188751

Vista previa del material en texto

TESIS DEFENDIDA POR 
Karina Hernández Maya 
Y APROBADA POR EL SIGUIENTE COMITÉ 
 
 
 
 Dr. Antonio González Fernández 
Director del Comité 
 
 
 
Dr. Luis Alberto Delgado Argote Dr. Mario González Escobar 
Miembro del Comité Miembro del Comité 
 
 
 
 Dr. Modesto Ortiz Figueroa 
 Miembro del Comité 
 
 
 
 
 
Dr. Antonio González Fernández Dr. David Hilario Covarrubias Rosales 
Coordinador del programa de posgrado 
en Ciencias de la Tierra 
 
 Director de Estudios de Posgrado 
 
 
 
03 de diciembre de 2010 
 
 
 
CENTRO DE INVESTIGACIÓN CIENTÍFICA Y DE EDUCACIÓN SUPERIOR 
DE ENSENADA 
 
 
 
PROGRAMA DE POSGRADO EN CIENCIAS 
EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
 
 
 
ESTRUCTURA Y BASAMENTO SÍSMICO DEL ESTE DE LA 
CUENCA DE FARALLÓN, GOLFO DE CALIFORNIA. 
 
 
TESIS 
que para cubrir parcialmente los requisitos necesarios para obtener el grado de 
MAESTRO EN CIENCIAS 
 
 
 
Presenta: 
KARINA HERNÁNDEZ MAYA 
 
 
 
 
 
 
Ensenada, Baja California, México, Diciembre de 2010. 
 
 
i 
 
RESUMEN de la tesis de Karina Hernández Maya, presentada como requisito 
parcial para la obtención del grado de MAESTRO en Ciencias de la Tierra con 
orientación en Geofísica Aplicada. Ensenada, Baja California. Diciembre de 
2010. 
 
ESTRUCTURA Y BASAMENTO SISMICO DEL ESTE DE LA 
CUENCA DE FARALLON, GOLFO DE CALIFORNIA. 
 
Resumen aprobado por: 
 
________________________________ 
 Dr. Antonio González Fernández 
 
El Golfo de California es un rift continental activo con apertura oblicua y 
desplazamiento lateral derecho. Es también uno de los mejores ejemplos de 
márgenes modernos en etapas tempranas de su desarrollo que merece ser 
estudiado para el completo entendimiento de la ruptura de la corteza continental y 
su posterior transición a la expansión del fondo marino. Establecer el límite entre 
corteza continental y oceánica es uno de los principales problemas que afectan a 
su estudio debido a la falta de anomalías magnéticas alineadas que se presentan 
en la corteza oceánica típica. El objetivo principal de este trabajo ha sido identificar 
este límite en la parte este de la cuenca Farallón que se localiza al sur del Golfo 
de California. Para ello se usaron datos de sísmica de reflexión multicanal 2D de 
alta resolución tomados durante el crucero Ulloa 2006. Estos datos han sido 
procesados e interpretados y han permitido clasificar con éxito el basamento para 
la parte este de la cuenca. 
La corteza de características oceánicas se sitúa en el centro de la cuenca y se 
identifica principalmente por estructuras cóncavas en los perfiles sísmicos, que se 
han interpretado como sills. Ocupa las partes más profundas de la cuenca Farallón 
y rodea tanto al eje de dispersión activo como al abandonado. El basamento 
plutónico se encuentra situado en el margen este del área de estudio, paralelo a la 
línea de costa de Sonora y Sinaloa y se reconoce a partir de un reflector continuo 
de gran amplitud. El límite que separa el basamento continental se ubica al este 
de un escarpe de más de 1000 m de elevación que pertenece a la falla 
transformante Farallón y más al sur por el cañón de Sinaloa (escarpe de más de 
1300 m), donde el talud es cortado por cañones submarinos que actúan como 
canales para el transporte de sedimentos. 
Se ha inferido también otro tipo de basamento de naturaleza volcánica situado 
entre el basamento plutónico y la corteza de características oceánicas, que se 
evidencian en las secciones sísmicas a partir de un reflector de gran amplitud con 
cierta ciclicidad. Está situado al sur del eje de la dorsal. 
Palabras Clave: Exploración sísmica, Golfo de California, Cuenca Farallón 
 
 
ii 
 
ABSTRACT of the thesis presented by Karina Hernández Maya as a partial 
requirement to obtain the MASTER OF SCIENCE degree in Earth Science with 
orientation in Applied Geophysics. Ensenada, Baja California, October 2010. 
 
 
STRUCTURE AND SEISMIC BASEMENT, EAST OF FARALLON BASIN, GULF 
OF CALIFORNIA 
 
 
 
The Gulf of California is an active continental rift with oblique opening and right 
lateral displacement. Also the Gulf of California is a prime example of modern 
margins in early stages of development that deserves further study for a full 
understanding of continental rifting and its subsequent transition to seafloor 
spreading. To establish a boundary between continental and oceanic crust is one 
of the major problems affecting its study due to lack of aligned magnetic anomalies 
that occur in typical oceanic crust. The main objective of this work was to identify 
this limit in the eastern part of the Farallon basin. In order to accomplish this goal, 
we used seismic reflection multichannel 2D high resolution data taken during the 
Ulloa 2006 cruise. These data have been processed and interpreted and have 
allowed to classify successfully the basement in the eastern part of the basin. 
 
The crust of oceanic characteristics is at the center of the basin and is mostly 
determined by concave structures in seismic profiles, which have been interpreted 
as sills. It occupies the deeper parts of the basin and surrounding Farallon axes 
both active and the abandoned one. Plutonic basement is located on the eastern 
edge of the study area, parallel to the coastline of Sonora and Sinaloa and is 
recognized as a high-amplitude continuous reflector. The boundary that separates 
the continental basement is located east of a scarp over 1000 m elevation which 
belongs to the Farallon transform fault and further south down the Sinaloa canyon 
(scarp over 1300 m), where the slope is cut by submarine canyons that act as 
conduits for sediment transport. 
Also another volcanic basement has been inferred. It is located between the 
continental basement and the crust of oceanic characteristics, which are evident in 
seismic sections as layering in a reflector of high amplitude. It is situated south of 
the ridge axis. 
 
 
 
Keywords: Seismic exploration, Gulf of California, Farallon Basin 
 
 
 
 
 
iii 
 
Dedicatorias 
 
 
 
 
 
A Tonantzin Tlalli nuestra venerada madre Tierra por permitirnos vivir en ella y a la 
que debemos aprender a cuidar y respetar a través de su estudio. In tlalli ahmo 
tohuaxca in tlacatl, in tlacatl in huaxca in tlalli (la tierra no es del hombre, el 
hombre es de la tierra). 
 
 
 
 
 
 
 
Cuando mi madre murió, la posé en el suelo, 
eché Tierra en su cabeza y la llame pájaro… 
y ella, voló lejos y regreso a casa para decirme : 
 
“Soy una montaña y me detendré cuando las palabras se vuelvan serpientes, 
me iré cuando los peces se escapen de sus propios reinos acuáticos, 
vendré y me iré mientras mi cabeza se vuelva la única flama, 
y la montaña brille, y las tradiciones se amontonen por cobijo, 
y la palabra se convierta en ala, 
y el ala se vuelva viento de amanecer en la yema del Tiempo; 
y el Tiempo se voltee, 
hasta que la mente sea montaña otra vez, 
y nadie necesite cantar ya." 
 
Mente Montaña, Marcial Gutiérrez Atenanco 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
iv 
 
Agradecimientos 
 
 
Al creador. 
 
A mis padres Vicente y Antelma que me han apoyado desde que llegue a este 
mundo y a quienes debo todo cuanto soy y eh logrado. 
 
A mis hermanos Yadira, Isaac, Jeaneth, Thelma y Xochitl por comprenderme, 
apoyarme y esperarme siempre con los brazos abiertos. 
 
A mis amigos que se volvieron mi familia cuando estuve lejos y a los que me 
esperaron también siempre con los brazos abiertos. 
 
A mi asesor el Dr. Antonio González Fernández quien siempre estuvo para 
apoyarme durante el desarrollo de mi trabajo de tesis. 
 
A mis sinodales Luis Alberto Delgado Argote, Mario González Escobar y Modesto 
Ortiz Figueroa gracias por su apoyo. 
 
Al personal de Ciencias de la Tierra, en especial a Martita, Mari Carmeny Sergio 
Arregui quienes me apoyaron durante mi estancia en el CICESE y desarrollo de mi 
trabajo. 
 
Al CICESE como institución receptora de los estudios. 
 
Al CONACyT el haber sido beneficiado con una beca con número de registro 
267464. A los proyectos “Sísmica de Reflexión en el Norte del Golfo de California: 
Cuencas Delfín Inferior y San Pedro Mártir” y “Sísmica de Reflexión en el Golfo de 
California: márgenes activos y fósiles” 
 
A Landmark por las facilidades de acceso al programa Seisworks utilizado durante 
la interpretación de datos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
v 
 
CONTENIDO 
 
Página 
Resumen español……………………………………...……...…………….. i 
Resumen ingles…………………………………………………...…………. ii 
Dedicatorias………………………………………………………..………… Iii 
Agradecimientos…………………………………………………..………... iv 
Contenido…………………………………………………………..………… v 
Lista de Figuras…………………………………………………….…..…… viii 
Lista de Tablas……………………………………………………….………. xv 
Capítulo I. Introducción......................................................................... 1 
I.1 Introducción......................................................................................... 1 
I.2 Objetivos.............................................................................................. 2 
I.3 Descripción de los capítulos................................................................ 2 
I.4 Alcances y limitaciones........................................................................ 3 
Capítulo II. Área de estudio y marco geológico................................... 4 
II.1 Área de estudio................................................................................... 4 
II.2 Marco geológico.................................................................................. 4 
II.2.1 El Golfo de California....................................................................... 4 
II.2.2 Trabajos previos del Golfo de California.......................................... 7 
II.2.3 Historia tectónica del Golfo de California......................................... 8 
II.2.4 Vulcanismo y actividad magmática intrusiva................................... 10 
Capítulo III. Metodología...............…...................................................... 13 
III.1 Adquisición......................................................................................... 13 
III.2 Procesado.......................................................................................... 16 
III.2.1 Secuencia de procesado de datos.................................................. 18 
III.2.1.1 Pre apilado................................................................................... 19 
III.2.1.1.1 Edición...................................................................................... 19 
III.2.1.1.2 Aplicación de filtros................................................................... 19 
III.2.1.1.6 Corrección de amplitud por divergencia esférica...................... 20 
III.2.1.1.7 Deconvolución.......................................................................... 20 
III.2.1.1.8 Asignación de CDP................................................................... 21 
III.2.1.1.9 Corrección por NMO................................................................. 22 
III.2.1.1.10 Análisis de velocidades........................................................... 22 
III.2.1.2 Apilado......................................................................................... 23 
III.2.1.3 Migración..................................................................................... 24 
III.3 Post procesado............................................................................ 25 
III.4 Resolución sísmica........................................................................... 25 
III.4.1 Resolución vertical......................................................................... 26 
III.4.2 Resolución horizontal.................................................................... 27 
Capítulo IV. Consideraciones básicas para la interpretación…........ 28 
IIV.1 Antecedentes…………………………………...................................... 28 
IV.2 Muestras de sedimento y roca en zonas cercanas………………….. 31 
 
 
 
vi 
 
CONTENIDO (continuación) 
 
Página 
IV.3 Basamentos: Plutónico, de naturaleza volcánica y de naturaleza 
oceánica 34 
IV.3.1 Basamento plutónico...................................................................... 34 
IV.3.1.1 Caracterización sísmica.............................................................. 34 
IV.3.2 Corteza oceánica.......................................................................... 37 
V.3.2 Basamento con características oceánicas (Corteza de nueva 
generación, corteza en proceso de oceanización, de naturaleza 
parcialmente oceánica o también denominada corteza transicional)...... 35 
IV.3.2.1.1 Caracterización sísmica........................................................... 39 
IV.3.3 Basamento continental de naturaleza volcánica............................ 40 
IV.3.3.1 Características sísmicas............................................................. 40 
Capítulo V. Resultados................…....................................................... 42 
V.1 Basamento continental...................................................................... 43 
V.1.1 Características batimétricas............................................................ 43 
V.1.2 Ubicación del basamento continental en las líneas sísmicas.......... 44 
V.2 Basamento de naturaleza volcánica.................................................. 46 
V.2.1 Características batimétricas............................................................ 46 
V.2.2 Ubicación del basamento volcánico en las líneas sísmicas........... 46 
V.3 Basamento de naturaleza oceánica................................................... 47 
V.3.1 Características batimétricas............................................................ 48 
V.3.2 Ubicación del basamento oceánico en las líneas sísmicas............. 49 
V.4 Profundidad del basamento y espesor de sedimentos...................... 49 
V.5 Identificación y correlación de fallas.................................................. 50 
V.6 Cuencas y estructuras principales..................................................... 51 
V.6.1 Margen este.................................................................................... 52 
V.6.2 Margen sur–suroeste.................................................................... 55 
V.6.3 Cuenca central............................................................................... 59 
V.7 Otros resultados................................................................................. 67 
V.7.1 Presencia de gas............................................................................ 68 
V.7.2 Presencia de depósitos hidrotermales............................................ 69 
Capítulo VI. Discusión................…........................................................ 71 
VI.1 Comparación de resultados con la zona oeste de la cuenca 
Farallón..................................................................................................... 71 
VI.1.1 Características batimétricas........................................................... 72 
VI.1.2 Características sísmicas................................................................. 73 
VI.1.3 Cuencas y estructuras principales.................................................. 74 
VI.1.4 Edad del basamento....................................................................... 76 
VI.2 Tipos de basamento.......................................................................... 77 
VI.3 Direcciones estructurales principales................................................ 78 
Capítulo VII. Conclusiones................…................................................. 82 
 
 
 
vii 
 
 
 
CONTENIDO (continuación) 
 
Página 
Bibliografía..............................................................................................84 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
viii 
 
LISTA DE FIGURAS 
Figura 
 
Página 
 
1 Provincia estructural del Golfo de California y ubicación de 
la zona de estudio. La arquitectura axial del Golfo consiste 
en un arreglo de grandes fallas en escalón con paso 
derecho ligadas por cuencas pull-apart y algunos 
segmentos cortos de tipo dorsal, que establecen el límite 
de placas transtensivo entre la placa de Norteamérica y la 
placa Pacífico. Los nombres de los centros de dispersión 
están subrayados (modificado de Lonsdale, 1989) 6 
2 
Geología y batimetría al sur de la península de Baja 
California. Los datos batimétricos son datos de alta 
resolución de P. Lonsdale (modificado de Sutherland, 2006) 12 
3 
Mapa batimétrico del sur del Golfo de California. Las líneas 
en rojo muestran el derrotero del B/O Ulloa durante la toma 
de datos sísmicos colectados en la campaña Ulloa-06, las 
líneas en negro son las líneas procesadas para este trabajo 14 
4 
Arreglo marino lineal, indicando la fuente sísmica y el cable 
de registro (con 48 hidrófonos) 15 
5 
Secuencia básica de procesado de datos sísmicos 18 
6 
Registro antes a) y después b) de aplicar el filtro pasa 
banda 20 
7 
a) Arreglo de trazas sísmicas por CDP. En b) x representa 
la distancia fuente-receptor. En b) se observa la forma 
hiperbólica de las trazas dado el creciente distanciamiento 
en x 21 
8 
Análisis de velocidades por medio del espectro de 
semblanza, la línea en negro corresponde a las 
velocidades seleccionadas para corregir las primeras 
reflexiones 23 
 
 
 
ix 
 
LISTA DE FIGURAS (continuación) 
Figura 
 
Página 
 
9 a) Representa una sección sísmica sin apilar, b) muestra 
una sección sísmica apilada; como se observa en la 
sección apilada la relación señal/ruido es mejor y se elimina 
el efecto del offset 24 
10 
La imagen a la izquierda corresponde a la sección sísmica 
antes del proceso de migración, la figura a la derecha 
corresponde a la sección sísmica después del proceso de 
migración. Notar la desaparición de las hipérbolas de 
difracción y los cambios en las pendientes 25 
11 
Sección sísmica de la cuenca Farallón, se observa poco 
espesor de sedimentos al centro del eje de la cuenca 
comparado con las zonas al este de la zona de fractura IV y 
oeste de la zona III (tomado de Moore, 1973) 29 
12 
Perspectiva del centro de dispersión en la Cuenca de 
Farallón. Se observa la orientación del eje de la cuenca en 
ángulo recto con la zona de fractura (tomado de Moore, 
1973) 29 
13 
Tipos de basamento, identificados por Piñero–Lajas (2008): 
Plutónico (azul), volcánico del macizo Farallón Sur 
(naranja) y corteza oceánica de nueva generación 
(amarillo). En verde aparecen los perfiles sísmicos 
procesados por Piñero-Lajas (2008) y en negro con líneas 
discontinuas los perfiles sísmicos procesados para este 
trabajo. 30 
14 
Localización de las muestras de sedimentos tomadas por 
Van Andel,(1964). Las líneas en rojo representan las 
secciones sísmicas procesadas para este trabajo 31 
15 
Variación de la composición de los sedimentos (tomado de 
un fracción de 0.06-0.25mm). En el eje x se indica la 
posición de la muestra, en el eje y el porcentaje 
acumulativo de la composición. Cien fathoms (fms) 
equivalen a 183 m (tomado de Van Andel, 1964). 32 
 
 
 
x 
 
 
LISTA DE FIGURAS (continuación) 
Figura 
 
Página 
 
16 Localización de las muestras de roca (modificado de 
Piñero-Lajas, 2008). Los puntos rojos en la zona occidental 
muestran la posición de la muestras de Piñero-Lajas, 2008 33 
17 
Ejemplo de basamento acústico identificado como 
naturaleza continental plutónica. Ubicado en el lado oeste 
de la cuenca Farallón (tomado de Piñero-Lajas, 2008) 35 
18 
Ejemplo de basamento continental. Las secuencias 
sedimentarias están sombreadas en varios colores, por 
debajo de éstas se observa la corteza continental. Ubicado 
en el centro-este de los Grandes Bancos y la cuenca 
Newfoundland al noroeste del Atlántico (tomado de Lau et 
al., 2006) 35 
19 
Constitución media de la corteza oceánica típica. El manto 
en la capa 4 subyace a los cúmulos ultramáficos en la base 
de la secuencia plutónica de la cámara magmática, los 
cuales están bajo el Moho debido a su alta densidad. La 
capa 3 consiste en su parte inferior de gabros 
tectónicamente bandeados y en su parte superior por 
gabros masivos y anisotrópicos. La capa 2 consiste en su 
parte inferior por una capa intrusiva de diques basálticos 
alimentadores y en la capa superior extrusiva de lavas 
estratificadas y almohadilladas. Esta corteza ígnea subyace 
a una capa de sedimentos (tomado de Schmincke, 2004) 37 
20 
Procesos de crecimiento de la corteza oceánica dentro del 
Golfo de California. a) Característico de la subprovincia 
norte del Golfo; b) característico de la subprovincia centro 
del Golfo; c) característico de la subprovincia sur del Golfo 
(modificada de Einsele, 1985) 38 
 
 
 
 
 
xi 
 
LISTA DE FIGURAS (continuación) 
Figura 
 
Página 
 
21 La intercalación entre episodios de sedimentación y el 
ascenso de material mantélico promueve la intrusión de 
roca ígnea entre las capas de sedimento previamente 
depositadas formando diques y sills que por su forma y su 
diferencia de densidad con la roca adyacente se usan 
como marcador para delimitar las zonas conformadas por 
corteza de naturaleza oceánica. (a), el basamento acústico 
se marca con una línea amarilla. (b) Sill afectando a los 
elementos superiores (tomado de Piñero-Lajas, 2008) 39 
22 
Sección sísmica mostrando algunos sills y la deformación 
de los estratos superiores, ubicada en el mar de Senegal 
(tomado de Rocchi et al., 2007) 40 
23 
Ejemplo de basamento acústico identificado como de 
naturaleza volcánica (tomado de Piñero-Lajas, 2008) 41 
24 
Localización de los diferentes tipos de basamento acústico 
identificados en la zona de estudio. El basamento 
continental está marcado con color café, el basamento con 
características oceánicas o transicional en color morado y 
el volcánico en color rojo. Los polígonos que delimitan cada 
área se construyeron con base en la localización del 
basamento en las líneas sísmicas y las características 
batimétricas adyacentes a la zona. 43 
25 
Ejemplo de basamento acústico identificado como de 
naturaleza continental. En la figura es el marcado con color 
café (este fragmento pertenece al perfil 25c en su sección 
noreste, exageración vertical 1:3.4). 45 
26 
Ejemplo de basamento acústico identificado como de 
naturaleza volcánica. En la figura es el marcado con color 
rojo. Posibles derrames volcánicos están marcados en 
color naranja (este fragmento pertenece al perfil 16, 
exageración vertical 1:2). 47 
 
 
 
xii 
 
LISTA DE FIGURAS (continuación) 
Figura 
 
Página 
 
27 Ejemplo de basamento acústico identificado como de 
naturaleza oceánica ubicado en la cuenca Farallón. En la 
figura es el marcado con color azul (perfil 18, exageración 
vertical 1:4.25). 48 
28 
Mapa de isopacas generado a partir de la resta entre la 
profundidad del basamento acústico y la profundidad del 
fondo marino. Los colores de las isolíneas muestran 
espesores de sedimentos, los colores de las lineas 
sísmicas muestran la profundidad del basamento. 50 
29 
Localización de las principales estructuras en la zona este 
de la cuenca Farallón. Las fallas interpretadas por Fenby y 
Gastil (1991) están marcadas en color verde, las 
interpretadas en este trabajo están marcadas en color café. 52 
30 
La falla transcurrente Farallón marca el límite este de la 
cuenca Farallón. Paralelas a esta falla se encuentran un 
grupo de fallas transformes. También se observa una falla 
normal con vergencia al suroeste (Este fragmento 
pertenece al perfil 18 en su sección norte, exageración 
vertical 1:4.25). 54 
31 
En esta sección multipanel de los perfiles 17 y 16 se 
observa el macizo Farallón Sur, así como las zonasde 
Falla San Telmo y Pescadero (exageraciones verticales, 
panel izquierdo 1:3.5, panel derecho 1:5). 56 
32 
Al oeste del perfil se observa una zona de deposito de 
sedimentos limitada por dos fallas asociada a una zona de 
crecimiento y una estructura de flor positiva tipo B. Hacia la 
zona este se observa un grupo de estructuras en flor 
negativa tipo A (perfil 26a, exageración vertical 1:2). 
Esquemas a la izquierda tomados de Woodcock y Fischer 
(1986). 57 
 
 
 
xiii 
 
LISTA DE FIGURAS (continuación) 
 
Figura Página 
 
33 Ejemplo de basamento acústico identificado como de 
naturaleza oceánica ubicado en el eje de dispersión de la 
cuenca Farallón. En la figura es el marcado con color azul 
(perfil 24a, exageración vertical 1:1.9). 59 
34 
La cuenca Farallón Sur está sepultada por un paquete de 
sedimentos que aumentan su espesor hacia su centro, 
tanto el paquete sedimentario como el basamento siguen la 
misma estructura de deformación. Al este la zona de Falla 
San Telmo marca el límite con el macizo Farallón Sur. Al 
centro está acotada por un par de fallas normales (perfil 17, 
exageración vertical 1:4). 61 
35 
Al noroeste del eje de dispersión de la cuenca Farallón, se 
observan dos depocentros uno al suroeste y otro al 
noroeste, divididos en el centro por el monte Farallón 
Oeste cuyos flancos están limitados por un par de fallas 
transformes (perfil 18, exageración vertical 1:4.25). 63 
36 
Al sureste del eje de dispersión de la cuenca Farallón, se 
observa el depocentro de sedimentos hacia el centro entre 
el monte Farallón Este y el abanico de Sinaloa (línea 24c 
sector SE, exageración vertical 1:6). 64 
37 
Cuenca al sureste del eje de dispersión de Farallón, en el 
límite con la zona transcurrente de Pescadero se puede ver 
un espesor de sedimentos de alrededor de 800 m, los 
sedimentos se dividen en dos unidades 
sismoestratigráficas. La inferior está afectada por fallas 
normales secundarias y forma un sinclinal, mientras que la 
unidad sismoestratigráfica superior no se encuentra 
afectada por esta deformación (perfil 26b, exageración 
vertical 1:4.5). 65 
38 
Presencia de gas en las cuencas de la región. Esta 
presencia se infiere de las zonas blanqueadas (ampliación 
del perfil 28). 67 
 
 
 
 
xiv 
 
LISTA DE FIGURAS (continuación) 
Figura 
 
Página 
 
39 Ejemplo de un complejo de sills en Vigra, Noruega, en el 
margen noreste del Atlántico (VSC) formando un sistema 
hidrotermal, se observan las válvulas hidrotermales (HV) 
disturbando los sedimentos superiores (Y) (tomado de 
Miles y Cartwright, 2010). 69 
40 
Ejemplo de un complejo de sills formando un sistema 
hidrotermal dentro de la cuenca Farallón, se observan las 
válvulas hidrotermales (HV) afectando los sedimentos 
superiores (fragmento de línea sísmica sección 18). 69 
41 
Clasificación y localización del basamento para la zona 
este y oeste de la cuenca Farallón. El basamento 
continental se marca en color amarillo, el basamento 
oceánico de nueva generación en color morado y el 
basamento volcánico en color rosa. También se ubican 
otras estructuras como cuencas, islas y cañones. Las falla 
interpretadas por Fenby y Gastil (1991) están marcadas en 
color verde y las interpretadas en este trabajo en color café. 70 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
xv 
 
 
LISTA DE TABLAS 
Tabla Página 
 
I Parámetros de la adquisición de datos sísmicos 16 
II 
Localización de cada línea y número en tiros de las 
mismas 
17 
III 
Resoluciones verticales características 
26 
IV 
Resoluciones horizontales características 
27 
V 
Descripción de las muestras marinas de las expediciones 
DANA-04 y ROCA08 (tomada de Piñero-Lajas, 2008) 
33 
VI 
Constitución media de la corteza oceánica 
36 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Capítulo I 
 
Introducción 
 I.1 Introducción 
 
A lo largo de la evolución del estudio de la Geofísica se ha propuesto el estudio de 
la Tierra y sus procesos, los cuales a menudo afectan su estructura. Para 
comprender mejor dichos procesos y las estructuras resultantes, la Geofísica 
utiliza métodos tal como la sísmica de reflexión, que en este caso es la 
herramienta de estudio para este proyecto. 
Esta tesis forma parte de los proyectos CONACyT “Sísmica de Reflexión en el 
Norte del Golfo de California: Cuencas Delfín Inferior y San Pedro Mártir” y 
“Sísmica de Reflexión en el Golfo de California: márgenes activos y fósiles” y que 
consisten en el procesado e interpretación de datos sísmicos en esa zona. En el 
Golfo de California se encuentra el límite de placas Pacífico–Norteamérica. Se 
trata de un rift continental activo con apertura oblicua y desplazamiento lateral 
derecho. Este tipo de límite es más complejo que los rifts de placas puramente 
divergentes y su complejidad radica en que a la apertura oblicua le precedió una 
ortogonal. Otra dificultad es que no se sabe con exactitud el momento de la 
formación de corteza oceánica durante el proceso de apertura de un océano joven 
como lo es en el caso del Golfo de California. Sólo la cuenca de Alarcón, ubicada 
al sur de la boca del Golfo, presenta una estructura típica de una dorsal oceánica 
con anomalías magnéticas alineadas. Sin embargo, en el resto del Golfo ha sido 
imposible reconocer anomalías magnéticas simétricas, por lo que uno de los 
principales problemas es establecer el límite entre corteza continental y oceánica 
ante la falta de anomalías magnéticas alineadas. Además buena parte de la 
interpretación tectónica en la zona se basa sólo en estudios morfológicos basados 
 
 
2 
 
en batimetría. 
 I.2 Objetivos 
 
Con el fin de comprender mejor la estructura del Golfo de California y los procesos 
geológicos que operan durante la ruptura de la litosfera continental y la 
deformación de márgenes pasivos, así como cubrir en parte el vacío de datos 
existente en la zona, el objetivo general de este trabajo es describir la 
configuración del subsuelo por medio del método de exploración sísmica de 
reflexión en la parte este de la cuenca de Farallón, al sur del Golfo de California. 
Los objetivos específicos son: a) identificar rasgos estratigráficos y fallas y b) 
identificar los diferentes tipos de basamentos acústicos presentes en la zona de 
estudio para así proponer el límite entre corteza continental y corteza de reciente 
creación 
Por último se pretende compilar de los resultados de esta tesis con el trabajo de 
Piñero-Lajas (2008) realizado anteriormente en la misma zona pero en el lado 
oeste de la cuenca de Farallón. 
 I.3 Descripción de los capítulos 
 
La forma en la que se ha redactado la tesis y el contenido de los capítulos, se 
describe a continuación. 
En el capítulo II se ubica la zona de estudio y se plantea el contexto geológico, 
tanto regional como local. En el capítulo III se describe la metodología utilizada en 
la adquisición de los datos sísmicos, así como la secuencia de procesado seguida 
para lograr obtener los perfiles sísmicos que se interpretan. El capítulo IV trata 
sobre los criterios y consideraciones generales para la interpretación de las 
secciones sísmicas. En el capítulo V se presentan los resultados de dicha 
interpretación. El capítulo VI está dedicado a las discusiones del presente trabajo y 
a la compilación de los datos de este trabajo con los de Piñero-Lajas (2008) 
 
 
3 
 
ubicado al oeste de la misma zona de estudio. Por último en el capítulo VII se 
presentan las conclusiones obtenidas. Al final del escrito se ha añadido un 
apéndice que se ha considerado útil para señalar diferentes aspectos 
mencionados en el resto de la tesis. 
 I.4 Alcances y limitaciones del trabajo 
 
Este trabajo abre las puertas a futuras investigaciones en la zona, en la que se 
puede realizar un estudio más minucioso de los perfiles sísmicos, sobre todo si en 
un futuro se cuenta con muestras ya sea de pozos, de dragadoso inmersiones en 
el área de estudio en donde se cuenta con datos sísmicos. 
Una limitación importante en este estudio fue la cobertura irregular de las líneas 
sísmicas que en muchos de los casos no permitió la correlación de estructuras 
entre líneas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4 
 
 
 
 
Capítulo II 
 
Área de estudio y marco geológico 
 II.1 Área de estudio 
 
El Golfo de California es una cuenca que se ubica entre la península de Baja 
California y los estados de Sonora y Sinaloa, al noroeste de México. 
La zona de estudio está situada en la parte sur del Golfo de California (Figura 1), 
entre los paralelos 24º y 26º de latitud norte, donde se localiza la llamada cuenca 
de Farallón y comprende la zona oriental de la misma, de la que se tienen datos 
de sísmica de reflexión multicanal 2D de alta resolución, tomados por CICESE 
(México) y Scripps Institution of Oceanography (Estados Unidos) durante 
septiembre del 2006. 
 II.2 Marco geológico 
 II.2.1 El Golfo de California 
 
El Golfo de California pertenece al sistema transforme San Andrés-Golfo de 
California, de aproximadamente 3000 km de longitud, que se extiende desde el 
Punto Triple de Mendocino, fuera de la línea de costa de California (EUA). 
Continúa hacia el SE y finaliza en el Punto Triple de Rivera, que se encuentra en 
la boca del Golfo (Figura 1). Es uno de los ejemplos principales de un límite de 
placas continentales divergente-oblicuo. Estos límites entre placas generan rifts. 
Los continentales forman valles estrechos y alargados, limitados en uno o ambos 
 
 
5 
 
lados por fallas normales, a lo largo de las cuales se acomodan varios kilómetros 
de desplazamiento (por ejemplo Scholz y Contreras, 1998). Debido a su 
movimiento oblicuo y a que se trata de un rift relativamente joven, el Golfo de 
California es más complejo que los rifts clásicos de placas puramente divergentes. 
Su desarrollo fue precedido por una etapa de rifiting ortogonal. 
Con respecto a la arquitectura axial del Golfo, ésta consiste en un arreglo de 
grandes fallas en escalón con paso derecho ligadas por cuencas pull-apart y 
algunos segmentos cortos de tipo eje de dispersión, que establecen el límite de 
placas transtensivo entre la placa de Norteamérica y la placa Pacífico (Lonsdale, 
1989; Fenby y Gastil, 1991; Lizarralde et al., 2007). 
En general el Golfo de California presenta diferencias significativas de norte a sur 
a lo largo de toda su extensión. En las cuencas del norte del Golfo se desconoce 
la naturaleza y la composición de la corteza y de la litósfera, mientras que las 
cuencas del sur del Golfo tienen ya un carácter oceánico. Por ejemplo, la cuenca 
Alarcón, la más meridional, presenta una cresta y profundidades típicas de dorsal 
oceánica, con anomalías magnéticas fechadas en hasta ~3.4 Ma (Lonsdale, 1989). 
Las cuencas en la parte central del Golfo de California (por ejemplo la cuenca de 
Guaymas) presentan anomalías magnéticas axiales más estrechas, que se han 
interpretado como la respuesta de rocas intrusivas jóvenes de carácter máfico; sin 
embargo, ha sido imposible reconocer anomalías magnéticas simétricas en estas 
cuencas. En contraste, las cuencas en el norte del Golfo (por ejemplo las cuencas 
Delfín) presentan una batimetría somera, con fallas normales distribuidas y 
afloramientos de rocas ígneas muy restringidos y cubiertas de sedimentos que no 
producen anomalías magnéticas simétricas (Martín-Barajas et al., 2001). La parte 
sur del Golfo, compuesta por fallas transformes ligadas por cuencas bien 
definidas, está pobremente sedimentada, la mayor parte de la deformación se 
encuentra bajo el nivel del mar y tiene un sistema de ejes de dispersión activos 
mid-oceánicos (Larson, 1972; Lizarralde et al., 2007) 
 
 
6 
 
 
 
F
ig
u
ra
 1
. 
P
ro
v
in
c
ia
 e
s
tr
u
c
tu
ra
l 
d
e
l 
G
o
lf
o
 d
e
 C
a
li
fo
rn
ia
 y
 u
b
ic
a
c
ió
n
 d
e
 l
a
 z
o
n
a
 d
e
 e
s
tu
d
io
. 
L
a
 a
rq
u
it
e
c
tu
ra
 a
x
ia
l 
d
e
l 
G
o
lf
o
 c
o
n
s
is
te
 e
n
 u
n
 
a
rr
e
g
lo
 d
e
 g
ra
n
d
e
s
 f
a
ll
a
s
 e
n
 e
s
c
a
ló
n
 c
o
n
 p
a
s
o
 d
e
re
c
h
o
 l
ig
a
d
a
s
 p
o
r 
c
u
e
n
c
a
s
 p
u
ll
-a
p
a
rt
 y
 a
lg
u
n
o
s
 s
e
g
m
e
n
to
s
 c
o
rt
o
s
 d
e
 t
ip
o
 d
o
rs
a
l,
 q
u
e
 
e
s
ta
b
le
c
e
n
 e
l 
lí
m
it
e
 d
e
 p
la
c
a
s
 t
ra
n
s
te
n
s
iv
o
 e
n
tr
e
 l
a
 p
la
c
a
 d
e
 N
o
rt
e
a
m
é
ri
c
a
 y
 l
a
 p
la
c
a
 P
a
c
íf
ic
o
 L
o
s
 n
o
m
b
re
s
 d
e
 l
o
s
 c
e
n
tr
o
s
 d
e
 d
is
p
e
rs
ió
n
 
e
s
tá
n
 s
u
b
ra
y
a
d
o
s
 (
to
m
a
d
o
 d
e
 L
o
n
s
d
a
le
, 
1
9
8
9
) 
 
 
7 
 
 
 II.2.2 Trabajos previos del Golfo de California 
 
El primer conjunto de datos batimétricos en el Golfo de California se obtuvo por 
medio de sondeos acústicos de profundidad y fue llevado a cabo por varios 
científicos de Scripps Institution of Oceanography entre 1950-1963, entre ellos 
Shepard (1950) y Rusnak et al. (1964), quienes fueron los primeros en observar el 
grupo de fallas en escalón del Golfo e interpretaron estas fallas como rupturas del 
movimiento lateral derecho conectado con el sistema de fallas de San Andrés en 
el Norte, concluyendo que la península de Baja California se había movido entre 
260 y 385 km hacia el noroeste, ubicando la punta de la península en su posición 
original cerca de la bahía de Banderas (Rusnak et al., 1964). 
Durante este periodo, el primer experimento de sísmica de refracción fue llevado a 
cabo a lo largo del eje del Golfo y los resultados del experimento, permitieron a 
Phillips (1964) concluir que la parte central del Golfo meridional era similar en 
estructura a la dorsal del Pacifico oriental. Estas observaciones precedieron a la 
revolución científica de la teoría de la tectónica de placas. Puede decirse que la 
tectónica de esta región no fue entendida hasta la reconstrucción de placas de 
Atwater (1970), quien describe la desaparición de la placa Farallón, el rompimiento 
de la corteza continental y la subducción del límite de la placa Norteamericana, 
que creó el Golfo de California. 
Aunque estas investigaciones establecieron un marco general sobre la formación 
de Golfo de California, muchas preguntas aún permanecen sin solución. En el sur 
del Golfo, se tomaron datos batimétricos y magnetométricos reportados primero 
por Hilde (1964) y luego por Lonsdale (1989, 1995) que muestran que hay 
dispersión del piso oceánico dentro de la cuenca de Alarcón, la cuenca más al sur 
en el Golfo; sin embargo en la parte norte del Golfo no hay evidencias de 
generación de nueva corteza, sólo extensión (Persuad et al, 2003). 
 
 
8 
 
También se han llevado a cabo estudios de sísmica de reflexión en la zona del 
Golfo de California, sin embargo, en las cuencas Carmen, Farallón y Pescadero, 
los datos de reflexión son más escasos que en otras partes del Golfo (Lizarralde et 
al., 2007). En la zona de la cuenca de Farallón se han llevado a cabo algunas 
investigaciones de carácter general (Moore, 1973) que incluyen sísmica de 
reflexión monocanal. El trabajo donde se han llevado a cabo investigaciones más 
cercanas a la zona del presente trabajo corresponde a uno de sísmica de reflexión 
y fechamiento 40Ar-39Ar del basamento continental en el margen oeste de la 
cuenca Farallón (Piñero-Lajas, 2008). Dicho trabajo ha permitido ubicar y limitar 
los diferentes tipos de basamento para esa zona por medio del método de sísmica 
de reflexión, que ha sentado las bases para el presente estudio. 
 
 II.2.3 Historia tectónica del Golfo de California 
 
Del Cretácico hasta el Mioceno medio, el borde occidental del continente 
Norteamericano fue un margen convergente, en el que la ahora extinta placa 
Farallón era subducida bajo el continente y la placa del Pacífico se situaba del 
lado oeste. 32 Maatrás la placa Farallón rompió entre las fallas Pioneer y Murray y 
los fragmentos de la dorsal comenzaron a colisionar con la trinchera. Para los 24 
Ma la placa Farallón había desaparecido entre las zonas de fractura Murray y 
Mendocino, comenzando el movimiento entre las placas Pacifico y 
Norteamericana, posteriormente esta sección se extendió al sur de California y al 
norte de Baja California (Atwater, 1970). Entre los 20 y los 10 Ma más secciones al 
sur de la dorsal colisionaron con la trinchera, cesando la dispersión en toda la 
dorsal aproximadamente a los 12 Ma. Entonces el límite de la placa Pacífico se 
trasladó al margen continental iniciando la falla transforme Tosco-Abreojos. Al sur 
de la península de Baja California la dorsal del Pacífico oriental se conectó a la 
triple unión Pacifico–Norteamérica–Rivera, entonces la placa Rivera cambió su 
dirección de movimiento alrededor de 30° en dirección de las manecillas del reloj y 
 
 
9 
 
un nuevo segmento de la dorsal Pacifico Este se abrió a la derecha del eje 
principal conectando con el sur de la zona de falla Tosco–Abreojos. Para los 4.5 
Ma la propagación de la cresta había alcanzado la corteza continental en el 
extremo sur de Baja California y continuó extendiéndose hacia el norte. Después 
de los 3.5 Ma, las zonas de falla en la costa oeste de Baja California dejaron de 
contribuir significativamente al desplazamiento entre las placas Pacifico y 
Norteamericana. La cizalla dentro del Golfo aceleró y rotó en sentido horario, lo 
que propició la formación de un nuevo grupo de fallas transformes en escalón 
(Lonsdale, 1989). 
Sin embargo, la dirección y duración de la extensión en el Golfo está todavía sin 
resolver y puede acomodarse en más de una forma. 
El modelo tradicional de la evolución del Golfo de California (Stock y Hodges, 
1989) se divide en dos etapas. La primera entre los 12 y los 6 Ma, divide la 
deformación total en dos áreas: una de movimiento de cizalla dextral al oeste de la 
península de Baja California, en el sistema de fallas Tosco-Abreojos simultánea a 
una de extensión ortogonal ENE, completamente acomodada por fallamiento 
normal de rumbo NNW en el área del Protogolfo En la segunda etapa a los 6 Ma, 
el movimiento de desplazamiento lateral se trasladó a las fallas laterales del Golfo, 
iniciando la extensión oblicua. 
Un modelo alternativo para la evolución tectónica del Golfo de California incluye 
menos movimiento en la falla Tosco-Abreojos y propone la extensión oblicua en el 
Golfo desde los 12 Ma (Gans, 1997; Fletcher y Munguía, 2000; Fletcher et al., 
2007). Está sustentado por la datación de circones del abanico de Magdalena, 
colocando su fuente sólo a ~100 km de su posición actual (Fletcher et al., 2007). 
El modelo también propone que la falla de Tosco-Abreojos sigue acomodando 
parte de la deformación entre la placa Pacífico y la placa de Norteamérica 
(Michaud et al., 2004). A esta conclusión se llegó a partir de la identificación de 
sedimentos recientes fallados en la zona de dicha falla. Esta alternativa implica 
 
 
10 
 
que la península de Baja California no está acoplada rígidamente a la placa 
Pacífico sino que forma una microplaca que se acopló parcialmente a ella durante 
el Mioceno Medio (DeMets, 1995; Fletcher y Munguía, 2000; Michaud et al., 2004). 
 
 II.2.4 Volcanismo y actividad magmática intrusiva 
 
La historia geológica de Baja California y el oeste de México ha sido dominada por 
el vulcanismo y la actividad magmática intrusiva asociados a la subducción de la 
placa Farallón debajo de Norteamérica. De esa historia dan cuenta clara los 
batolitos cretácicos del Cinturón Batolítico Peninsular, situados desde el paralelo 
28° hasta la latitud de Los Angeles, California, EUA. y un batolito más pequeño del 
Cretácico tardío, que aflora en el extremo sur de la península de Baja California 
(Gastil et al., 1979). 
La distensión cenozoica parece definir un patrón con edades más jóvenes de 
oriente a poniente a través de la Provincia Extensional del Golfo (Martín–Barajas, 
2000). En Sonora, el proceso de distensión cortical se manifestó después de un 
pulso de actividad volcánica hacia los 30 Ma en la Sierra Madre Occidental (Ferrari 
et al., 1999). El volcanismo de arco migró hacia el poniente, manteniendo una 
actividad importante durante el período de 23 a 12 Ma a lo largo del margen 
oriental de la península de Baja California y en la costa de Sonora (Sawlan y 
Smith, 1984). Durante este intervalo de tiempo, el proceso de máxima extensión 
en Sonora se desarrolló en una posición intraarco y trasarco con respecto a la 
actividad volcánica del arco miocénico en Baja California. 
El inicio de la distensión en el margen oriental de Baja California es posterior al 
inicio de la distensión en Sonora y concuerda con la terminación del volcanismo de 
arco y la subducción de la placa Guadalupe hacia los 12 Ma (Stock y Lee, 1994). 
Sin embargo, existe evidencia de extensión temprana en la etapa del protogolfo en 
la región de Bahía de los Ángeles donde sedimentos marinos subyacen a rocas 
 
 
11 
 
volcánicas fechadas en ~14 Ma (Delgado–Argote, 2008). De acuerdo con la 
distribución de provincias volcánicas del Terciario de Gastil et al. (1979), la región 
de bahía de los Ángeles y las grandes islas se encuentra en la provincia del 
circungolfo que cubre un espacio temporal entre 7 y 15 Ma. Esa provincia se 
desarrolló sobre rocas de la provincia de Andesita de 17 a 22 Ma (Gastil et al., 
1979; Sawlan, 1991). Al occidente de las provincias anteriores se formó durante el 
Mioceno medio al tardío, la provincia basáltica Comondú, que se extiende 
aproximadamente desde la latitud de bahía de los Ángeles hasta la bahía La Paz 
(Gastil et al., 1979) (Figura 2). En diferentes regiones del oriente de la península 
son abundantes los afloramientos de ignimbritas que, al no identificarse calderas 
en Baja California, Sawlan (1991) consideró que sus fuentes probables deben 
estar sumergidas en el Golfo de California. 
 
Al término de la subducción se registra un cambio en el estilo y composición del 
volcanismo en la Provincia Extensional del Golfo. En varias regiones de la 
península se ha documentado que depósitos de ignimbritas de 14-10 Ma y flujos 
de lava andesítico–basáltica de ~12-8 Ma sobreyacen a la secuencia 
volcanosedimentaria del arco miocénico de composición principalmente dacítica-
andesítica. El cambio a un volcanismo bimodal riolítico basáltico se acompañó de 
otra actividad localmente diversa que incluye composiciones alcalina, toleítica y 
calcoalcalina (por ejemplo la caldera Reforma, el volcán Las Tres Vírgenes y el 
volcán Cerro Mencenares (Martín–Barajas, 2000). 
La costa oeste de Sinaloa ubicada en el margen este de la zona de estudio, se 
localiza dentro de una zona volcánica asociada a la formación de la Sierra Madre 
Occidental, donde las rocas metamórficas más antiguas (Triásico) están 
intrusionadas por batolitos del Cretácico (en su mayoría de composición 
granodiorítica) o cubiertas por rocas volcánicas (andesitas, riolitas e ignimbritas) 
 
 
12 
 
del Complejo Volcánico Inferior que a su vez subyacen la cubierta ignimbrítica de 
la Sierra Madre Occidental. 
 
 
Figura 2. Geología y batimetría al sur de la península de Baja California. Los datos 
batimétricos son una combinación de datos de alta resolución de P. Lonsdale (modificado 
de Sutherland, 2006). 
 
El volcanismo del Cuaternario en la provincia del Golfo se concentra en las zonas 
de acreción en los límites de placas. Las erupciones de lava toleítica son 
características de los centros de dispersión en la boca del Golfo, pero al norte de 
esta zona, el magmatismo axial se manifiesta como intrusiones de diques y sills 
entre los sedimentos mas jóvenes (Lonsdale, 1989). Algunas cuencas oceánicas 
también tienen volcanes sumergidos (montes marinos) y se sabe de mediciones 
de altosvalores de flujo hidrotermal en la cuenca Farallón (Lawver et al, 1973). 
 
 
 
 
13 
 
Capítulo III 
 
Metodología 
El método utilizado para este estudio es la sísmica de reflexión pues provee una 
excelente técnica para obtener imágenes de los sedimentos, fallas y basamento, 
lo cual nos facilita la compresión de la estructura de un sector del Golfo que es el 
objetivo de esta tesis. 
El método de sísmica de reflexión consiste en el estudio de la estructura y las 
propiedades elásticas del subsuelo, empleando como herramienta ondas elásticas 
generadas artificialmente que se propagan a través del terreno (Yilmaz, 1987; 
Sheriff y Geldart, 1995). Para ello se genera un frente de ondas sísmicas que viaja 
por el subsuelo hasta encontrar discontinuidades entre capas con diferente 
impedancia acústica donde las ondas son reflejadas, registrándose en la superficie 
con una serie de sensores (en este caso se trata de hidrófonos ya que la toma de 
datos es marina), que se encuentran alineados con la fuente emisora. A partir del 
estudio de las distintas formas de onda y sus tiempos de trayecto se consiguen 
obtener imágenes del subsuelo que luego se relacionan con capas y estructuras 
geológicas (Yilmaz, 2001). 
Cada emisión de la fuente se denomina tiro o disparo y los datos colectados 
corresponden al registro de cada uno de los elementos receptores. El método de 
símica de reflexión se lleva a cabo en tres etapas: adquisición, procesado e 
interpretación de datos, que serán expuestos a continuación. 
 III.1 Adquisición 
Los datos utilizados para este estudio se tomaron durante el mes de septiembre 
del 2006, a bordo del B.O. Francisco de Ulloa, propiedad del CICESE. Esta 
campaña se realizó en colaboración con Scripps Institution of Oceanography de la 
 
 
14 
 
UC San Diego (Estados Unidos). Durante la misma se colectaron datos sísmicos a 
lo largo de más de 2000 km lineales (Figura 3), de los cuales se procesaron para 
el presente trabajo alrededor de 400 km. 
 
Figura 3. Mapa batimétrico del sur del Golfo de California. Las líneas en rojo muestran el 
derrotero del B/O Ulloa durante la toma de datos sísmicos colectados en la campaña Ulloa-
06, las líneas en negro son las líneas procesadas para este trabajo. 
 
 
 
 
15 
 
Se seleccionaron las líneas que se encuentran al este de la cuenca Farallón, 
además de un par de líneas al oeste de la misma, las cuales se señalan en la 
Figura 3. 
Para la adquisición de los datos se utilizó un arreglo marino lineal (Figura 4). 
Como fuente de energía se empleó un cañón de aire que arrojaba un volumen de 
150 pulgadas cúbicas (0.245 m3) por tiro, con una presión de operación de 2000 
psi (13.8 MPa). El cable de registro (streamer) tenía una longitud de 600 m y 48 
canales (integrados por hidrófonos), con una distancia entre canales de 12.5 m. El 
periodo de grabación de los datos fue de 4 a 6 s, con un intervalo de muestreo de 
1 ms, lo que da un total de 4000 a 6000 muestras por traza. La distancia entre 
fuentes fue, en la mayoría de los casos, de 37.5 m y la redundancia de un 800% 
(Tabla I). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4. Arreglo marino lineal, indicando la fuente sísmica y el cable de registro con 48 
hidrófonos. 
 
 
 
16 
 
Tabla I. Parámetros de la adquisición de datos sísmicos. 
 
Parámetros Valores 
Fuente de energía Cañón de aire 
Longitud de tendido 600 m 
Distancia entre fuentes 37.5 m 
Distancia entre receptores 12.5 m 
Redundancia 800 % 
No. de canales 48 
Tiempo de grabación 4000-6000 ms 
Intervalo de muestreo 1 ms 
Numero de muestras por traza 4000-6000 
 
 
El cañón de aire utilizado fue un G-I (de generación-inyección). Éste produce dos 
burbujas de aire, donde la segunda más pequeña que la primera, emitida de tal 
forma que reduce las reverberaciones de la primera, para obtener una señal lo 
más parecida posible a un pulso único. El registro de la señal se realizó a través 
de una serie de hidrófonos 
 
 III.2 Procesado 
Con el fin de facilitar el procesado de datos y su posterior manipulación, y 
tomando en cuenta las variaciones considerables en la dirección del barco, se 
dividieron los datos en varios tramos que se denominaron líneas y fueron 
nombrados con números consecutivos a partir del 1. Del total de líneas colectadas 
se trabajó con 9 (15, 16, 17, 18, 24, 25, 26, 27 y 28). A su vez, para evitar 
distorsiones al momento de la interpretación, cada una de estas líneas se dividió 
en tramos en los que el barco conservaba la misma dirección y velocidad. Cada 
tramo está denominado por letras consecutivas del alfabeto a partir de la “a” 
(Figura 3; Tabla II). 
 
 
17 
 
Tabla II. Localización de cada línea y número en tiros de las mismas. 
 
LINEA
TIRO 
INICIAL
TIRO 
FINAL
NÚMERO 
DE 
TIROS
LATITUD N
INICIAL
LONGITUD W
INICIAL
LATITUD N
FINAL
15 23734 24502 768
16 24504 25114 611 25.20382 -109.47331 25.14599
17 25115 26053 939 25.14710 -109.57658 25.16612
18 26054 27844 1791 25.16923 -110.11786 25.50460
24a 34230 34705 475 25.26033 -109.50315 25.32000
24b 34705 3500 295 25.32000 -109.58000 25.28000
24c 35000 37062 2062 25.28000 -109.56000 25.08055
25a 37063 37697 634 25.07902 -109.15570 25.16927
25b 37697 38022 326 25.16927 -109.06406 25.14194
 
 
El procesamiento consiste en la elección y posterior aplicación de los parámetros y 
algoritmos de tratamiento adecuados a los datos sísmicos adquiridos en el campo 
(datos brutos) para de obtener secciones sísmicas de calidad. El objetivo 
fundamental de todo procesado multiseñal es aislar en los registros las reflexiones 
provenientes del subsuelo de los otros eventos sísmicos que se superponen a 
ellas (ruido ambiental, ondas superficiales, ground roll, onda aérea, etc.) y así 
sumar las señales procedentes del mismo lugar. 
Para el procesado de datos, se usó el programa gratuito Seismic Unix versión 39 
(al que llamaremos SU para simplificar), desarrollado por el Center for Wave 
Phenomena (CWP) de Colorado School of Mines (Cohen y Stockwell, 2003). 
 
 
18 
 
 
Figura 5. Secuencia básica de procesado de datos sísmicos. 
 
 III.2.1 Secuencia de procesado de datos 
 
Según Yilmaz (2001), hay tres etapas en el procesado de datos: 1) la etapa de 
pre-apilamiento (pre-stack); 1) en donde una de las operaciones más significativas 
es la deconvolución; 2) la etapa de apilamiento (stack), con el análisis de 
velocidad como punto fundamental; y 3) la etapa de post-apilamiento (post-stack), 
siendo la migración uno de los algoritmos finales que se aplican. En cada una de 
estas etapas intervienen una serie de tratamientos fijos, mientras que hay otros 
 
 
19 
 
algoritmos que se pueden aplicar en cualquier momento del procesado (filtrado, 
escalado de amplitud, etc.). En la Figura 3 se presenta el esquema de la 
secuencia básica de procesado. 
 III.2.1.1 Pre-apilado 
 III.2.1.1.1 Edición 
 
En general, los datos de campo son grabados en diferentes tipos de formatos que 
deben ser compatibles con el software utilizado. En este caso se encontraban en 
formato SEG-Y (Formato Y de grabación de la Sociedad de Geofísicos de 
Exploración) por lo que hubo que cambiarlos al formato propio de Seismic Unix 
(SU). 
También durante el proceso de edición de las 52 trazas grabadas en campo se 
seleccionaron las 48 que pertenecían a los canales de datos y se desecharon las 
otras 4 que eran trazas de control de funcionamiento y se eliminaron los primeros 
0.05 s ya que la grabación en campo comenzó 0.05 s antes del disparo para tener 
la seguridad de registrar todo. 
 III.2.1.1.2 Aplicación de filtros 
 
El objetivo del filtrado es atenuar o reducir ciertos tipos de ruidos y resaltar los 
eventos de reflexión. Para elegir los tipos de filtro y sus parámetros se llevaron a 
cabo dos tipos de análisis espectrales, el de frecuencia y el de frecuencia vs. 
número de onda (F-K). Tras realizar el estudio espectral sedecidió aplicar un filtro 
pasa banda trapezoidal de corte senoidal, en las frecuencias 19, 21, 130 y 140 Hz 
(Figura 6). Se observó en el espectro F-K que los datos no presentaban gran 
efecto de aliasing espacial (efecto que causa el muestreo digital de una señal 
continua por debajo de la frecuencia mínima de muestreo) por lo que se decidió no 
aplicar el filtro a fin de no introducir a los datos ruido numérico. 
 
 
 
 
20 
 
 
Figura 6. Registro antes a) y después b) de aplicar el filtro pasa banda. 
 
 III.2.1.1.3 Corrección de amplitud por divergencia esférica 
 
El objetivo de esta corrección es reconstruir las amplitudes debido a la absorción 
de los materiales y al decaimiento del frente de ondas con la distancia. Ya que la 
velocidad del medio varía con la profundidad, la corrección de amplitud debería ir 
acompañada del uso de un modelo de velocidades, el cual aún no se tiene en esta 
etapa del proceso, y por lo que se empleó la velocidad de 1500 m/s que 
corresponde a la velocidad promedio de las ondas P en el agua. 
 III.2.1.1.4 Deconvolución 
 
Un sismograma puede ser considerado como la convolución de una ondícula 
sísmica proveniente de la fuente con la respuesta de la Tierra a un impulso. Ya 
que nos interesa aislar la parte de la señal proveniente del terreno hay que aplicar 
el proceso inverso a la convolución. El objetivo de la deconvolución es determinar, 
de las mismas trazas de registro, la función de reflectividad de la traza sísmica, 
 
 
21 
 
para lo cual se comprime la ondícula procedente de la fuente, aumentando así la 
resolución temporal (Yilmaz, 1987). 
Para este estudio, se aplicó la deconvolución sólo para eliminar reverberaciones 
de la fuente; otros efectos como las múltiples no fueron eliminados ya que 
aparecen a tiempos muy altos y no interfieren con el resto de la señal. 
 III.2.1.1.5 Asignación de CDP 
 
 Consiste en agrupar las trazas que por geometría pertenecen a un mismo punto 
medio entre una fuente y un receptor determinado CMP (Common Mid Point o 
Punto Medio Común) (Figura 7). El objeto de la ordenación en conjuntos CMP es 
que las trazas al sumarse para obtener una traza resultante en el apilado posean 
una mejor relación señal ruido, lo cual es posible gracias a que en este nuevo 
orden, todas las trazas pertenecientes a un CDP se reflejan aproximadamente en 
los mismos puntos. 
 
Figura 7. a) Arreglo de trazas sísmicas por CDP. En b) x representa la distancia fuente-
receptor. En b) se observa la forma hiperbólica de las trazas dado el creciente 
distanciamiento en x. 
 
 
22 
 
 III.2.1.1.6 Corrección por NMO 
 
Antes del apilamiento (o suma de las trazas CMP), cada grupo de trazas 
perteneciente a un mismo CMP presenta un aspecto hiperbólico dado por el 
creciente distanciamiento fuente receptor (x) que se refleja en los tiempos de 
tránsito (T) (Figura 7), crecientes a medida que crecen en el subsuelo las 
trayectorias de viaje y su oblicuidad. La trayectoria hiperbólica de los eventos de 
reflexión debe ser transformada, en el eje del tiempo, en una línea horizontal (paso 
a offset cero) de manera que todas las trazas al ser sumadas estarán en fase. A 
este paso se le conoce como corrección NMO (Normal Move Out) y la forma de 
conseguir dicha alineación es mediante la asignación de la velocidad de la 
trayectoria de reflexión (Yilmaz, 1987) que se hace mediante un análisis de 
velocidades. 
 III.2.1.1.7 Análisis de velocidades 
 
Se trata de identificar las velocidades del subsuelo que mejor corrigen las trazas 
para llevarlas a offset cero. 
El método que se utilizó para este trabajo es el método de espectro de semblanza 
(Figura 8), que está basado en la correlación cruzada de las trazas de un CDP 
para un rango de valores de velocidad (Yilmaz, 1987). Las gráficas resultantes son 
una serie de máximos y mínimos que se disponen como isolíneas de igual 
semblanza. En esta gráfica se localizaron las zonas de valor máximo de 
semblanza, que representan aquellos reflectores con mayor contraste de 
impedancia acústica. 
 
 
23 
 
 
Figura 8. Análisis de velocidades por medio del espectro de semblanza, la línea en negro 
corresponde a las velocidades seleccionadas para corregir las primeras reflexiones. 
 
 III.2.1.2 Apilado 
 
Con los resultados del análisis de velocidad y una vez aplicadas las correcciones 
NMO se procedió, mediante la suma, a obtener la sección sísmica, donde la 
escala horizontal representa la distancia y la escala vertical el tiempo doble de 
viaje (TDDV). El objetivo principal del método de stacking o apilamiento es obtener 
una traza suma que consigue mejorar la relación señal/ruido (Figura 9). 
 
 
24 
 
 
Figura 9. a) Representa una sección sísmica sin apilar, b) muestra una sección sísmica 
apilada; como se observa en la sección apilada la relación señal/ruido es mejor y se elimina 
el efecto del offset. 
 
 III.2.1.3 Migración 
 
La suposición inicial en el apilado y NMO es que las reflexiones se producían en la 
vertical. Para corregir este hecho se aplica la migración que es un proceso para 
corregir las difracciones y echados que se producen en una sección sísmica 
debido a un relieve de algún reflector. Los efectos que produce la migración son: 
aumento del echado de los reflectores horizontes, estrechamiento de los 
sinclinales y colapso de las hipérbolas de difracción a su ápice (Figura 10). 
Existen varios algoritmos para llevar a cabo la migración, en este caso se usó la 
migración por cambio de fase (sumigps de SU; Gazdag, 1978). De todos los 
métodos de migración, este método es el que más fácil incorpora las variaciones 
de velocidad en profundidad y es rápido en cuanto a tiempo de procesado. 
 
 
25 
 
 
Figura 10. La imagen a la izquierda corresponde a la sección sísmica antes del proceso de 
migración, la figura a la derecha corresponde a la sección sísmica después del proceso de 
migración. Notar la desaparición de las hipérbolas de difracción y los cambios en las 
pendientes. 
 
 III.3 Post Procesado 
 
Después de la migración y para obtener mejor calidad de la imagen para la 
interpretación, se llevó a cabo un flujo de tres procesos: Control de ganancia 
automática, filtrado F-K y deconvolución. El control de ganancia automática es una 
corrección de amplitud. 
Los procesos de filtrado F-K y deconvolución se aplican para reducir ruidos que 
hayan sido reforzados por el proceso de suma de trazas. 
 III.4 Resolución sísmica 
 
 
 
26 
 
Antes de comenzar con la interpretación de las secciones sísmicas hay que tener 
en cuenta cuanto detalle se puede observar en éstas. La resolución se refiere a la 
separación mínima entre dos rasgos característicos, de modo que se pueda decir 
que hay dos características separadas en vez de una sola. Se consideran dos 
tipos de resolución: vertical y lateral u horizontal 
 
 III.4.1 Resolución vertical 
 
Para dos reflexiones, situadas en los límites superior e inferior de una capa 
delgada, es el límite de que tan cercanos pueden estar y todavía ser separables 
(Yilmaz, 2001). El criterio para determinar la resolución vertical es entonces la 
longitud de onda dominante, la cual está dada por: 
λ=v/f......................................................... (2) 
donde v es la velocidad y f es la frecuencia dominante. 
Las velocidades de las ondas sísmicas en el subsuelo generalmente se 
incrementan con la profundidad. Por otro lado las frecuencias dominantes de las 
señales sísmicas decrecen con la profundidad. Por lo tanto, las longitudes de 
ondas sísmicas típicas varían y se incrementan con la profundidad. Un umbral 
aceptable para la resolución vertical es un cuarto de la longitud de onda 
dominante. Para el caso de este trabajo los datos de sísmica presentan 
resoluciones características como las que se muestran en la Tabla III 
 
Tabla III. Resoluciones verticales características. 
 
 Velocidad 
m/s 
FrecuenciaHz 
Longitud de onda 
m 
Resolución 
m 
Sedimentos 2000 50 40 10 
Basamento 3000 40 75 19 
 
 
 
 
27 
 
 III.4.2 Resolución horizontal 
 
La resolución lateral se refiere a qué tan cerca dos puntos reflectores pueden estar 
situados horizontalmente y todavía ser reconocidos como dos puntos diferentes en 
lugar de uno. La zona de Fresnel es una medida de la resolución lateral, dos 
puntos reflectores que caigan dentro de esta zona son considerados 
indistinguibles si se observan desde la superficie de la Tierra, pues la energía total 
que arriba dentro de ese intervalo de tiempo interfiere constructivamente (Yilmaz, 
2001). La zona de Fresnel depende de la longitud de onda (λ) y también depende 
de la frecuencia. A altas frecuencias la zona de Fresnel es estrecha y es mejor la 
resolución. Aunque la frecuencia y la resolución lateral también dependen de la 
velocidad y la profundidad de la interfase reflectora (zo), el radio de un frente de 
onda está dado aproximadamente por: 
r=√zoλ /2................................................ (3) 
en términos de la frecuencia dominante es 
r= v/2 √to/f.................................................... (4) 
donde v es la velocidad promedio, to es el tiempo de reflexión, y f es la frecuencia 
dominante de la ondícula. Un dato importante es que una vez que se aplica la 
migración, las zonas de Fresnel colapsan y la resolución horizontal es similar a la 
vertical. 
 
Tabla IV. Resoluciones horizontales características. 
 
 Velocidad 
m/s 
Frecuencia 
Hz 
Tiempo 
s 
Resolución 
m 
Sedimentos 2000 50 1 141 
Basamento 3000 40 2 335 
 
 
28 
 
 
Capítulo IV 
 
Consideraciones básicas para la interpretación 
 
Previo a la interpretación de los datos de sísmica deben considerarse ciertos 
aspectos con relación a lo que se encuentra en la zona de estudio, como tipos de 
basamento, sedimento, estructuras sedimentarias y de deformación, y como será 
su representación en el perfil sísmico. En los siguientes apartados se describen 1) 
algunos antecedentes de estudios de sísmica y geología previos a este estudio, 2) 
datos de muestras de roca en zonas cercanas y dentro de la zona de estudio y 3) 
los diferentes tipos de basamento y su posible representación en una sección 
sísmica. 
 
 IV.1 Antecedentes 
 
En un estudio de sísmica de reflexión de 3.5 kHz de alta resolución, en el Golfo de 
California (Moore, 1973) hecho en la zona de estudio (Figura 11), se observa que 
la reflexión del basamento por debajo del eje de la cuenca no está definida y que 
el espesor de sedimentos en el eje es nulo comparado con la estratificación en las 
paredes, sobre todo comparado con la estratificación en la corteza pre-rift ubicada 
al este de la zona de fractura IV y oeste de la zona III. 
 
 
 
 
 
29 
 
 
 
 
Figura 11. Sección sísmica de la cuenca Farallón, se observa poco espesor de sedimentos al 
centro del eje de la cuenca comparado con las zonas al este de la zona de fractura IV y oeste 
de la zona III (tomado de Moore, 1973). 
 
 
El centro de dispersión dentro de la cuenca de Farallón se encuentra justo a la 
salida del delta de río Fuerte (Figura 12), uno de los tres ríos más grandes que 
desembocan en el Golfo. La zona más profunda de la cuenca de Farallón está sin 
embargo desprovista de sedimentos y es una depresión de paredes escarpadas, 
orientada perpendicularmente a las zonas de fractura que la flanquean (Moore, 
1973). 
 
 
 
30 
 
Figura 12. Perspectiva del centro de dispersión en la Cuenca de Farallón. Se observa la 
orientación del eje de la cuenca en ángulo recto con la zona de fractura (tomado de Moore, 
1973). 
 
 
El estudio más ligado al área de estudio y con el que se han correlacionado los 
datos del presente trabajo, es el de sísmica de reflexión y fechamiento 40Ar-39Ar 
del basamento continental en el margen oeste de la cuenca Farallón de Piñero-
Lajas (2008), en el que a partir de perfiles de sísmica de reflexión y recolección de 
muestras se clasificó el basamento para esa zona en tres tipos: basamento 
plutónico, basamento volcánico y basamento oceánico de nueva generación. La 
clasificación descrita se resume en la Figura 13. 
 
Figura 13. Tipos de basamento, identificados por Piñero–Lajas (2008): Plutónico (azul), 
volcánico del macizo Farallón Sur (naranja) y corteza oceánica de nueva generación 
(amarillo). En verde aparecen los perfiles sísmicos procesados por Piñero-Lajas (2008) y en 
negro con líneas discontinuas los perfiles sísmicos procesados para este trabajo. 
 
 
 
31 
 
 IV.2 Muestras de sedimento y roca en zonas cercanas 
 
Van Andel (1964) efectuó un muestreo de sedimentos perpendicularmente al eje 
mayor del Golfo de California (Figura 14). La distribución y características de los 
sedimentos en algunas zonas de la cuenca Farallón, se resumen en la Figura 15. 
 
 
 
 
 
Figura 14. Localización de las muestras de sedimentos tomadas por Van Andel (1964). Las 
líneas en rojo representan las secciones sísmicas procesadas para este trabajo. 
 
 
Se observa en las secciones de oeste a este un aumento considerable en la 
proporción de sedimentos terrígenos debido al mayor aporte de sedimentos 
proveniente del delta del río Fuerte, mientras que al este se observa un aumento 
en la proporción de sedimentos biogénicos (excepto en las muestra 78). También 
se puede ver en la sección MM' que se ubica al sur de la sección LL' un aumento 
considerable de glauconita (sedimento de origen terrígeno). 
 
 
32 
 
 
Figura 15. Variación de la composición de los sedimentos (tomado de un fracción de 0.06-
0.25mm). En el eje x se indica la posición de la muestra, en el eje y el porcentaje 
acumulativo de la composición. Diez millas náuticas equivalen a 18.5 km, cien fathoms 
(fms) equivalen a 183 m (tomado de Van Andel, 1964). 
 
 
 
Del trabajo de Piñero-Lajas (2008) se tienen datos de las muestras que se 
muestran en la Figura 16. 
Las muestras SC-24 y 17 de la Isla Santa Catalina están formadas por granitoides 
de edad Cretácico Superior y Mioceno respectivamente. Las muestras SCR-26-28, 
30 y 31 de la Isla Santa Cruz están formadas por rocas plutónicas deformadas del 
Cretácico Superior. La muestra SD-25 de la Isla San Diego es plutónica de edad 
Cretácico Superior y, por último, la muestra PB-32 es granítica del Cretácico 
Superior. En general las edades de las muestras descritas indican la existencia de 
dos eventos de emplazamiento, uno en el Mioceno Temprano, y otro en el 
Cretácico Superior, al que pertenecen la gran mayoría de las muestras obtenidas. 
También se tienen datos de muestras marinas y dragados de la expedición DANA-
04 y ROCA08 que se pueden localizar en la Figura 16 y que tienen la siguiente 
descripción (Tabla V) (Piñero-Lajas, 2008). 
 
 
33 
 
 
Tabla V. Descripción de las muestras marinas de las expediciones DANA-04 y ROCA08 
(tomada de Piñero-Lajas, 2008). 
 
Muestra Tipo de roca Edad 
DANA23a Plutónica-Granodiorita de 
Bt 
93.4 ±0.3 Ma (U-Pb) 
Cretácico Superior 
ROCA23J-8 Plutónica-Tonalita de Bt y 
Hb 
No hay dato 
ROCA23J-18 Plutónica-Granodiorita de 
Hb 
No hay dato 
ROCA23J-20 Plutónica-Tonalita de Bt No hay dato 
 
 
 
 
 
 
Figura 16. Localización de las muestras de roca (modificado de Piñero-Lajas, 2008). Los 
puntos rojos en la zona occidental muestran la posición de la muestras de Piñero-Lajas, 
2008. 
 
 
 
34 
 
IV.3 Basamentos: Plutónico, de naturaleza volcánica y de 
naturaleza oceánica 
 
Previo a la interpretación y ya que los objetivos principales del trabajo son 
identificar los diferentes tipos de basamentos acústicos presentes en la zona de 
estudio (relacionados con corteza continental, más antigua, y corteza de tipo 
oceánico, generada en la apertura del Golfo de California) hay que tomar en 
cuenta las características generales de los tipos de basamento y su posible 
representación en una sección sísmica para así seleccionarla interpretación más 
probable y congruente al área durante la interpretación. 
IV.3.1 Basamento continental plutónico 
 IV.3.1.1 Caracterización sísmica 
 
En trabajos anteriores (por ejemplo Lau et al., 2006, Piñero-Lajas, 2008) se ha 
definido el basamento continental como un reflector muy continuo y de gran 
amplitud, debido al cambio de impedancia acústica entre los sedimentos que 
generalmente suprayacen el basamento, y el material subyacente, a partir del cual 
la energía de las ondas sísmicas apenas penetra (Figuras 17 y 18). 
 
 
 
35 
 
Figura 17. Ejemplo de basamento acústico identificado como naturaleza continental 
plutónica. Ubicado en el lado oeste de la cuenca Farallón (tomado de Piñero-Lajas, 2008). 
 
 
Figura 18. Ejemplo de basamento continental. Las secuencias sedimentarias están 
sombreadas en varios colores, por debajo de éstas se observa la corteza continental. 
Ubicado en el centro-este de los Grandes Bancos y la cuenca Newfoundland al noroeste del 
Atlántico (tomado de Lau et al., 2006). 
 
 
De las muestras de roca analizadas por Piñero – Lajas (2008) se sabe que para la 
zona oeste de la cuenca Farallón, el basamento está constituido por rocas 
plutónicas asociadas a la corteza continental. Para el caso de este trabajo los 
datos de sísmica sólo alcanzan la parte superior de la corteza que sufre 
deformación frágil (por ejemplo fallas). 
V.3.2 Basamento con características oceánicas (corteza de 
nueva generación, corteza en proceso de oceanización, de 
naturaleza parcialmente oceánica o también denominada 
corteza transicional) 
 
En los océanos abiertos la compensación isostática durante la separación de 
placas se lleva a cabo únicamente por el flujo ascendente de basaltos derivados 
 
 
36 
 
del manto y de lo cual resulta una composición petrográfica básica subdividida en 
tres capas principales: 1) capa compuesta de sedimentos; 2) capa compuesta de 
basaltos, está subdividida en dos subcapas, la parte 2a es extrusiva y consiste en 
lavas almohadilladas y estratificadas y la parte 2b es intrusiva y consiste en diques 
que trazan el camino hacia la cámara magmática; y 3) capa que consiste 
dominantemente de gabros (Tabla VI, Figura 19). La ruptura de la corteza cerca 
de un continente conlleva una combinación más compleja de compensación tanto 
magmática como clástica por lo que en esta zona no se observa la composición 
petrográfica descrita anteriormente. 
 
 
Tabla VI. Constitución media de la corteza oceánica. 
 
 
Capa Espesor (km) Velocidades 
de la onda P 
(km/s) 
2 1.71± 0.75 5.1 ± 0.63 
3 4.68± 1.42 6.69 ± 0.26 
4 Manto 8.13 ± 0.24 
 
 
Figura 19. Constitución media de la corteza oceánica típica. El manto en la capa 4 subyace a 
los cúmulos ultramáficos en la base de la secuencia plutónica de la cámara magmática, los 
cuales están bajo el Moho debido a su alta densidad. La capa 3 consiste en su parte inferior 
 
 
37 
 
de gabros tectónicamente bandeados y en su parte superior por gabros masivos y 
anisotrópicos. La capa 2 consiste en su parte inferior por una capa intrusiva de diques 
basálticos alimentadores y en la capa superior extrusiva de lavas estratificadas y 
almohadilladas. Esta corteza ígnea subyace a una capa de sedimentos (tomado de 
Schmincke, 2004) 
 
Los sedimentos se depositan en gran parte en las zonas más profundas de la 
cuenca y los ejes de dispersión al sur en el Golfo de California (por ejemplo en las 
cuencas Farallón y Pescadero) y conforman las partes más profundas de las 
cuencas, por lo que la constitución de la corteza de las cuencas del Golfo es un 
efecto de la tasa de sedimentación en combinación con la tasa de dispersión y el 
ascenso de material magmático. Hacia la parte norte del Golfo el flujo de basalto 
derivado del manto ha sido contrarrestado por la deposición de sedimentos, y una 
mezcla resultante de sedimentos y basaltos forman capas de densidad y velocidad 
intermedia. Hacia el sur el suministro de sedimentos es menor y no mantiene a los 
centros de dispersión sepultados por lo que el equilibrio isostático en esta zona se 
mantiene principalmente por el flujo mantélico de basalto, el desarrollo de 
profundidades oceánicas y valles de batimetría pronunciada. En general los 
estratos de sedimentos depositados son deformados por fallamiento. La continua 
separación de las placas acompañada por la sedimentación en avenidas 
periódicas y su consecuente deformación borra los rasgos de la estratificación 
horizontal típicos de una cuenca y deja en su lugar depósitos pobremente 
estratificados (Moore, 1973). Este aporte de sedimentos aísla los basaltos 
subyacentes, inhibiendo así la formación de anomalías magnéticas como ha sido 
sugerido por Vog y otros (1970) y aplicada al Golfo de California por Larson y otros 
(1972) (Figura 20). 
 
 
 
38 
 
 
 
 
 
Figura 20. Procesos de crecimiento de la corteza oceánica dentro del Golfo de California. a) 
Característico de la subprovincia norte del Golfo; b) característico de la subprovincia centro 
del Golfo; c) característico de la subprovincia sur del Golfo (modificada de Einsele, 1985). 
 
Por otro lado esta continua intercalación entre episodios de sedimentación y el 
ascenso de material mantélico promueve la intrusión de roca ígnea entre las capas 
de sedimento previamente depositadas formando diques y sills (Einsele, 1985). 
Estas formaciones por su forma y su diferencia de densidad con la roca adyacente 
pueden ser un marcador para delimitar las zonas conformadas por corteza de 
naturaleza parcialmente oceánica o también denominada corteza transicional. 
 
IV.3.2.1.1 Características sísmicas 
 
 
 
39 
 
El basamento se observa como un reflector de gran amplitud, no continuo, que se 
sitúa alternativamente a varios niveles de profundidad, que se interpretan como 
sills (Figura 21a y b). En ocasiones se pueden diferenciar aspectos característicos 
de los mismos, como reflectores cóncavos hacia arriba (Rocchi et al., 2007; 
Hansen et al., 2006) que suelen afectar durante su emplazamiento a los estratos 
que se encuentran por encima haciendo que éstos se deformen (Hansen y 
Cartwright, 2006) (Figura 22). Normalmente, debido al gran contraste de 
impedancias entre el sill y la roca encajonante, éste suele reflejar gran cantidad de 
energía (Trude et al., 2003), por lo que bajo estas estructuras aparecen zonas 
poco iluminadas sísmicamente (Rocchi et al., 2007; Smallwood y Maresh, 2002). 
 
 
Figura 21. La intercalación entre episodios de sedimentación y el ascenso de material 
mantélico promueve la intrusión de roca ígnea entre las capas de sedimento previamente 
depositadas formando diques y sills que por su forma y su diferencia de densidad con la 
roca adyacente se usan como marcador para delimitar las zonas conformadas por corteza 
de naturaleza oceánica. (a), el basamento acústico se marca con una línea amarilla. (b) Sill 
afectando a los elementos superiores (tomado de Piñero-Lajas, 2008). 
 
 
 
40 
 
 
Figura 22. Sección sísmica mostrando algunos sills y la deformación de los estratos 
superiores, ubicada en el mar de Senegal (tomado de Rocchi et al. 2007). 
 
 
 
IV.3.3 Basamento continental de naturaleza volcánica 
 
En un trabajo anterior (Piñero-Lajas, 2008) se encontró este tipo de basamento 
cubriendo la corteza continental o la corteza de ”nueva creación“. Ha sido 
clasificado así porque se cuenta con muestras de esa composición; además de 
que sigue algunas características sísmicas definidas que no corresponden a las 
del basamento continental plutónico o la mezcla de sills y sedimentos. 
 IV.3.4.1 Características sísmicas 
Se observa como un horizonte de gran amplitud, por debajo del paquete 
sedimentario, formado por pequeños tramos discontinuos (Figura 23). 
Ocasionalmente, podría llegar a confundirse con sills si la sección se encontrara 
sobremigrada. Existen áreas en las que se observa cierta estratificación