geologÍa de explotaciÓn de petrÓleo
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GEOLOGÍA DE EXPLOTACIÓN DE PETRÓLEO, AGUA Y VAPOR
GRUPO 1
ING. JAVIER ARELLANO GIL
“CUENCA SALINA DEL ISTMO”
MELLÍN DE LA O JOSÉ EDUARDO
Semestre 2008-2
ÍNDICE
Resúmen ---------------------------------------------------------------------------- 4
Cuenca salina del istmo ------------------------------------------------- 5
Geologia regional ------------------------------------------------------------ 5Figura 1 ---------------------------------------------------------------------------------- 6
Estratigrafía --------------------------------------------------------------------- 6
Litología ----------------------------------------------------------------------------- 9
Triasico-Jurásico --------------------------------------------------------------- 9
Jurasico-cretacico ---------------------------------------------------------- 10
Caliza Chinameca ------------------------------------------------------------------- 10
Cretácico -------------------------------------------------------------------------- 10
Caliza Sierra Madre ----------------------------------------------------------------- 10
Formación Méndez ------------------------------------------------------------------ 11
Paleógeno ------------------------------------------------------------------------- 11
Eoceno --------------------------------------------------------------------------------- 11Formación Velasco ------------------------------------------------------------------ 11Conglomerado Uzpanapa --------------------------------------------------------- 12Lutita Nanchital ----------------------------------------------------------------------- 12
Oligoceno ------------------------------------------------------------------------------ 13Conglomerado nanchital ----------------------------------------------------------- 13Formación la laja --------------------------------------------------------------------- 14Formación depósito ----------------------------------------------------------------- 15
Neógeno ---------------------------------------------------------------------------- 16
Mioceno -------------------------------------------------------------------------------- 16Formación encanto ------------------------------------------------------------------ 16Concepción inferior ------------------------------------------------------------------ 17Concepción superior ---------------------------------------------------------------- 18Filisola ----------------------------------------------------------------------------------- 18Paraje solo ---------------------------------------------------------------------------- 19Agueguexquite ------------------------------------------------------------------------ 20Cedral ----------------------------------------------------------------------------------- 21
Tectonica -------------------------------------------------------------------------- 22Figura 2 -------------------------------------------------------------------------------- 23
Importancia petrolera --------------------------------------------------- 24
Campo cinco presidentes ---------------------------------------------- 25Figura 3 ------------------------------------------------------------------------------- 25
Geología estructural --------------------------------------------------- 25
Estratigrafía local ------------------------------------------------------- 26Formación agueguexquite ------------------------------------------------------- 26Formación Paraje solo ------------------------------------------------------------ 26Formación Filisola ------------------------------------------------------------------ 26Formación concepción superior ------------------------------------------------ 26Formación concepción ------------------------------------------------------------ 27Formación encanto ---------------------------------------------------------------- 27Oligoceno ---------------------------------------------------------------------------- 27
Sistema petrolero --------------------------------------------------------- 28Roca generadora ------------------------------------------------------------------- 28Roca almacenadora --------------------------------------------------------------- 28Roca sello ---------------------------------------------------------------------------- 28Trampas ------------------------------------------------------------------------------ 28
Reservas ------------------------------------------------------------------------- 29Tabla de reservas del sureste -------------------------------------------------- 29
Conclusión --------------------------------------------------------------------- 30Bibliografía -------------------------------------------------------------------- 31RESÚMEN
La cuenca Salina del Istmo fue descubierta a principios del siglo. Se localiza en la porción norte de la llanura costera del Istmo, cubre la parte meridional del estado de Veracruz y una porción del estado de Tabasco, abarcando una superficie de 17 000 km2, una tercera parte costa afuera.
Tiene una historia prolífica de producción de hidrocarburos que se remonta a principios del siglo XIX siendo explotada hasta nuestros días, debido a que en los primeros pozos encontraron sal al atravesar la roca sello, la zona se le conoce desde entonces como Cuenca Salina del Istmo, esta es identificada generalmente como una acumulación de sedimentos siliclasticos intrusionados por cuerpos de sal, produciendo aceites ligeros a medios principalmente en
rocas del Mioceno.
El primer campo petrolero de la cuenca fue el campo Ixhuatlan, el cual se descubrió al perforar el pozo San Cristóbal 1. A la fecha se han descubierto 48 campos terciarios siendo actualmente los mas importantes Cinco Presidentes, Ogarrio, Cuchilapa, Blasillo, Magallanes, El Plan y Bacal.
Las exploraciones en la Cuenca Salina del Istmo han sido desarrolladas principalmente en el continente y están enfocadas a las arenas del terciario, mientras que mas adentro la exploración es muy pobre y apenas comienza.
La Cuenca Salina del Istmo comparte la misma historia geológica que el resto del Golfo de México, que inicia con una grieta al final del jurasico, con una leve abertura del océano en el margen de la cuenca. Durante la primera etapa fueron depositados en un área extensa, después la masa de Yucatán se dirigió hacia el sur permitiendo que una gran parte de sal se separara, dejándose una parte en el golfo de USA. y la segunda en la frontera oeste de la actual plataforma de Yucatán. La masa de sal depositada fue enterrada por sedimentos del Jurasico Tardío y durante el Mesozoico y el Terciario la sal sufrió episodios de movilidad que deformo la secuencia de sedimentos de distintos modos.
CUENCA SALINA DEL ISTMO
GEOLOGÍA REGIONAL
La cuenca Salina del Istmo se encuentra situada en la parte norte del Istmo de Tehuantepec, comprendiendo el extremo sur del estado de Veracruz y la parte oeste del estado de Tabasco (Figura 1). La cuenca Salina del Istmo está separada de la cuenca de Veracruz por el macizo de San Andrés hacia el occidente y de la cuenca de Tabasco y Campeche por el denominado macizo de Jalpa. El límite de la cuenca Salina probablemente yace en la plataforma continental bajo las aguas del Golfo de México.
La estructura general de la región, parece ser un área de complicados
plegamientos debidos a la tectónica orogénica y de la tectónica salina, presentando fracturas que aparecen muchas veces como accidentes topográficos. Hacia la parte Sur encontramos fallas con orientación suroeste, y en toda la región encontramos alteraciones secundarias representadas por plegamientos y fallas que siguen en general de un modo aproximado la dirección noroeste a sureste. Se encuentran también algunos sistemas de fracturas debidos probablemente a fallas que siguen la dirección Noreste, así como plegamientos cortos con la misma orientación.
Dentro de la cuenca afloran formaciones sedimentarias de origen marino cuya edad va del Mioceno al Plioceno, depósitos fluviales y costeros que van del Pleistoceno al Reciente, así como depósitos aislados de tobas volcánicas del Oligoceno, y pequeñas lagunas de calizas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior que afloran en la región de Chinameca, las cuales muestran un intenso plegamiento hacia arriba, posiblemente debido a la intrusión salina.
La estructura de la cuenca parece haber comenzado a principios del Paleoceno, durante el desplazamiento del Macizo de Chiapas hacia el norte, produciendo plegamientos y fallas en las formaciones sedimentarias de la cuenca, la sal fue inyectada a través de estos pliegues y fallas; durante el Oligoceno hubo un hundimiento gradual de la cuenca, dando lugar a la penetración de la sal, y durante el Mioceno tuvo lugar un mayor levantamiento de la masa salina.
FIGURA 1 Ubicación de la Cuenca Salina del Istmo
ESTRATIGRAFÍA
La base de la formación salina del Istmo no se encuentra expuesta en parte alguna, ni pozo alguno la ha penetrado completamente. En Cerro Pelón la formación excede de 503 metros y se han perforado pozos hasta una profundidad de 900 metros dentro de los depósitos de sal.
La cubierta se manifiesta en las estructuras salinas del Istmo como una caliza dolomítica, anhidrita, yesos puros, una mezcla de ambos y sin sal, arcilla con o
sin restos de los sedimentos suprayacentes, etc.
Con la transgresión del mar del Jurásico Superior en la región del actual antepaís ístmico empezó una transgresión general hacia el sur, que avanzó más allá del borde meridional de la Cuenca Salina. Durante el Cretácico Inferior el mar avanzó hasta el margen boreal del actual macizo de Chiapas y durante el Cretácico Superior el mar llegó a cubrir el mismo macizo que se hundía.
Durante el Jurásico Superior y la mayor parte del Cretácico las condiciones eran tales que los depósitos principales fueron gruesas calizas no estratificadas. Un cambio completo en el tipo de sedimentación tuvo lugar hacia el final del Cretácico, depositándose grandes espesores de lutitas durante el cretácico superior. Además de esta diferencia de facies hay una importante discordancia entre la sección de caliza no estratificada y la gruesa serie de lutitas que yace sobre ella.
En Cerro Pelón esta discordancia se encuentra particularmente bien marcada. La caliza gruesa está ausente y las lutitas Méndez, del Cretácico Superior y Cretácico Inferior. Esta discordancia también está indicada por una brecha calcárea basal. En Chinameca la alteración de las rocas cretácicas y jurásicas en depósitos de laterita indican la existencia de una antigua superficie terrestre. En Almagres la caliza está igualmente alterada en laterita.
En la Cenobahía de Tampico, aproximadamente en el mismo período, hubo un cambio litológico semejante de las calizas Tamaulipas y San Felipe a las lutitas Méndez, Velasco-Chicontepec y Guayabal Inferior.
Gruesos conglomerados no estratificados yacen sobre las lutitas Nanchital, del Cenozoico Inferior, indicando otro cambio notable en las condiciones de sedimentación.
El Oligoceno marca un período importante de sumersión, dando origen a las series Depósito y La Laja, las unidades clásticas de mayor espesor en el Istmo. Las condiciones de sedimentación fueron notablemente constantes en esa
época, componiéndose los estratos de lutitas con abundantes foraminíferos y capas delgadas de areniscas finas en todo su espesor.
Por el contrario, los sedimentos del Oligoceno, en la porción oriental del Istmo, son de facies de aguas someras y ocurren areniscas no estratificadas en el Oligoceno y Mioceno Inferior de Acalapa. Las diferencias en profundidad de las diversas porciones de la cuenca del Oligoceno quedan indicadas por esos cambios laterales en las facies sedimentarias y la forma de la cuenca debió ser determinada, principalmente, por la forma de la superficie pre-oligocénica.
Durante la época de Depósito la sumersión de todo el Istmo se inició y se acentuó durante la época Encanto, aunque se han encontrado discordancias en ciertas partes del occidente del Istmo, donde la formación Encanto está ausente y la Depósito yace directamente bajo la Concepción Superior. Esto podría explicarse por una ligera fluctuación y sumersión en la época Concepción Superior, con una transgresión sobre la formación Encanto.
Esta supuesta sumersión puede colocarse solamente en el período de sedimentación de la parte superior de la Concepción Inferior, donde predominan las lutitas.
Poco o ningún plegamiento tuvo lugar durante el oligoceno y Mioceno Inferior, pues los echados de las capas Concepción Inferior concuerdan con los de las capas Depósito subyacentes. Sin embargo, hubo un extenso plegamiento hacia el final del Mioceno Inferior, como se muestra ampliamente por una extendida discordancia angular en la base de la Concepción Superior.
El Mioceno Medio del Istmo implica dos ciclos de sedimentación, el más antiguo principió con las lutitas de foraminíferos de la Concepción Superior, que pasan gradualmente a la arenisca marina Filisola suprayacente y luego a los depósitos de aguas salobres y aún de aguas dulces de Paraje Solo. Esto indica una continua regresión del mar, dando lugar a una disminución gradual en la profundidad del agua.
Hacia el final de la época Paraje Solo debió haber un período de sumersión en el área central y occidental de Gavilán, terminando el primer ciclo de sedimentación e iniciándose el segundo. Este ciclo comenzó con la deposición de las lutitas marinas fosilíferas Agueguexquite Inferior, seguida con las arenas marinas Agueguexquite Medio y los sedimentos de aguas salobres Agueguexquite Superior, terminando con la formación Cidral de aguas salobres.
LITOLOGÍA
TRIÁSICO-JURÁSICO
Estas edades están representadas por la Formación Salina y por los Lechos Rojos. Litológicamente están representadas por series de conglomerados, lutitas, pizarras arcillosas abigarradas y areniscas que se intemperizan de color rojo predominante.
Los conglomerados, grises normalmente y rojos cuando se intemperizan, están formados por fragmentos de porfiritas, granitos, filitas, cuarcitas y areniscas siendo de tamaño variable sus componentes.
Las areniscas son de grano grueso a grano fino, con gran variedad de colores predominando el gris y el gris blanquizco. Se han encontrado areniscas que presentan marcas de oleaje.
Las lutitas son duras, de colores grises, azul oscuro, rosa púrpura, rojo y algunos otros. Casi todos los miembros de la Formación Salina son micacíferos.
En el centro de la cuenca la sal ha dado origen a domos y levantamientos con espesores considerables, así como a la formación de varias estructuras en las cuales se han acumulado los hidrocarburos. En este fenómeno geológico el que ha servido para dar nombre a la “Cuenca Salina”.
La edad de las formaciones Salina y Lechos Rojos ha sido referida al pre-kimmeridgiano pudiendo comprender parte del Jurásico Superior y alcanzar
quizá el Triásico. Las localidades más importantes son las siguientes: Cerro Pelón, Cerro Timbal, Chinameca, Mogoñé, El Manatí, la Encantada y Almagres.
JURÁSICO-CRETÁCICO
Caliza Chinameca
Su edad se ha referido al Jurásico Superior y al Cretácico Inferior y fue observada por primera vez en la región de Chinameca de donde tomó su nombre. La parte inferior, está formada por lechos gruesos, potentes y compactos de una caliza gris obscura a gris crema generalmente, presentando a veces pequeñas oquedades, capas lenticulares y bandas delgadas de pedernal negro, material bituminoso y areniscas.
Las calizas de la parte superior se presentan generalmente en lechos compactos delgados, bien estratificados de color gris a gris negruzco. Muchas veces el fracturamiento y la formación de brechas ocasionan variaciones en el aspecto que presentan. Generalmente se han encontrado descansando sobre formaciones jurásicas y algunas otras debajo de la formación Méndez del Cretácico Superior, como ocurre en el río Playas.
Se considera a la parte inferior de la formación como perteneciente al Jurásico Superior o a una zona de transición entre Jurásico y Cretácico. Presenta en muchas partes impregnaciones bituminosas, pero su potencialidad como roca productora de petróleo es todavía desconocida. Su espesor medio varía entre 300 y 400 metros.
CRETÁCICO
Caliza Sierra Madre
No existe dentro de la Cuenca Salina, únicamente se le ha observado aflorando en la vertiente norte de la Sierra Madre, en el Istmo y en algunas partes del margen sur y sureste de la Cuenca.
Está formada por calizas cristalinas de color blanco, considerable dureza y con abundantes rudistas. Toman su nombre del sitio en que afloran (Vertiente del Golfo de la Sierra Madre).
Esta formación se divide en dos partes, una parte inferior llamada Caliza Maltrata que está formada de lechos delgados de calizas grises a negras con nódulos y lentes de pedernal alternadas con algunas series de lutitas, y una parte superior formada principalmente de rudistas que es llamada Caliza Escamela.
El espesor de la Caliza Sierra Madre es difícil de estimar, pero se le considera variando entre 800 y 1 500 metros, aunque en algunas localidades es francamente menor debido a cambios estructurales. Prácticamente no contiene materiales bituminosos y sus condiciones de depósito parecen ser de aguas poco profundas.
Formación Méndez
Se le ha observado aflorando sobre las calizas Sierra Madre estando formado principalmente por lutitas y areniscas duras, las lutitas son de color gris oscuro, duras quebradizas y bien estratificadas y están alternadas con lechos de arenas de color gris a café. Pertenece al Cretácico Superior, pudiendo relacionarse con la Formación Méndez de Tampico por su contenido faunal.
PALEÓGENO
EOCENO
Formación Velasco
Está formado por lechos delgados de lutitas plásticas y arenosas de color azulado, conteniendo en ocasiones fragmentos de conchas. Otras veces presenta intercalaciones de areniscas y en algunos pozos se han encontrado en
forma de lutitas con pozarras y arenas intercaladas junto con areniscas. Su espesor se calcula en 1000 metros, aproximadamente. Corresponde al Eoceno Inferior y se ha encontrado descansando sobre el Méndez y debajo de la Lutita Nanchital.
Esta formación se ha observado aflorando en las inmediaciones de Santa María Tetetla, descansando sobre calizas cretácicas y siguiendo el sistema de plegamientos de la Sierra Madre, e igualmente en lugares situados en las inmediaciones del Río Coatzacoalcos. También se le ha encontrado en algunos pozos situados al sur de la Cuenca.
Conglomerado Uzpanapa
Es una formación de tipo local cuya edad se considera del Eoceno Inferior, estando compuesto principalmente por las rocas ígneas de la Sierra Madre, areniscas rojas y conglomerados. Ocasionalmente se presentan calizas. En partes, está formado por un conglomerado compacto con lentes de areniscas, alternado con capas de lutitas y areniscas. Sus límites están bien definidos y el cambio con las lutitas es repentino.
Su espesor es relativamente poco, aproximadamente entre 180 y 200 metros, presentándose en la cuenca alta del río Uzpanapa, en la del Chalchijapa y en Coatzacoalcos. En el río Uzpanapa, el conglomerado de este nombre yace inmediatamente arriba de la formación Méndez.
Lutita Nanchital
Se la considera perteneciente al Eoceno Superior y sus características litológicas permiten diferenciarla fácilmente de las formaciones supra o subyacentes. Además, su contenido faunal es característico. Descansa algunas veces sobre el Velasco o sobre el Conglomerado Uzpanapa y encima de ellas se encuentra el Conglomerado Nanchital, de edad probable Oligoceno Inferior.
Está formada en su mayor parte de lutitas muy poco arenosas, alternadas en su
parte inferior con bandas de areniscas da grano fino. Su color varía de pardo a gris verdoso y generalmente son plásticas. Los colores son más obscuros en la parte superior y la dureza es mayor, presentando bandas de areniscas bastante espaciadas.
La parte inferior es arenosa y contiene areniscas arkósicas en bandas que varían entre 10 y 30 cms. de espesor. Los conglomerados son conocidos únicamente como material suelto (remanentes de erosión). En las areniscas se han encontrado concreciones calcáreas y en las lutitas restos de plantas fósiles.
La formación Lutita Nanchital se considera de aguas profundas y su espesor es muy variable (de 300 hasta 1100 metros) en Cerro Pelón. Localidades típicas son: el Cerro Nanchital, el Cerro Pelón, y los afloramientos del Río Playas.
OLIGOCENO
Conglomerado Nanchital
Es una formación local que en un principio se consideró como del Eoceno Superior, incluyéndola en lo que se llamaba “Series Nanchital”, que comprendían las lutitas y el Conglomerado del mismo nombre, pero después se indicó que era perteneciente al Oligoceno Inferior.
La parte superior del Conglomerado Nanchital está formada por lechos delgados de conglomerados potentes y compactos, interestratificados con areniscas, areniscas tobáceas, tobas y lutitas arenosas. En las lutitas se encuentran algunos foraminíferos y su espesor pasa de 200 metros.
La parte media está formada por lutitas arcillosas azules y grises, en forma de lechos delgados a gruesos con algunas calizas arenosas en su parte basal. Esta parte es la que contiene más foraminíferos y su espesor pasa de los 100 metros.
La parte inferior está formada por areniscas y conglomerados, con lutitas arenosas interestratificadas. El tamaño de sus componentes es muy variable y
en algunas ocasiones tienen un gran tamaño. Estos conglomerados generalmente están bien cementados y su tamaño varía del correspondiente a un huevo de pájaro hasta varios metros cúbicos. El espesor de esta parte pasa también de los 200 metros y contiene microfauna, especialmente orbitoides.
Son localidades típicas: el Cerro Nanchital, Cascajal, la cuenca superior del Río Uzpanapan, la región de Tigres-Changos, Cerro Pelón, ríos Chalchijapa y Solosuchil.
Formación La Laja
Puede dividirse paleontológicamente algunas veces en La Laja Superior y La Laja Inferior, correspondiendo en términos generales la primera al Oligoceno Medio y la Segunda al Oligoceno Inferior. Son muy difíciles de diferenciar. Su espesor aproximado es de 1400 metros.
Ninguno de sus límites puede ser marcado con seguridad, contribuyendo a ello la poca cantidad de fauna y el hecho de que la transición entre La Laja y la formación Depósito es muy lenta y da lugar a confusiones. Del conglomerado Nanchital, sin embargo, puede separarse perfectamente. Es una formación de aguas mas profundas que las formaciones que tiene sobrepuestas y las que le subyacen.
Consta esencialmente de lutitas grises, azulosas, verdosas y aún negruscas, generalmente duras, quebradizas y muy bien estratificadas, alternadas con capas de areniscas no consolidadas y areniscas duras calcáreas. En ocasiones, contiene tobas en lechos junto con areniscas, así como lentes y bloques de calizas coralinas.
La Laja Superior consta principalmente de areniscas y tobas donde predominan las lutitas tobáceas. La Laja Inferior consta de lutitas tobáceas y algunas arenas y areniscas.
Formación Depósito
Pertenece al Oligoceno Superior y descansa .normalmente sobre la Laja Superior. Sobrepuesto está el Encanto del Mioceno Inferior. Sus límites son un poco difíciles de trazar, el del Encanto por la similitud de sus faunas, excepto ciertas especies que indican la separación y el de La Laja porque la transición entre ambas formaciones es muy lenta. El espesor de esta formación es aproximadamente de 1000 metros.
Está formado por lutitas arenosas de color gris oscuro, a veces ligeramente azulosas, con material micáceo, en ocasiones alternadas con capas muy delgadas de arenas de grano fino y en otras, con gran cantidad de ceniza volcánica.
Las lutitas de la parte superior son más duras que las de la parte inferior, y es común encontrar capas delgadas de arenisca. En la parte inferior, las areniscas son menos frecuentes; pero más arenosas y hay interestratificadas algunas capas de ceniza volcánica. La arenisca es de color gris blanquizco a ligeramente amarillento, siendo dura, quebradiza y de fractura concoidal. Laminillas de mica aparecen a lo largo de toda la formación.
En algunas ocasiones se encuentran conglomerados intercalados con areniscas de grano grueso, compactas, variando sus componentes desde gravas de un centímetro de diámetro hasta peñascos de 1 metro o más. Los componentes están bien cementados por una matriz de material calcáreo fino o por areniscas arcillosas. A Veces presentan dos horizontes de conglomerados y otras aparecen en las lutitas arenosas, masas concreciónales que varían de unos cuantos centímetros a más de medio metro.
Se encuentra esta formación en las siguientes localidades: Achotal, Acayucan-Soconusco, Laguna Nueva, Texistepec y Río Pedregal.
NEÓGENO
MIOCENO
Formación Encanto
Pertenece al Mioceno Inferior, descansando normalmente sobre la formación Depósito del Oligoceno. Sus contactos son fácilmente determinados por su contenido faunal, siendo el superior aparentemente concordante. Se considera esencialmente de origen marino. Su espesor alcanza más de 800 metros en algunos lugares.
El nombre de Encanto viene del anticlinal del mismo nombre en el que la formación se halla perfectamente expuesta, constando principalmente de series alternadas de arenas areniscas de grano fino y lutitas muy arenosas. Su color es variable, pero generalmente gris amarillento o gris azuloso, en los pozos el color verde es característico. Ocasionalmente se encuentran algunos conglomerados.
Otras ocasiones se presenta como una serie de estratos formados por arena gruesa o fina cementados parcialmente, ligeramente arcillosos de color gris azulado o gris claro, que en muchas ocasiones están acompañados de granos blancos de cuarzo y ortoclasa. En ocasiones la cementación es completa, encontrándose capas de arenisca muy dura, de color gris azulado cuando están húmedas y los estratos varían de espesor entre 10 y 50 centímetros. Estas areniscas están interestratificadas con capas de 5 a 30 centímetros de arcillas duras de fractura concoidal, de color gris oscuro a café, bastante intemperizadas. En el contacto entre arenas y arcillas, por la circulación de aguas, es común encontrar depósitos de limonita. La estratificación de modo general, es buena, aunque a veces presenta irregularidades debidas probablemente a la lenticularidad.
Cuando la arcilla forma capas más gruesas que las mencionadas, se encuentran lentes irregulares de arenas sueltas de grano fino con regular cantidad de mica. Se han encontrado lentes hasta de 3 metros de espesor, en los cuales ha sido posible distinguir estratificación.
Algunas veces la formación Encanto se presenta como arcillas de color gris
oscuro, masivas, interestratificadas y con intercalaciones de arenas finas, en unos casos y de arenas de grano medio bien cementadas con arcillas, en otros.
Son localidades típicas de la formación Encanto las siguientes: Filisola, Romero Rubio, Soledad, parte media de la cuenca Río Coachapa, El Juile Moralar y Achotal.
Concepción Inferior
Pertenece al Mioceno Inferior. Descansa normalmente sobre la Formación Encanto, pudiéndose determinar muy bien su contacto tanto paleontológica como litológicamente.
La sedimentación y la dispersión regional de arenas a través de pesadas tormentas, han dado origen a una alternancia de sedimentos compuestos de capas arenosas, arcilla o lutita.
Consta principalmente de lutitas bien consolidadas y casi sin estratificación, de color gris, azul claro y azul oscuro, con fragmentos micáceos y generalmente muy fosilíferas conteniendo gasterópodos y palecípodos junto con una gran variedad de foraminíferos.
La parte superior de la formación es arenosa y semejante al Concepción Superior Basal, su contenido de arena va disminuyendo desde este contacto hasta la base, en que las lutitas son casi puras y micáceas, en muchas ocasiones aparecen en las fracturas depósitos de yeso que las rellenan o cristales pequeños de selenita en abundancia.
En otras ocasiones se encuentran arcillas consolidadas y lutitas arenosas en cuerpos muy potentes de estratificación poco notable, de color gris a gris azuloso, conteniendo mica, nódulos calcáreos y con sus planos de contacto rellenos de marga. Dentro de estos cuerpos arcillosos hay capas delgadas de arena y areniscas con estratificación bien marcada.
Son localidades típicas: Filisola, Este de Romero Rubio, Soledad, parte media de la Cuenca de Coachapa, Moloacán, Ixhuatlán, Juile, Minatitlán, Jaltipan, Moralar, Sayula, Achotal y San Andrés Tuxtla
Concepción superior
Pertenece al Mioceno Inferior, normalmente se encuentra descansando sobre el Concepción Inferior. Su contacto con la formación Filisola que lo cubre, es concordante y muy difícil de marcar debido a la transición gradual que existe entre las lutitas del Concepción Superior y las areniscas de Filisola y a la ausencia de microfauna típica. Se considera al Concepción Superior como sedimentos de mares poco profundos.
Litológicamente es algo semejante al Concepción Inferior y consta principalmente de lutitas arenosas de color azul grisáceo, micáceas, compactas y cuyos planos de estratificación, o no existen o están mal definidos. Algunas veces se presentan concreciones de diversas formas de areniscas, cementadas con material calcáreo de colores ligeramente cafés o amarillentos.En ocasiones aparecen bancos de arenas arcillosas bien consolidadas, pero con mala estratificación y concreciones tabulares o lenticulares de arenisca azul. Varios horizontes presentan nódulos calcáreos.
Son localidades típicas: Filisola, Cuitlaxoyo, Achotal, Soconusco, Romero Rubio, Acayucan, parte media de la Cuenca de Coachapa, Juile e Ixhuatlán.
Filisola
Pertenece al Mioceno Medio. Normalmente se encuentra encima del Concepción Superior, siendo su contacto aparentemente concordante, aunque difícil de trazar exactamente por la transición gradual que existe entre las dos formaciones. Se considera de origen marino y de aguas someras y no se ha encontrado microfauna o macrofauna típicas que permitan diferenciarla.
En los afloramientos de la región Cabritos-Tecuanapa se ha podido diferenciar
con cierto grado de seguridad, constando la parte superior de arcillas arenosas de color rojo, que cuando intemperizan se vuelven rojizas o de color ladrillo. Debajo de estos lechos se encuentran arenas cuarcíferas de matriz azul grisácea a café con cuarzo lechoso abundante y fragmentos fosilíferos alternados con lechos de areniscas blandas de grano medio.
Debajo de estos lechos se encuentran otros de areniscas de grano medio, duras a suaves micáceas, que varían en color de café en la superficie a gris azulado en la parte inferior. El fondo de la formación está formado por lechos compactos de color gris, alternando con lechos arcillosos café grisáceos, con algo de mica y lechos de areniscas blandas.
Localidades típicas son: Filisola, Este de Romero Rubio, Moloacán, Copoacán, Cuichapa y Cabritos-Tecuanapa.
Paraje Solo
Pertenece al Mioceno Medio y se le encuentra generalmente descansando sobre las series del Filisola o del Concepción Superior. Sobrepuesta a ella y discordante en partes, se encuentra la formación Agueguexquite. Existe en algunas partes una discontinuidad entre Paraje Solo y Agueguexquite, probablemente originada en el cambio sufrido entre una y otra, ya que la primera es de aguas salobres y la parte inferior de la segunda es de aguas marinas.
La parte inferior del Paraje Solo la constituyen areniscas compactas de grano grueso, grises y gris parduscas, interestratificadas con arcillas. Enseguida viene un lecho fosilífero y después areniscas de grano grueso laminadas con arcilla.
Como localidades tenemos: Paraje Solo, Acalapa, Moloacán, Ixhuatlán, Gavilán, Punta Gorda y Tonalá.
Agueguexquite.
Se le considera como la base del Mioceno Superior ya que marca una transgresión con conglomerados clásticos gruesos cerca de su base. Sin embargo, algunos lo consideran como la cima del Mioceno Medio. Se encuentra normalmente sobre la formación Paraje Solo, existiendo una discontinuidad entre las dos formaciones. El contacto entre ellas puede marcarse con la primera aparición de fósiles marinos.
En su parte alta, consiste de arcillas ligníticas, de color azul grisáceo, algunas veces tobáceas, con moldes de fósiles. Descansan sobre lechos de arcillas arenosas con areniscas blandas fosilíferas, tobáceas y con lechos ligníticos delgados en cantidades subordinadas a las arcillas.
La parte media consiste de areniscas compactas de grano fino a medio, de color gris parduzco a gris azulado, ligeramente fosilíferas y en ocasiones con concreciones calcáreas. Algunas "veces se presentan arenas y arcillas interestratificadas, unas veces fosilíferas y otras no.
La parte inferior está formada de areniscas fosilíferas, suaves, de color café, arcillas muy arenosas bien laminadas y arenas amarillentas con bandas de arcillas muy arenosas. Generalmente contienen abundantes foraminíferos.
Son localidades típicas de esta formación las siguientes: Santa Rosa, Gavilán, Esperanza, Pajaritos, Palmitota, Punta Gorda y Tonalá.
Cedral
Pertenece al Mioceno Superior. Descansa normalmente sobre el Agueguexquite, Se le supone origen deltáico o de terrenos bajos de inundación. Su espesor es alrededor de 150 metros.
Consiste de arenas, arcillas y conglomerados. En algunas regiones se han podido distinguir dos partes, una superior formada por cuerpos arcillosos alternados con arenas, que algunas veces presentan lechos de gravas de color gris y verde azulado son lechos ce arcilla abigarrada y otras capas de lignita de color café en
las que puede notarse la estructura vegetal y una parte inferior, que está formada de series de arenas con lechos de gravas de estratificación y acomodamiento muy pobres.
TECTÓNICA
La estructura de la Cuenca Salina del Istmo parece ser el resultado de sucesivos desplazamientos del Macizo de Chiapas hacia e! norte, iniciados al principio del Paleoceno, durante la orogenia de la Cordillera y produciendo pliegues y fallas en el margen de la cuenca con el Macizo de San Andrés, así como en el borde austral debidos al empuje de los plegamientos de la antefosa de Chiapas al avanzar el frente de la cordillera La sal fue inyectada a través de estos pliegues y fallas, pero durante el Oligoceno otros movimientos y el gradual hundimiento de la cuenca dio lugar a la penetración de las masas salinas (Figura 2).
Los movimientos post-miocénicos fueron muy intensos en esta cuenca, plegando y afallando los sedimentos miocénicos. Estos movimientos pueden demostrarse no solamente por la geología superficial sino también por la variación de espesores de los sedimentos del Mioceno.
En las áreas crestales de las estructuras salinas del Istmo estos espesores se encuentran extraordinariamente reducidos. Estos espesores reducidos se explican mejor por disminución en la deposición que por la intrusión de la sal. La disminución en la deposición refleja las fases de plegamiento que pueden seguirse en las regiones que rodean la Cuenca Salina del Istmo. Debe asumirse que los movimientos de plegamiento estimularon el flujo de la sal hacia el corazón de los anticlinales y que ello incrementó periódicamente el arqueamiento de las formaciones sobre la sal.
Los anticlinales salinos aparecieron en el fondo del mar como sierras submarinas emergentes, de las cuales era removido parte del lodo que se asentaba por las corrientes del fondo y llevado a las depresiones.
La pendiente de la sal u orilla de las estructuras salinas ístmicas no ha servido
como trampa efectiva para detener la migración de petróleo, por lo que hasta ahora se sabe. La vecindad inmediata de la pendiente salina y su culminación representan una zona de extrema movilidad.Las fallas normales e inversas son frecuentes en ella. Las soluciones salinas migraron y continuaron migrando a través del núcleo de sal deslavado, así como a su alrededor, retirando parte de la sal por difusión y llevándola a las formaciones circundantes hasta escapar a la superficie.
Debido a la pérdida de volumen de la porción superior del corazón salino, las formaciones que lo cubrían se vieron forzadas a caer sobre la culminación y la pendiente inmediata.
Figura 2 Sección esquemática que ilustra la formación de depósitos salinos de grandes espesores
IMPORTANCIA PETROLERA
Los sistemas generadores de las Cuencas Terciarias del Sureste se han caracterizado por diferentes técnicas geoquímicas, como son pirólisis, biomarcadores, modelado de cuencas e isotopía. Así, se ha logrado determinar que la principal roca generadora de los hidrocarburos que actualmente se explotan en la región proviene del Jurásico Superior, en el Tithoniano. El Tithoniano comprende un periodo de máxima inundación durante el cual se depositaron sedimentos calcáreos, limosos, ricos en materia orgánica. Esta lutita calcárea es considerada la roca madre más importante en el Sureste de México. Las rocas generadoras estaban confinadas a las áreas de cuenca adyacentes a un gran banco carbonatado y ambientes asociados de plataforma carbonatada desarrollados en el Jurásico y que persistió hasta el Cretácico, tanto en la región de Chiapas como en el Golfo de México.
En la Cuenca Salina del Istmo, la roca almacén corresponde a una serie de areniscas batiales depositadas como turbiditas formando abanicos submarinos con alto contenido de arcilla, baja permeabilidad y porosidades que varían entre 8 y 22%. El espesor neto de las arenas es del orden de 3 a 60 m y pertenecen al
Mioceno Temprano.El sello está formado por lutitas, las cuales se encuentran interestratificadas entre los cuerpos almacenadores.
CAMPO CINCO PRESIDENTES
Este campo pertenece al activo Cinco Presidentes, de la Región Sur. Se localiza en el extremo occidental del estado de Tabasco, y a 45 Km. Al noreste de la ciudad de Coatzacoalcos, Veracruz (Figura 3). Las rocas de los yacimientos productores son areniscas del Mioceno Medio y Superior, dentro de trampas de tipo estructural y mixto.
El campo fue descubierto en 1960 y consta de 330 yacimientos productores de aceite negro, del tipo ligero, de 33 grados API. El campo cubre un área de 19 Km2 con 358 pozos perforados de los cuales 56 se encuentran activos
Figura 3 Ubicación del Campo Cinco Presidentes
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL
Es una estructura anticlinal cuyo eje mayor es de aproximadamente 9 Km., orientado de N a S, y su eje menor de 8 Km., presentando en el flanco N una nariz estructural con echado suave al NW. La presencia de actividad salina ha provocado que la estructura esté separada en varios bloques, por fallas de tipo normal, que separan los yacimientos en diferentes niveles de producción.ESTRATIGRAFÍA LOCAL
Formación Agueguexquite
Está formada de capas de areniscas finas a gruesa que alternan con capas más o menos gruesas de lutita suaves de color gris verdoso sin aparente estratificación. Por ser un depósito marino, se caracteriza por su gran contenido de restos de moluscos en buen estado de conservación que indican que se depositaron en un mar poco profundo y abierto.
Formación Paraje Solo
Consiste en capas de lutitas de color gris verdoso a gris azuloso y sin estratificación, que alternan con capas de areniscas de grano fino a medio, contienen restos de moluscos y capas delgadas de lignita abundante en la parte inferior de la formación.
Formación Filisola
Está compuesta de grandes espesores de areniscas de grano fino a grueso con escasas intercalaciones de capas delgadas de lutitas suaves, de color gris azuloso y sin estratificación; contiene restos de moluscos y capas de ligníta.
Formación Concepción Superior
Los sedimentos de esta formación consisten de lutitas de color gris verdoso a gris azuloso que fueron depositadas concordantemente sobre los sedimentos de la formación Concepción Inferior en un mar tropical relativamente somero, y sin aparente estratificación, alternan con capas de mayores espesores de areniscas finas a medias siendo el cambio de areniscas a lutitas marcadamente gradual. La abundancia faunal es menor que en la Concepción Inferior y las lignitas son más abundantes. En esta formación se han encontrado areniscas impregnadas con un espesor de 44 metros.
Formación Concepción Inferior
Sobre la formación Encanto, descansan lutitas color gris y verde olivo y areniscas grises de la formación Concepción Inferior. Estos sedimentos aparentemente fueron depositados en un mar tropical como parece indicarlo la presencia de Amphisteginas. Ocurren interestratificadas con las lutitas y en cantidades muy subordinadas, unas láminas ligníticas, también se ha encontrado impregnación de petróleo en una arena de 5 metros de espesor.
Formación Encanto
La formación Encanto, que consiste de lutitas de color verde olivo, se depositaron concordantemente sobre los sedimentos del Oligoceno. Aparentemente los sedimentos del Encanto fueron depositados en mares más someros que los del Oligoceno como lo indica la preponderancia de la especie Lagenidae en la asociación de microfauna. La sección superior de esta formación está formada por sedimentos más arenosos, estas zonas de arenas contienen petróleo en cantidades comerciales cuando se encuentran en una posición estructural favorable.
OLIGOCENO
Descansando sobre la anhidrita se encuentran lutitas grises del Oligoceno. Estos sedimentos se depositaron aparentemente en mar abierto relativamente profundo, como lo indica la homogeneidad de las lutitas y la abundancia de Globigerinoides.
SISTEMA PETROLERO
ROCA GENERADORA
La principal roca generadora de los hidrocarburos existentes en la región sur corresponde al Jurásico Superior Tithoniano, por su alto contenido de materia orgánica en las lutitas bituminosas y las calizas arcillosas
ROCA ALMACENADORA
Las rocas de la Formación Encanto se caracterizan por una litología de areniscas con una porosidad primaria del 18 al 23%. La permeabilidad promedio de las rocas es de 190 milidarcies.
ROCA SELLO
El sello a nivel regional está constituido por las lutitas de la formación Concepción Inferior. Adicionalmente en el campo se tienen como sello las lutitas que se encuentran interestratificadas con los cuerpos de areniscas, y los cierres debido a la presencia de fallas.
TRAMPAS
Las trampas para todos los yacimientos del Mioceno Medio y Superior de este campo, son de tipo estructural, constituidas por areniscas separadas por una serie de bloques fallados, producto de la tectónica salina, adicionalmente, hay cambios de facies dentro de la misma secuencia lo que da origen a una serie de trampas mixtas.
RESERVAS
Composición de las reservas totales por activo de la Región Sur.
CONCLUSIÓN
Este trabajo de investigación nos es de gran utilidad para conocer más sobre las cuencas petroleras de la república mexicana, y también para aplicar los conceptos vistos en clase (la roca generadora, la almacén, las trampas, etc.) de manera que podamos explicar en donde se genero el hidrocarburo, como migro, cual es la roca almacén, la sello y la trampa de un yacimiento, además de describir la litología y la estratigrafía de las formaciones de la cuenca escogida, en este caso es la cuenca salina del istmo.
Y el modelo nos sirve para poder explicar de una manera más visual, los componentes del sistema petrolero de dicha cuenca.
BIBLIOGRAFÍA
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- SOTO Cuervo, A Present and Future of the Salina del Istmo Basin and its Offshore Extension into the Gulf of México, PEMEX, México 2004.
RESUMEN
Las rocas siliciclásticas miocénicas del borde occidental de la Cuenca Salina del Istmo se caracterizan por una sucesión monótona de capas de marga, arena y arenisca, con esporádicas intercalaciones
de toba. En cuatro localidades de los alrededores de Sayula, en el sur del Estado de Veracruz, esta
sucesión sedimentaria está intrusionada por diques clásticos de constitución arenosa, que contienen
clastos de marga inmersos del tamaño de las gravas. El espesor de los diques varía de 35 a 110 cm. Es
la primera ocasión que se reportan microfósiles en intrusiones de este tipo para esta parte del sur de
México. El análisis detallado de los foraminíferos planctónicos encontrados en la arena de los diques y
en los clastos de marga, así como en las capas intrusionadas, permitió inferir que las masas arenosas
VHPRYLOL]DURQGHVGHQLYHOHVHVWUDWLJUi¿FRVLQIHULRUHVKDVWDHO0LRFHQR,QIHULRU7RPDQGRHQFXHQWDOD
edad oligocénica de la microfauna encontrada en los clastos de los diques (Globorotalia opima opima,
Globigerina gortanii y G. ciperoensis s.l., entre otros) y la edad miocénica de las capas intrusionadas
que contienen Globorotalia IRKVL SHULSKHURURQGD, G. mayeri, Catapsydrax dissimilis y C. VWDLQIRUWKL,
conjuntamente con los espesores conocidos de las rocas del Oligoceno y Mioceno en el subsuelo de la
localidad, se interpreta que las inyecciones clásticas atravesaron, por lo menos, una columna de 900
m de espesor. De acuerdo al ambiente geológico de la localidad estudiada, la inyección de los diques
arenosos se atribuye a descompresión súbita de material arenoso no consolidado inducida por procesos
tectónicos y su subsecuente movilización a través de planos de debilidad.
Palabras clave: foraminíferos, diques clásticos, Oligoceno, Mioceno, Cuenca Salina del Istmo,
México.
ABSTRACT
0LRFHQHVLOLFLFODVWLFURFNVRIWKHZHVWHUQPDUJLQRIWKH6DOLQDGHO,VWPR%DVLQDUHFKDUDFWHUL]HG
E\DPRQRWRQRXVVXFFHVVLRQRIPDUOVDQGDQGVDQGVWRQHEHGVZLWKDIHZLQWHUEHGGHGWXIIDFHRXVKRUL-
]RQV,QIRXUORFDOLWLHVDURXQG6D\XODVRXWKHUQ9HUDFUX]6WDWHWKLVVHGLPHQWDU\VXFFHVVLRQLVLQWUXGHG
E\WRFPZLGHVDQG\FODVWLFG\NHVWKDWFRQWDLQPDUO\FODVWV0LFURIRVVLOVLQWKLVW\SHRILQWUXVLRQ
DUHUHSRUWHGKHUHIRUWKH¿UVWWLPHLQWKLVSDUWRIVRXWKHUQ0H[LFR'HWDLOHGVWXGLHVRISODQNWRQLFIRUD-
PLQLIHUDIRXQGZLWKLQWKHVDQG\PDWHULDOWKHPDUO\FODVWVHPEHGGHGLQWKHG\NHVDQGWKHLQWUXGHGEHGV
DOORZWKHLQIHUHQFHWKDWWKHLQWUXVLYHHYHQWZDVLQMHFWHGIURPORZHUVWUDWLJUDSKLFOHYHOVXSWRWKHVXUIDFH
&RQVLGHULQJWKH2OLJRFHQHDJHRIWKHPLFURIRVVLOVIRXQGLQWKHFODVWVHJGloborotalia opima opima,
Globigerina gortanii and G. ciperoensisVODPRQJRWKHUV
DQGWKH0LRFHQHDJHRIWKHLQWUXGHGEHGV
containing Globorotalia IRKVL SHULSKHURURQGD, G. mayeri, Catapsydrax dissimilis and C. VWDLQIRUWKL,
DVZHOODVWKHNQRZQWKLFNQHVVHVRI2OLJRFHQHDQG0LRFHQHURFNVLQWKHVXEVXUIDFHLWLVLQWHUSUHWHG
Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 22, núm. 3, 2005, p. 419-428420 Rosales-Domínguez et al.
INTRODUCCIÓN
La presencia de diques clásticos cortando formaciones
sedimentarias a diferentes ángulos está ampliamente documentada, especialmente en areniscas de aguas profundas,
secuencias turbidíticas y lodos depositados en taludes
submarinos (Hiscott, 1979; Rowe et al., 2002; Shoulders
and Cartwright, 2004). Estas inyecciones se componen
de diferentes tipos de material que han penetrado los sedimentos a lo largo de fracturas: arena, grava, limo, lodo,
asfalto o bien sedimento bituminoso; se ha citado, incluso,
que bajo condiciones favorables prácticamente cualquier
material no consolidado o fácilmente deformable puede
LQYDGLUXQDIUDFWXUD\VROLGL¿FDUVHSDUDIRUPDUXQGLTXH
clástico (Reineck and Singh, 1975). Desde el punto de vista
del comportamiento mecánico, la formación de un dique
clástico puede considerarse como un ejemplo de fractura
KLGUiXOLFDQDWXUDOGRQGHODLQ\HFFLyQGHXQÀXLGRVREUHSUHsurizado con granos inmersos en él requiere un diferencial
GHSUHVLyQFRQVWDQWHHQWUHpVWH\HOÀXLGRHQORVSRURVGHO
sedimento intrusionado. De este modo, la fractura se dilata
\ODPH]FODGHDUHQD±ÀXLGRSXHGHDEULUVHSDVRDWUDYpVGH
la fractura (Lorenz et al., 1991). Una vez que el exceso de
presión disminuye, la propagación de la fractura termina
\ODLQWUXVLyQVHGHWLHQH6LPSOL¿FDQGRHOSURFHVRDQWHV
GHVFULWRVHD¿UPDTXHHOIHQyPHQRGHLQWUXVLyQGHGLTXHV
clásticos consta de tres pasos: a) construcción de una presión
GHÀXLGRH[FHVLYDHQXQFXHUSRGHDUHQDE
IDOODGHOVHOOR
\F
ÀXLGL]DFLyQVXEVHFXHQWHGHODDUHQDQRFRQVROLGDGDH
inyección en los sedimentos huésped (Jolly and Lonergan,
2002). Poco se sabe acerca de los mecanismos que disparan el proceso de intrusión, siendo uno de los principales
obstáculos el desconocimiento de la profundidad a la cual
ocurre la removilización del sedimento fuente y, sobre
todo, el tiempo del evento intrusivo. De acuerdo con Jolly
and Lonergan (2002), los estudios realizados a través de
GpFDGDVSHUPLWHQLGHQWL¿FDUFXDWURPHFDQLVPRVSULQFLSDOHV
de formación de diques clásticos: (1) licuefacción inducida
por sismicidad; (2) esfuerzo tectónico; (3) presiones del
ÀXLGRGHOSRURH[FHVLYDV generadas por procesos deposicionales, p. ej., slumping;\
ODLQFXUVLyQGHXQÀXLGR
sobrepresurizado, que bien podría corresponder a petróleo
o gas, desde una parte profunda de la cuenca hacia capas
suprayacientes.
La sismicidad es un mecanismo que a menudo es
considerado como generador de inyecciones clásticas y la
presencia de éstas sugiere paleosismicidad. Sin embargo,
debe mencionarse que las inyecciones ligadas a este mecanismo corresponden solamente a arenas no consolidadas
VREUHVDWXUDGDVGHDJXDFHUFDQDVDODVXSHU¿FLH-GHWDOPRGR
que los ambientes sedimentarios donde se les ha observado corresponden exclusivamente a ambientes terrestres
y costeros, cuando mucho en la parte más frontal de los
deltas (Reimnitz and Marshall, 1965; Jolly and Lonergan,
2002).
Desde un punto de vista tectónico, las intrusiones
clásticas a gran escala son comúnmente reportadas en ambientes activos con altas tasas de sedimentación, sistemas
VHGLPHQWDULRVGRPLQDGRVSRUOLWRORJtDV¿QDV\GRQGHOD
presencia de esfuerzo tectónico facilita el desarrollo de pre-
VLRQHVGHÀXLGRHOHYDGDVGHQWURGHORVVHGLPHQWRV-ROO\DQG
Lonergan, 2002). Así mismo, se ha determinado que el sedimento removilizado proviene principalmente del núcleo del
anticlinal cercano a las cabalgaduras (Winslow, 1983). Por
lo general, los diques clásticos generados por mecanismos
tectónicos son de gran longitud, con un rango de decenas a
centenas de metros (Jolly and Lonergan, 2002).
Los procesos deposicionales son uno de los mecanismos más mencionados como generadores de la inyección
de diques clásticos, especialmente aquellos que involucran
slumping. Se considera que el mecanismo es inducido por
la sobrecarga generada por la llegada súbita de sedimentos,
ORTXHDXPHQWDFRQVLGHUDEOHPHQWHODSUHVLyQGHOÀXLGRGHO
poro para posteriormente romper el sello que permite la
extrusión del material arenoso. Las intrusiones causadas
por mecanismos deposicionales son, por lo general, de una
escala pequeña, desde 1 cm hasta 1 m como máximo y
SDUHFHQKDEHUVHIRUPDGRFHUFDGHODVXSHU¿FLHGHGHSyVLWR
(Truswell, 1972; Hiscott, 1979). Además de los procesos de
slumping, se han reportado también mecanismos asociados
al paso de olas de tormenta o a cambio de dirección de
canales deltaicos que inducen arrastre de sedimentos de
manera súbita.
En los últimos años se ha considerado a la incursión
de petróleo o gas a altas presiones migrando hacia arriba
desde la parte profunda de la cuenca como un mecanismo
importante para el desarrollo de las inyecciones clásticas
(Lone rgan e t al ., 2000) . En e l Ma r de l Nor t e s e han
LGHQWL¿FDGRPRQWtFXORVGHDUHQDDPGHSURIXQGLGDG
en las secuencias del Plioceno–Pleistoceno, asociados a
conductos de gas, atribuyendo su formación a la migración
ascendente de gas a lo largo de fallas y a la licuefacción
de cuerpos arenosos. Los diques resultantes de este tipo
de mecanismo son, por lo general, de una gran escala,
http://rmcg.unam.mx/22-3/(11)Rosales.pdf