísmicas, se realizan mapas de facies sísmicas del cuerpo rocoso analizado, en donde se sigue, de manera general, un código para ilustrar las características de cada facies sísmica (indicando los parámetros de terminaciones superior e inferior de la secuencia, la geometría interna, la amplitud y la continuidad, como mínimo), el cual esta representado por la siguiente fórmula:

A - BC

AmplitudContinuidad

A = Terminaciones del límite superior de la secuenciaB = Terminaciones del límite inferior de la secuencia

Muestra la dirección de OnlapMuestra la dirección de Downlap

C = Configuración interna de los reflectores (puede ser divido en superior e inferior, de ser necesario, y los términos modificadores se colocan entre paréntesis)

Amplitud (puede ser dividido en superior e inferior, de ser necesario)Continuidad (puede ser dividido en superior e inferior, de ser necesario)

IV.E) Interpretación de facies sísmicas.

El espectro completo de ambientes de depósito, desde abanicos aluviales hasta planicies abisales y desde depósitos de supramarea hasta evaporitas de aguas profundas, puede estar representado en la información sísmica. La habilidad para reconocer e interpretar cada una de estas condiciones de depósito, está en función de los conocimientos del intérprete acerca de los diferentes tipos de ambientes sedimentarios, de los diferentes procesos que operan en estos ambientes y de las posibles asociaciones de facies de los mismos. Mientras más conocimientos tenga el intérprete, mejores posibilidades tendrá de generar hipótesis y modelos con la información observada. Si bien esto es cierto para cualquier tipo de estudio, se vuelve crítico en la interpretación de la información sísmica, ya que se trata de información indirecta, por lo que las diferentes características presentes en la información sísmica, aún cuando son la respuesta del arreglo y distribución de los cuerpos rocosos en el subsuelo, son susceptible de tener diferentes interpretaciones, según el grado de conocimiento del intérprete del fenómeno observado. No existe una característica única que nos proporcione una guía única para la interpretación de la facies individuales. A continuación se presentan una serie de tablas comparativas (archivo Tema4Facies en Word) de diferentes ambientes sedimentarios y las propiedades sísmicas más comunes en los mismos. Estas tablas deben de ser usadas como un punto de partida para el análisis de las

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diferentes facies sísmicas, pero de ninguna manera intentan ser un código de interpretación, por lo que el intérprete debe de usarlas como guía de análisis y añadir los conceptos que crea convenientes, primordialmente en aquellas condiciones en que mayor conocimiento genere en un área determinada, desde el análisis de la cuenca bajo estudio, hasta el análisis de cacterización de yacimientos.

En forma general podemos decir que existen cuatro tipos de configuraciones de reflectores básicos que son comunes reconocidas como punto de partida para la interpretación de facies sísmicas, y que cada una de estas configuraciones puede representar condiciones de depósito en diferentes ambientes sedimentarios. Estas configuraciones básicas son.

Tipo de configuración Principales ambientes asociados

Paralela y divergente - Plataforma- Deltas de plataforma (frente deltaico y planicie

deltaica)- Planicie aluvial o porciones distales de fan deltas- Planicies abisles- Porciones distales de abanicos submarinos- Depósitos evaporíticos

Clinoformas progradantes - Talud continental asociado con plataformas progradantes

- Prodelta asociados a deltas o fan-deltas- Talud inferior (porciones proximales de aprones o

abanicos submarinos)- Contouritas- Abanicos Aluviales en sus porciones proximales- Depósitos eólicos (raros)

Monticular y cubiertas (“draped”) - Arrecifes y bancos de plataforma- Cañones submarinos y talud inferior (turbiditas

proximales y depósitos de deslizamiento)- Contouritas- Abanicos aluviales y fan deltas- Depósitos eólicos- Depósitos evaporíticos- Sedimentos hemipelágicos (cuenca proximal y base de

talud)

Onlap y relleno - Facies costera (parálicas)- Talud continental- Depósitos de relleno de cañones submarinos y cuencas aisladas- Depósitos de aguas profundas en cuencas estructuralmente activas

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TEMA V.- CAMBIOS RELATIVOS DEL NIVEL DEL MAR.

V.A) Controles y ciclos de carácter global.En primer lugar es necesario diferenciar entre dos conceptos similares, y en algunos

casos relacionados entre sí, que en forma errónea han sido confundidos como sinónimos, los cuales son cambios relativos del nivel del mar y cambios eustáticos del nivel del mar.

Un cambio eustático del nivel del mar esta referido a los cambios relativos del nivel del mar, relacionados a cambios a nivel global.

Un cambio relativo del nivel del mar se define como la aparente elevación o caída del nivel del mar con respecto a un punto de la superficie terrestre.

Los cambios relativos del nivel del mar están controlados por diferentes factores o eventos, que cubren aspectos desde carácter local hasta aspectos de carácter global, por lo que el tiempo involucrado en cada uno de estos eventos puede variar en forma considerable. De cualquier manera, estos cambios suelen presentarse en forma cíclica y, lógicamente, pueden estar influenciados por uno o varios factores, entre los que sobresalen:

a.- Glaciaciones:- Producen disminución en el volumen de agua presente en los océanos (efecto de congelación o “Ice House”), por lo que existirá un descenso relativo del nivel del mar. Durante los períodos interglaciales existe un mayor volumen relativo de agua en los oacéanos, por lo que aumentarán los niveles de los mismos (efecto de invernadero o “Green House”).

a.1.- Cambios climáticosa.2.- Cambios en el aporte de sedimentos

b.- Tectónicos:- Cambios isostáticos y por movimientos de placas que pueden ser globales o locales

b.1.- Apertura de dorsales oceánicas.- Los cambios en el nivel nel mar se encuentran directamente ligados a las velocidades de desplazamientos relativos de las placas.

b.2.- Subsidencia.- La subsidencia controla la posición relativa del nivel del mar en un área determinada, por lo que la presencia o ausencia de este tipo de eventos son críticos en los cambios relativos del nivel del mar.

Subsidencia positiva: TectónicaIsostática o térmica

Subsidencia negativa: Levantamiento

c.- Locales:- Aquellos eventos que se presentan en un área restringida como: cambios en la posición del sistema de aporte, cambios en la posición de lóbulos de sedimentación, etc.

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V.B) Modelos fundamentales de cambios eustáticos del nivel del mar (Vail, Galloway, otros modelos).

Existen tres modelos principales de secuencias estratigráficas que han sido propuestos para sistemas siliciclásticos en donde el aporte principal es a través de sistemas fluviales, para cuencas tectónicamente simples. Estos modelos son el modelo de Vail y colaboradores (1977), en el cual se enfatiza la secuencia depositacional, el de Galloway (1989), basada en el modelo de Episodio Depositacional de Frazier (1974), en el que se enfatiza la secuencia estratigráfica genética y el de Embry (1990), en el cual se enfatizan las secuencias transgresivas-regresivas.

V.B.1. Modelo de Vail y colaboradores (1977)

A este modelo se le denomina como el Modelo EXXON, debido a que fue creado en esta compañía por Vail, et al. (1977) esta basado en el reconocimiento de superficies principales (Superficies tipo 1, tipo 2, transgresivas y “downlap”) dentro de una secuencia, en donde los límites de las secuencias, denominadas como secuencias depositacionales, son discordancias erosionales y sus correlativas concordancias (superficies tipo 1), producidas durante un descenso del nivel del mar, en donde se deja al descubierto toda o buena parte de la antigua plataforma. Esto conlleva a que la secuencia depositacional comprenda el lapso de tiempo comprendido entre dos descensos principales del nivel del mar (“lowstand” a “lowstand”)

V.B.2. Modelo de Galloway (1989)

Este modelo esta basado en el reconocimiento de superficies principales (Superficies tipo 1, tipo 2, transgresivas y “downlap”) dentro de una secuencia, en donde los límites de las secuencias, denominadas como secuencias estratigráficas genéticas, son las superficies de “downlap” principales (superficie de máxima inundación y cima de la secuencia condensada), por lo que esta secuencia comprende los depósitos formados durante dos ascensos principales del nivel del mar (“highstand” a “highstand”). Los modelos de Vail y de Galloway están defasados 180° uno de otro.

Fortalezas del Modelo de Galloway (1989)

1.- En general es más fácil de reconocer la superficie de máxima inundación (mfs)2.- La mfs estará relacionada con secciones condensadas (CS), por lo que son relativamente fáciles de correlacionar uitilizando paleontología y registros3.- La TS y superficies de inundación marina marcan cambios en la sedimentación y son fáciles de reconocer.4.- La mfs es relativamente fácil de reconocer en condiciones no-marinas

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5.- El mayor cambio de distribución paleogeográfica, sistemas de depósito y depocentros, ocurre con las mfs’s

Fortalezas del Modelo de Vail, et al. (1977)

1.- Límite de secuencias discordante y correlativa concordancia son superficies ampliamente distribuidas y sincrónicas a nivel global. Han sido consideradas como superficies de tiempo.2.- Límites independientes de tasa de aporte de sedimentos (transgresión y regresión controlado por aporte).3.- Concepto de traslape costero. Límites de secuencias tienen importante erosión y traslape costero (durante transgresiones, existe poco o ningún depósito, más de una superficie transgresiva, por lo que es fácil de correlacionarlas mal si no se tiene un buen control)4.- Consistencia en el desarrollo de systems tracts asociados a límites de secuencias5.- Cambio crítico en la sedimentación en los límites de secuencias, con cambio en facies sedimentarias y cambio hacia cuenca de los depósitos.6.- Resalta la covalencia de facies y límites.

Deficiencias del modelo de Vail

1.- Resolución bioestratigráfica2.- Resolución cronoestratigráfica3.- Curvas para cuencas diferentes (en algunos lugares pueden estar predispuestas)4.- Causas de eustacismo durante épocas de no glaciación5.- Crítica de onlap6.- Tectonismo vs Eustacismo

Modelo de Embry (1990) o Modelo de Ciclos Transgresivos y Regresivos

Embry propone este modelo con base en estudios superficiales y de subsuelo de sedimentos siliciclásticos marinos someros de rampas, por lo que propone que debido a que en el marco general, el arreglo estratigráfico muestra preferentemente regresiones y transgresiones, estos deben de ser los cuerpos principales que debe comprender una secuencia, a las que denomina como secuencias T-R, en donde los límites estan dados por la Superficie Transgresiva y su correspondiente discordancia, arriba y debajo de la secuencia

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TEMA VI.- “SYSTEMS TRACTS”.

VI.A) Definición.

No existe una traducción al español que haya sido validada aún. “Systems” se refiere a los sistemas depositacionales, y la traducción de “tract” sería también sistema (ej. “Digestive Tract” es Sistema Digestivo), por lo que su traducción debería de ser sistema de sistemas depositacionales. Por estas razones aquí se adoptará el término de Sistema, aún cuando se está consciente que no debe de ser la traducción real.

Los conceptos que se tratarán en el presente tema, están basados en el modelo propuesto por Vail (1977). Lógicamente, para ser utilizados en cualquier otro tipo de modelos es necesario hacer ciertas modificaciones, principalmente en los tipos de límites de las secuencias. Es preciso recordar que éste modelo ha sido propuesto para márgenes pasivas con plataformas con cambio topográfico abrupto, por lo que es de esperarse que existan ciertos cambios, según las condiciones propias de la cuenca. La utilidad principal del modelo es la predicción de paquetes estratigráficos lateral y verticalmente; pero ES UN MODELO Y COMO TAL NO DEBE DE TOMARSE DE FORMA DOGMÁTICA.

Se definió originalmente como el conjunto de sistemas depositacionales contemporáneos en un intervalo de tiempo. Esto significa que un “systems tract” está constituido por todos aquellos depósitos que existieron e interactuaron en un momento dado del tiempo geológico. Posteriormente Vail (1987) y VanWagoner, et al. (1988) modificaron el concepto original denominándolo como todos aquellos sedimentos que fueron depositados dentro de una cierta posición relativa del nivel del mar. El término se utiliza para designar tres subdivisiones dentro de cada secuencia depositacional que son: Sistemas de Nivel Bajo (“Lowstand Systems Tracts”), Sistemas Transgresivos (Transgressive Systems Tracts”), y Sistemas de Nivel Alto (“Highstand Systems Tracts”) para secuencias con límite inferior tipo 1. En los primeros trabajos se postuló que para secuencias en donde el límite inferior consiste de una superficie tipo 2, en donde el nivel del mar no desciende por debajo del límite de la plataforma, no existe Sistema de Nivel Bajo, y el Sistema Transgresivo es cambiado por lo que se denominó como el Sistema Transgresivo de Margen de Plataforma o Cuña de Margen de Plataforma (“Shelf-margin Systems Tract” o “Shelf-margin Wedge Systems Tracts”).

Actualmente no se reconocen como válidas las superficies tipo 2, como límites de secuencias (ya que se trata de un descenso del nivel del mar de orden inferior), por lo que tampoco se utiliza la terminología de “systems tracts” asociada a él, sin embargo, en las presentes notas se tratan estas secuencias tipo 2 como originalmente fueron definidas, con el objeto de conocer la terminología que en algún tiempo fue utilizada.

En general podemos definir un “Systems Tract” como la combinación de todos aquellos lugares donde ocurre el depósito de sedimentos en un instante del tiempo geológico.VI.B) Sistemas de Nivel Bajo del Mar (“Lowstand Systems Tracts”) (LST).

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VI.B.1.- Características generales

El Sistema de Nivel Bajo (LST) sobreyace a una superficie tipo 1, la cual representa el límite de secuencias. Es el primer “systems tract” depositado en una secuencia depositacional tipo 1, después de efectuarse el descenso relativo del nivel del mar y de haberse desarrollado el límite de secuencia. El LST no se presenta en secuencias tipo 2. El LST esta constituido de dos partes fundamentales que son:

- Abanicos de fondo marino (bff o lsf) (“basin floor fan”)- Cuña de nivel bajo (lsw) (“lowstand wedge”)

La cuña de nivel bajo a su vez se puede subdividir en:- Abanicos de talud (sf, clc, cls) (“slope fan”, “channel-levee complex”, “channel-

levee system”), también denominado como Cuña de nivel bajo temprana (“early lowstand wedge”)

- Complejo progradacional (pgc o pc) (“prograding complex”), también denominado como Cuña de nivel bajo tardía (“late lowstand wedge”)

El establecimiento de estos componentes del LST esta basado en el reconocimiento de las superficies de traslape inferior que separan a cada uno de ellos, por lo que resulta más fácil realizarlo en sísmica que en afloramientos o registros. Cabe resaltar que según las condiciones de la cuenca, y el punto o área de observación, no todos los componentes del LST deberán de estar forzosamente presentes.

VI.B.2.- Abanicos de fondo marino (bff o lsf) (“basin floor fan”)

Los abanicos de fondo marino o abanicos de piso marino (bff o lsf) estan caracterizados por depósitos de abanicos submarinos y sistemas turbidíticos en el talud inferior o la planicie de la cuenca. En sistemas siliciclásticos, el sedimento sobrepasa la plataforma y el talud superior, a través de los valles de incisión y cañones, para ser depositado en la base del talud y la planicie de la cuenca.

La base del bff, la cual coincide con la base del LST, es una superficie tipo 1 (y por lo tanto, el límite de secuencia depositacional), presenta downlap y en ocasiones onlap sobre el límite de secuencias. La cima del bff es una superficie en donde la cuña de nivel bajo downlap al bff. Los depósitos de bff, la formación de cañones submarinos y la erosión y formación de los valles de incisión, se ha interpretado que son formados durante un descenso relativo del nivel del mar.

Los bff no son comunes en sistemas puramente carbonatados, y han sido documentados en pocas áreas (Jacquin, et al., 1991, Learly y Feeley, 1991). De manera más común, en sistemas carbonatados, la parte inicial del LST consiste de sedimentos siliciclásticos que sobrepasan la plataforma o por grandes aprones carbonatados compuestos por flujos de escombros.

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Sísmicamente los bff normalmente consisten de una a tres reflecciones paralelas a subparalelas que se adelgazan y downlap en forma lateral. Están comúnmente asociados a anomalías de amplitud. Los bff son aéreamente restringidos y generalmente estan constituidos de la porción rica en arenas del LST.

La respuesta en registros de pozos es comúnmente en forma de caja, pudiendo tener espesores de 1.5 a 15 m, pudiendo ser excelentes rocas almacenadoras, con una gran variabilidad interna en arreglos y procesos sedimentarios.

Bioestratigráficamente los bff normalmente carecen de fósiles (“barren”). Ocasionalmente se encuentran organismos retrabajados. Los picos de abundancia local, se desarrollan en la base (asociado a secciones condensadas de la secuencia inferior) y en la cima (asociado a la cuña de nivel bajo o a la sección condensada de la misma secuencia).

VI.B.3.- Cuña de Nivel Bajo (lsw) (“lowstand wedge”)

VI.B.3.a.- Abanicos de Talud (sf, clc, cls) (“slope fan”, “channel-levee complex, channel-levee system)

Los abanicos de talud (sf) estan caracterizados por depósitos turbidíticos y de flujo de escombros en la base del talud. Reciben otros nombres como son: complejo de canal y niveles naturales (clc) (“channel-levee complex”), sistema de complejo de canal y niveles naturales (cls) (“channel-levee system”), o cuña temprana de nivel bajo (elsw) (“early lowstand wedge”).

Los depósitos de los abanicos de talud pueden desarrollarse al mismo tiempo que el abanico de fondo o en lugar de éste, en la etapa temprana de la cuña de nivel bajo.

La base de los abanicos de talud esta dada por onlap y downlap sobre el límite de secuencias o downlap sobre el abanico de piso. La cima de los abanicos de talud es una superficie de downlap en las porciones media y superior de la cuña de nivel bajo y concordante en las porciones inferiores de la misma. Estos abanicos estan constituidos por un gran número de estructuras y procesos. Las estructuras más comunes son sistemas de canales y niveles naturales (“channel-levee systems”) en depósitos siliciclásticos. En sistemas carbonatados, el abanico de talud esta caracterizado por un mayor desarrollo de aprones y facies afines. Otras facies sedimentarias que se incluyen como parte del abanico de talud son flujos de escombros, deslizamientos y depósitos de desborde (“overbank deposits”). Dentro de una misma secuencia, los abanicos de talud pueden tener espesores variables de 15 a 100 m.

Sísmicamente son sumamente variables, alternado entre reflecciones subparalelas, convergentes, monticulares, hummocky y caóticas. Las estructuras de canales y niveles naturales pueden presentar geometrías de “alas de avión” o “alas de gaviota” en secciones transversales al flujo. Los deslizamientos generalmente presentan facies hummocky,

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monticulares o caóticas. Los sedimentos de desborde y hemipelágicos presentan configuraciones paralelas a subparalelas, en ocasiones ligeramente convergentes. En cuencas no confinadas, los sistemas de niveles y canales naturales generalmente presentan grandes desarrollos, en ocasiones mayores al abanico de piso.

En los cls se presentan normalmente tanto canales erosionales como depositacionales. En canales erosionales, generalmente se presentan areniscas potencialmente almacenadoras como relleno de los mismos; o en los depósitos de desborde; pero los rellenos de canales erosionales pueden estar constituidos por una gran variedad de sedimentos (aún arcillosos), por lo que deben de ser analizados con detalle. Los canales depositacionales, generalmente están asociados a sistemas ricos en lodos o de mezcla lodo/arena, por lo que las arenas potencialmente almacenadoras se encuentran en los depósitos de desborde donde individualmente forman estratos de 2 a 10 cm de espesor, pero el espesor completo del paquete en el que se encuentran incluido puede constituir excelentes yacimientos.

En sistemas carbonatados se presentan como flujos de escombros asociados a aprones y facies relacionadas, siendo altamente productores de hidrocarburos, pero han sido menos estudiados que en sistemas siliciclásticos.

VI.B.3.b.- Complejo progradacional (pgc o pc) (“prograding complex”), o Cuña de nivel bajo tardía (“late lowstand wedge”)

El complejo progradacional (pgc o pc) también se le ha denominado como cuña progradacional o cuña de nivel bajo tardía (lls) (“late lowstand wedge). Sobreyace al abanico de talud (en la parte inferior del talud) o al abanico de piso (en las porciones más distales). Esta caracterizado por geometrías progradacionales en la región del talud y la plataforma externa, y puede llegar a formar parte de los depósitos de relleno del valle de incisión, en sus porciones más externas. El pc refleja las condiciones progradacionales costeras o deltaicas, en sistemas siliciclásticos, y la progradación de márgenes de banco carbonatado en sistemas carbonatados. Las reflecciones de la base del pc comúnmente muestran onlap sobre el límite de secuencias y downlap sobre los abanicos de talud o de piso. La cima está representada por la superficie transgresiva (ts). El complejo progradacional no es sincrónico con los depósitos de abanico de fondo marino. El general, el pc es más común en sistemas siliciclásticos que en sistemas carbonatados.

Sísmicamente consiste de clinoformas progradantes (oblicuas, sigmoidales y complejo oblicuo-sigmoidal). Los patrones son similares a los patrones progradacionales del HST.

En las porciones progradacionales, los patrones de los registros de pozos muestran una clara tendencia granocreciente (“coarsening upward sequences”), reflejando la sedimentación de talud a marino somero, marino marginal a fluvial, en sistemas siliciclásticos, y la progradación de bancos de margen de plataforma o depósitos someros en sistema carbonatados. Cuando se presentan como rellenos de valles de incisión los patrones son granodecrecientes como resultado de la retrogradación de los sistemas fluviales al elevarse el nivel del mar. Un gran número de yacimientos de hidrocarburos en

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depósitos siliciclásticos han sido determinados en el complejo progradacional, asociados principalmente a depósitos deltaicos, costeros y valles de incisión. En forma menos común se pueden desarrollar depósitos potencialmente almacenadores en lo que se ha denominado como turbiditas en tejado (“shingled turbidites”), asociadas a las porciones basales de deltas de borde de plataforma. En general, el pc es más común en sistemas siliciclásticos, aún cuando en la literatura se han documentado algunos pc bien desarrollados en sistemas carbonatados.

La información bioestratigráfica en el complejo progradacional es escasa, lo cual refleja el incremento en las tasas de sedimentación. Pueden existir condiciones de mayor abundancia fosilífera, asociadas a la superficie de downlap, lo cual indica una sección condensada poco desarrollada, y dentro de las clinoformas como producto de episodios de avulsión de sedimento.

VI.B.4. Sistemas deltaicos asociados a LST

Durante estadíos bajos del nivel del mar, se incrementan los gradientes dando lugar a profundización de los sistemas fluviales, los cuales cortan sobre las antiguas planicies costeras y zonas marinas litorales, dando lugar al transporte de sedimentos gruesos hacia la margen continental y el consecuente desarrollo de deltas de margen de plataforma (cuñas de plataforma de nivel bajo) (“shelf-perched lowstand wedges”), dando lugar a clinoformas de alto ángulo.

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VI.C) Sistemas Transgresivos (“Transgressive Systems Tracts”) (TST).

VI.C.1.- Características generales

Los sistemas transgresivos (TST) (“transgressive systems tracts) son el sistema intermedio tanto de secuencias tipo 1, como de secuencias tipo 2 (en cuyo caso se les denomina como Sistema de Margen de Plataforma, y el cual será tratado por separado, ya que actualmente no es reconocido como válido para secuencias de tercer orden). El TST está caracterizado por uno o más paquetes o conjuntos de parasecuencias retrogradacionales, las cuales presentan onlap sobre el límite de secuencias (discordancia), hacia las zonas emergidas, y downlap sobre la superficie transgresiva (ts), hacia la cuenca. La base del TST es la superficie transgresiva (ts), y la cima es la superficie de máxima inundación (mfs) y su continuación en la cima de la sección condensada. En algunos casos puede presentarse la superficie de truncación aparente como límite superior del TST.

En sistemas siliciclásticos, el TST normalmente consiste de una sola reflección o un intervalo muy delgado de reflecciones paralelas a subparalelas. La manera más fácil de identificar el TST en sísmica, es ubicar el paquete que se encuentra por debajo de la superficie de downlap de los depósitos progradantes superiores correspondientes al sistema de nivel alto (HST) (“highstand systems tract”). En sistemas siliciclásticos existen pocos ejemplos publicados con TST relativamente gruesos, y éstos se presentan con altas tasas de subsidencia y aporte de sedimentos durante el ascenso relativo del nivel del mar.

En sistemas carbonatados el TST presenta espesores considerablemente más gruesos que en sistemas siliciclásticos. Este cambio en los espesores es debido a que los depósitos carbonatados tienen la facilidad de crecer verticalmente (agradación) durante un ascenso relativo del nivel del mar (“keep up”). Un gran número de excelentes yacimientos de hidrocarburos a nivel mundial, se encuentran asociados a crecimientos carbonatados desarrollados durante el TST. Característicamente, las parasecuencias carbonatadas muestran un aumento en los espesores individuales de cada parasecuencia durante todo el TST.

Los TST se caracterizan por presentar paquetes o parasecuencias que tienden a ser granodecrecientes (finas hacia la cima) con arreglos retrogradacionales (“backstepping”). Los TST consisten normalmente de varios episodios de transgresión, los cuales forman parasecuencias que estan limitadas por superficies de inundación marina. En sistemas carbonatados, el TST puede consistir de potentes espesores de facies someras hacia la cima, donde los crecimientos carbonatados pueden mantener su batimetría durante el ascenso relativo del nivel del mar (“keep up”). En sistemas marinos profundos el TST consiste principalmente de sedimentos finos de baja energía (lutitas, margas, etc.) y sedimentos químicos en las porciones más alejadas (fosforitas, glauconita, etc.).

Durante el TST, la plataforma es invadida como resultado del ascenso relativo del nivel del mar, y el mayor volumen de sedimentos es depositado sobre ella, disminuyendo paulatinamente la cantidad de sedimentos hacia la plataforma externa, el talud y la cuenca, provocando que en éstas áreas se desarrollen secciones condensadas (CS). Estas

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condiciones de baja tasa de sedimentación en la plataforma externa, talud y cuenca inician durante el TST y finalizan durante el HST, por lo que en forma estricta, las secciones condensadas contienen depósitos tanto del TST como del HST, siendo lógicamente más desarrollado el TST. Si se realiza un análisis sumamente detallado, tanto bioestratigráfico como sedimentológico, es factible el separar ambos sistemas dentro de la sección condensada, ya que se observará un cambio tanto en la abundancia y diversidad de organismos, como un cambio en el aporte de sedimentos. Estos cambios serán más evidentes en zonas cercanas a la plataforma externa y talud superior, y serán menos evidentes, hasta prácticamente desaparecer hacia cuenca, por lo que este tipo de análisis solamente es factible desarrollarlos a cierta escala de observación. En información sísmica, la separación de ambos sistemas dentro de las secciones condensadas, está fuera de la resolución del método, por lo que la mayoría de los autores consideran a las secciones condensadas como parte del TST.

Bioestratigráficamente el TST presenta altas concentraciones de organismos, y normalmente se encuentran asociados a él las zonas de mayor abundancia, ya sea representando superficies de inundación marina o la superficie de máxima inundación y sección condensada, donde tanto la abundancia como la diversidad son sumamente altas.

VI.C.2.- Sistemas Siliciclásticos asociados al TST

VI.C.2.a.- Sistemas deltaicos.-Durante estadíos bajos del nivel del mar, se pueden desarrollar deltas de margen de

plataforma (cuñas de plataforma de nivel bajo) (“shelf-perched lowstand wedges”). Cuando el nivel del mar se eleva, la transgresión en el frente deltaico produce una serie de secuencias transgresivas de dimensiones variables. Al continuar el ascenso del nivel del mar, primero se tendrá el relleno de los valles de incisión donde las corrientes de marea prevalecen sobre cualquier otro régimen hidráulico, y después se tendrá la inundación de la planicie costera. En estas condiciones el aumento en el tirante de agua puede provocar el desarrollo de parasecuencias progradacionales, donde las características de las mismas dependerán del tipo de delta que se este desarrollando predominando los de carácter destruccional. Las sucesivas elevaciones relativas del nivel del mar determinaran si las parasecuencias sucesivas desarrollen progradación, agradación o retrogradación.

H S T

Sección condensada

T S T

mfs

Plataforma Cuenca

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VI.C.2.b.- Sistemas costeros.-Al presentarse un ascenso relativo del nivel del mar, el cual excede el volumen de

sedimentos disponible, da lugar a un incremento en el espacio de acomodo y una consecuente migración de la línea de costa hacia tierra adentro. El arreglo de facies de una sucesión transgresiva está altamente condicionada al aporte de sedimentos y a la topografía de la planicie costera, y debemos de tomar en cuenta que la propia transgresión puede provocar erosión produciendo una superficie de ravinement con sus respectivos depósitos de rezago.

La sucesión vertical de facies típica en condiciones transgresivas estará constituida por depósitos continentales o someros en su base, que verticalmente cambian a depósitos cada vez más profundos (por ejemplo paludal supramarea intermarea submarea plataforma). Las secuencias verticales transgresivas característicamente presentan: 1) Sucesiones de facies delgadas e incompletas, en las que la posición de la línea de costa es preservada como un diastema erosional marino, asociado a la superficie de ravinement; 2) Preservación preferencial de facies depositadas hacia tierra adentro de la línea de costa y rellenando canales de marea; 3) Aislamiento en forma lenticular de facies, dentro de facies lodosas; 4) Abundancia de concentraciones de bioclastos y depósitos de rezago y superficies erosionales menores, y 5) Evidencias de incremento en la influencia de las mareas.

VI.C.2.c.- Sistemas de Estuario e Isla de Barrera.-Los rellenos de valles de incisión generalmente están constituidos por sistemas de

estuarios e islas de barrera, los cuales son formados por secuencias alocíclicas durante toda la etapa transgresiva. El reconocimiento de estos depósitos y sus límites (superficies de ravinement, superficies de máxima inundación, etc.) son esenciales para la interpretación estratigráfica. Los sistemas de islas de barrera normalmente forman buena parte de los depósitos costeros del TST.

Las playas, islas de barrera y estuarios retroceden hacia tierra en respuesta a elevaciones relativas del nivel del mar, subsidencia o reducción en el aporte de sedimentos. La mayoría de los sistemas de isla de barrera recientes se encuentran bajo estas condiciones, debido a la transgresión holocénica. Una sucesión idealizada de facies transgresivas se verá altamente modificada y atenuada en respuesta a los cambios relativos del nivel del mar. Esto es evidente si tomamos en cuenta que existen dos mecanismos principales para llevar a cabo una transgresión: 1) retroceso gradual de la línea de costa y 2) ahogamiento y defasamiento de facies.

El mecanismo transgresivo de retroceso gradual de la línea de costa ha sido ampliamente estudiado en la costa atlántica de Estados Unidos, en donde el sedimento es erosionado de la parte alta de submarea y transportado mar adentro o a lagunas marginales y estuarios por corrientes de tormenta; en el primer caso como depósitos de tormenta en la plataforma, y el segundo como depósitos de sobrepaso. Al moverse la zona superior de submarea hacia

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tierra durante una transgresión continua, erosiona el sistema de isla de barrera produciendo una superficie erosional plana (superficie de ravinement), sobre la cual son depositados los nuevos sedimentos de submarea inferior y plataforma interna. Este modelo predice que el espesor de la sucesión de facies transgresivas dependerá de la relación de elevación relativa del nivel del mar. Si la relación de ascenso del nivel del mar es lenta comparada con la relación de erosión, prácticamente todo el sistema de isla de barrera será destruido. La única evidencia será un cuerpo delgado de facies lagunares, de canal de mareas y de sobrepaso descansando discordantemente sobre depósitos pre-existentes. Este cuerpo delgado es truncado por la superficie de ravinement, la cual a su vez es sobreyacida por depósitos de tormenta de plataforma en una sucesión vertical fina hacia la cima.

Bajo condiciones de retroceso erosional continuo pero lento, pueden ser preservados ciertos elementos del sistema de depósito transgresivo, pero estos estarán referidos a sistemas de estuarios y no de islas de barrera.

El mecanismo de sistemas transgresivos de ahogamiento sin desplazamiento de facies ha sido propuesto como un mecanismo alternativo para la preservación de los sistemas de islas de barrera. En este caso se sugiere que la barrera permanece en el mismo lugar al elevarse el nivel mar hasta que la zona de oleaje alcanza la parte alta de la barrera. Al continuar el ascenso la zona de oleaje sobrepasa la barrera y una nueva barra arenosa es formada en la parte interna de la laguna o estuario. El antiguo sistema de barrera es ahogado en su lugar original y las facies sedimentarias son desfasadas tierra adentro dando lugar a un sistema retrógrado. Este modelo predice sucesiones estratigráficas con alto potencial de preservación, aunado a un ascenso del nivel del mar relativamente rápido, por lo que no existe erosión de la secuencia transgresiva, o ésta erosión es mínima.

VI.C.2.d.- Sistemas de Plataforma Siliciclástica.-Se presentan cuando el espacio de acomodo (batimetría) excede el aporte de sedimentos.

Bajo estas condiciones los paquetes sucesivos de sedimentos de plataforma son depositados

Sobrepaso de barras arenosasAvance de arenas de

submarea y/o plataforma

Erosión por corrientes de tormenta

Elevación relativa del

nivel del mar

Nueva barrera Sedimentos de submarea Barrera ahogada

NM 3NM 2NM 1

Elevación relativa del nivel del mar

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en forma retrógrada, debido a la migración de la línea de costa hacia tierra adentro, comúnmente sobreyaciendo superficies de ravinement. Cuando la energía de las corrientes de tormenta y de marea es suficientemente alta, se forman estructuras arenosas en la plataforma interna, las cuales comienzan a ser inactivas al aumentar la batimetría. Las secuencias verticales desarrolladas tienden a ser de poco espesor y mostrando claramente su carácter retrógrado (“backstepping”). Los cuerpos arenosos depositados en la plataforma interna no se encuentran conectados verticalmente, sino que están separados por facies lodosas de la plataforma externa.

VI.D) Sistemas de Margen de Plataforma (“Shelf Margin Systems Tracts”) (SMW)

El sistema de margen de plataforma (SMW) (“shelf margin systems tract”) se presenta únicamente en secuencias tipo 2, donde ocupa el lugar del TST. Su límite inferior esta marcado por downlap y onlap sobre la superficie tipo 2 y el límite superior es concordante con la mfs o la sección condensada.

Este sistema es muy similar a lo discutido anteriormente para los TST asociados a secuencias tipo 1, siendo la diferencia principal que no se encuentran depósitos de relleno de valles de incisión asociados a la base del sistema.

Debido a que el descenso del nivel del mar no sobrepasa la plataforma, la discordancia se produce únicamente en las porciones topográficamente altas y la correlativa concordancia inicia en la plataforma. Debido a ello, hacia la base del SMW predominan los depósitos costeros y de islas de barrera, estando prácticamente ausentes los depósitos de estuarios, y estableciéndose rápidamente la sedimentación de plataforma.

A B

C D

E Erosión/sobrepaso

A Plataforma progradacional B Plataforma progradacional colgadaC Plataforma agradacional D Plataforma retrogradacional

E Plataforma erosional o de sobrepaso

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VI.E) Sistemas de Nivel Alto del Mar (“Highstand Systems Tracts”) (HST).

VI.E.1.- Características generales

El sistema de nivel alto (HST) (“Highstand Systems Tract”) es el último sistema, tanto para secuencias depositacionales tipo 1 como tipo 2. Este sistema presenta comúnmente una distribución amplia sobre la plataforma y puede estar caracterizado por uno o más conjuntos de parasecuencias agradacionales seguidas por uno o más conjuntos de parasecuencias progradacionales con geometrías de clinoformas progradantes. Las parasecuencias que constituyen el HST muestran onlap sobre el límite de secuencias, hacia las zonas emergidas, y downlap sobre el TST hacia cuenca. El límite inferior del HST puede ser concordante sobre la mfs y es una superficie de downlap sobre la mfs o la secuencia condensada.

Sísmicamente su expresión es similar al complejo progradacional del LST, pero generalmente es mucho más desarrollado. Se caracteriza por reflecciones de clinoformas progradantes que reflejan las secuencias de avance del sistema. Los principales patrones progradacionales son sigmoidales, oblicuos y sigmoidal-oblicuo. Cuando el HST prograda sobre depósitos de plataforma pre-existentes, las clinoformas tienden a ser de poco espesor y con echados de bajo ángulo. En contraposición, cuando el HST prograda hacia la cuenca, en condiciones de mayor batimetría, las clinoformas comúnmente muestran mayor espesor y mayor pendiente.

La principal diferencia entre las progradaciones del HST y del LST, radica en la preservación de las reflecciones de la porción superior de las clinoformas. En el HST, las porciones superiores de las clinoformas son cada vez más delgadas hacia la parte alta del HST, debido a que hacia el final del HST inicia el descenso relativo del nivel del mar, y por lo tanto existe un menor espacio de acomodo disponible para que las porciones superiores de las clinoformas puedan ser preservadas. En el complejo progradacional del LST, las reflecciones de las porciones superiores de las clinoformas tienden a aumentar su espesor, debido a que existe una elevación relativa del nivel del mar.

Característicamente los depósitos de HST tienden a presentar secuencias regresivas, donde los depósitos pasan de marino a continental, o de profundo a somero, por lo característicamente muestran secuencias granocrecientes, tanto alocíclicas como autocíclicas. En sistemas siliciclásticos prevalecen los sistemas deltaicos como parte fundamental de HST, mientras que en sistemas carbonatados el HST esta comúnmente representado por progradaciones del límite de plataforma (arrecifales o bancos de arenas carbonatadas), que provocan un aumento en la extensión de la plataforma, donde las parasecuencias que conforman el HST muestran un decremento hacia la cima en los

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espesores individuales de cada parasecuencia, debido a la falta de espacio de acomodo, como resultado del inicio del descenso relativo del nivel del mar

VI.E.2.- Sistemas Siliciclásticos asociados al HST

VI.E.2.a.- Sistemas deltaicos.-Cuando se presenten condiciones de relativa estabilidad eustática (“stillstand”), las

tendencias de la secuencia estratigráfica serán agradacionales a progradantes, y durante estadíos de nivel alto del mar, las tendencias serán progradantes. Es precisamente durante los estadíos altos del nivel del mar, cuando se presentan los mayores desarrollos progradacionales deltaicos, por lo que presentan tanto secuencias alocíclicas como autocíclicas complejas.

Es importante el visualizar que los patrones verticales de los desarrollos deltaicos obedecen no solamente al apilamiento vertical de facies proximales y distales dentro del sistema deltaico, si no también a los posibles cambios laterales de los canales distributarios y lóbulos, por lo que parasecuencias individuales pueden reflejar estos cambios laterales y no necesariamente progradación o retrogradación del sistema. Por ello, es necesario controlar tridimensionalemente tanto las parasecuencias como las secuencias estratigráficas para interpretar condiciones de desarrollo alocíclicas o autocíclicas.

VI.E.2.b.- Sistemas costeros.-La progradación de costas no deltaicas se presenta cuando el aporte de sedimento excede

la creación de espacio de acomodo (“accommodation space”). Se presenta comúnmente cuando baja el nivel del mar, pero puede ocurrir durante condiciones estables o aún cuando el nivel del mar asciende, si la cantidad de material aportado excede la dispersión provocada por el oleaje y las mareas. La mayoría de las progradaciones costeras están asociadas a ambientes de planicies de barras paralelas de playa y submarea, así como planicies de marea regresivas y estuarios.

La secuencia de facies verticales progradacionales costeras ha sido construida a partir de perfiles de playas progradantes recientes. Esta secuencia vertical inicia con depósitos de plataforma para pasar verticalmente a depósitos de submarea, de intermarea, supramarea y finaliza con sedimentos de carácter continental o paludal. Esta típica secuencia regresiva muestra una clara tendencia a aumentar la granulometría de los sedimentos hacia la cima de la misma, estando limitada en su parte superior por sedimentos finos, los cuales pueden o no estar preservados. Se ha utilizado con muy buenos resultados la presencia de icnofacies para la delimitación de estas secuencias. Este tipo de secuencias verticales no necesariamente deben de comprender todas las facies indicadas, pudiendo faltar en la parte superior parte de la secuencia idealizada. Normalmente no presentan condiciones autocíclicas, salvo escasos casos de subsidencia diferencial de la cuenca. La repetición de secuencias litorales progradantes esta regida por cambios eustáticos del nivel del mar de orden superior.

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Las zonas costeras progradacionales tienden a ser de forma linear a lobular, más que con entrantes de bahías y estuarios. Al ascender el nivel del mar, las bahías y estuarios son azolvados, por lo tanto, no suelen existir estuarios de HST, ya que los sedimentos son acarreados directamente a la línea de costa y a la plataforma. Esto nos lleva a asegurar que las secuencias de línea de costa presentes en un sistema de nivel alto están constituidos por deltas, planicies de barras paralela, incluyendo submarea y playa, o por planicies de marea de mar abierto, todos ellos pasando hacia mar adentro a plataformas regresivas.

En situaciones donde existe un cierto balance entre el aporte de sedimento y el cambio relativo del nivel del mar, las facies de línea de costa pueden ocupar un lugar geográfico relativamente fijo, lo que dará lugar a una agradación vertical.

Es frecuente la presencia de secuencias de planicies de mareas amalgamadas verticalmente. Frecuentemente este tipo de secuencias presentan evidencias de cambios en las frecuencias de retrabajo e inundación por mareas, así como progradación intermitente, predominando el estilo agradacional. Algunas de estas secuencias amalgamadas han sido interpretadas como depósitos gruesos de macromareas, pero si tomamos en cuenta la amalgamación, pudiese tratarse de condiciones de menor rango de mareas.

VI.E.2.c.- Sistemas de plataforma.-Los sistemas de plataforma son relativamente simples y amplios cuerpos sedimentarios

tabulares que internamente presentan una gran variedad de arreglos estratigráficos. Estos arreglos internos están determinados por el balance existente entre el aporte de sedimento, y el espacio de acomodamiento presente sobre la plataforma, el cual es la suma entre la subsidencia de la cuenca, los cambios eustáticos del nivel del mar y la cantidad de material que es sobrepasado al talud. Las plataformas post-transgresivas y las plataformas lodosas tienden a ser amplias y de poco relieve, casi planas. Las rampas de alta pendiente son características de plataformas arenosas de alta energía. Ambos tipos de plataformas pueden ser progradacionales, agradacionales o transgresivas, o bien pueden presentar superficies erosionales o de sobrepaso de sedimentación.

VI.E.2.c.1.- Plataformas progradacionalesEste tipo de plataformas reflejan tanto la agradación como el sobrepaso del límite de la

plataforma. El aporte de sedimento excede el espacio de acomodo, por lo que los depósitos migran mar adentro, desarrollándose preferentemente durante estadios altos del nivel del mar. En el caso de plataformas progradacionales colgadas, la plataforma se desarrolla a través de una topografía sumamente abrupta, lo que refleja el cambio en las variables pasando de un régimen dominado por acomodo a un régimen dominado por aporte de sedimentos. Las plataformas siliciclásticas progradacionales tienden a desarrollarse más frecuentemente en condiciones de HST.

VI.E.2.c.2.- Plataformas agradacionalesEn este caso la plataforma muestra un balance entre el aporte de sedimentos y los

cambios eustáticos del nivel del mar, pudiendo dar lugar a secuencias de gran espesor. La sucesión vertical puede consistir de paquetes cíclicos de depósito, comúnmente formada por secuencias individuales con tendencia a ser gruesas hacia la cima, o pueden ser

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homogéneas a heterolíticas. Las plataformas agradacionales se presentan tanto en TST como en HST.

VI.G) Análisis de “Systems Tracts” en sísmica.

En los incisos anteriores se han establecido las características fundamentales de cada uno de los “systems tracts”, así como sus límites. El análisis de estos “systems tracts” en información sísmica esta basado en el reconocimiento de las superficies principales que los delimitan, aún cuando en algunas ocasiones esta tarea no sea fácil. Una vez que los sistemas y sus respectivas superficies han sido delimitados, el siguiente paso a seguir en el análisis es el elaborar el mapeo de las facies sísmicas, al menos por cada “systems tract” identificado. Partiendo del hecho de cada “systems tracts” corresponde a todos aquellos depósitos que fueron acumulados en un mismo intervalo de tiempo, estaremos en la posibilidad de poder asociar en forma vertical y lateral, facies sedimentarias sincrónicas. Debido a la escala de observación de la información sísmica, probablemente no sea factible el detallar más nuestro análisis, principalmente si no se cuenta con información de afloramientos o pozos.

Como se ha repetido constantemente, lo más conveniente sería el combinar la información sísmica con información de pozos o afloramientos. De no poder contar con éste último tipo de información, el análisis únicamente se puede realizar a partir de las facies sísmicas identificadas, proponiendo a partir de ellas las facies sedimentarias correspondientes y elaborando finalmente el modelo geológico en cuestión. Cuando el análisis se realiza a partir únicamente de información sísmica, el intérprete debe de estar consciente de las limitaciones que su interpretación pueda tener, y por consiguiente el modelo geológico que se proponga.

LOS MODELOS GEOLÓGICOS PROPUESTOS SERÁN MÁS REALES Y DE MAYOR CONFIABILIDAD EN LA MEDIDAD QUE MÁS INFORMACIÓN SEA CONSIDERADA EN EL ANÁLISIS (sísmica, registros de pozos, afloramientos, núcleos, muestras de canal, paleontología, etc.).

VI.H) Análisis de “Systems Tracts” en afloramientos y/o pozos.

El análisis y la interpretación de “systems tracts” y de secuencias depositacionales de tercer orden en afloramientos y/o pozos esta basado en la identificación de parasecuencias

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y conjuntos de parasecuencias; esto es, en secuencias de cuarto, quinto y sexto orden. Por estas razones a éste tipo de análisis también se le ha denominado como Estratigrafía de secuencias de alta resolución.

VI.H.1.- ParasecuenciaUna parasecuencia es una sucesión relativamente conformable de estratos o conjuntos

de estratos que se encuentra limitada por superficies de invasión marina y sus correlativas superficies (Van Wagoner et al., 1990). Las parasecuencias son más fácilmente observables en condiciones de plataforma que en condiciones profundas. Las parasecuencias siliciclásticas tienden a ser progradacionales y por lo tanto con verticalmente son depósitos más someros hacia la cima. Las parasecuencias carbonatadas son comúnmente agradacionales y también tienden a ser más someras hacia la cima, estando comúnmente la cima representada por superficies de exposición subaérea. Estas superficies de exposición subaérea, no deben de ser confundidas con límites de secuencias depositacionales.

VI.H.2.- Conjuntos de ParasecuenciasLos conjuntos de parasecuencias es una sucesión de parasecuencias genéticamente

relacionadas, las cuales forman patrones característicos de apilamiento y que están limitados, en la mayoría de los casos, por superficies principales de inundación marina y sus correlativas superficies (Van Wagoner et al., 1990). Los límites de los conjuntos de parasecuencias (1) separan parasecuencias con patrones característicos de apilamiento; (2) pueden coincidir con límites de secuencias depositacionales, y (3) pueden estar constituidos por superficies de downlap y formar los límites de “systems tracts”. Los patrones de apilamiento pueden ser progradacionales, retrogradacionales o agradacionales, dependiendo de las relaciones de las tasas de depósito y de espacio de acomodo, por lo que dentro de una secuencia depositacional guardan cierta relación y conforman las bases para realizar las interpretaciones de “systems tracts”.