Evolucion Geologica Del Sureste Mexicano

8/3/2019 Evolucion Geologica Del Sureste Mexicano

1/24

Evolucin geolgica del sureste mexicano, Golfo de Mxico 19

Resumen

La evolucin geolgica del sureste mexicano es analizada en el contexto regional del Golfo de Mxico que inicia su apertura conla fragmentacin y dispersin de la Pangea. La sedimentacin en esta depresin empieza con el depsito de lechos rojos continentalesdurante el Trisico Tardo y el Jursico Temprano, despus de lo cual, durante el Calloviano, se produce una invasin por aguas marinasprovenientes del Pacfico que cubren una extensa zona con poca circulacin, poco tirante de agua y alta evaporacin, condiciones quefavorecen el depsito de grandes volmenes de sal en la zona central de la cuenca. Desde el Jursico Tardo hasta el Cretcico Tardola sedimentacin estuvo dominada por carbonatos, cambiando a clsticos a principios del Palegeno a causa de la Orogenia Laramide,evento tectnico que form la Sierra Madre Oriental. Durante el resto del Palegeno la sedimentacin clstica se fue alojando engrandes depocentros formados en el antepas de la Sierra Madre Oriental y en las porciones sur y suroccidental del Golfo de Mxico,en donde el Macizo de Chiapas aport un gran volumen de sedimentos, mientras que sobre el Bloque Yucatn continuaba el depsitode carbonatos de plataforma somera. En el Mioceno medio, durante el Serravaliano, la compresin derivada del movimiento lateraldel Bloque Chortis y de la subduccin de la Placa de Cocos contra la terminacin meridional de la Placa de Norteamrica, formlos pliegues y fallas de la cadena de Chiapas-Reforma-Akal sobre un dcollement al nivel de la sal calloviana; posteriormente estasestructuras se bascularon hacia el NNW cuando la sal se moviliz hacia el norte. El cambio de posicin de la masa de sal gener nuevos

depocentros y minicuencas, controlados por fallas con vergencia hacia las partes ms profundas del Golfo de Mxico y por fallasantitticas regionales, que limitan las Cuencas del Sureste. El movimiento gravitacional de los depsitos cenozoicos caus finalmenteinversin tectnica en las cuencas negenas, siendo esta ms evidente en la Cuenca de Macuspana.

Palabras clave: Alto de Anegada, Cadena Plegada Reforma-Campeche, Cuenca de Comalcalco, Cuenca de Macuspana, Cuenca deVeracruz, Cuenca Salina del Istmo, Cuencas del Sureste, evolucin geolgica del Golfo de Mxico, Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca, Franja de Chiapas-Reforma-Akal, Horstde la Faja de Oro, Horstde Reforma-Akal, Lineamiento de Boquillas-Sabinas,Lineamiento de Sierra Mojada-China, Macizo de Chiapas, Pilar de Akal, Sierra de Chiapas, Sierra de Zongolica, Sierra Madre Oriental,tectnica del Golfo de Mxico.

Abstract

The geologic evolution of southeastern Mexico is analyzed in the regional context of the Gulf of Mexico, which starts it opening with

the fragmentation and spreading of Pangea. The sedimentary record in this depression begins with the deposit of continental red beds

during the Late Triassic and Early Jurassic, after which, during the Callovian, sea-waters from the Pacific invaded an extense area;

low circulation and high evaporation of these waters allowed the deposition of large volumes of salt in the central part of the basin.

From Late Jurassic to Late Cretaceous, carbonate deposition prevailed, changing to clastic at the beginning of the Paleogene, when

the Laramide Orogeny formed the folds and faults of the Sierra Madre Oriental. During the rest of the Paleogene clastic sedimentation

was deposited in large depocenters generated in the foreland of the Sierra Madre Oriental, and in the southern and southwestern parts

of the Golf of Mexico, where the Chiapas Massif produced large volumes of sediments, whereas in the Yucatan Block the deposition of

shallow water carbonates continued. In the Middle Miocene, during the Serravalian, compressive stresses resulting from the lateral

movement of the Chortis Block and the subduction of the Cocos Plate, against the southern end of the North American Plate, formed

the folds and faults of the Chiapas-Reforma-Akal belt over a dcollement at the level of the Callovian salt; later, these structures were

BOLETNDELA SOCIEDAD GEOLGICA MEXICANATOMO LIX, NM. 1, 2007, P. 19-42

Evolucin geolgica del sureste mexicano desde el Mesozoicoal presente en el contexto regional del Golfo de Mxico

Ricardo Jos Padilla y Snchez

Universidad Nacional Autnoma de Mxico, Facultad de Ingeniera, Divisin en Ciencias de la TierraCd. Universitaria, Mxico D.F. [email protected]

MEXICANA

A.C

.

SOCIEDAD

GEOLG

ICA

1904

2004

Ci e nA os


2/24

Padilla y Snchez2020

varios aos para PEMEX. Los datos de las secciones y delos pozos fueron dibujados a una escala pequea por ra-zones de confidencialidad, pero los mapas presentados eneste artculo fueron derivados de la versin digital del MapaTectnico de Mxico (Padilla y Snchez et al., 1995). En laFigura 2 se muestra una sntesis de los eventos tectnicosprincipales en el sureste mexicano.

En el desarrollo de este trabajo primeramente se expo-nen los datos que se conocen acerca del basamento pre-mesozoico, en la regin que hoy ocupa el Golfo de Mxico.Posteriormente se analiza el proceso de rifting que dioorigen a la apertura del mismo y cual fue el papel que jugel movimiento del Bloque Yucatn, todo esto apoyado enmapas paleogeogrficos regionales. Finalmente se discutela evolucin tectnica y sedimentaria del Golfo de Mxicodesde el Mesozoico hasta el Cenozoico, con nfasis en elsureste mexicano.

Es necesario aclarar que en este trabajo se utilizan po-cos nombres de formaciones porque se prefiere utilizar lasfacies generadas y el tiempo en el que ocurri el depsito,pero como algunos nombres formacionales son muy cono-

cidos (i.e. Lutita Mndez), se mencionan ocasionalmente enel trabajo. En la Figura 3 se muestra de forma esquemticala litoestratigrafa del sureste mexicano.

2. Trabajos Previos

Los primeros estudios del sureste de Mxico fueronpublicados en la primera mitad del siglo XX por Bse(1905, 1906), Villarello (1909), Burckhardt (1930), Gibson(1936a, 1936b), Alvarez (1949, 1951), Viniegra (1950) yOate (1950). Posteriormente, Castillo-Tejero (1955) yContreras (1959), sintetizaron la estratigrafa y la geologa

histrica del rea.La existencia de grandes yacimientos de petrleo es el

motivo por el cual el sureste mexicano ha sido estudiadoprincipalmente con datos ssmicos 2D y 3D, as como con laperforacin de cientos de pozos. Los datos sobre la geologasuperficial y del subsuelo han sido publicados por gelogosde PEMEX (Alvarez, 1949; Viniegra, 1950, 1971,1981,Ricoy, 1989; Meneses, 1991; Garca-Molina,1994), quienesya mencionaban la existencia de las Cuencas Terciarias delsureste mexicano, aunque se desconoce quien las denominas originalmente.

1. Introduccin

El sureste mexicano se refiere aqu a la zona compren-dida al oriente del Istmo de Tehuantepec y al occidente dela Pennsula de Yucatn, incluyendo parte del rea marinameridional del Golfo de Mxico, aproximadamente entrelas coordenadas geogrficas 91 a 95 de longitud al oestede Greenwich y de 16 a 20 de latitud norte. El rea deeste estudio incluye las Cuencas del Sureste (Comalcalco-Salina del Istmo y Macuspana), as como la cadena plegadade la Sierra de Chiapas- Reforma-Akal, de la que su tramoReforma-Akal se conoce solamente por datos del subsuelo(Figura 1).

Desde el punto de vista geolgico el sureste mexicanoes una de las reas ms complejas de Norteamrica. Estacomplejidad se debe a que los movimientos de las placastectnicas Norteamericana, del Caribe y de Cocos, con-vergen en esta regin desde el Oligoceno Tardo (Morn-Zenteno et al., 2000); la Placa Norteamericana tiene unmovimiento relativo hacia el oeste respecto a la del Caribe,mientras que la de Cocos se mueve hacia el noroeste en

direccin hacia las dos primeras. Las estructuras resul-tantes de esta actividad tectnica durante el Mesozoicoy Cenozoico presentan tendencias estructurales diversas,as como tambin edades de deformacin diferentes. Porejemplo, la Sierra de Chiapas esta constituida por rocascarbonatadas que varan en edad desde el Jursico tardohasta el Palegeno, mismas que fueron deformadas duranteel Mioceno Tardo dando lugar a un conjunto de plieguesasimtricos orientados NW-SE y con una vergencia generalal NE. Despus de este evento orognico, como resultadodel desalojo de grandes volmenes de sal y arcilla, se for-maron cuencas extensionales cuya direccin de extensinest orientada casi a 90 de los ejes de los pliegues de la

cadena. Sin embargo, la Sierra de Chiapas es una cadenaplegada y cabalgada atpica que no presenta en su frentetectnico una cuenca de antepas, como es el caso de lascadenas de la Sierra de Zongolica y de la Sierra MadreOriental, del borde occidental del Golfo de Mxico.

El objetivo de este trabajo es integrar la historia tec-tnica, estructural y sedimentaria del sureste mexicanocon la evolucin regional del Golfo de Mxico. Los datospresentados ms adelante en las secciones geolgicas son elresultado de la interpretacin de lneas ssmicas que realizel que escribe en numerosos trabajos efectuados durante

tilted to the NNW when the salt was mobilized northward. The change of location of this mass of salt caused new depocenters and

minibasins, comptrolled by faults with a vergence toward the deepest parts of the Gulf of Mexico, and by regional antithetic faults,

which limit the Cuencas del Sureste. The gravitational movement of the Cenozoic deposits, finally caused tectonic inversion in the

neogene basins, from which the most evident is the Macuspana Basin.

Key words: Anegada High, Reforma-Campeche Folded Belt, Comalcalco Basin, Macuspana Basin, Veracruz Basin, Salina del

Istmo Basin, Cuencas del Sureste, Gulf of Mexico, Gulf of Mexico geologic evolution, Tamaulipas-Oaxaca Transform Fault, Chiapas-

Reforma-Akal Belt, Goleen Lane Horst, Reforma-Akal Horst, Boquillas-Sabinas Lineament, Sierra Mojada-China Lineament, Chiapas

Massif, Akal High, Sierra de Chiapas, Sierra de Zongolica, Sierra Madre Oriental, Gulf of Mexico tectonics.


3/24


4/24


SUR

NORTE

PERIODO

POCA

EDAD

BA

SE

(M

a)

SIERRADE

CHIAPAS

CUENCA

DE

MACUSPANA

CADENAPLEGADA

REFORMA-CAMPECHE

(PilardeAkal)

CUENCADE

COMALCALCOYSALINA

DELISTMO

C

UENCADE

V

ERACRUZ

CUATERNARIO

Holoceno

Pleistoceno

Plioceno

Calabriano

Piazenciano

Zancleano

Messiniano

Tortoniano

Serravalliano

Langhiano

NEGENO

MIOCENO

Burdigaliano

Aquitaniano

Chattiano

OLIGOCENO

Rupeliano

PALEOGENO

EOCENO

Priaboniano

Bartoniano

Lutetiano

Ypresiano

Thanetiano

Selandiano

Daniano

PALEOCENO

CRETCICO

Tardo

Turoniano

Temprano

Tardo

Medio

Temprano

Calloviano

0.011.8 3

.65.3 7

.1

11.2

1

4.8

1

6.4

23.8

28.5

33.7

37.0

41.3

49.0

54.8

57.9

61.0

65.0

93.599

1

59

164

1

80

Levantamiento

Isosttico

Plegamiento

Compresin

Inversin

Compresin

Depoce

ntros

Depocentr

os

Desalojodearcillas

Fallamientonormal

Extensin

(DuplexdeCantarell)

Plegamiento

Compresin

Depsitodearcillas

Depsitode

clsticos

Depsitode

clsticos

Plataformas

carnonatadas

Plataformas

carnonatadas

Rifting

Rifting

Emplazamientode

canopiesdesal

Desalojodesal

Plegamiento,compresin

Crecimientode

canopiesdesal

Inversin

Extensin

Levantamiento

AntnLizardo

y

deLosTuxtlas

(A

nt.LomaBonita

Fallamiento

extensional

(Ant.LomaBonita)

Compresin

Laramdica

S.deZongolica

JURSIC O

20.5

1

44

2

06

Figura2.

Representacinesquemticacronolgicadeloseventost

ectnicosqueafectaronlaregindelsurestemexicanoylaporcinmeridionaldelGolfodeM

xico.


5/24


estratigrfico a travs de estudios de geologa superficial(Carfantan, 1986; Michaud, 1987), identificando algu-nas etapas de la apertura del Golfo de Mxico, desde elPermotrisico hasta el Calloviano. Otros autores enfoca-ron sus estudios al sistema centroamericano de fallas de

desplazamiento lateral de Motagua-Polochic, mismo quetrataron de extender hasta la Sierra de Chiapas (Burkart,1983; Burkart et al., 1987; Burkart y Scotese, 1990;Meneses, 1991).

A principios de este siglo se public un nmero especialde la American Association of Petroleum Geologists, queincluye muy buenos trabajos sobre aspectos tectnicos, se-dimentarios y de sistemas petroleros relativos a las cuencasdel borde occidental del Golfo de Mxico (Bartolini et al.,2001), pero muy poco en lo relacionado con el sureste mexi-cano (Angeles-Aquino y Cant-Chapa, 2001; Martnez-

MiocenoOligoceno

Eoceno

Cretcico Sup.

Cretcico Inf.Tithoniano

OxfordianoCalloviano

Chiapas-Tabasco

Paleoceno

Trisico-Jursico

Misispico y Pre-MisispicoPensilvnico-Prmico

Reciente5)

Plioceno

MiocenoOligoceno

Paleoceno-Eoceno

Cretcico Sup.

Cretcico Inf.Tithoniano

OxfordianoCalloviano

Reciente

Reforma-Akal4)

Plioceno

Mioceno

Oligoceno

Cretcico Sup.

Reciente

Macuspana3)

Plioceno

Mioceno

Oligoceno

Paleoceno

Cretcico Sup.

Cretcico Inf.

Tithoniano

Oxfordiano

Reciente

Veracruz1) Comalcalco-Salina del Istmo

Eoceno

?

Oligoceno

Paleoceno

Sal Calloviana

Reciente

Mioceno

Plioceno

2)

Snchez-Montes de Oca (1969, 1980), IngenieroGelogo de PEMEX realiz uno de los trabajos principalessobre la geologa superficial de la Sierra de Chiapas. Esteautor propuso dos edades de deformacin para las estructu-ras de la Sierra de Chiapas, el Ciclo Chiapaneco (Mioceno

tardo) y el Ciclo Cascadiano del Plioceno. Otros autoresagregaron posteriormente datos estratigrficos y cartogrfi-cos valiosos (Lpez-Vega, 1980; Quezada-Muetn, 1987;Santiago-Acevedo y Meja-Dautt, 1980). Hoy se sabe quelas principales rocas almacn son areniscas del Mioceno,calizas del Kimmeridgiano y del Cretcico Superior-Paleoceno, y que las rocas fuente de los hidrocarburos sonprincipalmente las lutitas del Tithoniano (Holgun, 1985;Gonzlez y Holgun, 1992).

En la dcada de los ochenta del siglo pasado, gelo-gos franceses contribuyeron al conocimiento tectnico y

Figura 3. Litoestratigrafa regional del sureste mexicano en la porcin meridional del Golfo de Mxico.


6/24


Castillo, 2001; Williams-Rojas y Hurley, 2001).Para comprender mejor la evolucin geolgica del

sureste mexicano es conveniente considerar el marcotectnico regional del Golfo de Mxico y del Caribe.Muchos trabajos se han publicado en el contexto regionalincluyendo reconstrucciones de tectnica de placas, delos cuales destacan los trabajos de Pindell (1985, 1993),

Winker y Buffler (1988), Ross y Scotese (1988), Stephanetal. (1990) y Salvador (1987, 1991a). Este ltimo sintetizade manera sobresaliente la mayora de los trabajos que sehaban publicado hasta entonces, aunque se refiere pocoal sureste mexicano porque entonces se conocan poco losdatos de Pemex.

Recientemente otros autores han efectuado estudios so-bre los yacimientos negenos en las cuencas de Macuspana(Ambrose, et al., 2003) y de Veracruz (Jennette, et al.,2003), pero an no se ha publicado uno que integre lageologa del sureste mexicano.

3. Basamento Pre-Mesozoico

El conocimiento que se tiene del basamento pre-Mesozoico en el rea del Golfo de Mxico y sus alrededoreses escaso y est basado en unos cuantos afloramientos queen su mayora se encuentran en localidades mexicanas(Cd. Victoria, Aramberri, Huayacocotla, Oaxaca, La

Mixtequita). Los otros afloramientos ms cercanos sonlos del rea de Llano y Marathn en Texas y los de la zonade las Montaas Ouachita y Apalaches del sur de EstadosUnidos (Figura 4).

En el Golfo de Mxico meridional el basamento afloraen el Macizo de Chiapas, al sur de la Sierra de Chiapas,en donde est constitudo por un complejo de rocas me-tasedimentarias del Precmbrico Superior al PaleozoicoInferior (Sedlock et al., 1993), intrusionadas por granitos,granodioritas y tonalitas datadas con mtodos radiomtricosde K-Ar y de Rb-Sr como del Permotrisico (Pantoja et

Figura 4. Localidades en donde aflora el basamento pre-mesozoico y pozos que lo han perforado en el subsuelo de reas circunvecinas al Golfo deMxico. (Modificada de Woods et al., 1991).


7/24


al., 1974; Lpez-Infanzn, 1986; Pacheco y Barba, 1986).Pero es importante aclarar que no todas las rocas intrusivasen el Macizo de Chiapas son de esa edad, pues Burkart etal. (1987) dataron algunas muestras como del CretcicoSuperior.

En el suroriente de Chiapas (Chicomuselo), norte deGuatemala (Tactic) y occidente de Belice (San Miguel

Ixtatn), rocas sedimentarias paleozoicas descansan dis-cordantes sobre la secuencia de rocas metasedimentariasmencionadas. La parte inferior de la seccin paleozoicaconsiste de areniscas de grano grueso y limolitas, conalgunos horizontes ocasionales de conglomerados y al-gunas lutitas que localmente muestran metamorfismo debajo grado. Recientemente se determinaron en el oeste deVillaflores, Chiapas, edades de 252-254 Ma, con circones,por el mtodo U-Pb (SHRIMP), as como una edad de ~243Ma por el mtodo de 40Ar/39Ar en hornblendas para el le-vantamiento y enfriamiento del Macizo de Chiapas (Hilleret al., 2004). En Chiapas y en Guatemala se han reportadoespesores de 1,000 a 3,000 m para esta secuencia, misma ala que se ha asignado una edad del Pensilvnico con base ensu posicin estratigrfica. Sobre la seccin inferior descrita,descansa concordante una secuencia de lutitas y limolitas,con algunas areniscas, y ocasionalmente, capas carbonata-das generalmente discontinuas, mismas que aumentan haciala cima, a la vez que disminuyen las areniscas. El espesorde esta seccin vara de 500 a 1,300 m y su edad ha sidodeterminada con fusulnidos colectados en las capas decaliza como del Pensilvnico Superior al Prmico Inferior(Hernndez-Garca, 1973). La parte superior de la seccinpaleozoica en Chiapas y Guatemala est compuesta por ca-lizas de estratificacin gruesa a masiva y est ausente en las

Montaas Maya de Belice. En Guatemala su espesor varade 500 a 1,000 m, pero puede alcanzar cerca de 2,000 m enChiapas. Se le ha asignado una edad del Prmico Inferiora Medio con base a los fusulnidos que contiene (especiesSchuagerina, gnerosEoverbeekina, Stafella yNankinella)(Hernndez-Garca, ibid).

No se incluye en este trabajo una descripcin de lasrocas del Complejo Oaxaqueo o del Acatln, por serirrelevantes para el objetivo del mismo.

4. Rift Trisico Superior-Jursico Medio, apertura delGolfo de Mxico y el desplaza-miento del Bloque de

Yucatn

La fragmentacin y separacin inicial de la Pangea enel rea que hoy ocupa el Golfo de Mxico est evidenciadapor la presencia de lechos rojos que fueron depositados endepresiones continentales cuya geometra estuvo controladapor grabenes estrechos con direcciones aproximadamenteparalelas a la actual lnea de costa (Salvador, 1991c). Aligual que en el caso del basamento premesozoico, alrededordel Golfo de Mxico existen slo algunas localidades endonde afloran lechos rojos, principalmente a lo largo de

la Sierra Madre Oriental, en las reas de Galeana, NuevoLen, Huizachal, Tamaulipas (Padilla y Snchez, 1982),Huayacocotla y sur de Tehuacn (Can de Tomelln),Puebla (Ramrez-Ramrez, 1984; Salvador, 1991b), CerroPeln, Veracruz, y en la Sierra Monoclinal, ubicada entreel Macizo y la Sierra de Chiapas, Chiapas (Meneses, 2001).En la Figura 5 se muestra de forma esquemtica, la ubica-

cin estimada de los grabenes.Adems de las localidades mencionadas, en los alrede-

dores del Golfo de Mxico se conocen rocas equivalentes aesos lechos rojos solamente en el subsuelo de Chiapas, endonde fueron penetradas por los pozos Sauzal-1, Raudales-1, Soyal-1, San Cristbal-1, El Retiro-1 y Nazareth-51(Meneses, ibid). Tambin se tienen datos sobre rocasequivalentes en el subsuelo de la parte norte del Golfode Mxico en los estados de Texas, Louisiana, Missouri,Georgia y norte de Florida, en los Estados Unidos deAmrica, en donde se les ha identificado genricamentecomo la Formacin Eagle Mills (Shearer, 1938; Weeks,1938).

La posicin estratigrfica de los lechos rojos en el Golfode Mxico meridional sugiere que su edad de depsito va-ra desde el Trisico Tardo hasta despus del Calloviano,porque se les ha descrito abajo, lateralmente equivalentes yarriba de la sal calloviana. Esto probablemente se debi a undepsito contemporneo de la sal en la cuenca, mientras queen los bordes de la misma se depositaban lechos rojos.

El proceso tectnico de separacin de la Pangea preva-leci hasta el final del Jursico Medio, pero quiz alcanz

Figura 5. Paleogeografa del Trisico Superior en el rea del Golfo deMxico. La ubicacin de los horsts fu esquematizada por Salvador(1991c) con datos superficiales y de subsuelo. Las costas y las fronterasdel pas se muestran como referencia.


8/24


el inicio del Jursico Superior (Oxfordiano inferior), pocaen la cual la sedimentacin continental estuvo totalmentecontrolada por procesos tectnicos distensivos. No se sabeque haya ocurrido sedimentacin marina en la parte que hoyocupa el Golfo de Mxico, pero s se conoce con certezaque al occidente estaba ocurriendo sedimentacin marinacontempornea a la continental y que muy probablemente el

mar inici su avance hacia el Proto-Golfo de Mxico desdeel Pacfico a travs de la parte central de Mxico, en lo quehoy es la zona de frontera entre los estados de Zacatecas ySan Luis Potos, en donde se han encontrado amonitas delTrisico Superior (Cant-Chapa, 1969; Salvador, 1991b).El avance transgresivo de las aguas del Pacfico hacia eloriente fue invadiendo el rea del actual Golfo de Mxicopara formar extensos cuerpos de aguas hipersalinas, conuna circulacin sumamente restringida y, quiz tambinun clima de tipo desrtico, lo que favoreci el depsito degrandes volmenes de evaporitas en la parte central delGolfo de Mxico. Segn Salvador (1991c), la etapa inicialde la fragmentacin y separacin de la Pangea para formarel Golfo de Mxico dur del orden de unos 46 Ma, desdeel Trisico Tardo (210 Ma) hasta el Jursico Medio Tardo(169 Ma) (Salvador, 1991b) (Figura 2).

Es muy probable que durante la etapa temprana delproceso de rifting, la corteza continental slo haya estadosujeta a hundimientos lentos y a ensanchamiento de lossistemas de grabenes que poco a poco fueron inundadospor las aguas del Pacfico. La evidencia con que se cuentaen la actualidad indica que toda la sal del Golfo de Mxicose deposit durante el Calloviano (164-159 Ma) (Salvador,1991b), en una gran cuenca de miles de kilmetros cua-drados, que hoy se encuentra dividida en dos partes, una

al norte y otra al sur, por una franja en donde no hay sal,de orientacin aproximada este-oeste en la porcin centraldel Golfo (Figura 6). Tal divisin sugiere que tuvo queexistir en esa parte del Golfo una zona ms alta y estrecha,asociada con la presencia de una cresta de generacin decorteza ocenica que indujo el movimiento del bloque deYucatn hacia el sur durante el Jursico Temprano y Medio,y que separ las dos masas de sal, de las que la meridionalse movi hacia el sur junto con Yucatn (Humpris, 1979;Salvador, 1987, 1991c). Sin embargo, aunque el procesode rifting fue lento, el depsito de la sal fue relativamenterpido pues se realiz en un lapso de aparentemente cincomillones de aos, durante el Calloviano. Si se compara la

distancia horizontal que se movi el Bloque de Yucatnhacia el sur, estimada entre 470 y 520 km (Buffler ySawyer, 1985; Pindell, 1985; Dunbar y Sawyer, 1987), conlas decenas de metros que se hundieron los pisos de losgrabenes trisicos (Figura 5) que subyacen los depsitosde sal, durante el mismo lapso de tiempo, es posible su-poner que la regin del Proto-Golfo debi haber tenido unrelieve muy suave y una subsidencia muy lenta, mientrasque horizontalmente se movi muy rpido, tal como loevidencian las condiciones requeridas para el depsito deeste tipo de evaporitas.

En cuanto a la edad de la sal, la mayora de los autores(Humpris, 1979; Salvador, 1987, 1991c; Pindell 1985,1993) asignan al Calloviano a todas las masas que exis-ten en el Golfo de Mxico, pero es sabido que se tienendiferentes edades y posiciones estratigrficas para la sal

autctona en diferentes localidades, siendo ms antiguashacia el centro de la cuenca y ms jvenes hacia el bordede la misma, en donde tambin vara su litologa a otrotipo de evaporitas. Las anhidritas que afloran en la reginde Galeana, Nuevo Len, tiene una edad del Oxfordiano(Padilla y Snchez, 1986), al igual que los yesos de la Sierrade Minas Viejas (Daz et al., 1959) y la sal de la Cuencade La Popa (Lawton et al., 2001). Viniegra (1971), al igualque Imlay (1953), considera que parte de la sal del nortedel Istmo de Tehuantepec es de edad post-Calloviano pre-Oxfordiano Superior (Divesiano).

La masa de sal mayor se deposit primero en la partecentral del Golfo de Mxico, pero posteriormente, a medida

que la invasin por aguas marinas iba progresando, se desa-rrollaron en sus bordes plataformas muy amplias en dondela circulacin de las aguas era muy restringida, y estabanlimitadas hacia el mar por largas barras de oolitas, que seextendan por cientos de kilmetros cuadrados alrededordel Golfo, condiciones que favorecieron el depsito deotras masas de sal en las zonas lagunares que bordeabanla cuenca. En el sureste mexicano las barras de oolitasjursicas tienen una distribucin extensa (ver la Figura 7ms adelante) y se han identificado claramente porque sonlas rocas productoras de hidrocarburos en campos gigantes

87

16

18

20

102 100

98 96 92 90 8894km

2001000

rea emergida

rea marina

Afloramientos deSal calloviana(Ubicacin actual)

rea emergida

rea marina

Afloramientos desal calloviana(Ubicacin actual)

Figura 6. Paleogeografa del Jursico Medio en el rea del Golfo deMxico. En negro se muestra la distribucin actual de la sal depositadadurante el Calloviano. La sal aflora en el fondo marino en dos masas,una septentrional y otra meridional, separadas por una franja sin sal. Lascostas y las fronteras del pas se muestran como referencia.


9/24


como Samara y Sitio Grande (Santiago-Acevedo y Meja-Dautt, 1980).

El movimiento del bloque de Yucatn hacia el sur serealiz a lo largo de dos sistemas de fallas transformantesque han recibido diferentes nombres por diversos autores,

quienes tambin las han ubicado en sitios distintos. Elsistema occidental fue denominado Falla TransformanteTamaulipas-Golden Lane-Chiapas por Pindell (1985),Falla Tamaulipas-Oaxaca por Robin (1982) y Padillay Snchez (1986) y denominado solamente como laTransformante por Salvador (1991c), mientras que elsistema oriental solamente ha sido mencionado pero no harecibido un nombre ms formal. En este trabajo se continuacon el uso de la terminologa definida en 1986 por el queescribe, principalmente porque la postulacin de la fallaTamaulipas-Oaxaca est sustentada en evidencia geol-gica, paleogeogrfica y geofsica, adems de que ha sidocorrelacionada con las pocas localidades de serpentinitas

en el oriente de Mxico y por la estrecha relacin queexiste entre stas y las trayectorias de fallas transforman-tes en otras partes del mundo (Dengo, 1972; Case, 1980;Delgado-Argote y Morales-Velzquez, 1984), aspecto queno ha sido considerado por Pindell ni por Salvador en al-guno de los mltiples artculos que han publicado sobre elGolfo de Mxico. Robin (1982) ha sugerido que esta fallaconstituye el lmite entre los basaltos, andesitas y dacitasde la Franja Volcnica Trans-Mexicana y las rocas alcalinase hiperalcalinas de la Planicie Costera del Golfo, ademsde que ha sido interpretada por Ramrez-Ramrez (1984)

como el lmite entre la corteza continental verdadera y lacorteza continental atenuada de la margen occidental delGolfo de Mxico. Finalmente, en el artculo publicado porAlaniz-Alvarez et al. (1996), se determin que esta fallatuvo un movimiento de transcurrencia durante el JursicoMedio (~165 Ma).

Las zonas de debilidad cortical de mayor longitud

de Mxico son, de norte a sur: el Lineamiento de Texas(Hill, 1902; Muehlberger, 1965), los Lineamientos deBoquillas-Sabinas y de Sierra Mojada-China (Padillay Snchez, 1982), la Mega-Cizalla de Mojave-Sonora(Silver y Anderson, 1974; Anderson y Schmidt, 1983),la Falla Transformante de Tamaulipas-Oaxaca (Padilla ySnchez,1986), la Transformante de Motagua-Polochic(Hess y Maxwell, 1963; McBirney, 1963; Dengo, 1968,1969; Dengo y Bohnenberger, 1969; Muehlberger yRitchie, 1975), la Megacizalla de Acapulco-Guatemala(Anderson y Schmidt, 1983), y la Falla Transformante deSan Andrs (Atwater, 1970) (Figura 8). Todas ellas hansido involucradas en muchos modelos de tectnica deplacas para explicar el origen del Golfo de Mxico, peroes importante aclarar que el tiempo en el que estuvieronactivas no es el mismo para todas ellas. La Megacizallade Mojave-Sonora (Anderson y Schmidt, 1983) y elLineamiento de Texas (Muehlberger, 1965) estuvieronactivas durante el Paleozoico temprano, aunque recien-temente, Molina-Garza e Iriondo (2005) proponen quela primera tuvo un movimiento transcurrente durante elPaleozoico tardo; los Lineamientos de Boquillas-Sabinasy de Sierra Mojada-China, slo tuvieron actividad desdeel Permotrisico hasta el Jursico Medio y tampoco semovieron despus de ese lapso (Padilla y Snchez, 1982);

mientras que la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxacatuvo un desplazamiento normal durante el Permotrisicoy posteriormente un movimiento transcurrente durante elCalloviano, para volver a un movimiento normal despusdel Calloviano (Padilla y Snchez, ibid). Por ltimo, lasfallas transformantes de Motagua-Polochic y la de SanAndrs iniciaron su movimiento en el Negeno y continanmovindose lateralmente en la actualidad.

La Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca tuvo unpapel muy importante en la apertura y posterior evolucintectnica del Golfo de Mxico, por las razones siguientes(ver Figura 8):a. La forma de arco de crculo que tiene esta falla, apoya

un deslizamiento lateral del Bloque Yucatn a lo largode ella durante el Jursico Temprano-Medio, que hacegirar a Yucatn unos 49 en sentido contrario al de lasmanecillas del reloj, lo cual es concordante con los datospaleomagnticos de Guerrero-Garca (1975) y Pindelly Kennan (2003).

b. Al finalizar el Calloviano cambia su desplazamientolateral nuevamente a vertical y acta como un sistemade fallas normales que favorecen la subsidencia del pisodel Golfo de Mxico (Padilla y Snchez, 1982; Alaniz-Alvarez et al., 1996).

rea emergida

rea marina

Barras oolticas

16

18

20

102 100

98

96

92

90

88

94km

2001000

Figura 7. Paleogeografa del Kimmeridgiano temprano. Para este tiempola actividad de la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca ya haba cesadosu movimiento lateral y tanto el Macizo de Chiapas como el BloqueYucatn ocuparon desde entonces la posicin que tienen hoy. Las costasy las fronteras del pas se muestran como referencia.


10/24


c. Constituye el lmite entre la corteza continental verdaderay la corteza continental atenuada.

d. Es el conducto en el cual se emplazan las serpentinitasde Cd. Victoria, Concepcin Ppalo (Dengo, 1972;Delgado-Argote y Morales-Velzquez, 1984) y MatasRomero (Figura 8).

e. Es el conducto para la actividad volcnica alcalina ehiperalcalina en la Planicie Costera del Golfo, ademsde ser el lmite entre el vulcanismo dactico-andesticode la Franja Volcnica Trans-Mexicana y la mencionada

Planicie Costera del Golfo.f. El conjunto de fallas cuasi-paralelas que constituyen

la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca, limitanindividualmente a los bloques de basamento que es-tuvieron emergidos durante el Mesozoico Temprano,como el Archipilago de Tamaulipas, las plataformas deValles-San Luis Potos y Tuxpan, as como el Macizode Teziutln.Al terminar el Calloviano el Bloque Yucatn alcanz

la posicin que ocupa actualmente y desde entonces sloestuvo sujeto a una subsidencia lenta pero continua, hasta

la poca del Plio-Pleistoceno, cuando comenz a emerger.Tambin al trmino del Calloviano, la falla TransformanteTamaulipas-Oaxaca detiene su movimiento lateral y co-mienza a moverse en sentido vertical, favoreciendo la subsi-dencia de bloques de basamento. En el sureste mexicano esparticularmente importante sta poca porque es entoncescuando el Macizo de Chiapas, junto con el Bloque Yucatn,comienza a recibir sedimentos marinos en su porcin nor-te. El Perodo Jursico Tardo se caracteriz por ser unapoca de tranquilidad tectnica en la que una subsidencia

lenta, asociada al desplazamiento divergente de las Placasde Norteamrica de las de Laurasia y Gonwana, propicilas condiciones necesarias para el depsito de carbonatosy lodos calcreos intercalados.

5.Etapa posterior al rift y al movimiento de Yucatndesde el Jursico Superior hasta el Cretcico Superior

El proceso tectnico de rifting que dio paso a la aperturadel Golfo de Mxico termin alfin del Calloviano, despus

Figura 8. Estructuras regionales que afectan la corteza continental de Mxico. La edad en la que las fallas tuvieron movimiento de desplazamientolateral se muestra junto a cada una de ellas. Las estrellas rojas indican las localidades en donde afloran rocas bsicas y ultrabsicas serpentinizadas.Modificada de Padilla y Snchez (1986).


11/24


rea emergida

Lutitas y calizas (plataforma)

Calizas y lutitas (plataforma)

Lutitas

rea marina

16

18

20

102 100

98 96 92 90 8894km

2001000

de lo cual, durante el Oxfordiano, se desarrollaron ampliasplataformas de aguas someras a todo lo largo de los bordesdel protogolfo de Mxico, en las que se depositarongrandes volmenes de carbonatos, con extensas barrasoolticas en los bordes de plataforma (Salvador, 1991c;Winker y Buffler, 1988; Williams-Rojas y Hurley, 2001).Este perodo se caracteriza por el depsito de clsticos

en las zonas litorales, por la abundancia de carbonatos enlas plataformas y por el depsito de menores espesoresde lutitas y carbonatos con intercalaciones delgadas decalizas argilceas en las zonas de cuenca. De hecho estasasociaciones litolgicas formaron bandas concntricas muybien definidas en los bordes del Golfo de Mxico (Salvador,1991b). Los bloques de basamento emergidos que formabanlas paleoislas en el occidente del protogolfo de Mxicocontinuaban afectando la sedimentacin de la regin,siendo el mayor aporte de clsticos los provenientes delrea del Bloque Yucatn y del noroeste. Estas condicionesde subsidencia lenta y continua prevalecieron durantetodo el Kimmeridgiano (Salvador, 1987, 1991b, 1991c)(Figura 7).

Para el Tithoniano, la velocidad de subsidencia se hizoms lenta y predomin la sedimentacin de secuencias deestratificacin delgada de lutitas y carbonatos, en las cualesaument considerablemente la presencia de organismos,probablemente favorecido por un clima templado. Loshorsts formados en el basamento premesozoico bordeandola parte occidental del Golfo de Mxico permanecieronemergidos y aportando sedimentos clsticos cada vez enmenores cantidades a medida que el relieve topogrficodisminua. En las reas costeras de estas islas continuel depsito de rocas clsticas, grandes lagunas litorales

y de barras oolticas en los extremos de las plataformas.En el suroeste del Golfo tambin se desarrollaron ampliasplataformas someras que se extendan hasta el Macizo deChiapas y el occidente del Bloque Yucatn que continuabanaportando clsticos. En ellas se depositaron tambingrandes volmenes de carbonatos y, probablemente,tambin algunos depsitos de sal en la parte noroccidentaldel Macizo de Chiapas (Viniegra, 1971), aunque no setiene evidencia concluyente al respecto. Las condicionesde estabilidad tectnica y climtica fueron mximas,favoreciendo as la proliferacin de vida. En este perodose depositaron en la cuenca lutitas muy ricas en materiaorgnica, con delgadas intercalaciones de carbonatos, que

son la roca generadora de la mayora de los inmensosvolmenes de hidrocarburos que existen en el Golfo deMxico, especialmente en el sureste mexicano (Gonzlezy Holgun, 1992) (Figura 9). La estabilidad tectnicafue tan grande que las rocas depositadas conservaroncaractersticas litolgicas muy similares en toda la cuencadel Golfo de Mxico; las islas que bordeaban el occidentedel Golfo todava estaban emergidas y continuabanaportando sedimentos clsticos a las zonas litorales,mientras que en las plataformas predominaba el depsito decalizas arcillosas con abundantes concreciones fosforticas

ricas en fsiles, sobre todo en el noreste de Mxico. Enel sureste mexicano las condiciones de depsito fueronsimilares a las anteriores, como se ha constatado en datosde subsuelo y en afloramientos al norte del Macizo de

Chiapas, en donde su edad se determin con amonitas(Quezada-Muetn, 1984).Hacia fines del Tithoniano continuaba la gran invasin

de los mares en el Golfo de Mxico y se inici la sumergen-cia de la porcin meridional de Florida (Salvador, 1991b).La mayora de las islas del occidente del Golfo de Mxicofueron cubiertas por los mares jursicos, pero permanecie-ron emergidas la parte noroeste de la Pennsula de El Burro-Peyotes, las Islas de Tamaulipas, Coahuila, pequeas islasen el rea de Tampico, el Macizo de Teziutln, el Macizode Chiapas y el Bloque Yucatn (Figura 9). Al occidentede Mxico se increment la actividad volcnica, comolo indica la presencia de numerosas capas de bentonita y

pedernal negro en capas, lentes y ndulos en el norte deVeracruz (Viniegra, 1966).

El espesor de las rocas del Tithoniano vara en el sur(Tabasco) y el occidente del Golfo de Mxico (Veracruz yTamaulipas) de 400 a 500 m y disminuye a aproximada-mente 100 m en el rea de Saltillo; en el noreste de Mxicoy el subsuelo del sur de Texas, tiene entre 500 y 700 m,pero en el norte de Louisiana el espesor se incrementa con-siderablemente hasta alcanzar cerca de 1,200 m (Salvador,1991b), en donde adems contiene una proporcin mayorde arenas.

Figura 9. Paleogeografa del Tithoniano superior. Ntese la gran extensinde las reas de plataformas someras, en donde ocurri el depsito de rocasricas en materia orgnica que constituyen la principal roca generadora dehidrocarburos en el Golfo de Mxico. Las costas y las fronteras del passe muestran como referencia.


12/24


rea emergida

Arrecife de barrera

Zona lagunar

rea marina

16

18

20

102 100

98 96 92 90 8894km

2001000

Las condiciones tectnicas estables persistieron en laregin durante el Cretcico Temprano, a la vez que las islasdel Archipilago de Tamaulipas, el Macizo de Chiapas y elBloque Yucatn continuaban su lenta subsidencia y el marlas iba cubriendo progresivamente. El depsito de clsticosen los bordes de los altos de basamento del Archipilago deTamaulipas an emergidos segua disminuyendo, a la vez

que aumentaba el depsito de carbonatos (Winker y Buffler,1988). El rea de las ya extensas plataformas segua incre-mentndose y enormes volmenes de carbonatos fueron de-positados sobre la mayor parte de Mxico. De hecho puededecirse que las condiciones tectnicas de estabilidad delTihoniano se extendieron hasta todo el Neocomiano, conla diferencia de que la proporcin de lutitas intercaladas enlas calizas de inicios del Cretcico fueron decreciendo hastacasi desaparecer afines del Valanginiano. Los espesores delas calizas y lutitas depositadas durante el Berriasiano y elValanginiano, raramente exceden los 500 m en el noreste,centro y sureste de Mxico.

Para el Neocomiano Superior (Hauteriviano-Barremiano), 132 a 121 Ma, aument la velocidad desubsidencia de las plataformas que bordeaban el Golfode Mxico, favoreciendo as el depsito de gruesos pa-quetes de carbonatos con menores cantidades de lutitasintercaladas y con espesores superiores a los 1,500 m enpromedio. Secuencias menos gruesas se depositaron enlas zonas ms profundas de la cuenca mientras que en losbordes de las plataformas se formaban largas franjas dearrecifes de rudistas alrededor de las reas anteriormenteemergidas as como alrededor de toda la cuenca del Golfode Mxico (Winker y Buffler, 1988). Durante este tiempoel Archipilago de Tamaulipas fue totalmente cubierto por

los mares y slo quedaron emergidos los bloques altos debasamento de la Isla de Coahuila, el Macizo de Chiapasy parte del Bloque Yucatn, en cuyos litorales continu lasedimentacin clstica. El depsito de evaporitas continuen extensas reas de plataformas someras con circulacinrestringida, como la Cuenca de Sabinas, la zona de post-arrecife de la Plataforma de Valles-San Luis Potos y laparte occidental de la Plataforma de Yucatn, aunque laedad de estas evaporitas an est bajo discusin (Salvador,1991b) (Figura 10).

Durante el Aptiano ocurri un cambio en la velocidadde subsidencia que favoreci el depsito de una mayorcantidad de lutitas intercaladas con capas delgadas de

carbonatos en una seccin condensada. Despus de unperodo de 23 millones de aos, de subsidencia continuay progresiva en el que se depositaron ms de 2,000 m decarbonatos casi puros, correspondientes a las formacio-nes Cupido y Tamaulipas Inferior, al inicio del Aptianose inici el depsito de lutitas intercaladas con capasdelgadas de carbonatos que segn Goldhammer (1999) yGoldhammer y Johnson (2001) fue causado por una rpidaelevacin del nivel del mar. Durante este perodo, que duraproximadamente cinco millones de aos, el mar cubridefinitivamente los altos de basamento que haban estado

emergidos desde los inicios de la transgresin marina ligadaa la apertura del Golfo de Mxico en el Trisico Tardo.Este evento tectnico es claro en las regiones de Texas y elnorte y centro-oriente de Mxico (Formaciones La Pea yOtates), pero no es as en el suroeste del Golfo de Mxico,

en las Sierras de Zongolica y Chiapas, ni tampoco en lacadena plegada y sepultada de Reforma-Akal, en donde lasedimentacin de carbonatos continu como haba venidoocurriendo desde principios del Cretcico y no existe en lacolumna sedimentaria evidencia alguna de una elevacinsbita del nivel del mar. Es por esta razn que en opinindel que escribe, es poco probable que haya habido unavariacin notable del nivel del mar que slo hubiera dejadohuella en el noreste de la cuenca del Golfo de Mxico. Todoparece indicar que ms bien hubo una mayor velocidad desubsidencia en el noroeste del Golfo de Mxico que en elresto del mismo.

Por otro lado, las largas franjas de arrecifes que se

haban venido desarrollando en los bordes de los altos debasamento desde el Neocomiano, continuaron desarro-llndose en el occidente y oriente del Golfo de Mxico,mientras que en el noreste de Mxico se volvieron msespordicas a medida que los mares iban transgrediendolas paleoislas hasta cubrirlas totalmente afines del Aptiano(comparar las Figuras 10 y 11).

Despus del Aptiano, durante el Albiano y elCenomaniano, continu la subsidencia general del Golfode Mxico, a una velocidad aproximadamente constanteen toda la cuenca, lo que permiti que se desarrollaran

Figura 10. Paleogeografa del Barremiano. Note la longitud de las barrerasde arrecifes que bordean a las plataformas, as como la gran extensinde reas con carbonatos de aguas someras. Las costas y las fronteras delpas se muestran como referencia.


13/24


rea emergida

Arrecife de barrera

Zona lagunar

rea marina

16

18

20

102 100

98 96 92 90 8894km

2001000

otra vez, largas cadenas de arrecifes de barrera ubicadosaproximadamente arriba de las franjas arrecifales neoco-mianas, es decir, aproximadamente sobre los bordes delos altos de basamento de las paleoislas de Coahuila yValles-San Luis Potos y la Plataformas de Tuxpan y deCrdoba (Figura 11). El espesor de los cuerpos arrecifa-les depositados en este lapso indica que la velocidad de

subsidencia fue mayor que aquella del Neocomiano. Lasreas que muestran alguna diferencia notable en el surde Mxico, como por ejemplo las plataformas de Artesay Mundo Nuevo, estuvieron afectadas por el desalojo desal calloviana que gener elevaciones del fondo marino,que a su vez causaron claras discordancias regionales enel sureste mexicano, como se ha observado en numerosaslneas ssmicas inditas propiedad de Pemex (AngelesAquino et al., 1992; Garca-Molina, 1994)).

El Turoniano marca otro cambio importante en lospatrones de sedimentacin del Golfo de Mxico, porquetermina el predominio del depsito de carbonatos. Estecambio fue ms evidente en las porciones occidental ynoroccidental de la cuenca, pero no lo fue tanto en laparte meridional de la misma, en donde la sedimentacinde carbonatos continu prcticamente invariable hasta eltrmino del Cretcico. Durante esta poca, en las plata-formas se depositaron capas delgadas de calizas y lutitas(Formaciones Indidura y Guzmantla), mientras que en lacuenca se depositaban calizas con abundantes ndulos ycapas de pedernal (Formaciones Agua Nueva y Maltrata).Tales patrones de depsito sugieren que la subsidencia enel Golfo de Mxico fue mayor en su borde occidental-no-roccidental que en el meridional.

Con base a los afloramientos abundantes a lo largo de

la Sierra Madre Oriental y a los datos del subsuelo queexisten en pozos en la Planicie Costera del Golfo, se infiereque durante el Coniaciano y el Santoniano se incrementla actividad volcnica en el occidente de Mxico, lo cualse reflej en la sedimentacin marina del Golfo de Mxico,en donde continu el depsito de capas delgadas de calizasy lutitas, pero con abundantes horizontes intercalados debentonita, abarcando todas las plataformas del borde oc-cidental y meridional del Golfo, mientras que en la cuencacontinuaba el depsito de carbonatos con bandas y ndulosde pedernal con delgadas intercalaciones de bentonita(Salvador 1991b).

Para elfin del Perodo Cretcico, durante el Campaniano

y el Maestritchiano, aument el aporte de sedimentos cls-ticos provenientes del oeste de Mxico, mientras que enel occidente del Golfo de Mxico la subsidencia aumenty se depositaron gruesos espesores de margas y lutitas dela Formacin Mndez (Figura 12). En varias localidades alo largo de la Sierra Madre Oriental se han reportado ho-rizontes delgados de bentonita (Padilla y Snchez, 1986),que indican que la actividad volcnica en el occidentecontinu hasta casi el fin del Cretcico. Algunos bloquesaltos de basamento no se movieron con la misma velocidadde subsidencia regional y permanecieron en posicin ms

alta que los dems, como ha sido observado en la margenoriental de la Plataforma de Valles-San Luis Potos, endonde la Lutita Mndez descansa discordante sobre las

calizas arrecifales Albiano-Cenomanianas de la Caliza ElAbra, que presenta en este nivel de discordancia rasgoscrsticos bien desarrollados (Aguayo, 1978). Ms al sur,en las cercanas del Macizo de Chiapas se depositabanclsticos (Fm. Angostura), mientras que en las zonas de laSierra de Chiapas, la Cuenca de Veracruz y la Plataformade Crdoba, las lutitas y margas de la Formacin Mndezcambiaban lateralmente a facies carbonatadas de aguassomeras (Prost y Aranda, 2001; Jennette et al., 2003).

6. Etapa de deformacin y sedimentacin durante elCenozoico

Otro cambio importante en la evolucin tectnicadel Golfo de Mxico ocurre en el lmite entre el PerodoCretcico y el Perodo Palegeno, cuando se ha postuladoque en el rea de Chicxulub, en la costa norte de Yucatn,ocurri el impacto de un cuerpo extraterrestre al que seconsidera responsable de la extincin de numerosas espe-cies animales y vegetales, entre las que destacan los dino-sauros y las amonitas (Alvarez et al., 1992). Coincidentecon esta edad, existe una brecha en carbonatos que tieneuna gran extensin en el sur del Golfo de Mxico y tiene

Figura 11. Paleogeografa del Albiano-Cenomaniano. La sedimentacinde clsticos prevaleci sobre los carbonatos hasta el Aptiano tardo,tiempo en el que los altos de basamento que estuvieron emergidos desdeel Jursico tardo fueron sumergidos bajo las aguas del mar. A partir deentonces la sedimentacin de carbonatos domin nuevamente en todala cuenca del Golfo de Mxico. Las costas y las fronteras del pas semuestran como referencia.


14/24


rea emergida

Arenas

Arcillas

Carbonatos plataforma

rea marina

Brecha de carbonatos

?

?

?

?

?

Crter deChicxulub

16

18

20

102 100

98 96 92 90 8894km

2001000

tambin una gran importancia econmica para el pas,por ser la roca almacn de los grandes campos petrolerosdel rea marina del sureste de Mxico (Figura 13). Estabrecha denominada internamente en Pemex como BrechaK-T es inusual porque tiene una extensin de miles de

kilmetros cuadrados y gruesos espesores que alcanzanhasta los 700 m en algunas localidades (Akal). Adems,en gran parte de su espesor carece de matriz, por lo quesu permeabilidad es asombrosamente alta. No es una tareafcil explicar el origen de un cuerpo sedimentario de esasdimensiones, formado por fragmentos angulares de calizade diversos tamaos, sin matriz en la mayora de las lo-calidades conocidas, aunque en algunas (Akal y Ku), enunos cuantos horizontes, la matriz tiene la misma litologaque los clastos. Sin embargo, su origen ha sido explicadode varias formas, de la cuales tres son las ms aceptadas:la primera aduce que el impacto de un cuerpo extraterres-tre (meteorito o cometa) en Chicxulub fu la causa de la

formacin de la brecha (Grajales-Nishimura et al., 2000),lo cual implica que el tamao de grano de los depsitosen su eyecta, fueran menores a una distancia mayor delsitio del impacto, condicin que no se cumple; la segundaargumenta que la brecha fue el producto de un derrumbesubmarino de los fragmentos de caliza que descansabanen el talud del Escarpe de Campeche cuando ocurri elimpacto del cuerpo extraterrestre hace 65.5 Ma (Angeles-Aquino et al., 1992; Limn-Gonzlez et al., 1994), perosi esta fue la causa del depsito de la brecha, entonces suforma y distribucin deberan ajustarse a una morfologa

alargada, paralela al escarpe y con una variacin del tamaode grano de la brecha, de mayor a menor, en direccin de lacuenca; por ltimo, la tercera atribuye el origen de la brechaa condiciones de carsticidad por exposicin subarea de loscarbonatos depositados en extensas planicies de interma-

reas, lo cual explicara la extensin territorial, aunque elespesor requerira un movimiento de subsidencia sbito delorden de 700 m para justificar la edad de la brecha (65.5Ma). El que escribe considera que una sola de las hiptesisanteriores es insuficiente para explicar las dimensionesvolumtricas de la brecha, as como las condiciones fsicasde su depsito, pero quiz las tres hiptesis juntas pudieranjustificar el origen de la misma.

A fines del Cretcico el aporte de sedimentos clsticosdel noroeste y del occidente del Golfo de Mxico se incre-ment notablemente durante las primeras pulsaciones dela Orogenia Laramide, tambin conocida como OrogeniaHidalgoana (de Cserna, 1989). La Era Cenozoica se inicia

prcticamente con el evento tectnico que di origen a lascadenas plegadas y cabalgadas del occidente del Golfo deMxico, especficamente las Sierras y Cuencas de Coahuila,la Sierra Madre Oriental y la Sierra de Zongolica, desdeel Paleoceno tardo hasta el Eoceno temprano (Padillay Snchez, 1982). La orogenia fue el resultado de laconvergencia de la Placa Faralln por debajo de la PlacaNorteamericana, en la que el fragmento de corteza ocenicaque estaba en subduccin tuvo un ngulo muy bajo, causan-do as una deformacin a mayor distancia de la zona de latrinchera y elevando una porcin considerable de la parte

REA EMERGIDA

FUENTE DE SEDIMENTOS

?

?

?

? ?

REA MARINA

87

15

16

17

18

19

20

21

102 101 100

99 98 97 96 95 93 92 91 90 89 88

15

94km

2001000

Figura 12. Paleogeografa del Turoniano-Maestrichtiano. El aporte desedimentos provenientes del occidente y del sur se increment y cambidefinitivamente el patrn de depsito de carbonatos a clsticos. Estacondicin se mantuvo hasta el Cenozoico. Las costas y las fronteras delpas se muestran como referencia.

Figura 13. Paleogeografa de inicios del Paleoceno, cuando se ha propuestoel impacto de un meteorito en el rea de Chicxulub. En este tiempo sedeposit una brecha de carbonatos con una gran extensin y espesoresque alcanzan los 700 m. Las costas y las fronteras del pas se muestrancomo referencia.


15/24


?

?

?

?

rea emergida

Arenas

Lutitas


Calizas y lutitas

rea marina

Estructuras laramdicas

CPSC

16

18

20

102 100

98 96 92 90 88

15

94km

2001000

CTMCTM

CVCV

CPSC

meridional de la Placa de Norteamrica. Esta condicintectnica favoreci el incremento del aporte de grandesvolmenes de sedimentos clsticos despus del fin de laorogenia, que empezaron a depositarse en las cuencas for-madas en el antepas de las cadenas plegadas, que de nortea sur se conocen como las Cuencas de Parras-San Carlos(CPSC), de Tampico-Misantla (CTM) y de Veracruz (CV)

(de Cserna, 1989; Padilla y Snchez, ibid) (Figura 14).As como durante el Cretcico la forma y el tamao de

la cuenca del Golfo de Mxico estuvieron determinadospor las plataformas carbonatadas, a partir del Eocenotardo la nueva forma de la cuenca dependi totalmentedel gran flujo de la sedimentacin clstica. Se empezarona desarrollar grandes fallas lstricas normales asociadas adepocentros en las cuencas de antepas. Durante este tiempose depositaron gruesos espesores de arenas finas en los ta-ldes del occidente del Golfo de Mxico, Planicie Costeradel Golfo, al tiempo que los sedimentos ms finos ibanrellenando las partes ms profundas Goldhammer (1999).

Como consecuencia del aporte masivo de sedimentos lasal y la arcilla de la parte meridional del Golfo de Mxicoempezaron a mobilizarse, formando rollers, diapiros,lenguas y canopies, as como tambin contribuyendo a lasobrepresurizacin de las masas de arcilla.

Para el Eoceno tardo se formaron los depocentros de laCuenca de Veracruz y se inici su relleno con sedimentos

clsticos derivados del oeste (Figura 14) (Jennette et al.,2003).El lmite oriental de esta cuenca estaba constituidopor el Alto de Santa Ana y el Macizo de Teziutln (Viniegra,1966), dos de los bloques de basamento que bordeabanla porcin occidental del antiguo Golfo de Mxico comola continuacin sur del Archipilago de Tamaulipas. Seconsidera que el depsito de 5 a 7 kilmetros de espesorde sedimentos acumulados durante el Eoceno y el Miocenofueron favorecidos por una fuerte subsidencia por flexinde la corteza en el antepas de la Sierra de Zongolica,sin que hasta el momento se hayan identificado fallasregionales que limiten la cuenca (Prost y Aranda, 2001). En

Figura 14. Paleogeografa del Eoceno tardo cuando se inici el relleno de las cuencas de antepas de las sierras plegadas y cabalgadas del occidente delGolfo de Mxico por sedimentos. Cuenca de Parras-San Carlos (CPSC), Cuenca de Tampico-Misantla (CTM) y Cuenca de Veracruz (CV). Las costasy las fronteras del pas se muestran como referencia.


16/24


Homoclinal Occidental

Homoclinal Occidental

AnticlinalLoma Bonita

AnticlinalLoma Bonita

Sinclinal Tlacotalpan

SinclinalTlacotalpan

Tendencia Antn Lizardo

Reentrante de Coatzacoalcos

100 20 km

segundos

0

5

segundos

0

5

Plio-PleistocenoMioceno SuperiorMioceno Medio

Mioceno InferiorPre-MiocenoCretcico

A B

C D

lneas ssmicas se ha observado que existe una antiformasupratenue para el Oligoceno temprano en el rea de LosTuxtlas, que forma una clara discordancia regional; estealto dentro de la cuenca puede significar una zona que ladivide en dos depresiones suaves, una al oriente y otra aloccidente (Figura 15). Cruz-Helet al. (1977) reconocieronuna discordancia mayor cerca de la base de la seccin

marina miocnica, pero su edad exacta no fue identificada,sin embargo, se sabe que el Mioceno inferior se acuahacia el oeste sobre las rocas carbonatadas plegadas yafalladas por la Laramide (Salvador, 1991c). El resto dela columna del Mioceno y el Plioceno estn representadospor una gruesa secuencia de clsticos. La mxima actividadvolcnica en la Cuenca de Veracruz ocurri duranteel Plioceno y el Cuaternario, al igual que en la FranjaVolcnica Transmexicana y en el centro volcnico de LosTuxtlas. Estos episodios volcnicos del Plioceno fueronlos causantes del levantamiento de la porcin oriental de laCuenca de Veracruz (Salvador, ibid) La paleogeografa defines del Eoceno se muestra en la Figura 14, tiempo en elya existan las estructuras compresionales de la OrogeniaLaramide.

Aunque Prost y Aranda (2001) han postulado la presen-cia en el subsuelo de una falla de desplazamiento lateralsinistral, orientada N20W, en el rea de Novillero-Vbora,ellos mismos reconocen que no se ha encontrado eviden-cia de su existencia, quiz porque fue interpretada slocon base a un incremento en el espesor de los sedimentoshacia el occidente de la cuenca y a un arreglo ligeramenteescalonado de los pliegues superficiales que sobreyacen elrea. Por otro lado, al oriente de la cuenca, en el anticli-nal de Novillero, Aranda-Garca (1999) dat los estratos

de crecimiento relacionados con este pliegue como delOligoceno al Mioceno inferior, lo cual le confiere esaedad a la estructura. Tambin al oriente de la cuenca se haidentificado un sistema mayor de fallas denominado Los

Figura 15. Secciones geolgicas de la Cuenca de Veracruz. Su localizacin se muestra en la Figura 1. Modificada de Jennette et al. (2003).

Tuxtlas-Anegada, el cual se extiende a travs del CampoVolcnico de Los Tuxtlas con una direccin N50W y con-tina en el mar con una direccin N40W a lo largo de lamargen oriental del Alto de Anegada (Jacoboet al., 1992);esta falla ha sido mapeada en el campo y en imgenes desatlite, adems de en el subsuelo, por lo que existe unaalta probabilidad de que sea la expresin actual superficial

de la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca (Figura 1 y15)., que estuvo activa durante el Jursico Medio cuandose abri el Golfo de Mxico (Padilla y Snchez, 1986;Alaniz-Alvarez et al., 1996).

Durante el Mioceno Medio la direccin del movimientode la Placa de Cocos cambi hacia el noreste, generando lacompresin que deform a la Cuenca de Veracruz (Jacoboet al., 1992; Prost y Aranda, 2001). Este proceso estuvoacompaado por un levantamiento trmico en los altosde Anegada y de Los Tuxtlas (Jacobo et al., 1992), loque caus la conocida discordancia del rea (Mossman yViniegra, 1976). En las partes ms profundas de la Cuencade Veracruz se depositaron despus del Mioceno Medio delorden de 4 a 5 km de sedimentos (Figura 1). En el taludcontinental, al oriente de las cuencas de Burgos, Tampico-Misantla y de Veracruz, se desarroll un deslizamientogravitacional, de los sedimentos del talud, hacia la cuencadel Golfo de Mxico, limitado echado arriba por una seriede fallas de crecimiento y, echado abajo, por una falla in-versa de bajo ngulo que corta toda la seccin Palegenay Negena. La columna estratigrfica Miocena-Pleistocena(Figuras 2 y 3) est deformada en una serie de grandespliegues aproximadamente paralelos, con longitudes deonda de 10 a 12 km y relieves desde 300 m hasta de 1 km,conocidos como las Crestas Mexicanas, o tambin como

las Crestas Ordoez (Figuras 1 y 16).El origen de las Cuencas del Sureste est ntimamenteligado con la Sierra de Chiapas y con la Cadena Plegadade Reforma-Akal. Segn Santiago-Acevedo et al. (1984), a


17/24


Pliegues y fallas

rea emergida

Arenas

Lutitas


Calizas y lutitas

rea marina

?

?

?

?

16

18

20

102 100

98 96 92 90 88

15

94km

2001000

principios del Palegeno, el Macizo de Chiapas continuabaemergido en su parte sur , mientras que sobre las rocas car-bonatadas marinas (de plataforma en Chiapas y de cuencaen Campeche) de su parte norte, se depositaban gruesassecuencias de clsticos con espesores que varan de 2,500m en la zona de Campeche (Pozo Ateponta 1), hasta cercade 3,000 m en Chiapas (Pozo Triunfo 101).

De acuerdo con Ambrose et al. (2003), durante elOligoceno continu el depsito de clsticos en todo el su-reste mexicano, aunque en el rea de Macuspana se empeza desarrollar un depocentro en donde se depositaron gruesassecuencias de arcillas. Al mismo tiempo, sobre la CadenaChiapas-Reforma-Akal se depositaron espesores menoresde arenas y arcillas, mientras que en el rea de Comalcalco-Salina del Istmo comenz la movilizacin hacia el norte,de grandes volmenes de sal en forma de almohadillas yrollers (Angeles Aquino et al., 1992).

Los mismos patrones sedimentarios continuaronhasta el Mioceno temprano, pero en el Mioceno medio

(Serravaliano, 12.0 Ma) ocurri la mxima etapa de de-formacin que pleg y cabalg las rocas de la cadena deChiapas-Reforma-Akal, con un nivel de dcollementen lacima de la sal calloviana y una vergencia hacia el norte.Snchez-Montes de Oca (1980) denomin a esta orogeniacomo Evento Chiapaneco (Figura 16). Durante este eventoel Macizo de Chiapas tambin se acort, por lo que Garca-

Molina (1994) considera que existe otro nivel de despegueprofundo dentro del bloque de basamento.

Hacia fines del Mioceno e inicios del Plioceno, despusde la deformacin compresiva del Evento Chiapaneco,se inici el basculamiento hacia el norte de la Cadena deChiapas-Reforma-Akal, como una respuesta al desalojo dela sal calloviana en la misma direccin (Figuras 2 y 17).El gran aporte de clsticos provenientes del Macizo deChiapas durante el Plioceno y el Pleistoceno, caus el de-psito de varios kilmetros de espesor de sedimentos, cuyasobrecarga empez a generar grandes fallas de crecimientoorientadas NE-SW, con sus bloques cados hacia el norte.

Figura 16. Paleogeografa del Mioceno tardo, cuando ya se haban formado las Crestas Mexicanas y los pliegues y fallas de la Cuenca de Veracruz,y de la Sierra de Chiapas-Reforma-Akal. De stas ltimas estructuras, el tramo Reforma-Akal se conoce solamente en el subsuelo. Las costas y lasfronteras del pas se muestran como referencia.


18/24


?

?

?

?

rea emergida

Arenas

Lutitas


rea marina

Pliegues y fallas

87

15

16

17

18

19

20

21

102 101 100

99 98 97 96 95 93 92 91 90 89 88

15

94km

2001000

2

1

En la Figura 17 se observa que la orientacin de estas fallassintticas es casi perpendicular a la direccin de los plieguesformados durante el Evento Chiapaneco, y en la Figura 18se ilustra de manera esquemtica la relacin tectnica entrelas estructuras compresionales del Evento Chiapaneco y laestructuras extensionales que las sobreyacen.

Las mayores fallas lstricas normales del Plio-

Pleistoceno se formaron en las cuencas de Macuspana yde Comalcalco-Salina del Istmo, mientras que espesoresmenores de sedimentos clsticos eran depositados tambinsobre la Cadena Chiapas-Reforma-Akal. Una diferenciaque es notable entre estas cuencas consiste en que, mientrasen la cuenca de Comalcalco-Salina del Istmo se desalojabasal (Ricoy, 1989), en la de Macuspana se desalojaba arcilla(Ambrose et al., 2003). En las secciones geolgicas regio-nales de las Figuras 19 y 20 se muestran las estructuras delas cuencas de Comalcalco-Salina del Istmo y Macuspana,as como las estructuras de la cadena plegada de Chiapas-Reforma-Akal.

Las secuencias depositadas en la cuenca de Macuspanaestuvieron bajo un rgimen de extensin desde el Miocenotardo hasta el Pleistoceno, tiempo en el que sufrieron unainversin tectnica (Ciclo Cascadiano segn Snchez-Montes de Oca, 1980), que form los pliegues anticlinalesque hoy constituyen las trampas de los yacimientos de estazona (Ambrose et al., 2003). En la Figura 20 se observan

los pliegues caractersticos de inversin tectnica en elrea del Campo Jos Colomo. Tambin en las Cuencasde Comalcalco y Salina del Istmo se sabe que ocurriinversin tectnica, pero no se han publicado los datoscorrespondientes.

Finalmente, la deformacin del sureste mexicano ocu-rri en el Negeno (Figuras 2 y 21) en el orden siguiente:1. Plegamiento y fallamiento de la Cadena Plegada

y Cabalgada de Chiapas-Reforma-Akal durante elMioceno medio (Figura 21b), con un despegue al nivelde la sal del Calloviano y otro dentro del basamento delMacizo de Chiapas.

Figura 17. Paleogeografa del Pleistoceno Tardo. En este tiempo ya haba ocurrido el basculamiento hacia el norte de la cadena Sierra de Chiapas-Reforma-Akal por el desalojo de sal calloviana y se haban formado las cuencas de (1) Comalcalco-Salina del istmo y (2) Macuspana. La orientacinde las estructuras extensionales, casi perpendicular a las compresionales. Las costas y las fronteras del pas se muestran como referencia.


19/24


2. Basculamiento, hacia el noreste, de la cadena plegadadurante el Mioceno tardo.

3. Depsito de gruesos espesores de arcillas durante elMioceno tardo.

4. Deslizamiento gravitacional de la columna Palegenatarda sobre las arcillas miocnicas.

5. Formacin de la cuenca de Comalcalco durante elPlioceno (Figura 21c).6. Formacin de la cuenca de Macuspana en dos etapas: las

fallas que la limitan al sureste y al noroeste se formarondurante el Plioceno y las fallas oblicuas escalonadaseste-oeste se formaron durante el Pleistoceno y hasta elReciente (Figura 21c). En ambos casos las arcillas delMioceno favorecieron el dcollementde la columna.

7. Conclusiones

La evolucin tectnica y sedimentaria del Golfo de

Mxico se caracteriz por una subsidencia lenta quecomenz desde el Jursico Medio y contina hasta hoy.Durante el Jursico y el Cretcico se depositaron varioskilmetros de espesor de sedimentos carbonatados en lasextensas plataformas someras que bordeaban la cuenca.A inicios del Palegeno, la Orogenia Laramide deformlas rocas de la parte occidental del Golfo, formando lospliegues y fallas de las Sierras Madre Oriental y la deZongolica, mientras que en el sureste mexicano continuabala sedimentacin de carbonatos sobre la parte norte delmacizo de Chiapas y sobre el Bloque Yucatn. En el

Mioceno medio el Evento Chiapaneco forma la cadenaplegada y cabalgada de Chiapas-Reforma-Akal, a partirde un dcollementa nivel de la sal calloviana, formandopliegues orientados NW-SE y con vergencia al noreste.Asociado al nivel de despegue, un volumen importantede sal se moviliz hacia el norte-noroeste, causando a su

vez que las estructuras de la cadena de Chiapas-Reforma-Akal se bascularan en la misma direccin y crearan asnuevos depocentros, en donde desde entonces hastafines del Negeno, se depositaron varios kilmetros deespesor de sedimentos clsticos (Figuras 18 y 21b), queempezaron a deslizarse por gravedad tambin hacia elnorte-noroeste, o sea, hacia la misma direccin en la quese inclinaban los pliegues de la cadena Reforma-Akal.El peso de estos sedimentos propici que la secuenciadiscordante miocnica tarda comenzara un deslizamientogravitacional hacia el NNW, iniciando as grandes fallasnormales lstricas, orientadas WSW-ENE, es decir, casiperpendiculares a la orientacin de los pliegues de la cadena

Chiapas-Reforma-Akal (Figuras 21b y 21c); estas fallasnormales regionales, sintticas y antitticas, constituyeronlos limites de las cuencas de Comalcalco-Salina del Istmoy de Macuspana. Posteriormente, durante el Pleistoceno,las cuencas recin formadas bajo un rgimen tectnicoextensional sufren una compresin, desarrollndose en ellaspliegues propios de inversin tectnica, ms evidentes enel campo Jos Colomo de la Cuenca de Macuspana (Figura20). Una sntesis cronolgica de los eventos tectnicos queafectaron el Golfo de Mxico meridional y occidental seilustra en la Figura 2.

Figura 18. Bloque diagramtico que muestra la disposicin espacial de la Cadena Plegada de Chiapas-Reforma-Akal, basculada hacia el NW y lascuencas de Macuspana y Comalcalco producto de un deslizamiento gravitacional.


20/24


For

tuna

Nac

iona

l

Jos

Colomo

Segundos

0 2 4 6

10

0

20km

Pli

o-Pleistoceno

Mioceno

Super

ior

Mioceno

Med

io

Mioceno

Inferior

Pre-

Mioceno

Cret

cico

I

J

F

50

0

100km

E

G

H

G-H E

-F

Basamen

to

Lec

hos

Rojos

Tri

sico-

Jursico

Sal

Cal

loviana

Plio-

Pleistoceno

Oligoceno-M

ioceno

Paleoceno

Cre

tcico

Jursico

Super

ior

NE

SE

NW

SW

Ca

ntarel

l

Cuenca

deComalca

lco

Cuenca

Sal

ina

deGol

foPro

fundo

Pilar

deAkal

Cuenca

de

Macuspana

Mac

izoy

Sierra

deC

hiapas

rea

Reform

a-Villahermosa

km

0 810

km

0 810

Figura19.

SeccionesgeolgicasdelacadenaplegadadeChiapas-Refo

rma-AkalydelaCuencadeComalcalco.

Loca

lizacinenlaFigura1.

ModificadadeGarca(1994).

Figura20.

SeccionesgeolgicasdelaCuencadeMacus

pana.

SulocalizacinsemuestraenlaFigura1.

ModificadadeAmbroseetal.

(2003).


21/24


Figura21.

EstructurasCenozoicasdelSuresteMexicano.

Lasestructurasconlnead

iscontinuaestnenelsubsuelo.

A)Todas.B)P

lieguesyfallascompresionalesMiocnicas.C)Fallasextensionalesy

plieguescompresionalesdelPlio-Pleistoceno.

NteselaorientacincasiperpendicularentrelasestructurasdeBydeC.


22/24


Finalmente, adems del inters geolgico, el surestemexicano tiene una importancia econmica muy grandepara el pas, porque en las estructuras de la cadena plegaday cabalgada de Chiapas-Reforma-Akal y en las Cuencasdel Sureste se ubican el 89% de las reservas probadas depetrleo crudo equivalente y el 92% de la produccin totalde petrleo crudo equivalente del pas (PEMEX, 2005). Las

rocas del Tithoniano fueron las generadoras de hidrocarbu-ros, mismos que se almacenaron en trampas estratigrficasy estructurales del Jursico (Kimmeridgiano), CretcicoSuperior-Paleoceno y del Negeno.

Agradecimientos

El autor agradece a S. Alanz-Alvarez, a A. F. Nieto-Samaniego y a dos rbitros annimos por las revisionescrticas hechas al manuscrito, sus observaciones y comen-tarios fueron acertados, an con las diferencias propias deestilo de escritura del autor. Agradezco tambin a aquelloscompaeros de Pemex que me enriquecieron con sus datosinditos sobre la tectnica del sureste mexicano y a los queme es imposible mencionar por temor a omitir a alguno.

Rereefencias bibligrficas

Aguayo C., J. E., 1978, Sedimentary environments and diagenesis ofa cretaceous reef complex, eastern Mexico: Inst. Cienc. Mar yLimn., Universidad Nacional Autnoma de Mxico, Anales, V.5, P. 83-140

Alanz-Alvarez, S. A., P. van der Heyden, Nieto-Samaniego, A. F.,OrtegaGutirrez, F., 1996, Radiometric and kinematic evidence forMiddle Jurassic strike-slip faulting in southern Mexico related to theopening of the Gulf of Mexico: Geology, v. 24, p. 443-446

Alvarez, M., Jr., 1949, Tectonics of Mexico: American Association ofPetroleum Geologists Bull. V. 33, No 8, p. 1319-1335

Alvarez, M., Jr., 1951, Mexico: American Association of PetroleumGeologists Bull. V. 35, No 2, p. 361-381

Alvarez, W., Smit, J., Lowrie, W., Asaro, F., Margolis, S.V., Claeys, P.,Kastner, M., and Hildebrand, A.R., 1992, Proximal impact depositsat the Cretaceous-Tertiary boundary in the Gulf of Mexico: Arestudy of DSDP Leg 77 Sites 536 and 540: Geology, v. 20, p.697700

Ambrose, W. A., T. F. Wawrzyniec, K. Fouad, S. C. Talukdar, R. H.Jones, D. C. Jennette, M. H. Holtz, S. Sakurai, S. P. Dutton, D. B.Dunlap, E. H. Guevara, J. Meneses Rocha, J. Lugo, L. Aguilera, J.Berlanga, L. Miranda, J. Ruiz Morales, R. Rojas, and H. Sols, 2003,Geologic framework of upper Miocene and Pliocene gas plays of

the Macuspana Basin, southeastern Mexico: American Associationof Petroleum Geologists Bulletin, v. 87, pp. 14111435Anderson, T.H., and Schmidt, V.A., 1983, The evolution of Middle

America and the Gulf of Mexico-Caribbean sea region duringMesozoic time: Geological Society of America Bull., v. 94, p.941-966

Angeles Aquino, F.J., Reyes Nez, J., Quezada-Muetn, J.M., 1992,Evolucin tectnica de la Sonda de Campeche, estilos estructuralesresultantes y su implicacin en la generacin y acumulacin dehidrocarburos: II Simposio de Exploracin Petrolera, InstitutoMexicano del Petrleo, Mxico, D.F.

Angeles Aquino, F.J. y Cant-Chapa, A., 2001, Subsurface Upper JurassicStratigraphy in the Campeche Shelf, Gulf of Mexico, in, Bartolini,C., Buffler, R.T. y Cant-Chapa, A., (Editores), The Western Gulf

of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, and PetroleumSystems: American Association of Petroleum Geologists Memoir75

Aranda-Garca, M., 1999, Evolution of Neogene contractional growthstructures, southern Gulf of Mxico: M.S. thesis, The Universityof Texas at Austin, 169 p.

Atwater, T., 1970, Implications of plate tectonics for the Cenozoic tectonicevolution of western North America. Bull. Geol. Soc. Amer., v. 81,p. 3513-3536

Bartolini, C., Buffler, R.T. y Cant-Chapa, A., (Editores), 2001, TheWestern Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, andPetroleum Systems: American Association of Petroleum GeologistsMemoir 75, 480 p.

Bse, E., 1905, Resea acerca de la geologa de Chiapas y Tabasco: Bol.Inst. Geol. Mxico, p. 429-441

Bse, E., 1906, Escursion lIsthme de Tehuantepec: Xme Congr.Internal., Escursion XXXI

Buffler, R.T., y Sawyer, D.S., 1985, Distribution of crust and early history,Gulf of Mexico Basin: Gulf Coast Association of GeologicalSocieties Trans., v. 35, p. 333-344

Burckhardt, C., 1930, Etude synthtique sur le Msozoique Mexicain,Premire partie: Societ Palontologique Suisse Mmoires, v. 49,p. 1-123

Burkart, B., 1983, Neogene North American-Caribbean plate boundary

across northern Central America: Offset along the Polochic Fault:Tectonophysics, v. 99, p. 251-270Burkart, B., Deaton, B.C., Dengo, C., y Moreno, G., 1987, Tectonic

wedges and offset Laramide structures along the Polochic fault ofGuatemala and Chiapas, Mexico: Reaffirmation of large Neogenedisplacement: Tectonics, v. 6, p. 411-422

Burkart, B., y Scotese, C.R., 1990, The Orizaba fault zone: Link betweenthe Mexican Volcanic Belt and strike-slip faults of NorthernCentral America: EOS, American Geophysical Union Trans., v.71, p. 1559

Cant-Chapa, A., 1969, Una nueva localidad del Trisico Superior marinoen Mxico: Revista del IMP, v. 1, p. 71-72

Carfantan, J.C., 1986, Du Systme Cordillrain Nord-Amricain auDomaine Caraibe: tude Gologique du Mexique Meridional: Tesisde Doctorado de Estado, Universit de Savoie, Chambery, 557 p.

Case, J.E., 1980, Crustal setting of mafic and ultramafic rocks and

associated ore deposits of the Caribbean regions, USGS Open FileReport 80-304, 95 p.Castillo-Tejero, C., 1955, Bosquejo estratigrfico de la Cuenca Salina

del Istmo de Tehuantepec: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 7, p.175-212

Contreras, V.H., 1959, Resea de la geologa del sureste de Mxico: Bol.Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 11, p. 401-484

Cruz-Hel, P., Verdugo V., R., y Brcenas P., R., 1977, Origin anddistribution of Tertiary conglomerates, Veracruz Basin, Mexico:American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 61, p.207-226

Cserna, Z. de, 1989, An outline of the geology of Mexico: The Geologyof North America An overview: Vol. A, The Geological Societyof America, p. 233-264

Delgado-Argote., L.A., y Morales-Velzquez, J.E., 1984, Rasgosgeolgicos y econmicos del complejo bsico-ultrabsico de El

Tamarindo, Guerrero: Revista GEOMIMET, v. 128, p. 81-96Dengo, G., 1968, Estructura geolgica, historia tectnica y morfologade Amrica Central: Mxico, D.F., Centro Regional de AyudaTcnica, 52 p.

Dengo, G., 1969, Problems of tectonic relations between Central Americaand the Caribbean, in: Geology of the American Mediterranean,Gulf Coast Association of Geological Societies Trans., v. 19, p.311-320

Dengo, G., 1972, Review of Caribbean serpentinites and their tectonicimplications, in: Shagan et al. (Eds.), Studies in Earth and SpaceSciences: Geological Society of America, Memoir 132, p. 303-312

Dengo, G., y Bohnenberger, O.H., 1969, Structural development ofnorthern Central America: American Association of Petroleum


23/24


Geologists Memoir 11, p. 203-212Daz G., T., Mixon, R., y Murray, G.E., 1959, Mesozoic Stratigraphy and

Structure, Saltillo-Galeana Areas, Mexico: South Tex. Geol. Soc.Field Trip Guidebook, p. H1-H6

Dunbar, J.A. y Sawyer, D.S., 1987, Implications of continental crustextension for plate reconstruction: An example from the Gulf ofMexico: Tectonophysics, v. 6, p. 739-755

Garca-Molina, G., 1994, Structural evolution of SE Mxico (Chiapas-Tabasco-Campeche) offshore and onshore: Rice University, Ph.D.Dissertation, 161 p.

Gibson, J.B.,1936a, Estratigrafa y tectnica de la zona costera del Golfoentre el 19 34 latitud Norte y el Ro Coatzacoalcos, Ver.: Bol. Soc.Geol. Mex., Tomo IX, No 5

Gibson, J.B.,1936b, Estratigrafa y tectnica de la zona costera del Golfode Mxico: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 5, p. 274-276

Goldhammer, R.K., 1999, Mesozoic sequence stratigraphy andpaleogeographic evolution of northeast Mexico: in C. Bartolini,J.L. Wilson, and T.F. Lawton, eds., Mesozoic sedimentary andtectonic history of north-central Mexico: Geological Society ofAmerica Special Paper 340, p. 1-58

Goldhammer, R.K., y Johnson, C.A., 2001, Middle Jurassic-UperCretaceous Paleogeographic evolution and sequence stratigraphicframework of the northwest Gulf of Mexico rim: in C. Bartolini,T. Buffler, and A. Cant-Chapa, eds., The western Gulf of Mexico

Basin: Tectonics, sedimentary basins and petroleum systems:American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, p.45-81.

Gonzlez G., R., y Holgun Q., N., 1992, Geology of the source rocks ofMexico: 13th World Petrol. Congr., Proceed., v. XLI, p. 37-50

Grajales-Nishimura, J.M., E. Cedillo-Pardo, C. Rosales-Domnguez, D.J.Morn-Zenteno, W. Alvarez, P. Claeys, J. Ruz-Morales, J. Garca-Hernndez, P. Padilla-Avila, A. Snchez-Ros, 2000, Chicxulubimpact: The origin of reservoir and seal facies in the southeasternMexico oil fields: Geology, v. 28, p. 307310

Guerrero Garca, J.C., 1975, Contributions to paleomagnetism and Rb-Sr geochronology: Ph.D. Dissertattion,The University of Texas atDallas, 152 p.

Hernndez-Garca, R., 1973, Paleogeografa del Paleozoico de Chiapas,Mxico: Asoc. Mex. Gel. Petrol., v. 25, P73-113

Hess, H.H., Maxwell, J.C., 1963, Caribbean Research Project: Geological

Society of America Bull., v. 64, p. 1-6Hill, R.T., 1902, The geographic and geologic features and theirrelationship to the mineral products of Mexico: Trans. Amer. Inst.Min. Engrs., v. 32, p. 163-178

Hiller, R., Weber, B., Hetch, L., Ortega G., F., Schaaf, P. y LpezM., M., 2004, The Sepultura Unit A medium to high grademetasedimentary sequence in the Chiapas Massif, SE Mexico: IVReunin Nacional de Ciencias de la Tierra, Juriquilla, Qro., Librode Resmenes, p. 200

Holgun Q., N., 1985 (1988), Evaluacin geoqumica del sureste deMxico: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 37, p. 3-48

Humpris, Jr., C.C., 1979, Salt movement on continental slope, northernGolf of Mexico: American Association of Petroleum GeologistsBull., v. 66, p. 782-798

Imlay, R.W., 1953, Las Formaciones Jursicas de Mxico: Bol. Soc. Geol.Mex., T. 16, p. 65 p.

Jacobo A., J., M. Garduo, F. Innocenti, M. Manetti, G. Pascuar y S.Tonarini, 1992, Datos sobre el vulcanismo geognico-reciente delComplejo Volcnico de Los Tuxtlas, Edo. De Veracruz, Mxico:Evolucin petrolgica y geovulcanolgica: 11 ConvencinGeolgica Nacional, Veracruz, Libro de Resmenes, p. 97-98

Jennette, D., T. Wawrzyniec, K. Fouad, D.B. Dunlap, J. Meneses Rocha,F. Grimaldo, R. Muoz, D. Barrera, C.T. Williams-Rojas, and A.Escamilla Herrera, 2003,Traps and turbidite reservoir characteristicsfrom a complex and evolving tectonic setting, Veracruz Basin,southeastern Mexico: American Association of PetroleumGeologists Bull., V. American Association of Petroleum GeologistsBulletin, v. 87, pp. 15991622

Lawton, T. F., F. J. Vega, K. A. Giles, and C. Rosales Domnguez, 2001,Stratigraphy and origin of the La Popa basin, Nuevo Leon and

Coahuila, Mexico, in: C. Bartolini, R. T. Buffler, and A. Cant-Chapa, eds., Mesozoic and Cenozoic evolution of the western Gulfof Mexico Basin: tectonics, sedimentary basins and petroleumsystems: American Association of Petroleum Geologists Memoir75, p. 219240

Limn-Gonzlez, M., Cedillo Pardo, E., Quezada Muetn, J. M., Grajales-Nishimura, J. M., Alvarez, W., Hildebrand, A. R., Snchez Ros,M.A., Rosales Dominguez, M. C., and Gonzlez Casildo, V., 1994,Cretaceous-Tertiary boundary sedimentary breccias from southernMexico: Normal sedimentary deposits or impact related breccias?:American Association of Petroleum Geologists, Abstracts, v. 3,p. 199

Lpez-Infanzn, M., 1986, Petrologa y radiometra de rocas gneas ymetamrficas: Bol. Asoc. Mex. Gel. Petrol., v. 33, p. 59-98

Lpez-Vega, J., 1980, Evaluacin econmica petrolera del rea Comitn-Pedregal, Estado de Chiapas: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v.32, p. 57-77

Martnez-Castillo, F.J., 2001, Geological study of the Miocene RodadorField and its exploitation possibilities, Tabasco State, SoutheasternMexico, in Bartolini, C., Buffler, R.T. y Cant-Chapa, A., (Editores),The Western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins,and Petroleum Systems: American Association of PetroleumGeologists Memoir 75

McBirney, A.R., 1963, Geology of the central guatemalan cordillera:

Univ. California Publ. Geol. Sci., 38, p. 177-242Meneses R., J.J., 1991, Tectonic development of the Ixtapa Graben,Chiapas, Mxico: Ph.D. dissertation, The University of Texas atAustin, 308 p.

Meneses R., J.J., 2001, Tectonic evolution of the Ixtapa Graben, anexample of a strike-slip basin of southeastern Mexico: Implicationsfor regional petroleum systems; in: C. Bartolini, R. T. Buffler, andA. Cant-Chapa, eds., Mesozoic and Cenozoic evolution of thewestern Gulf of Mexico Basin: tectonics, sedimentary basins andpetroleum systems: American Association of Petroleum GeologistsMemoir 75, p. 183216

Michaud, F., 1987, Stratigraphie et paleogeographie du Mesozoiquedu Chiapas, sud-est du Mexique: These du Doctorat, UniversitParis 6, 301 p.

Molina-Garza, Roberto S. e Iriondo, Alexander, 2005, La MegacizallaMojave-Sonora: la hiptesis, la controversia y el estado actual

de conocimiento, in, Alanz-lvarez y Nieto-Samaniego (Eds.),Grandes Fronteras Tectnicas de Mxico, Sociedad GeolgicaMexicana, Vol. Conmemorativo del Centenario, T. LVII, No. 1,p. 1-26

Morn-Zenteno, Dante J., Martiny, B., Tolson, G., Sols Pichardo, G., AlbaAldave, L., Hernndez-Bernal, M. del S., Macas Romo, C., MartnezSerrano, R.G., Schaaf, P., Silva Romo, G., 2000, Geocronologa ycaractersticas geoqumicas de las rocas magmticas terciarias dela Sierra Madre del Sur: Bol. de la Sociedad Geolgica Mexicana,T. LIII, No. 1, p. 27-58

Mossman, R.W., and Viniegra, F., 1976, Complex fault structures inVeracruz Province of Mexico: American Association of PetroleumGeologists Bull., v. 60, p. 379-388

Muehlberger, W.R., 1965, Late Paleozoic movement along the TexasLineament: New York Acad. Sci. Trans., Ser. 11, 27, 385-392

Muehlberger, W.R. y Ritchie, A.W., 1975, Caribbean-American Plate

Boundary in Guatemala and Southern Mexico as seen on SkylabIV orbital photography: Geology, v. 3, p. 232-235Oate E., Roberto, 1950, Estudios Geofsicos de la Cuenca de Veracruz:

Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. II, No 4, p. 291-298Pacheco, C. y Barba, M., 1986, El Precmbrico de Chiapas, un terreno

estratotectnico: Sociedad Geolgica Mexicana, VIII ConvencinNacional, Libro Resmenes, p. 145

Padilla y Sanchez, R.J., 1982, Geologic evolution of the Sierra MadreOriental between Linares, Concepcion del Oro, Saltillo, andMonterrey, Mexico: The University of Texas at Austin, Ph.D.Dissertation, 217 P.

Padilla y Sanchez, R.J., 1986, Post-Paleozoic tectonics of NortheastMexico and its role In the evolution of the Gulf Of Mexico:Geofisica Internacional, V. 25, No. 1, P. 157-206


24/24


Padilla y Snchez, R.J., Martnez S., R.G. y Torres R., V., 1995, CartaTectnica de los Estados Unidos Mexicanos: Edicin ConjuntaFacultad de Ingeniera, Universidad Nacional Autnoma de Mxico-Instituto Nacional de Estadstica, Geografa e Informtica, Escala1:2,000,000

Pantoja A.,J., Rincn O., C., Fries, C., Silver, L., Solorio, O., 1974,Contribuciones a la Geocronologa de Chiapas: Bol. Asoc. Mex.Geol. Petrol., V. 26, P. 205-223

PEMEX (Petroloes Mexicanos), 2005, Anuario Estadstico, en: www.pemex.com, referencia consultada en abril del 2006.

Pindell, J. L., 1985, Alleghenian reconstructions and subsequent evolutionof the Gulf of Mexico, Bahamas, and proto-Caribbean: Tectonics,v. 4, p. 139

Pindell, J. L., 1993, Regional synopsis of Gulf of Mexico and Caribbeanevolution; in: Pindell, J. L., and Perkins, B. F., eds., Mesozoic andearly Cenozoic development of the Gulf of Mexico and Caribbeanregion, A context for hydrocarbon exploration: Gulf Coast Section,Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Foundation,13th Annual Research Conference Proceedings, p. 251274.

Pindell, J. L., y L. Kennan, 2003, Mexico and Gulf of

Evolucion Geologica Del Sureste Mexicano

Documents

Transcript of Evolucion Geologica Del Sureste Mexicano