Interpretacion-estructural-y-estratigrafica-en-perfiles-ssmicos-de-reflexion-del-crater-Chicxulub

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 
P o s g r a d o e n C i e n c i a s d e l M a r y L i m n o l o g í a 
 
 
INTERPRETACIÓN ESTRUCTURAL Y ESTRATIGRÁFICA EN PERFILES SÍSMICOS DE 
REFLEXIÓN DEL CRÁTER CHICXULUB 
 
T E S I S 
 
Que para optar por el grado de 
 
M a e s t r a e n C i e n c i a s 
Geología Marina 
 
p r e s e n t a 
 
Iza Canales García 
 
DIRECTOR: DR. JAIME URRUTIA FUCUGAUCHI 
 Instituto de Geofísica UNAM 
 
COMITÉ TUTOR: DR. EDUARDO AGUAYO CAMARGO 
 Instituo de Ciencias del Mar UNAM 
 
 DR. MIGUEL ÁNGEL ALATORRE MENDIETA 
 Instituo de Ciencias del Mar UNAM 
 
 DR. JOSÉ ANTONIO HERNÁNDEZ ESPRIÚ 
 Facultad de Ingeniería UNAM 
 
 DR. ANTONIO Z. MÁRQUEZ GARCÍA 
 Instituo de Ciencias del Mar UNAM 
 
México, D.F. Enero de 2013 
 
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respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 
 
2 
 
Agradecimientos 
 
A la Universidad Nacional Autónoma de México 
 
 
 
A mis maestros del Posgrado en Ciencias del Mar y Limnología. Al Doctor Jaime Urrutia por su 
apoyo y confianza, al Doctor Miguel Ángel Alatorre por las increíbles clases de Oceanografía física, 
por su entusiasmo y la felicidad que contagia, al Doctor Antonio Márquez por las enseñanzas en el 
aula, al Doctor Eduardo Aguayo por la confianza, las enseñanzas y el tiempo dedicado a la revisión 
de este trabajo y al Doctor José Antonio Hernández por la confianza y las oportunidades que me ha 
otorgado. 
Un agradecimiento muy especial al Ingeniero Javier Arellano Gil, por la ayuda brindada en todas las 
etapas de la elaboración de este trabajo, por sus revisiones y comentarios, pero sobre todo por 
confiar en mí y por permitirme trabajar y aprender a su lado. 
Quiero agradecer también a la Doctora Ligia Pérez Cruz por su amistad y su cariño, al Doctor 
Guillermo Pérez Cruz por todo lo que he aprendido de él, a Diana Juárez por haberse tomado el 
tiempo de escucharme en mi primer entrevista de ingreso al posgrado, ya que sin ello tal vez esto no 
hubiera sido posible. 
 
 
 
A mi familia, que todo el tiempo me hace feliz, a mis primos y a mis tíos; a mis amigos, en especial a 
Gema, a Laura y a Mayra, por estar ahí cuando las necesito. 
 
 
 
 
Dedicatorias 
 
 
A mis papás, con todo, todo mi amor 
 
 
A Victor por ser mi amor y mi compañero de viaje 
 
 
A Regina, de la que estoy segura crecerá feliz y logrará grandes cosas 
 
 
INDICE 
 
 
 
RESUMEN _______________________________________________________________ 2 
INTRODUCCIÓN __________________________________________________________ 3 
II. ÁREA DE ESTUDIO ______________________________________________________ 5 
2.1. Plataforma Carbonatada de Yucatán __________________________________________ 5 
2.2. Tectónica y Geología _______________________________________________________ 6 
2.3. Batimetría ________________________________________________________________ 9 
2.4. Cráter Chicxulub __________________________________________________________ 10 
III. MARCO TEÓRICO _____________________________________________________ 13 
3.1. Estratigrafía de secuencias __________________________________________________ 13 
3.2. Estratigrafía sísmica _______________________________________________________ 22 
3.3. Interpretación de información sísmica ________________________________________ 30 
3.4. Atributos sísmicos ________________________________________________________ 32 
3.5. Petrel ___________________________________________________________________ 41 
IV. INTERPRETACIÓN _____________________________________________________ 47 
4.1. Localización de las líneas sísmicas ____________________________________________ 47 
4.2 Visualización e interpretación de los perfiles sísmicos ____________________________ 50 
V. DISCUSIÓN ___________________________________________________________ 88 
VI. CONCLUSIONES ______________________________________________________ 101 
BIBLIOGRAFÍA __________________________________________________________ 103 
 
 
2 
RESUMEN 
 
Con la finalidad de describir los rasgos estructurales y estratigráficos del cráter Chicxulub, se realizó 
este trabajo de interpretación sísmica, obtención de atributos sísmicos y generación de superficies 
3D, para lo cual se siguieron cinco horizontes correspondientes con cambios en la firma sísmica de la 
línea. 
Para esto, se utilizó el software Petrel de Schlumberger y sus diferentes aplicaciones. En primer lugar, 
se realizó la carga de los datos en formato SEG-Y para visualizar un total de 19 perfiles sísmicos de 
reflexión que fueron trabajados en tiempo; sobre los cuales se realizó la interpretación 
correspondiente, primero separando paquetes con diferencias texturales, para ello se siguieron cinco 
horizontes que representan la respuesta sísmica de los topes de dichos paquetes, se hizo la 
correlación de los horizontes para todas las líneas creando líneas compuestas de tal forma que todos 
los perfiles trabajados quedan unidos en los cruces que forma la malla de trabajo y se interpretaron 
múltiples zonas de fallas, con la ayuda de los atributos sísmicos de amplitud RMS, análisis de la traza 
compleja, gradiente de la traza y el coseno de fase. 
Una vez que se obtuvo la interpretación estructural y estratigráfica correspondiente, se obtuvieron 
modelos 3D de las superficies interpretadas, con los cuales se logró observar la morfología de la base 
de la cuenca controlada por el efecto del impacto que formó el cráter, el cual presenta las 
características de un cráter multianillo de tipo peak ring; así mismo al estudiarse los horizontes menos 
profundos se observa que el relieve de la base del cráter sigue afectando el relieve superior, el cual 
tiende a ser horizontal conforme se acerca a la superficie pero se encuentra modelado por procesos 
sedimentarios propios de la plataforma carbonatada de Yucatán; por debajo de la base del cráter los 
paquetes interpretados muestran características sísmicas propias de materiales de brecha 
carbonatada, que es producto de la ruptura del material al momento del impacto, dicho material se 
depositó de forma caótica, razón por la que en este nivel no se observan horizontes continuos y la 
zona de fallas y fracturas es dominante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3 
INTRODUCCIÓN 
 
El Golfo de México es una cuenca oceánica formada a partir del Jurásico Medio, confinada entre 
los litorales de México, Estados Unidos y Cuba; sus límites marinos marcan un contorno entre los 
21°37´N, 87°04´W y los 24°35´N, 82°35´W, tiene una superficie de 1, 550,000 km2 y la máxima 
profundidad registrada es de 4380 m (International Hydrographic Organization, Limits of Oceans 
and Seas, 1953). Su historia geológica durante el Cenozoico es considerada de tipo pasivo con 
fases tectónicas de esparcimiento del fondo marino, fallamiento y rotación de bloques con la 
apertura del golfo y Mar Caribe asociadasa la deriva de Norte y Sud América, por lo que posee 
extensas plataformas continentales, de las cuales la que corresponde al litoral norte de la 
península de Yucatán es el objetivo de nuestro estudio. 
 
La Plataforma de Yucatán cuenta con una extensión de 300,000 km2 y separa al mar Caribe del 
Golfo de México, incluye los estados mexicanos de Quintana Roo, Yucatán y parte de Campeche, 
así como Belice y el norte de Guatemala. Su formación se debe a la acumulación de material 
calcáreo, depositado desde el período Cretácico (144 a 165 millones de años) y durante la era 
Cenozoica hasta el Cuaternario (65.5 millones de años al reciente); el cual ha tenido fases de 
emergencia durante el Oligoceno y en particular a partir del Plioceno (5.2 a 1.8 millones de años). 
 
Por otro lado, la Cuenca Chicxulub, ubicada dentro de la plataforma, es producto de un cambio 
importante en la evolución tectónica del Golfo de México ocurrido en el límite entre los períodos 
Cretácico y Paleógeno (65.5 millones de años), donde existe evidencia del impacto de un 
meteorito, el cual formó un cráter de aproximadamente 200 km de diámetro (Álvarez et al., 
1992); coincidente con esta edad, existe una brecha dentro de las secuencias carbonatadas que 
se extiende ampliamente en el sur del golfo llegando a tener espesores de hasta 700 m y se tiene 
la teoría de que es producto del material de eyecta del impacto (Grajales-Nishimura et al, 2000). 
 
El objetivo de este trabajo es investigar la estratigrafía y estructura de las secuencias 
carbonatadas en la Cuenca Chicxulub y en la Plataforma de Yucatán, integrando el análisis y la 
interpretación de perfiles sísmicos de reflexión, asimismo se caracterizarán las unidades sismo-
estratigráficas que forman las secuencias de la cuenca y de la plataforma. 
 
Las líneas sísmicas presentadas más adelante son el resultado de numerosos trabajos efectuados 
por PEMEX durante varios períodos y el Programa Chicxulub del Instituto de Geofísica y el 
Experimento Sísmico Chicxulub. Para la interpretación de dichas secciones se utilizaron 
diagramas de líneas, que muestren los reflectores de mayor energía y continuidad, así como 
controles estructurales, que incluyan paquetes de fallas asociados principalmente con la 
geometría de la Cuenca Chicxulub; además de esto se incluye la interpretación hecha con el 
programa Petrel (software para simulación sísmica de la compañía Schlumberger, versión 2008), 
donde se incluyen otros parámetros como la aplicación de atributos sísmicos y la visualización de 
las líneas 2D y 3D. 
 
 
 
4 
El desarrollo de este trabajo comienza con la descripción del área de estudio, su historia 
geológica y sus características actuales. Posteriormente se expone el marco conceptual que rige 
la estratigrafía de secuencias y la estratigrafía sísmica, seguido de la interpretación de las líneas 
sísmicas. Finalmente se discuten cada una de las interpretaciones, se analizan los perfiles y las 
unidades estratigráficas que los componen y se puntualizan las diferencias en las condiciones de 
depósito entre la cuenca y la plataforma. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
5 
II. ÁREA DE ESTUDIO 
 
2.1. Plataforma Carbonatada de Yucatán 
Las secuencias carbonatadas depositadas en plataformas marinas constituyen cuerpos 
sedimentarios derivados de la precipitación in situ de materiales ricos en CaCO3, proveniente de 
organismos que no solo secretan, sino que también utilizan este compuesto químico para la 
construcción de sus conchas y esqueletos. Las secuencias de plataforma de ambientes 
carbonatados se desarrollan en áreas donde el flujo de terrígenos es nulo o mínimo, así el 
crecimiento de los organismos productores de carbonatos no se ve afectado. En dichos lugares 
existe un equilibrio dinámico entre la producción de carbonatos y la subsidencia, lo que permite 
acumulaciones gruesas de material que se mantienen a una profundidad adecuada. 
 
La plataforma carbonatada de Yucatán es una provincia morfotectónica que se encuentra entre 
los 17°50´ y los 21°30´de latitud norte y los 87°00´ y los 91°00´ longitud oeste, incluye los 
estados de Yucatán, Quintana Roo y una parte de Campeche; se prolonga hacia el Caribe 
centroamericano en las costas de Belice y Guatemala, mar adentro la plataforma continental se 
extiende hacia el norte y el oeste hasta el meridiano 92°30´W y se ubica entre los paralelos 22° y 
24° norte, tiene un área aproximada de 167,600 km2 (figura 2.1). Más del 95% de la península 
yace por debajo de los 200 m de altitud; esta vasta planicie emergida se prolonga en la extensa 
plataforma continental yucateca hacia el norte y el oeste. Este rasgo batimétrico se enmarca 
claramente por un pronunciado talud donde la profundidad desciende abruptamente hasta los 
3000 m definiendo hacia el oeste la Sonda de Campeche. En contraste, el margen caribeño de la 
plataforma continental es estrecho, de unos cuantos cientos de metros y la costa de marismas 
esta bordeada por un sistema prolongado de arrecifes de barrera más o menos continuo en toda 
su extensión. El clima es tropical lluvioso con un invierno ligeramente seco de corta duración 
(López-Ramos, 1973). 
 
En la plataforma de Yucatán la secuencia marina del Cenozoico es del tipo carbonatado-
evaporítico, con contenido escaso de material terrígeno; su espesor máximo es de apenas 1 km 
(López-Ramos, 1973). Debido a la naturaleza calcárea de la plataforma solo se encuentran 
formaciones de calizas caracterizadas por depresiones o cenotes que carecen de circulación de 
agua superficial. La geología superficial no está tectonizada; litológicamente está constituida por 
calizas, dolomitas y evaporitas dispuestas casi horizontalmente con plegamientos de roca 
provocados por deslizamiento intraformacional debidos a la gravedad, abarcando todo el 
Cenozoico. Las unidades paleocénicas afloran en una franja de Campeche cubiertas por 
elementos eocénicos de mayor extensión. La posición de los estratos sugiere que no ha habido 
procesos de deformación después de su depósito y en consecuencia sugiere una estabilidad 
tectónica; es claro también que la línea de costa actual es más joven como consecuencia de la 
gradual emergencia de la plataforma continental. Debajo de los depósitos cenozoicos se 
encuentra el basamento local del Silúrico. La historia geológica es relativamente clara a partir del 
Cretácico, cuando se produjo sedimentación marina calcárea sobre un banco que eventualmente 
emergió durante el Cenozoico (Arenas-Fuentes 2000). 
 
 
6 
 
 
Figura 2.1. Localización de la plataforma de Yucatán (Google Earth 2011). 
 
2.2. Tectónica y Geología 
La Península de Yucatán, el Golfo de México y la región del Caribe son el resultado de la 
separación durante el Jurásico de Norte y Sudamérica (figura 2.2), debido a un movimiento de 
divergencia de estas placas hacia el oeste respecto a África, al momento en que se disgregó 
Pangea (Pindell y Kennan, 2001). 
 
Figura 2.2. Distribución de los continentes hace 150 millones de años, se observa como durante la separación de 
Pangea se origina el golfo de México (Blakey 2008). 
 
 
7 
Las reconstrucciones de tectónica de placas así como los registros geológicos y paleomagnéticos, 
indican que el desarrollo de la Península de Yucatán estuvo asociado a la formación del Caribe y 
del Golfo de México, sin embargo algunos modelos sugieren que el movimiento del bloque de 
Yucatán fue mayormente independiente de la dinámica de movimiento de las placas 
continentales de la zona (Pindell et al., 2001). 
La península de Yucatán alcanzó su posición actual durante el Cretácico Temprano (figura 2.3) 
después de migrar desde el norte desprendiéndose de Norteamérica, giró en sentido antihorario 
respecto a diferentes polos de rotación de acuerdo a la dinámica de cada período (Pindell y 
Kennan, 2001). Esto significa que para elmomento del impacto del meteorito, que formó el 
cráter Chicxulub, se localizaba en las coordenadas actuales, pero sumergida bajo aguas someras 
que proporcionaban las condiciones ideales para el depósito de rocas sedimentarias como consta 
en el registro geológico. 
 
Figura 2.3. Reconstrucción de la dinámica de formación de la zona de golfo de México y del Caribe Temprano 
(Modificado de Pindell, et al., 2001). 
La geología del área de impacto ha sido estudiada tanto con rocas expuestas en la península de 
Yucatán, como a través de la perforación de diversos pozos. Los primeros pozos fueron 
perforados por PEMEX, con la finalidad de investigar el potencial petrolero de la zona para fines 
 
 
8 
de explotación de hidrocarburos; otras instituciones interesadas en el estudio del cráter como 
son la UNAM, el International Continental Drilling Program y CFE-UNAM también han realizado 
perforaciones, con la finalidad de recabar información de carácter científico que ayude a 
esclarecer algunas de las incógnitas que se tienen acerca del impacto. El análisis de las muestras 
permitió definir de manera general las unidades litológicas de la zona hasta los 3,500 m 
aproximadamente. 
 
La relación litológica entre los pozos perforados se simplifica en la figura 2.4, en ella se muestra 
que las rocas de la zona de Chicxulub son fundamentalmente originadas por el impacto y por 
procesos sedimentarios. Existen pozos que atraviesan el grueso de la columna estratigráfica, en 
ellos podemos reconocer la litología pre-impacto y post-impacto representada por calizas y 
dolomitas; suevita, roca fundida y brecha; dolomita, anhidrita y basamento cristalino 
correspondiente (Stöffler et al., 2004). Como se puede observa en la figura 2.4, cada una de las 
unidades aparece o cambia de espesor en los pozos dependiendo la relación de distancia que 
guarda con respecto al centro del cráter, de tal manera que el grosor de los depósitos 
sedimentarios post impacto es mayor hacia el centro del cráter y se adelgaza hacia la parte sur de 
la península de Yucatán; de forma similar ocurre con las rocas de impacto registradas en pozos 
cercanos al centro del cráter, que no exceden distancias mayores a los 140 km a partir de dicho 
punto. 
 
 
Figura 2.4. Estratigrafía en pozos del área de impacto (Imagen modificada de J. Urrutia-Fucugauchi/Chicxulub-Drilling 
Seismic 2010.). 
 
 
9 
2.3. Batimetría 
El golfo de México es un mar semicerrado con una profundidad máxima de 4000 m en su región 
central (Figura 2.5). Dentro de sus características morfológicas más sobresalientes podemos 
mencionar lo amplio de la plataforma continental en las penínsulas de Florida y de Yucatán, 
disminuyendo un poco en la vertiente norte (costas de Texas, Lousiana, Mississippi y Alabama) y 
siendo muy angosta en la vertiente occidental (costas de Tamaulipas y Veracruz). La plataforma 
continental en la península de Yucatán es conocida como Banco de Campeche, denominándose su 
porción suroccidental Sonda de Campeche. En el extremo occidental del Banco de Campeche se 
encuentra una zona que exhibe cambios muy grandes de profundidad; esta región es conocida 
como Escarpe de Campeche (Martínez et al., 1998). 
 
Figura 2.5. Batimetría del golfo de México y de la plataforma de Yucatán 
(Modificado de los mapas de Hipsometría y Batimetría. Atlas Nacional de México, versiones 1990-1992 y 2007).
 
 
10 
2.4. Cráter Chicxulub 
Desde la década de los 80’s del siglo pasado, la Península de Yucatán ha recibido especial 
atención por parte de la comunidad científica interesada en los eventos relacionados con la 
frontera Cretácico-Terciario (K/T), especialmente en la zona de Puerto Chicxulub, donde se 
encuentra la que se presume es la estructura del impacto que ha sido considerada como la 
causante de las extinciones en esa frontera. Penfield y Camargo en 1981, al realizar estudios 
gravimétricos y aeromagnéticos en la península, fueron los primeros en describir una estructura 
circular, que definieron como “una zona ígnea”. Álvarez y otros colaboradores en 1980 realizaron 
estudios en esta estructura y basados en estudios geoquímicos y estratigráficos identificaron en 
el cráter el límite Cretácico-Terciario. Estudios posteriores han revelado una estructura con un 
diámetro de más de 200 km (Hildebrand et al., 1991; Sharpton et al., 1993), cuyo 
comportamiento gravimétrico presenta una estructura central de anillo de picos así como anillos 
interiores y exteriores concéntricos al anillo central (Figura 2.6). 
Por otra parte, perforaciones realizadas tanto por PEMEX, como por la UNAM, han mostrado que 
esta estructura está cubierta por una secuencia de 300 a 1000 m de carbonatos (Urrutia-
Fucugauchi et al., 1994). La plataforma de Yucatán ha sido descrita como relativamente no 
deformada, (Rosencrantz, 1990; Case et al., 1984) y solo presenta en su extremo este una zona de 
fallamiento (Connors et al., 1996). 
Para estudiar la estratigrafía del cráter, se han perforado varios pozos entre los que podemos 
destacar los perforados por la UNAM (U5, U6 y U7) (Figura 2.4). 
 
Figura 2.6. Localización y representación oblicua en 3-D de la anomalía gravimétrica de Bouguer del cráter de impacto 
Chicxulub en la península de Yucatán en el sureste de México (Modificado de Urrutia et al., 2011). 
 
 
11 
El pozo U6 (figura 2.7) se localiza a 3 km de la Villa de Peto en dirección a la Villa de Dziuche, y a 
151 km de Puerto Chicxulub; en 1996 Urrutia y colaboradores describieron la secuencia 
sedimentaria de dicho pozo, consiste en 1.5 mm de suelo, seguido por una secuencia de 
carbonatos de 225m de espesor, seguido por aproximadamente 25 m de evaporitas, y por debajo 
de éstas una brecha de evaporitas con un espesor de 250-260 m. La secuencia de brecha gradada, 
hacia abajo, a una secuencia de evaporitas que presenta algunos horizontes de margas 
intercalados, hasta llegar a los 700 m. La secuencia superior de carbonatos está compuesta por 
calcarenitas fosilíferas, carbonatos cristalinos dolomitizados, calizas cristalinas y calizas 
margosas. 
 
Las calcarenitas fosilíferas presentan coloración blanca, tamaño de grano hasta de 2 mm y 
abundantes esferoides y fragmentos (hasta de 1.5 cm) de bivalvos, gasterópodos y corales. Los 
estratos están generalmente mal consolidados y el contenido de fósiles, en algunos horizontes, es 
hasta del 50%. Los carbonatos dolomitizados constituyen la mayor parte de la secuencia de 
carbonatos y están caracterizados por coloración que va de crema a café obscuro, con apariencia 
compacta y un alto grado de fracturamiento y fragmentación. La dolomitización se expresa en 
bandas, donde las estructuras fósiles de los corales, así como de bivalvos y gasterópodos, están 
reemplazados por carbonato de magnesio. El contenido de fósiles es de hasta el 30%. Las calizas 
cristalinas están formadas por la recristalización del carbonato de calcio de las calizas de los 
arrecifes coralinos. Las margas muestran coloración de crema a verde y presentan texturas y 
tamaño de grano de arcillas. La coloración y la composición varían con la profundidad, 
mostrando un incremento en el contenido de sulfatos y coloración verde. 
 
El contenido de fósiles, principalmente de los horizontes superiores, es de aproximadamente 
10%. Las evaporitas son rocas blancas cristalinas con tonos cafés, compuestas principalmente 
por yeso y anhidrita. Contiene minerales arcillosos distribuidos aleatoriamente y muestran 
cristales bien desarrollados; su aspecto es quebradizo a nivel macroscópico. La brecha de 
evaporitas está compuesta por una intercalación, aparentemente aleatoria, de rocas evaporíticas 
de color gris a blanco, texturas cristalinas y una brecha polimíctica gris de caliza, caliza 
dolomitizada y clastos de yeso y anhidrita (tamaños variables de hasta 4 cm). Aproximadamente 
el 5% de los clastos están alterados a minerales de arcillas y la litologíaoriginal no se ha podido 
determinar. El 60% de la matriz tiene composición no carbonatada, con texturas de arcillas a 
arenas. La secuencia basal de evaporitas, está formada por anhidritas y horizontes intercalados 
aleatoriamente, de margas. También presenta intercalación de delgados depósitos con 
estructuras característicamente algales, contiene horizontes de hasta 1 m de espesor de margas 
color crema a calizas arenosas, muestran abundantes microfósiles y anhidrita (hasta 30%). En 
esta unidad no se tiene fracturamiento. 
 
El pozo U7 (figura 2.7), se encuentra a 2.5 km de Teekax en la dirección a Villa Ticum y a 126 km 
de puerto Chicxulub. Urrutia y colaboradores en 1996 describieron esta secuencia de la 
superficie hacia abajo, de la siguiente manera: los primeros 0.2 m son de suelo, seguidos por más 
de 200 m de espesor de una secuencia de carbonatos, después una secuencia de brecha y 
finalmente, una secuencia evaporítica de anhidrita y arcillas carbonatadas. La secuencia 
 
 
12 
carbonatada superior está compuesta principalmente por calizas dolomitizadas cristalinas, con 
calizas margosas dolomitizadas, lutitas carbonatadas, calizas cristalinas y margas. 
 
Figura 2.7. Distribución de las perforaciones existentes para el estudio del Cráter Chicxulub. Imagen modificada de J. 
Urrutia-Fucugauchi/Chicxulub-Drilling Seismic 2010. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
13 
III. MARCO TEÓRICO 
 
3.1. Estratigrafía de secuencias 
La estratigrafía de secuencias es el estudio de sedimentos y de roca sedimentaria en términos de 
facies y arreglo geométrico de sus estratos (Vail 1987; Van Wagoneer et al., 1988, 1990; Christie-
Blick 1991), con la que se definen unidades que evolucionan en respuesta a los procesos 
combinados de la tectónica y la eustasia. Favorece la interpretación de paquetes sedimentarios, 
nos ayuda a entender los procesos de depósito y los factores que los influencian (cambios en el 
nivel del mar, ritmos de subsidencia, aporte de sedimentos, condiciones climáticas y geometría 
de la cuenca). 
La interpretación en la estratigrafía de secuencias, radica en la habilidad para generar modelos 
geológicos consistentes con la información multidisciplinaria existente. Cada tipo de datos, 
aporta diferentes piezas del rompecabezas. Por ejemplo, la sismología, provee un marco regional 
y local de la geometría de los estratos; la interpretación de registros, aporta información más fina 
de la litología y de los sistemas de depósito; la bioestratigrafía, puede identificar secciones 
condensadas, superficies cronoestratigráficas, paleobatimetría y condiciones climáticas. 
La unidad básica de la estratigrafía de secuencias es la secuencia de depósito, la que está limitada 
por discordancias regionales. Estas secuencias están compuestas de varios intervalos claves y 
superficies, que se forman como consecuencia de los cambios relativos del nivel del mar cíclicos, 
creando secuencias recurrentes predecibles. Las inconformidades límite y sus conformidades 
correlativas, proveen un marco cronoestratigráfico para mapear y correlacionar rocas 
sedimentarias. 
En este capítulo se tratarán los términos y conceptos aplicables a los sistemas carbonatados. 
Análisis de la Secuencia Estratigráfica. Un paquete de estratos es llamado secuencia y 
está limitado por inconformidades regionales. Como las secuencias tienden a ser cíclicas, las 
posiciones de sus facies (conjunto de sedimentos que pueden ser definidos y separados de otros 
por su geometría, litología, estructura sedimentaria o fósiles asociados) son predecibles. La 
creación de espacio y el relleno de este espacio, son procesos fundamentales, que controlan las 
variaciones de los patrones de los estratos y la distribución de las litofacies. El espacio es creado 
por la combinación de la subsidencia y el cambio en el nivel del mar, el relleno es consecuencia 
del aporte de sedimentos, el cual a su vez, es controlado por efectos combinados de la geometría 
de la cuenca, fisiografía, procedencia y clima. 
Estratigrafía genética. La estratigrafía basada en episodios y complejos de depósito, 
forman las subdivisiones principales de tiempo genético y roca de una secuencia estratigráfica 
(Frazier, 1976, Galloway, 1989). Estos paquetes episódicos, están limitados por eventos 
regionales de inundación (superficies de inundación máxima MFS). Estos, consisten de 
construcciones costeras, cubiertas por facies transgresivas y discordancias submarinas. La 
estratigrafía genética, provee una unidad estratigráfica de secuencia alternativa, que no está 
basada en el reconocimiento de discordancias interregionales. 
 
 
14 
Eustasia. Se refiere al nivel global del mar, donde el cambio eustático es un cambio 
referido al centro de la Tierra y está asociado a un factor de forzamiento, como lo son los cambios 
glaciales, los cambios de volumen en una cuenca, las deformaciones en la corteza relacionadas a 
zonas de dispersión de las placas, la subducción o los factores astronómicos, como son los ciclos 
de Milankovitch (Suess, 1979). 
Glacio Eustácia. Referida a cambios globales del nivel del mar, producto de su avance y 
retroceso, debidos a su vez, a la fusión o formación de hielos continentales. 
Curva Global del Nivel del Mar. Muestra los cambios eustáticos en el tiempo, que es 
determinada idealmente para cada intervalo de tiempo, a partir de la interpretación 
estratigráfica detallada de tantas áreas accesibles y sin alteración tectónica, como sea posible. 
Cada ciclo, se puede correlacionar utilizando magneto-estratigrafía, cronoestratigrafía isotópica y 
bioestratigrafía con base a estratotipos y secciones equivalentes. 
Nivel Relativo del Mar. Es la posición del mar con respecto a la superficie del continente; 
es el efecto combinado de eustasia, subsidencia de la cuenca (tectónica, carga y compactación), y 
aporte de sedimentos. Generalmente, un cambio relativo opera a escala local o regional, pero no 
global. 
Curva de Nivel del Mar. Ésta presenta el cambio en el nivel del mar con el tiempo. Puede 
ser una curva global, que refleje los cambios reales referidos al centro de la Tierra o ser locales. 
Teoría de Milankovitch. La teoría astronómica formulada por el matemático Yugoslavo 
Milutin Milankovitch, considera que los cambios climáticos resultan de fluctuaciones de 
insolación estacional y geográfica, relacionadas a variaciones en la excentricidad orbital, 
oblicuidad y precesión de la Tierra. La excentricidad varía con los cambios solares en ciclos 
periódicos de 100 y 400 ka (kiloaños); la oblicuidad o inclinación del eje terrestre, tiene una 
periodicidad de cerca de 40 ka y la precesión o movimiento del eje de rotación de cerca de 21 ka. 
La ciclicidad de frecuencia más alta, vista comúnmente, es el registro geológico que puede ser 
relacionado a estos factores astronómicos. 
Ciclos del Nivel del Mar. Este es un período completo de elevación y caída del nivel del 
mar, estos ciclos están en función de eventos de índole diversa y tienen duración variable, por 
ejemplo: los ciclos de primer orden se producen por la tectónica de placas y duran de 50 a 300 
Ma y los ciclos de más alta frecuencia se producen por ritmos de dispersión del piso marino, 
glacio-eustacia o factores astronómicos. 
Subsidencia de la cuenca. Es el hundimiento que sufre una cuenca sedimentaria en 
función de un conjunto de esfuerzos tectónicos, carga de sedimentos, compactación y cambios en 
la profundidad del agua. 
Creación de espacio. Involucra al sitio disponible para la acumulación potencial de 
sedimentos. 
 
 
15 
Geometría del estrato. Son las relaciones geométricas entre las superficies de los 
estratos, como son: onlap, downlap, toplap y truncamiento erosional (figura 3.1). Las superficies 
pueden ser concordantes o discordantes. 
Concordantes. Patrón donde las superficies del estrato, supra e infrayacentes son 
paralelas. 
Discordante.Patrón donde las superficies muestran una relación angular. 
Onlap. Relación basal discordante en la cual los estratos van terminando 
progresivamente al chocar con la superficie basal inclinada (Mitchum et al., 1977). Acuñamiento 
hacia los márgenes de la cuenca de las unidades estratigráficas de una secuencia sedimentaria 
continua (Reguan et al., 1975). 
Downlap. Son terminaciones de reflectores sísmicos que profundizan 
pronunciadamente y que terminan contra una superficie ligeramente inclinada, ocasionando una 
relación geométrica en bisel de una unidad estratigráfica (Mitchum et al., 1977, modificada). 
Toplap. Disposición geométrica del techo de una unidad estratigráfica en la que se 
cortan en bisel a las capas originalmente inclinadas y que corresponde a una discontinuidad 
(Mitchum et al., 1977, modificada). 
Truncado erosional. Terminación de estratos o de reflectores sísmicos con una 
superficie de erosión posterior al depósito. 
Offlap. Término usado en estratigrafía sísmica para denominar disposiciones de 
estratos progradantes (Mitchum, 1977), originados por un progresivo desplazamiento hacia el 
interior de la cuenca de las terminaciones de las unidades estratigráficas (Reguant et al., 1975). 
 
 
Figura 3.1. Terminaciones de los reflectores dentro de una secuencia estratigráfica (Cataneanu, 2002). 
 
 
 
16 
Relación de facies: 
Discontinuidad de facies. Es el cambio abrupto en el ambiente de depósito, en el cual 
normalmente, no se encuentran dos facies adyacentes, sino superpuestas, esto indica la 
presencia de una discordancia o una superficie de máxima inundación MFS. 
Cambio de facies hacia la cuenca. Ocurre cuando estratos depositados en ambientes de 
agua somera, descansan directamente en otros depositados en aguas profundas, con ausencia de 
las facies intermedias, indicado a través de un límite de secuencia. 
Cambios hacia la cuenca en el onlap costero. El cambio hacia la cuenca, a partir de la 
posición más alta del onlap costero en una secuencia infrayacente, a la posición más baja del 
mismo onlap costero, en la base de la secuencia superior; es usado para reconocer una caída 
relativa del nivel del mar. 
Diagrama de Wheeler. Es una carta cronoestratigráfica que muestra la distribución de 
estratos e intervalos de no depósito en relación al tiempo. 
Secuencia de depósito. Parte de una sucesión estratigráfica relativamente concordante de 
estratos genéticamente relacionados y cuyo techo y piso son discontinuidades o continuidades 
correlativas (Mitchum, 1977). Se trata de una unidad estratigráfica “híbrida”, en parte limitada 
por discontinuidades y en parte unidad cronoestratográfica. 
Secuencia de depósito tipo 1. Es la secuencia subyacida por un límite de secuencia (SB), 
tipo 1, está compuesta por el lowstand, transgressive y highstand systems tracts (sistemas de 
depósito de nivel bajo, transgresivo y alto del mar, LST, TST y HST). 
Secuencia de depósito tipo 2. Ocurre cuando el nivel relativo del mar, no cae más abajo 
del borde de la plataforma (Shelf break). 
Parasecuencias. La sucesión relativamente concordante de estratos genéticamente 
relacionados, limitados, en la base y en la cima por una superficie de máxima inundación MFS o 
sus superficies correlativas; las parasecuencias son progradantes y por consiguiente se vuelven 
someras hacia arriba (Van Waqoner et al., 1988). 
Juego de parasecuencias. Es la sucesión de parasecuencias genéticamente relacionadas, 
forman patrones de apilamiento, está limitada por superficies de inundación mayores y sus 
superficies correlativas; cada parasecuencia puede comportarse de una de las siguientes formas: 
ascender (progradar), representar una batimetría estable (agradación) o puede profundizarse en 
forma ascendente (escalonamiento reverso). Las parasecuencias y juegos de estas forman 
bloques de sistemas de depósito (ST). 
Patrones de apilamiento. Son superposiciones de parasecuencias o juegos de éstas. Los 
tres patrones principales son: 
Progradación. En este patrón cada parasecuencia progresivamente más joven, se 
deposita en forma escalonada mar adentro. Este patrón se produce cuando el ritmo de acomodo 
es menor al de depósito. 
 
 
17 
Agradación. En este patrón cada parasecuencia progresivamente más joven, se 
depositan una arriba de la otra, sin cambio lateral significativo ni hacia tierra ni mar adentro. 
Este patrón ocurre cuando el ritmo de acomodo es aproximadamente igual al de depositación. 
Escalonamiento reverso. En este patrón los estratos cada vez más jóvenes, se 
superponen tierra adentro. Aunque las parasecuencias progradan y tienen somerización 
ascendente, el escalonamiento reverso tiene una profundización ascendente; este ocurre cuando 
el ritmo de acomodación es mayor que el de depositación. El término retrogradacional, 
comúnmente se usa en forma indistinta con escalonamiento reverso, sin embargo el término 
retrogradacional se refiere a el retroceso de la línea de costa en respuesta a la erosión. 
Sistemas de depósito. Consisten de todos los sistemas de depósito contemporáneos que 
se presentan adyacentes uno de otro, depositados durante un segmento específico de la curva del 
nivel del mar. Se reconocen tres sistemas, lowstand o shelf margin (sobreyacientes a los límites 
de secuencia tipo 1 y 2 respectivamente), transgressive y highstand (figura 3.2). 
 
Figura 3.2. Secuencia estratigráfica en profundidad. LSF (Lowstand fan), LSW (Lowstand wedge), HS (Higstand 
systems tract), TR (Transgressive system tract), MW / SMW (Shelf margin wedge), CS (Condensed section). 
(Modificado de P. R. Vail/ Exxon Research Production Company After Vail, 1987). 
 
System tracts. Estos son definidos con base a los patrones de apilamiento de sus 
parasecuencias y juegos de éstas, por la geometría de los estratos, sus superficies, límites y su 
posición dentro de la secuencia. Aunque la posición relativa de los sistemas de depósito dentro 
de una secuencia de depósito permanece constante, no todos los sistemas de depósito o partes de 
ellos, están presente en una secuencia de depósito. 
Lowtand System Tract (LST). Está constituido por los depósitos más antiguos de la 
secuencia de depósito tipo 1. En su base se reconoce el límite de secuencia de tipo 1 y en la cima, 
por la superficie transgresiva (TS). En una cuenca caracterizada por un borde de plataforma o 
 
 
 
 
18 
talud (Shelf Break, sb), el LST puede componerse de tres unidades: el abanico de fondo marino 
(basin floor fan, bf), el abanico de talud (slope fan, sf) y la cuña progradante del lowstand 
(lowstand o prograding wedge lpw); en una rampa donde el gradiente de inclinación es bajo, un 
lpw relativamente delgado constituye la totalidad del LST. El LST se deposita durante una caída 
relativa del nivel del mar y la fase temprana de una elevación relativa del mismo. 
Basin-Floor Fan (bf) (Abanico de piso de cuenca). Es la porción más temprana del LST, 
caracterizada por el depósito de abanicos submarinos ricos en arenas, en el fondo oceánico o 
cerca de la base de la parte más baja del talud. El abanico de fondo marino se deposita durante 
una caída relativa del nivel del mar, asociado con erosión y corte de valle en la plataforma y no 
tiene depósito equivalente cronoestratigráfico en la plataforma. La base del bf es un límite de 
secuencia 1(SB1) y la cima es una superficie sobreyacida por estratos de downlap. En las líneas 
sísmicas se reconoce como un montículo con downlap bidireccional y en los registros el patrón 
es cilíndrico. Ocurre inmediatamente arriba del límite de la secuencia. 
El bf es un sistema submarino, arenoso, relativamente pequeño, en o cerca de la base del talud. 
En un margen continental irregular el bf está restringido a la vecindad de las cuencas intratalud o 
en las bocas de los cañones submarinos. Este sedimento arenoso, es producto de la erosión de 
depósitos no marinos de plataforma y borde de plataforma,durante las fases tempranas de una 
caída relativa del nivel del mar. 
Abanico de talud (sf). Su significado en la secuencia estratigráfica, está relacionado a 
una porción del LST, caracterizada principalmente por turbiditas y flujos detríticos en la parte 
inferior del talud y fondo de la cuenca, durante una caída relativa del nivel del mar. El sf cubre 
como downlap al bf o al límite de secuencia (SB) y es a su vez cubierto en downlap por el 
Lowstand Prograding Wedge (lpw). El sf puede reconocerse en las líneas sísmicas por su 
expresión accidentada o en montículos, que en casos ideales define al complejo de canales y 
diques (channel-levee complex), con forma de ala de gaviota. En los registros, su patrón es 
creciente. Aunque esta unidad parece presentar una mezcla altamente variable de arenas 
delgadas a moderadamente gruesas dentro de un conjunto lodoso, por lo que puede expresarse 
en el registro de formas muy variadas. 
El sistema sf es más grande y amplio que el bf y cubre como onlap la parte basal del talud 
conforme crece, a través del fondo de la cuenca. Las facies de este tipo en el sf, son 
principalmente turbiditas dentro de los complejos de canales o en ramificaciones distales, en el 
extremo de los canales. 
Lowstand Prograding Wedge (lpw) o Lowstand Prograding Complex (Cuna 
Progradante de Posición Baja). El lwp sobreyace al sf, algunas veces con una sección condensada 
secundaria, bien controlada en la cima del sf y está sobre yacida por el TST. El lwp gradúa de 
depósitos fluviales-litorales y marino-someros en su cima, a lutitas hemipelágicas y en algunos 
casos, turbiditas traslapadas, cerca de la cuña echado abajo; el lwp se reconoce en las líneas 
sísmicas por el offlap agradacional orientado hacia el mar en el borde de plataforma y en los 
registros, su patrón es de embudo, que corresponde a un engrosamiento ascendente y refleja una 
tendencia ascendente. 
 
 
19 
Relleno de valle cortado (ivf), es el único depósito del LST que se forma de la cuña litoral 
orientado hacia tierra; está comúnmente asociado a un límite de secuencia 1 (SB1). Los valles 
cortados mayores se evidencian en las líneas sísmicas por el truncamiento erosional de la 
secuencia inferior y un onlap interno; mientras que los de menor escala, se reconocen por ligeros 
espesores isócronos. En los registros la respuesta es variable, pero puede mostrar un 
engrosamiento abrupto, arriba de la superficie erosional. 
La mayoría de los lpw forman un prisma de sedimentos, orientados hacia la cuenca, en el borde 
de plataforma de la secuencia inferior. Estos sistemas de depósito del prisma varían de fluviales 
litorales y marino someros en su base, a lutitas hemipelágicas en la cima y en algunos casos, a 
turbiditas traslapadas, cerca de la cuña echado abajo. Los ivf varían de metros a decenas de 
metros de espesor y de menos de 1 km. a decenas de kilómetros de ancho. Los sedimentos de 
relleno pueden ser areniscas y conglomerados fluviales, arenosos y limolitas de estuarios y lodo 
marino. 
Transgressive System Tract (TST) (Sistema de depósito Transgresivo). Es el sistema de 
depósito central, en una secuencia de depósito ideal. Su límite basal es la superficie transgresiva 
y la cima, la superficie de máxima inundación (MFS). El TST está compuesto de parasecuencias de 
escalonamiento reverso. Conforme las parasecuencias se hacen más jóvenes, se adelgazan y 
representan facies más profundas. Los depósitos de este sistema cubren la plataforma, 
rellenando las topografías asociadas con los valles cortados. Comúnmente el TST traslapa el 
límite de secuencia SB en dirección a tierra a partir del borde de plataforma. El TST, se deposita 
durante una elevación relativa del nivel del mar. En los registros se reconoce por un patrón de 
afinamiento ascendente de campana. 
Sección condensada (cs). Es una facies marina delgada, constituida por sedimentos 
hemipelágicos que representa un tiempo de escasez de sedimentos detríticos dentro de la 
cuenca; se deposita principalmente en el ambiente nerítico medio a externo (zona marítima poco 
profunda que no tiene contacto con el litoral correspondiente a la plataforma continental), talud 
y fondo marino, dentro del TST y HST durante el tiempo de máxima elevación relativa del nivel 
del mar y máxima transgresión de la línea de costa. Se identifica por una o más de las siguientes 
características: abundancia y diversidad de los conjuntos planctónicos y bentónicos, delgada y 
lateralmente continua con zonas horadadas; abundante materia orgánica marina bentonitas, 
concentraciones de materiales autigénicos como glauconita, fosfatos y siderita o el desarrollo de 
suelos endurecidos. Arriba del bf y del sf pueden depositarse cs secundarias. 
Highstand System Tract (HST) (Sistema de depósito de Posición Alta). Son los estratos 
más jóvenes de la secuencia depositacional, ampliamente distribuidos en la plataforma; está 
limitado en su base por una superficie de máxima inundación MFS y en su cima por un límite de 
secuencia SB. En dirección a tierra, en el borde de la plataforma, el HST cambia de una 
parasecuencia agradacional a progradacional y conforme se hacen los sedimentos más jóvenes, 
se hacen también más someros, mientras en la cuenca consisten de una cs. El HST está sobre el 
talud (sb) en dirección a tierra, la cima es un downlap en dirección al mar. Está caracterizado 
también por el toplap y el truncamiento erosional abajo del SB superior. El HST se deposita 
durante las últimas fases de una elevación relativa del mar y las fases tempranas de una caída 
 
 
20 
relativa. En líneas sísmicas, el HST es un offlap progradacional, mientras que el HST tardío, es un 
offlap oblicuo. En los registros, se distingue por un patrón es de engrosamiento ascendente. 
Shelf Margin Systems Tract (SMST) (Sistemas de depósito de Margen de Plataforma). 
Son los depósitos más antiguos de una secuencia depositacional tipo 2. Gradúan de una secuencia 
progradacional a incrementadamente agradacional. El límite inferior es un secuencia tipo 2 (SB2) 
relativamente concordantee, con una discordancia formada hacia tierra, donde el SMST se acuña. 
El límite superior es la TS. Los estratos de SMST cubren el SB en dirección tierra adentro y en el 
límite inferior, ocurre el downlap en dirección al mar. El SMST se deposita durante las últimas 
fases de una caída relativa del nivel del mar a un aumento progresivo en el ritmo de elevación del 
mismo. En líneas sísmicas, se representa como offlap agradacional. 
Tipos generales de superficies 
Conformidad. Es una superficie cronoestratigráfica que separa estratos y a lo largo de 
ellos no hay evidencia de erosión subaérea o submarina, ni de hiato significativo. 
Conformidad correlativa. Conformidad que es el equivalente lateral cronoestratigráfico 
de una inconformidad. 
Inconformidad. Superficie cronoestratigráfica que separa estratos y a lo largo de ellos se 
evidencia erosión o no depósito, lo que evidencia un hiato significativo. La inconformidad puede 
ser identificada por terminaciones estratales o una interrupción en la sucesión bioestratigráfica o 
en las facies. Los depósitos de erosión y no depósito, ocurren en cada caída global del nivel del 
mar, produciendo inconformidades interregionales. 
Algunos investigadores han redefinido el concepto como una superficie que separa unos estratos 
y a lo largo de ellos, se evidencia truncamiento erosional subaéreo y en algunas áreas, erosón 
marina correlativa o exposición subaérea, con indicación significativo de hiato (Posamentier y 
Vail, 1988, Posamentier et al., 1988, van Wagoner et al., 1988). 
Hiato. Ruptura o interrupción en la continuidad del registro geológico, debida a no 
depósito, salto de sedimentos o erosión. La superficie formada durante este evento, se refiere 
como superficie hiatal o una inconformidad. 
Salto. Transporte sedimentario a través de áreas de no depósito. 
Superficiecortada (Ravinement surface). Superficie de erosión somera, causada por el 
efecto del oleaje, asociado con elevación del nivel del mar. Los granos más finos son dispersados 
y los más gruesos permanecen como revestimiento en la superficie erosional. 
Superficies dentro de secuencias de depósito. Dentro de una secuencia depositacional 
hay tres superficies mayores (limite de secuencia, superficie transgresiva y superficie de máxima 
inundación) y varias superficies menores (superficies de inundación marina, cima del abanico de 
fondo marino y cima del abanico de talud). 
 
 
21 
Límite de secuencia (SB1) Tipo 1. Es la inconformidad regional que se forma cuando el 
nivel eustático del mar cae a mayor ritmo que el de subsidencia de la cuenca, exponiendo la 
plataforma a erosión subaérea. El SB1 está asociado con un cambio abrupto de las facies en 
dirección a la cuenca y un cambio hacia abajo en el onlap costero, erosión subaérea, 
rejuvenecimiento de corrientes, corte de valles, salto de sedimentos en áreas de plataforma, el 
desarrollo de discontinuidad de facies caracterizada por la abrupta somerización y 
engrosamiento a través del límite y comúnmente el desarrollo de paleosuelos. 
Límite de secuencia (SB2) Tipo 2. Se forma cuando la cuenca subside a ritmo mayor que 
el de la caída del nivel eustático del mar, en el quiebre litoral depositacional; en este caso la 
plataforma no está expuesta típicamente. Aunque los SB2, están caracterizados por erosión 
subaérea y una inclinación en dirección al mar del onlap costero hacia tierra en o cerca de la línea 
de costa, generalmente carecen de algunas características de un SB1, exhiben hiatos menos 
pronunciados y están sobreyacidos por sedimentos de plataforma. 
Cima de la superficie de abanico de fondo marino (Top Basin Floor Fan Surface) (tbfs). 
Es el límite entre el bf abajo y el sf y lpw arriba. El lpw y sf cubren en downlap la superficie del 
abanico de fondo marino. 
Cima de la superficie del abanico de talud (Top slope fan surface) (tsfs). Es el límite 
entre el abanico de talud abajo y la cuña progradante de lowstand arriba. La lpw cubre en 
downlap, la tsfs puede estar en downlap sobre el abanico de piso de cuenca o ser el límite de 
secuencia hacia la cuenca y estar en onlap sobre la cima de la secuencia de depósito infrayacente 
en dirección al continente. 
Superficie de inundación marina (fs). Es la superficie en la cima de parasecuencias 
típicamente caracterizada por una profundización abrupta simultánea al levantamiento rápido 
del nivel del mar. Este límite comúnmente separa las facies marinas someras o las no marinas 
inferiores, de las aguas profundas superiores. 
Superficie transgresiva (TS). Es la primera superficie de inundación significativa, 
formada después de un evento de regresión máxima en la cima del LST; a escala regional separa 
las parasecuencias de escalonamiento reverso del TST superior. Se asocia con una discontinuidad 
de facies, caracterizada por una profundización en batimetría a través del límite; puede ser 
erosional en la plataforma, con relieves de hasta varios metros como en el caso de la superficie 
cortada por corrientes y también puede estar asociada con residuos de guijarros y horadación. Al 
emerger de la superficie transgresiva con el SB en dirección hacia tierra permite que los 
depósitos de TST, descansen directamente sobre los del HST subyacentes. 
Superficie de Máxima Inundación (MSF). Es la superficie de inundación marina que se 
forma con el evento de transgresión máxima. Constituye la cima del TST y separa las 
parasecuencias de escalonamiento inferiores de las progradacionales superiores. Las clinoformas 
progradan del HST superior en downlap, cubren la MSF que ocurre dentro de la sección 
condensada. 
Puntos a lo largo de las superficies. 
 
 
22 
Quiebre litoral depositacional. Es el cambio fisiográfico de la plataforma orientada tierra 
adentro, en el cual, el piso oceánico está en o cercano al nivel base con poco o nulo depósito y en 
dirección al mar, en el que ocurre la sedimentación. Así el quiebre litoral depositacional, es un 
punto en la playa o en el frente deltáico. 
Quiebre de la plataforma. Es el quiebre fisiográfico en la plataforma marcado por un 
cambio en la inclinación a partir de una profundización leve de la plataforma en dirección al mar, 
desde el quiebre de la plataforma hacia el talud, con la profundización ahora más acentuada. La 
profundidad del quiebre de plataforma puede variar desde menos de 50 hasta más de 500 m. 
Línea de bahía (Bayline). Es el punto que separa la sedimentación fluvial de la deltáica. 
La línea de bahía está en dirección a tierra en la línea de costa. 
Punto de equilibrio. Punto a lo largo de un perfil depositacional donde el ritmo del 
cambio eustático es igual al de subsidencia o levantamiento. 
3.2. Estratigrafía sísmica 
Estos estudios se enfocan a la interpretación y modelado estratigráfico, de las facies 
sedimentarias y su historia geológica, a partir de los datos de sísmica de reflexión (Cross y 
Lessenger, 1988). 
Los datos sísmicos modernos proveen detalles estratigráfico si son correctamente procesados y 
evaluados, estos serán de gran ayuda al intérprete; la fortaleza de la técnica sísmica radica en lo 
detallado del muestreo horizontal del subsuelo (del orden de docenas de metros), que puede 
aportar información crítica para correlación y determinar las distribuciones estratigráficas entre 
pozos. 
La sección sísmica es la respuesta geológica de las ondas sísmicas y del procesamiento 
subsecuente de lo registrado y pueden no tener correspondencia uno a uno con los horizontes de 
interés geológico del subsuelo. No obstante las limitaciones de los datos geofísicos, puede ofrecer 
detalles estratigráficos sutiles especialmente cuando se han establecido calibraciones basadas en 
información de pozos (registros, núcleos, bioestratigrafía). La estratigrafía sísmica constituye 
solo parte de la interpretación estratigráfica de secuencias. 
Los métodos de interpretación sismo estratigráficos se dividen en dos tipos: 
El primero involucra especificación de facies sísmicas, determinadas con base a configuraciones 
de reflejos, su continuidad y atributos de fase/amplitud para mapear su distribución. Las 
correlaciones cualitativas entre las facies sísmicas y los procesos de depositación son necesarias. 
Este método es rápido para la estimación de variaciones regionales, pero no es apropiado para la 
exploración ni para la descripción de yacimientos petroleros. Asumir que la interpretación se 
complete con el mapeo es incorrecto, en áreas con buen control de pozos este estilo de 
interpretación no se garantiza. 
El segundo tipo de interpretación estratigráfica, involucra la sección de candidatos a secuencias y 
límites de sistemas de depósitos, basadas en la configuración de reflexión y las terminaciones 
 
 
23 
pues se asume que los reflectores evidencian superficies cronoestratigráficas; su definición 
puede ser confrontada con reflectores de registros, datos de bioestratigrafía y geoquímica en 
forma repetitiva, hasta llegar a una interpretación consistente. Para lograr esta integración, la 
correlación de tiempos de líneas sísmicas y profundidades en el pozo deben ser establecidas, 
desafortunadamente esto no es tan fácil o consistente de pozo a pozo. 
Facies sísmica. Están representadas por grupos de reflectores cuyas propiedades 
(configuración, amplitud, continuidad, frecuencia, velocidad de intervalo), difieren de los grupos 
adyacentes. Para distinguir facies a partir de datos sísmicos se utilizan tres criterios principales: 
1. Tipos de terminaciones de reflectores asociados con los límites de la unidad (toplap, onlap, 
offlap, downlap, truncación, convergencia interna). 
2. Configuración del patrón del reflector dentro de la unidad (paralelo, caótico, sigmoideo, 
oblicuo, divergente, etc). 
3. Forma externa o forma geométricade la unidad (tabular, cuña, lente, montículo, etc.). 
Análisis de las facies sísmicas. Involucran la identificación y mapeo de las facies. La 
suposición fundamental es que el patrón del reflector de un intervalo saleccionado, puede ser 
definido por la descripción de las tres propiedades de su comportamiento: 
1. Tipo de terminación en la cima del intervalo (A arriba). 
2. El tipo de patrón para la base (B base). 
3. La naturaleza de las propiedades del reflector (C contenido). 
Al combinar estas, harán mapeable unas facies A, B y C, la relación de esta distribución conducirá 
a la interpretación de un ambiente de depósito hipotético. 
Terminaciones de reflexiones sísmicas. Un precepto básico en estratigrafía de 
secuencias sísmicas, es que los reflectores tienden a ser paralelos a las superficies entre estratos 
y tienen por lo tanto, el mismo significado cronoestratigráfico. Así que se pueden aplicar los 
mismos términos que en la estratigrafía de secuencias, solo que aplicados a las terminaciones de 
los reflectores sísmicos, como son: el Toplap, el Onlap, el Downlap y otros nuevos como son: 
Baselap. Es un término de relación base discordante, cuando no se puede distinguir el 
onlap del downlap, a causa principalmente de la deformación post-depósito, ya que en esta 
circunstancia es difícil separar la relación si se inclina hacia arriba o hacia abajo. 
Truncamiento. Terminación de reflectores sísmicos interpretada como una superficie 
de erosión posterior al depósito o a efectos estructurales (Mitchum, 1977). 
Truncamiento erosional. Terminación de reflectores sísmicos con una superficie de 
erosión posterior al depósito. 
 
 
24 
Convergencia interna. Son reflectores de terminaciones no sistemáticas dentro de una 
secuencia, a causa del adelgazamiento de los estratos de baja resolución sísmica. 
Offlap. Para este término tenemos dos definiciones: 
1. Relación cima-discordante, donde estratos terminan contra otros más jóvenes. El toplap y el 
truncamiento erosional son formas de offlap. Lo opuesto al offlap es el onlap, en éste los estratos 
terminan inclinados hacia arriba contra otros más antiguos. 
2. Reflector que se encuentra dentro de un ambiente progradacional, el offlap solo ocurre 
durante la progradación, formando terrazas lineales clinoformes hacia la cuenca. 
La relación de los estratos del offlap con inclinación hacia arriba, puede ser concordante 
(paralela o subparalela) o discordante (onlap, toplap o truncamiento). Cuando se inclina hacia 
abajo puede ser concordante (paralela o subparalela) o discordante (downlap, onlap o baselap). 
Quiebre de offlap. Es el punto de una superficie de offlap donde el ritmo de cambio en 
la inclinación es máximo. Este punto puede o no ser coincidente con el quiebre de la plataforma o 
el litoral de depósito. 
Offlap oblicuo. Es una relación posicional del quiebre de offlap, donde éste forma 
superficies cada vez más jóvenes, de manera horizontal. Esto sugiere que no hay agradación, por 
lo que el quiebre de offlap no crece. El offlap oblicuo sugiere que la progradación se da en una 
cantidad de espacio sin cambio (figura 3.3). 
 
Figura 3.3. Offlap oblicuo (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
Offlap agradacional. Éste prograda hacia arriba, de manera cóncava, sugiere que la 
agradación supera a la progradación que aún debe mantenerse y donde el acomodo es creciente. 
No obstante para que la progradación cause un offlap debe haber suficiente aporte de 
sedimentos para definir la elevación relativa del nivel del mar (figura 3.4). 
 
 
 
25 
 
Figura 3.4. Offlap agradacional (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
Offlap progradacional o sigmoideo. Es una relación posicional de quiebre de offlap, 
donde los estratos progradan en forma cóncava, hacia abajo. Esto sugiere que la progradación se 
produce durante un acomodo decreciente (Figura 3.5). 
 
Figura 3.5. Offlap progradacional (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
Patrones de reflexión sísmica. Los patrones de estratificación que resultan de procesos 
de depósito, erosión y paleotopografía pueden ser interpretados a partir de reflectores y su 
continuidad está asociada con la de los estratos, se han definido los siguientes casos: 
Paralelos y subparalelos. Los reflectores son uniformes (paralelos) o relativamente 
uniformes (subparalelos) en amplitud, continuidad, anchura del techo y tiempo de separación. El 
 
 
26 
grado de variación lateral sugiere el grado de cambio en los ritmos locales de depósito y 
contenido litológico. 
Divergentes. Integran paquetes en forma de cuña en los que el engrosamiento lateral es 
producido por engrosamientos de ciclos individuales dentro del paquete y no por efectos de 
onlap, toplap o truncamiento (Figura 3.6). 
 
Figura 3.6. Reflectores divergentes (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
Clinoformas progradantes. Los paquetes de reflectores de simples a complejos, son 
interpretados como resultado del depósito significativo de estratos de crecimiento lateral o 
progradante. Cada reflector lateralmente progresivo dentro del paquete se llama clinoforma, las 
diferencias entre las clinoformas se deben a variaciones de los ritmos de depositación y 
batimetría. Entre las que se han descrito están: 
Sigmoidal. Resulta de la superposición de reflectores, interpretados como estratos 
con segmentos delgados de inclinaciones suaves y otros gruesos intermedios de inclinación más 
acentuada, sus extremos superiores son casi horizontales y son concordantes con la superficie 
superior de las facies, los extremos frontales forman lentes superpuestos de forma agradacional 
durante el depósito de los estratos progradantes (figura 3.7). 
 
 
27 
 
Figura 3.7. Clinoforma sigmoidal (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
Oblicuo. Es una clinoforma progradante, idealmente consiste de reflectores 
marcadamente inclinados, cuya terminación se inclina hacia arriba es un toplap, con superficie 
casi horizontal y que por debajo termina en downlap contra el reflector inferior. Los segmentos 
frontales, situados abajo son horizontales, lo que implica un acomodo decreciente. La inclinación 
es mayor respecto al patrón sigmoide y puede ser tangencial y paralelo de acuerdo a la 
orientación de sus terminaciones inclinadas hacia abajo. 
Oblicuo-tangencial. La inclinación decrece gradualmente en las porciones inferiores 
de los segmentos frontales, formando reflectores cóncavos hacia arriba. Tangencialmente 
terminan contra un reflector inferior por downlap, que se adelgaza echado abajo (Figura 3.8). 
 
Figura 3.8. Clinoforma tangencial oblicua (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
 
 
28 
Oblicuo-paralelo. Es relativamente más inclinado hacia abajo, termina con ángulo 
mayor por downlap. Implica un ambiente con aporte alto de sedimentos con poca o nula 
subsidencia y nivel del mar estable que permite el relleno de la cuenca, aportando con salto 
sedimentario o superficie superior detallada (figura 3.9). 
 
Figura 3.9. Clinoforma oblicua paralela (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
Oblicuo sigmoide complejo. Este patrón progradante es una combinación alterna de 
reflejos sigmoides y oblicuos. Sus partes altas son segmentos horizontales y oblicuos con 
terminaciones toplap. La alternancia se debe a un régimen de depósito de alta energía y salto en 
el depósito en el segmento superior (figura 3.10). 
 
Figura 3.10. Patrón oblicuo-sigmoide-complejo (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 
1991). 
 
 
 
29 
Traslapado. Es una clinoforma progradante con reflectores en los que comúnmente 
sus límites superior e inferior tienen inclinación oblicuo-paralela y termina entoplap y downlap 
aparente. Indica progradación en aguas someras (figura 3.11). 
 
Figura 3.11. Patrón de traslape. 
Accidentado. Es una clinoforma progradante constituida de segmentos reflectores 
irregulares, discontinuos, subparalelos de distribución al azar, marcado por terminaciones y 
divisiones, se interpreta que representa una clinoforma de lóbulos pequeños interdigitizados 
construidos en aguas someras de prodelta o interdeltáicos. Este patrón es de los más comunes 
(figura 3.12). 
 
Figura 3.12. Patrón de clinoforma accidentado (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 
1991). 
 
 
 
30 
Caótico. Son reflectores discordantes, discontínuos, con arreglos desordenados, 
resultados de sedimentos de alta energía o estratos continuos, deformados después para mostrar 
discontinuidad (figura 3.13). 
 
Figura 3.13. Patrón caótico (Modificado del Equipo de Secuencias Estratigráficas de Chevron, 1991). 
 
3.3. Interpretación de información sísmica 
Durante el proceso de interpretación debemos tomar en cuenta que los eventos sísmicos son 
reflexiones que provienen de interfaces del subsuelo que presentan contrastes de velocidades o 
de impedancia acústica adecuados, además, que dichos contrastes están asociados con 
estratificaciones que representan la morfología geológica; donde los eventos que presenten 
coherencia están relacionados con estructuras o cuerpos geológicos, y por último, que las 
características de los eventos sísmicos tales como la forma de la onda, amplitud del evento, 
patrones de secuencia, entre otros, dependen de los detalles estructurales, naturaleza de los 
fluidos intersticiales, así como de la absorción de frecuencias del paquete de rocas que se 
encuentren en el estrato objetivo y la superficie. 
 
El análisis de las secciones sísmicas está encaminado a establecer la versión, aunque preliminar, 
de los resultados del estudio. La interpretación tiene mucho de imaginación y frecuentemente se 
tiene una imagen preconcebida de lo que se tiene que buscar, apoyado en la información 
geológica y geofísica disponible. A continuación se describirán los pasos que sigue dicho análisis: 
 
Análisis previo de las secciones sísmicas. 
 Inspeccionar la sección y los resultados de las pruebas a las que fueron sometidos los 
datos que se utilizaron en el procesamiento de la información, tales como: deconvolución, filtros, 
etc. 
 Verificar las posibilidades de seguimiento y marcado de los eventos sísmicos. 
 
 
31 
 Examinar la manipulación e interpretación de las velocidades utilizadas en el proceso de 
apilamiento, para definir la confiabilidad de los eventos de la sección y la posible afectación de 
las profundidades correspondientes. 
 Analizar las leyes de velocidades disponibles para su aplicación en los procesos de 
migración. 
 
Revisión y evaluación de las secciones. 
 Establecer una correlación entre líneas paralelas para definir mejor los rasgos sísmicos y 
su posible correspondencia con las condiciones geológicas. 
 Verificar la correspondencia y continuidad de los eventos característicos presentes en la 
sección, en los cruces e intersecciones con otras secciones. 
 Establecer las diferencias que se hayan presentado en la obtención de los datos, y 
modificaciones que se hayan hecho en partes de la sección o del área en estudio que pudieran 
haber producido diversas afectaciones locales, para que sean analizadas con los criterios 
correspondientes. 
 Evaluar las diferencias de procesamiento y los efectos que puedan causar en las secciones 
o parte de ellas, visualizándose de forma diferente. 
 Identificar errores en los procedimientos que puedan producir correcciones insuficientes 
o sobre correcciones generadas por cambios de velocidades superficiales y que pudieran influir 
en la interpretación. 
 
Migración. La elaboración de secciones o perfiles sísmicos de reflexión en los que se 
utilizan los tiempos verticales equivalentes de los eventos reflejados, utilizando la corrección 
por distancia normal (normal move out), proporcionan las tendencias generales del 
comportamiento de las capas del paquete sedimentario, sin embargo, los echados no son los 
verdaderos en las secciones en tiempo, por lo que es necesario convertir los tiempos a 
profundidades para tener un control adecuado de ellos. 
Tomando en cuenta que generalmente la velocidad aumenta con la profundidad, el echado en 
secciones convertidas a profundidad es mayor que el virtual observado en las secciones en 
tiempo. Debe tenerse presente que los reflejos se originan con respecto a la perpendicular al 
contacto con el reflector y por lo tanto las trayectorias no son necesariamente verticales, de 
manera que la posición e inclinación como se presentan en la sección no son las verdaderas. La 
presencia de reflejos que se cruzan en la imagen sísmica, pueden relacionarse con planos de falla 
o cambios bruscos de echado, en la mayoría de los casos los reflectores desplazados y las 
difracciones se superponen a otros eventos haciendo muy difícil su seguimiento e interpretación, 
por lo que es necesario llevarlos a su posición real, mediante el proceso de migración. 
 
Marcado de secciones. Utilizando lápices de colores se marcan los reflectores o 
evidencias geológicas más importantes, verificando la continuidad de las secciones, 
especialmente en los cruces de líneas. Cada reflector marcado con un color distintivo se 
denomina horizonte, frecuentemente se inicia el marcado desde el horizonte más profundo, pero 
se puede hacer desde lo más somero, todo depende de la posición de nuestra capa objetivo. No es 
necesario marcar todos los horizontes reflectores, sino solo aquellos que estén bien definidos o 
 
 
32 
que indiquen diferentes paquetes de rocas, que puedan constituir diferentes unidades geológicas 
o litológicas. 
 
Interpretación y marcado de los aspectos geológicos más importantes. La 
interpretación comprende la construcción de un modelo geológico del área, tomando en cuenta 
cual es nuestro objetivo. Los eventos elegidos se siguen a través de toda la región buscando 
condiciones estructurales, fallas y fracturamientos, que puedan ser asociados a nuestras 
condiciones de interés. 
La falta de continuidad de un reflector puede o no indicar la existencia de una falla, por lo cual se 
buscarán las siguientes evidencias para determinar su existencia: 
 Terminación abrupta de reflectores. 
 Presencia de difracciones. 
 Cambios de echado a los lados de la posible falla. 
 Desaparición de eventos coherentes debajo de la zona fallada. 
 Desplazamiento de la correlación a través de la falla. 
 
Cuanto más complicadas sean las condiciones geológicas se debe tener mayor cuidado en los 
criterios de interpretación, en algunos casos debemos utilizar una técnica denominada estilo 
estructural, que implica el conocimiento del sistema de fuerzas y agentes que afectaron la zona 
de estudio; se debe conocer el marco tectónico regional, los rasgos estructurales encontrados 
deben ser congruentes con los sistemas de fuerzas y esfuerzos producidos durante la evolución 
tectónica. 
 
Deducción de historia geológica. Cuando el objetivo del estudio se relaciona con la 
determinación de características regionales, frecuentemente se observan líneas muy largas en la 
dirección del echado regional, y se hace necesario un análisis de los procesos geológicos que han 
ocurrido en la región, en este caso es muy importante hacer una correlación de los eventos 
sísmicos presentes en las secciones paralelas e identificar los diferentes paquetes de rocas, 
principalmente cuando se observen discordancias, intrusiones, procesos de erosión, diferentes 
patrones de sedimentación y evidencias de procesos tectónicos. 
 
Integración de los datos obtenidos en pozo. En la etapa de planeación del estudio 
sismológico es necesario que por lo menos una de las líneas esté ligadaa una perforación. La 
información litológica y estratigráfica determinada en el pozo debe incorporarse a la sección 
sísmica. Se establecerá una correlación entre los contactos geológicos y las bandas de reflejos 
que serán representativas de los horizontes que deben ser identificados y seguidos en toda el 
área. Los diferentes contactos entre formaciones geológicas y de comportamiento litológico 
deben identificarse en la columna estratigráfica del pozo, y sus profundidades deben convertirse 
a tiempos de reflejo con la ley de velocidades que se haya elegido, para convertir la información 
registrada en tiempos a profundidades. 
3.4. Atributos sísmicos 
El estudio de la traza sísmica se ha hecho con la teoría de Fourier, lo cual ha resultado 
insuficiente ya que este análisis solamente proporciona información sobre una porción de traza 
 
 
33 
larga y al calcular propiedades del medio no se observan variaciones locales (Taner et al, 1979). 
Con la traza compleja es posible examinar estas variaciones y es útil en problemas de 
interpretación (Barnes, 1996). Con el análisis de Fourier se llegó a la conclusión de que resultaba 
útil separar en el dominio del tiempo la información de amplitud de la información de fase 
(Barnes, 2007). Dentro del análisis de atributos sísmicos, los más usados son los que separan la 
información de amplitud y de la información de fase. 
A continuación se presentan algunas de las propiedades de las trazas sísmicas complejas: 
Amplitud. Es el valor de la traza a cualquier muestra de tiempo en una traza sísmica. 
Esto se describe como el desplazamiento de la señal, desde un valor hacia valores positivos o 
negativos. La amplitud de la traza cambiará como la rotación de los cambios de la traza compleja. 
Magnitud. Es la amplitud absoluta máxima para todas las rotaciones de fase a un 
tiempo dado. La magnitud corresponde a la amplitud de cubierta de la traza sísmica compleja. Su 
ecuación es: 
 [ ] 
donde: 
 I (t) y R (t) son las amplitudes para las trazas imaginaria y real al tiempo t respectivamente. La 
fase instantánea es independiente de la magnitud. Las gráficas de fase pueden ayudar a enfatizar 
la continuidad de eventos y son especialmente efectivas al resaltar acuñamientos, angularidades 
y la interferencia de eventos con diferentes echados. 
Frecuencia instantánea. Es la derivada con respecto al tiempo de fase instantánea o una 
medida de que tan rápido o lento cambia la fase, como una función de tiempo. Las frecuencias 
instantáneas no deben ser confundidas con las frecuencias de la transformada de Fourier. 
Polaridad. Es el signo positivo o negativo de la amplitud de la traza sísmica. 
 Análisis de trazas complejas. El análisis de los atributos sísmicos (magnitud, fase y 
frecuencia) y su variabilidad, pueden estar legítimamente relacionados con la geología del 
subsuelo. Pueden ser diagnósticos de cambios en la litología, espesores y contenido de fluidos en 
poros. Se utiliza para mapeo de facies sísmicas características, que pueden mejorar las 
predicciones en el área, en cuanto a su litología vertical, los ambientes de depósito e incluso 
como indicadores de hidrocarburo. 
 
En sísmica de reflexión, un atributo sísmico es una cantidad extraída o derivada de los datos 
sísmicos que pueden ser analizados con el fin de mejorar la información que puede ser más sutil 
en una imagen sísmica tradicional, lo que conduce a una mejor interpretación geológica o 
geofísica de los datos. Algunos ejemplos de atributos sísmicos pueden incluir el tiempo medido, 
amplitud, la frecuencia y la atenuación, además de combinaciones de éstos. La mayoría de los 
atributos sísmicos son aplicados después del apilamiento (poststack), es decir, después de que 
los datos fueron migrados; pero los que utilizan los CMP deben ser analizados antes del 
 
 
34 
apilamiento (prestack) y son principalmente derivados de las variaciones de amplitud con el 
offset (AVO). Los atributos se pueden medir a lo largo de una traza sísmica única o a través de 
múltiples trazas dentro de una ventana definida. 
 
Los primeros atributos desarrollados estuvieron relacionados con la traza sísmica compleja 1D e 
incluían la polaridad de amplitud, las fase instantánea, la frecuencia instantánea y la aparente, así 
como la impedancia acústica obtenida de la inversión sísmica. 
 
Otros atributos comúnmente utilizados son: coherencia, azimut, inclinación, amplitud 
instantánea, la respuesta de amplitud, fase de respuesta, ancho de banda instantánea, AVO y 
descomposición espectral. 
 
A raíz de la utilización de la sísmica 3D, los atributos sísmicos han adquirido gran relevancia 
(Brown, 2001). Los atributos sísmicos son medidas específicas de características geométricas, 
cinemáticas, dinámicas o estáticas provenientes de los datos sísmicos (Chen y Sydney, 1997). Los 
atributos pueden presentar información fundamental de la traza sísmica, como lo es, el tiempo, 
amplitud, frecuencia, atenuación. 
De manera general se plantea que los atributos derivados del tiempo proveen información 
estructural y los atributos derivados de la amplitud dan a conocer información estratigráfica; sin 
embargo los atributos derivados de la frecuencia todavía no son bien entendidos, pero hay un 
gran optimismo para que se obtenga un beneficio de la presencia de fluidos; así como la 
atenuación que no es muy utilizada, pero hay una posibilidad de que se utilice con mayor 
frecuencia en un futuro, para producir información sobre la permeabilidad y finalmente la 
variación en la medición de una función del ángulo de incidencia (fuente-receptor-offset) 
proveen un apoyo en la información de la fuente. El principal ejemplo de estos atributos antes de 
apilar es el AVO. 
Dependiendo el software empleado, la generación de un atributo puede aplicar una serie de 
algoritmos partiendo de la biblioteca del propio atributo y del volumen sísmico de entrada. Para 
este trabajo se utilizó el software Petrel de la empresa Schlumberger. En este programa los 
atributos y los parámetros de sus valores, se pueden probar fácilmente usando la opción virtual 
antes de aplicar a la entrada seleccionada, una vez que se ha decidido aplicar el atributo se dice 
que se ha realizado y se obtiene la imagen del atributo. 
 
En este apartado es necesario mencionar que debido al creciente interés en los atributos 
sísmicos, su gran número y diversidad, se han catalogado en diferentes clases basadas en los 
datos de entrada y el resultado esperado. Taner y colaboradores en 1994 fueron los primeros 
que introdujeron una clasificación coherente y real de los atributos sísmicos, ellos crearon dos 
categorías generales de los atributos: geométricas y físicas. 
 
Los atributos geométricos mejoran las características de los datos de entrada tales como: 
inmersión, azimut y continuidad. Por otro lado los atributos físicos están relacionados con las 
propiedades físicas de la superficie estudiada, es decir, están estrechamente ligados con la 
 
 
35 
litología; esta familia de atributos corresponde a atributos derivados de componentes de 
amplitud, frecuencia y fase de la traza. Estas dos categorías se pueden dividir en pre y post 
apilamiento, dependiendo de la etapa de procesamiento de los datos en la que se hayan aplicado 
(Brown 2004). Los atributos de tiempo proporcionan información de la geología estructural, 
mientras que los atributos de amplitud dan información sobre la estratigrafía y las propiedades 
del yacimiento. 
 
Recientemente Chopra y Marfrut en 2005 propusieron otra clasificación, dividida en general, 
específica y compuesta. Los atributos generales comprenden aquellos que miden las 
características geométricas, cinemáticas, dinámicas o estadísticas derivadas de los datos 
sísmicos; están relacionados ya sea con el carácter físico o morfológico de los datos ya que 
representan respuestas a una litología específica,