Evolucion-jurasica-de-las-secuencias-marinas-del-sector-norte-del-Paleocanal-de-Chicontepec-Cuenca-Tampico-Misantla

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 
POSGRADO EN CIENCIAS DEL MAR Y LIMNOLOGÍA 
 
 
EVOLUCIÓN JURÁSICA DE LAS SECUENCIAS MARINAS DEL SECTOR NORTE DEL 
PALEOCANAL DE CHICONTEPEC, CUENCA TAMPICO MISANTLA 
 
 
T E S I S 
QUE PARA OPTAR POR EL GRADO DE: 
 
DOCTORA EN CIENCIAS 
OCEANOGRAFÍA GEOLÓGICA 
 
P R E S E N T A: 
 
M. en C. IZA CANALES GARCÍA 
 
Tutor Principal : Dr. Jaime Urrutia Fucugauchi 
 (Instituto de Geofísica, UNAM) 
 
Comité tutor : Dr. Eduardo Aguayo Camargo 
 (Facultad de Ingeniería, UNAM) 
Dr. Miguel Ángel Alatorre Mendieta 
(Instituto de Ciencias del Mar y Limnología, UNAM) 
Dra. Elena Centeno García 
(Instituto de Geología, UNAM) 
Dr. Mario González Escobar 
(CICESE) 
 
 
CIUDAD UNIVERSITARIA, CIUDAD DE MÉXICO, MARZO 2018 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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EVOLUCIÓN JURÁSICA DE LAS SECUENCIAS MARINAS DEL SECTOR NORTE 
DEL PALEOCANAL DE CHICONTEPEC, CUENCA TAMPICO MISANTLA 
 
 
 
T E S I S 
QUE PARA OPTAR POR EL GRADO DE: 
 
DOCTORA EN CIENCIAS 
OCEANOGRAFÍA GEOLÓGICA 
 
P R E S E N T A: 
 
M. en C. IZA CANALES GARCÍA 
 
Tutor Principal : Dr. Jaime Urrutia Fucugauchi 
 (Instituto de Geofísica, UNAM) 
 
Comité tutor : Dr. Eduardo Aguayo Camargo 
 (Facultad de Ingeniería, UNAM) 
Dr. Miguel Ángel Alatorre Mendieta 
(Instituto de Ciencias del Mar y Limnología, UNAM) 
Dra. Elena Centeno García 
(Instituto de Geología, UNAM) 
Dr. Mario González Escobar 
(CICESE) 
 
 
CIUDAD UNIVERSITARIA, CIUDAD DE MÉXICO, MARZO 2018
 
 
Dedicatoria 
A Victor, por tomar mi mano y andar 
conmigo tantos caminos, porque tuve la suerte de 
encontrarte, por tener para mí las palabras exactas 
que me han llenado de fuerza para seguir 
avanzando y llegar hasta donde estoy en este momento. 
 
A Regina, por llenar mi mente de felices recuerdos 
y enseñarme día con día la fuerza que tiene el amor. 
 
A los dos por ser los mejores compañeros de viaje. 
 
A mi mamá y mi papá por su amor y apoyo incondicional, 
por haber hecho de mi la persona que ahora soy, 
porque de cada uno aprendí cosas tan valiosas como 
la bondad, el amor, la honestidad, el valor… 
en fin, la lista es muy larga. 
 
Todas esas enseñanzas son las que ahora me definen, 
justo como escribí hace muchos años en la última hoja del libro El 
gato mallado y la golondrina Siñá: yo soy iza canales…… 
 
 
Agradecimientos 
 
Mi mayor agradecimiento a la Universidad Nacional Autónoma de México, 
por brindarme la oportunidad de crecer y conocer el mundo a través de sus 
aulas y de su historia. 
 
A mis profesores, que muchos de ellos se convirtieron en mis amigos y 
porque muchos también son las mejores personas que conozco. Aquí quiero 
hacer especial mención del Dr. Guillermo Pérez Cruz porque sin su valiosa 
guía, apoyo, amistad y paciencia este y otros proyectos no hubieran sido 
posibles, gracias por su confianza y su afecto. Gracias al Dr. Jaime Urrutia por 
todos estos años de apoyo y la confianza que me ha brindado. Al Dr. Miguel 
Ángel Alatorre, por escucharme en los momentos difíciles de este proceso, 
por animarme a continuar y por brindarme un espacio en su laboratorio. Al 
Dr. Eduardo Aguayo, por su cariño y sus consejos. A la Dra. Elena Centeno, 
por los comentarios tan valiosos que hizo a este trabajo y por su interés en 
el tema. Al Dr. Mario González porque a pesar de la distancia siempre estuvo 
dispuesto a colaborar en este proyecto. 
 
A mi familia, a mis tíos y primos, por cuidarme y quererme… yo también los 
quiero mucho. A mis amigos, que aunque casi no nos vemos, saben que 
forman parte muy importante de mi vida.
 
 
 
CONTENIDO 
 
LISTA DE FIGURAS __________________________________________________________________ i 
RESUMEN ________________________________________________________________________ iii 
ABSTRACT ________________________________________________________________________ iv 
I. INTRODUCCIÓN ______________________________________________________________ 1 
1.1 OBJETIVOS __________________________________________________________________________ 2 
II. ANÁLISIS SÍSMICO ____________________________________________________________ 3 
2.1 INTERPRETACIÓN SÍSMICA _____________________________________________________________ 3 
2.2 ATRIBUTOS SÍSMICOS _________________________________________________________________ 4 
III. CUENCA TAMPICO MISANTLA ___________________________________________________ 7 
3.1 LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO ____________________________________________________ 7 
3.2 ESTRATIGRAFÍA ______________________________________________________________________ 8 
3.3 MARCO TECTÓNICO Y ESTILOS ESTRUCTURALES ___________________________________________ 15 
3.3.1. RIFT TRIÁSICO SUPERIOR-JURÁSICO MEDIO _____________________________________________________ 16 
3.3.2 ETAPA POSTERIOR AL RIFT Y AL MOVIMIENTO DE YUCATÁN. JURÁSICO SUPERIOR ______________________ 18 
IV. RESULTADOS DE LA INTERPRETACIÓN SISMO-ESTRATIGRÁFICA Y ESTRUCTURAL ________ 20 
4.1 INTERPRETACIÓN DE HORIZONTES Y SU CORRELACIÓN CON CIMAS DE POZO ___________________ 21 
4.2 INTERPRETACIÓN ESTRUCTURAL _______________________________________________________ 27 
4.3 MAPEO DE SUPERFICIES E ISOPACAS ____________________________________________________ 29 
4.4 APLICACIÓN DE ATRIBUTOS SÍSMICOS ___________________________________________________ 38 
4.5 CREACIÓN DEL MODELO ESTRUCTURAL Y ESTRATIGRÁFICO __________________________________ 40 
4.6 SECUENCIAS ESTRATIGRÁFICAS Y ASOCIACIONES CLIMÁTICAS ________________________________ 43 
V. DISCUSIÓN _________________________________________________________________ 47 
VI. CONCLUSIONES _____________________________________________________________ 60 
REFERENCIAS _____________________________________________________________________ 62 
 
 
 
 
i 
 
LISTA DE FIGURAS 
Figura 3.1. El polígono rojo muestra el área total de la Cuenca Tampico Misantla, mientras que el rectángulo rojo 
representa el área de estudio. 8 
Figura 3.2. Columna estratigráfica de la región de estudio. 9 
Figura 4.1. Cubo sísmico analizado, la figura muestra la localización de los pozos utilizados para la correlación 
estratigráfica. 20 
Figura 4.2. Sección sísmica SW-NE que ilustra la región sur del área de estudio, se observa la interpretación de seis 
horizontes y de los sistemas de fallas. En la parte inferior derecha se encuentra el mapa estructural del basamento 
con la localización de dicha línea. 22 
Figura 4.3. Sección sísmica SW-NE que ilustra la región centro del área, se observa la interpretación de seis horizontes y 
los sistemas de fallas. La localización de dicha línea sísmica se ubicó sobre el mapa estructural del Basamento. 23 
Figura 4.4. Sección sísmica dirección SW-NE que ilustra la región norte del área, en la que se observa la interpretación 
de seis horizontes, de los sistemas de fallas que afectan el volumen sísmico. En la parte inferior se encuentra el 
mapa de localización de dicha línea sísmica, se le ubicó sobre el mapa estructural del basamento. 24 
Figura 4.5. Sección sísmicadirección NW-SE que ilustra la región oeste del área, en la que se observa la interpretación 
de seis horizontes y los sistemas de fallas que afectan el volumen sísmico. En la parte inferior se encuentra el 
mapa de localización de dicha línea sísmica, se le ubicó sobre el mapa estructural del basamento. 25 
Figura 4.6. Sección sísmica dirección NW-SE que ilustra la región central del área, en la que se observa la interpretación 
de seis horizontes y los sistemas de fallas que afectan el volumen sísmico. En la parte inferior se encuentra el 
mapa de localización de dicha línea sísmica, se le ubicó sobre el mapa estructural del basamento. 26 
Figura 4.7. Sección sísmica dirección NW-SE que ilustra la región este del área, se observa la interpretación de seis 
horizontes y de los sistemas de fallas que afectan el volumen sísmico. En la parte inferior se encuentra el mapa de 
localización de dicha línea sísmica, se le ubicó sobre el mapa estructural del basamento. 27 
Figura 4.8. Mapa estructural del Basamento, con los polígonos de las fallas que lo afectan. 30 
Figura 4.9. Mapa estructural de la cima de la Formación Cahuasas. 31 
Figura 4.10. Mapa estructural de la cima de la Formación Tepexic. 32 
Figura 4.11. Mapa estructural de la cima de la Formación Santiago. 32 
Figura 4.12. Mapa estructural de la cima de la Formación Tamán. 33 
Figura 4.13. Mapa estructural de la cima de la Formación Pimienta. 34 
Figura 4.14. Mapa de espesor entre el Basamento y la Formación Cahuasas. 35 
Figura 4.15. Mapa de espesor de la Formación Tepexic. 35 
Figura 4.16. Mapa de espesor de la Formación Santiago. 36 
Figura 4.17. Mapa de espesor de la Formación Tamán. 37 
Figura 4.18. Mapa de espesor de la Formación Pimienta. 38 
Figura 4.19. Volumen RMS. 39 
Figura 4.20. Volumen con extracción de Ant Tracking. 40 
Figura 4.21. Visualización 3D del modelo de horizontes y fallas. 41 
Figura 4.22. Visualización 3D del modelo. 42 
Figura 4.23. Visualización 3D del modelo desde diferentes ángulos. 43 
Figura 4.24. Relaciones estratigráficas en la secuencia sísmica. 44 
Figura 4.25. Configuración continental para finales del Jurásico. Tomada de Colorado Plateu Geosystems, 2013. 45 
Figura 4.26. Relaciones estructurales y estratigráficas que afectan las secuencias del Jurásico Medio y Superior. 46 
Figura 5.1. Se muestra una superficie a 6,400 metros de profundidad, con la extracción de los atributos de RMS 
(izquierda) y ant tracking (derecha). 47 
Figura 5.2. Extracción de amplitudes positivas sobre la superficie del Basamento. 48 
ii 
 
Figura 5.3. Horizonte a 6,000 metros de profundidad, con extracción del atributo RMS. A la izquierda se observa su 
superposición con el mapa estructural del Basamento. La imagen de la derecha muestra los polígonos 
delimitadores de las secuencias sedimentarias que sobreyacen al Basamento. 48 
Figura 5.4. Horizonte a 5,500 metros de profundidad, con extracción del atributo RMS. A la izquierda se observa el mapa 
estructural del Basamento. La imagen de la derecha muestra polígonos delimitadores de las secuencias que 
sobreyacen al Basamento. 49 
Figura 5.5. Configuración del paquete de sedimentos definidos entre el Basamento y el JM-Bathoniano, A la izquierda se 
observa la respuesta sísmica del paquete sedimentario, considerando que las diferentes litologías tienen 
diferentes impedancias acústicas. 49 
Figura 5.6. Horizonte a 4,500 metros de profundidad, con extracción del atributo RMS. A la izquierda se observa el mapa 
estructural de la cima de Cahuasas, la imagen de la derecha muestra polígonos delimitadores de las secuencias 
que la sobreyacen. 50 
Figura 5.7. A la izquierda los mapas estructurales de las formaciones Cahuasas y Tepexic. A la derecha el horizonte a -
4,000 m, con extracción del atributo RMS, se observan las áreas correspondientes con la respuesta del atributo 
para los depósitos de Tepexic. 51 
Figura 5.8. A la izquierda los mapas estructurales de las formaciones Cahuasas y Tepexic. A la derecha el horizonte a -
3,500 m, con extracción del atributo RMS, se observan las áreas correspondientes con la respuesta del atributo 
para los depósitos de Tepexic. 51 
Figura 5.9. Configuración del paquete de sedimentos definidos entre el Bathoniano y el Calloviano. 52 
Figura 5.10. Horizonte a 3,000 metros de profundidad, con extracción del atributo RMS. A la izquierda los mapas 
estructurales de las formaciones Tepexic y Santiago y a la derecha las áreas que corresponde con los depósitos de 
Santiago. 52 
Figura 5.11. Configuración del paquete de sedimentos definidos entre el Calloviano y el Oxfordiano. 53 
Figura 5.12. Horizonte a 3,000 metros de profundidad, con extracción del atributo RMS, A la izquierda los mapas 
estructurales de las formaciones Santiago y Tamán y a la derecha las áreas que corresponde con los depósitos de 
Tamán. 54 
Figura 5.13. Configuración del paquete de sedimentos definidos entre el Oxfordiano y el Kimmeridgiano. 54 
Figura 5.14. Horizonte a 3,000 metros de profundidad, con extracción del atributo RMS, A la izquierda los mapas 
estructurales de las formaciones Tamán y Pimienta y a la derecha las áreas que corresponde con los depósitos de 
Pimienta. 55 
Figura 5.15. Configuración del paquete de sedimentos definidos entre el Kimmeridgiano y el Tithoniano. 55 
Figura 5.16. Horizontes con extracción del atributo sísmico Ant tracking a diferentes profundidades, para observar el 
grado de fracturamiento en la región. 56 
Figura 5.17. Sección sísmica compuesta, que muestra la interpretación estratigráfica y estructural del área. 57 
Figura 5.18. Sección sísmica compuesta, sobre la cual se sobrepone el modelo estratigráfico-estructural. 58 
Figura 5.19. Sección sísmica compuesta, el mapa de ubicación del extremo superior derecho muestra su inicio y fin. Se 
observan los horizontes mapeados y los sistemas de fallas asociados. El horizonte aplanado es el correspondiente 
al Jurásico Superior-Tithoniano. 58 
Figura 5.20. Sección sísmica compuesta, donde se observa el modelo de la deformación extensional del Triásico-
Jurásico. El horizonte aplanado corresponde con la cima de la Formación Pimienta. 59 
 
iii 
 
RESUMEN 
Este trabajo presenta el análisis de los procesos geológicos asociados a la extensión cortical, sedimentación, 
subsidencia y cambios en el nivel del mar, que interactuaron para producir estilos estructurales y grandes 
depocentros que evolucionaron a lo largo del Jurásico en el sector norte de la cuenca Tampico Misantla. Se 
construyó un modelo 3D para mostrar la configuración de las unidades estratigráficas interpretadas. Este modelo 
es importante no solo para comprender la historia tectónica y sedimentaria de la región, sino también como 
referencia para la exploración de hidrocarburos en el área. 
 Empleando la información de un cubo sísmico, el sondeo de pozos petroleros y la información de 
afloramientos, desde el frente sepultado de la Sierra Madre Oriental a las inmediaciones de la Plataforma de 
Tuxpan se determinó que la complejidad geológica del segmento del Paleocanal de Chicontepec estudiado es el 
resultado de diversas interacciones, entre las que destacan, las sedimentarias, estratigráficas y la deformación 
estructural de la zona desde inicios del Mesozoico, la zona se desarrolló primero, durante una etapa de 
tipo rift de edad Triásico-Jurásico Medio y posteriormente en el Jurásico Superior-Cretácico, la subsidencia por 
enfriamiento cortical controló la geometría de los depósitos. 
 Las rocas más antiguas fueron deformadas por estructuras de grandes dimensiones, orientadas NW-SE y 
NE-SW. Las interpretaciones realizadas señalan un sistema de grabens asimétricos y bloques rotados limitados 
por fallas normales lístricas de alto ángulo y desplazamientos verticales de más de 1 km. Varios pozos profundos 
perforados por Pemex penetraron la secuencia tocando rocas del complejo basal, situándolo a -3,000 y a -6,500 
metros en diferentes zonas, lo que indica que la deformación provocadapor la ruptura de la Pangea y 
posteriormente la apertura del Golfo de México causaron el adelgazamiento de la corteza y la formación del 
sistema de rift. 
 La sedimentación dentro de las cuencas y de las zonas litorales, formadas por dicho proceso, generó 
rocas con características diferentes, se infirió su posible distribución gracias a la aplicación de atributos sísmicos 
que ayudaron a diferenciar cambios en la respuesta de amplitud de la señal sísmica en un mismo nivel de 
profundidad. Las rocas del Jurásico (formaciones Huayacocotla, Cahuasas, Tepexic, San Andrés y Pimienta) son 
potentes, de más de 1,500 metros con diferentes espesores, como se muestra en los mapas de isopacas 
obtenidos de la información sísmica y se caracterizan por contener evaporitas, carbonatos y clásticos 
complementando la columna estratigráfica.
iv 
 
ABSTRACT 
This work presents the analysis of the geological processes, associated to the cortical extension, the 
sedimentation, the subsidence and the changes in the level of the sea, that interacted to produce structural 
styles and large depocenters that evolved throughout the Jurassic in the northern sector of the Tampico Misantla 
basin. A 3D model was constructed to show the version of the interpreted stratigraphic units. This model is 
important not only to understand the tectonic and sedimentary history of the region, but also as a reference for 
the exploration of hydrocarbons in the area. 
 Using the information of a seismic cube, the drilling of oil wells and the information of outcrops, from 
the septenal front of the Sierra Madre Oriental to the vicinity of the Tuxpan Platform it was determined that the 
geological complexity of the Paleocanal segment of Chicontepec studied the result of various interactions, among 
which stand out, sedimentary, stratigraphic and structural deformation of the area since the beginning of the 
Mesozoic, the area was first back, during a crack type stage of Triassic-Middle Jurassic age and later in the Upper 
Jurassic-Cretaceous, subsidence by cortical cooling controlled the geometry of the deposits. 
 The oldest rocks were deformed by large structures, oriented NW-SE and NE-SW. The interpretations 
made point to a system of asymmetric grabens and rotated blocks limited by normal high angle lystric faults and 
vertical displacements of more than 1 km. Several deep wells drilled by Pemex penetrated the sequence touching 
rocks of the basal complex, placing it at -3,000 and -6,500 meters in different zones, which indicates that the 
deformation caused by the rupture of the Pangea and then the opening of the Gulf of Mexico caused the thinning 
of the crust and the formation of the rift system. 
 The sedimentation within the basins and the coastal areas, formed by this process, generated rocks with 
different characteristics, their distribution was possible thanks to the application of seismic attributes that help 
to differentiate facies changes at the same level of depth. The Jurassic rocks (Huayacocotla, Cahuasas, Tepexic, 
San Andrés and Pimienta formations) are powerful, of more than 1,500 meters with different thicknesses, as 
shown in the isopaque maps obtained from the seismic information and are characterized by containing 
evaporites, carbonates and clastics complementing the stratigraphic column.
1 
 
I. INTRODUCCIÓN 
Los rifts son extremadamente importantes para la industria petrolera, por ser áreas de alta sedimentación que 
pueden contener grandes recursos de petróleo y gas. Esta investigación proporciona un estudio completo de un 
volumen información geofísica y geológica existente, concentrando el objetivo específico en las secuencias 
deformadas por este proceso. El análisis de esta información facilitará un mejor uso de este conocimiento para 
evaluar los riesgos de explorar y operar en este entorno, además promoverá el desarrollo de técnicas y 
herramientas a grandes profundidades. 
 La historia geológica de México está asociada principalmente a dos eventos tectónicos importantes, la 
apertura del Golfo de México y la Orogenia Laramide. De forma general se pueden dividir en tres periodos: 
a) Periodo de Rifting, durante el Triásico Superior y el Jurásico Medio. 
b) Periodo Tectónico de Margen Pasiva, durante el Jurásico Superior y hasta el Cretácico Superior. 
c) Periodo Tectónico de Compresión, durante el Cretácico Superior. 
Estos cambios en la actividad tectónica han dado lugar a la formación de múltiples y diferentes cuencas 
sedimentarias, muestra de ello es la Cuenca Tampico Misantla, ubicada al este de México, en la llanura costera 
del Golfo de México, limitada al norte por el río Soto la Marina, el este por el Golfo de México, al sur por el río 
Misantla y al oeste por la Sierra Madre Oriental. La zona abarca parte de los estados de Tamaulipas, Veracruz, 
Hidalgo, Puebla y San Luis Potosí, cubre aproximadamente 62,000 km2. Esta cuenca ha sido estudiada 
ampliamente en términos sedimentológicos, estratigráficos y estructurales. Contiene una secuencia de 
sedimentos del Mesozoico que alcanza los 7 km de profundidad y que a su vez es la base de las secuencias del 
Terciario que corresponden con el complejo Chicontepec. 
No obstante, la cantidad de estudios realizados no existe un análisis del impacto que tienen los bloques 
del basamento en la geometría de las secuencias del Jurásico. Este periodo reviste interés especial, ya que en él 
se desarrollaron sistemas de bloques rotados, derivados de la apertura del Golfo de México, los cuales 
evolucionaron con estilos estructurales de fosas y pilares, que influyeron decisivamente en las secuencias que se 
depositaron posteriormente. Debe entenderse por basamento, a las rocas que formaron la corteza primitiva, sin 
embargo, debido a los procesos de deformación y renovación que sufren las rocas, tomaremos el concepto y lo 
relacionaremos con aquellas rocas que forman la base de la columna sedimentaria. 
 Existen muchas incógnitas a resolver en esta zona, una de ellas es la edad del basamento. En este estudio, 
apoyados en las relaciones que existen entre los ciclos tectónicos, es posible considerarlo de edad Triásico; 
aunque actualmente funciona como una masa rocosa estable, estuvo sometida a diferentes procesos de 
extensión y adelgazamiento, que dieron origen a cuencas profundas, amplias plataformas, e islas que actuaron 
durante el Mesozoico. 
 Con la disponibilidad de sísmica 3D en algunos sectores de la cuenca y la información de pozos que 
penetraron la secuencia jurásica, se plantea desarrollar un modelo tectono-estratigráfico, que sea usado como 
referencia para el análisis estructural y sísmico de la zona. 
 Este trabajo consta de cinco capítulos. En el presente apartado se da a conocer el contenido, la relevancia 
de la investigación y los objetivos particulares del estudio. En la segunda sección se describen los métodos de 
trabajo, la interpretación y la teoría de los atributos sísmicos seguidos para realizar el modelo. En el tercer 
2 
 
capítulo se aborda el contexto geológico general de la zona, incluidos el marco estratigráfico y estructural que 
moldearon las diferentes estructuras estudiadas. Los resultados del análisis de la información sísmica se 
presentan en el penúltimo apartado, abordando la interpretación estratigráfica, estructural y la obtención de 
atributos sísmicos, al final se llega al modelo virtual donde es posible reconocer la integración de los procesos 
estratigráficos y estructurales mapeados. Finalmente se presenta la discusión del análisis previo y las 
conclusiones. 
1.1 OBJETIVOS 
El problema geológico inicial por resolver consiste en discernir el desarrollo de la cuenca mediante la 
transformación del rift y la expansión del lecho marino. La mejor forma de imaginar estos terrenos de exploración 
es asumirlos como un grupo de pequeñas cuencas divididas por fallas en zonas de depósito y fallas de 
transferencia, quepueden evolucionar a fallas transformantes. Ello implica que pueden existir series de cuencas 
con regímenes térmicos variables extendidos a lo largo de los márgenes continentales, generalmente orientados 
en dos direcciones oblicuas, diferentes al margen original. 
 El objetivo central de este trabajo es interpretar las secuencias sismo-estratigráficas del Jurásico, así 
como los rasgos estructurales que las afectan, lo que permitirá concluir cómo fue la evolución geológica de un 
sector de la cuenca Tampico Misantla, durante el Mesozoico, determinando los ambientes de depósito de las 
secuencias estratigráficas y los sistemas de esfuerzos que influyeron en la zona. Con esto se creará un modelo 
geológico donde se visualicen todos los eventos que han determinado la geometría del basamento y de las 
secuencias Jurásicas. 
 Empleando la información de un volumen sísmico y cimas de pozos a escala semi-regional, desde el 
frente sepultado de la Sierra Madre Oriental a las inmediaciones de la Plataforma de Tuxpan se determinará si 
la complejidad geológica de un segmento del Paleocanal de Chicontepec es el resultado de diversas 
interacciones, entre las que destacan, las sedimentarias, estratigráficas y la deformación estructural de la zona 
desde inicios del Mesozoico. 
 Con la aplicación de atributos sísmicos, se podrán delimitar zonas que se encuentran afectadas por 
procesos tectónicos que ocasionaron fracturas a distintos niveles estratigráficos. También se pueden relacionar 
respuestas en las amplitudes sísmicas con diferentes litologías, para así inferir cómo se llevaron a cabo los 
sistemas de depósito. 
 
3 
 
II. ANÁLISIS SÍSMICO 
La información disponible consistió en un cubo sísmico en profundidad, que fue procesado en abril de 2009, cuya 
resolución vertical es buena, y cubre un área exacta de 552 km2. Además, se dispuso de la información de 4 
pozos, cuyos registros penetraron la secuencia hasta el basamento y los marcadores de las cimas de diferentes 
formaciones estratigráficas. 
 El primer paso para la realización de este proyecto fue la recopilación de trabajos geológicos del área, 
los cuales sirvieron para realizar un análisis de la geología regional, tomando con preponderancia los 
relacionados con el marco tectónico y los procesos sedimentarios que han actuado en la zona. El paso siguiente 
fue la revisión e integración de la información geofísica, tanto el volumen sísmico como los registros de pozos y 
los marcadores asociados, una vez obtenidos los datos, se cargaron en un software de interpretación interactivo. 
 Los pasos sucesivos corresponden con la interpretación estratigráfica del Basamento y las secuencias 
correspondientes con al Jurásico Medio y Superior, siguiendo las cimas de estas secuencias cronoestratigráficas 
y correlacionadas con los registros de algunos pozos. Para ayudar en la interpretación estratigráfica se le extrajo 
al volumen sísmico su Impedancia Acústica Relativa, una vez marcados dichos reflectores en todo el cubo, se 
procedió a realizar los mapas en 3D. 
Posteriormente se realizó la interpretación estructural del basamento, marcando las discontinuidades 
que se extienden desde la parte más profunda del volumen de información, de la misma manera se interpretaron 
las estructuras que corresponden con las deformaciones del Cretácico, para identificar diferentes patrones 
tectónicos. Con ello se generó un modelado estructural, que se incorporó al modelo estratigráfico. 
 Finalmente se integraron ambos estudios para generar un modelo que muestra la geometría y extensión 
de las formaciones geológicas de la zona y la estructura que posee la parte basal del segmento investigado, con 
la extracción de atributos sísmicos se asignaron diferentes litologías, que ayudaron a inferir los ambientes de 
depósito predominantes en cada secuencia. 
2.1 INTERPRETACIÓN SÍSMICA 
Los datos sísmicos proveen detalles estratigráficos 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 decenas 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. 
 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 
4 
 
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. 
 La construcción de un modelo geológico del área, tomando en cuenta cual es nuestro objetivo 
comprende eventos elegidos que se siguen a través de toda la región buscando condiciones estructurales, fallas 
y fracturas, 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. 
 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. 
 En la etapa de planeación del estudio sismológico es necesario que por lo menos una de las líneas esté 
ligada a 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 delpozo, 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. 
2.2 ATRIBUTOS SÍSMICOS 
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 
5 
 
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 (Punto Medio Común, en adquisición sísmica 
multicanal, es el punto en la superficie situado a mitad de camino entre la fuente y el receptor que es compartido 
por numerosos pares de fuentes-receptores) deben ser analizados antes del 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, la 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. 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. Tanner 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 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, por lo tanto, pueden 
ser aplicables en general a diferentes entornos geológicos con salidas similares. Los atributos específicos son 
6 
 
menos correlacionables con el carácter litológico de los datos de entrada y por lo tanto no pueden ser 
extrapolados a varios entornos geológicos similares, ya que su respuesta intrínseca corresponde a propiedades 
específicas. Los atributos compuestos incluyen sumas, productos u otras combinaciones de atributos más 
generales. 
 
 Los atributos de volumen se calculan a partir de los cubos sísmicos procesados o de volúmenes de 
atributos previamente procesados y extraídos del volumen original, en función del algoritmo matemático 
seleccionado, ya sea traza por traza o considerando un grupo de trazas, la extracción se realiza en una ventana 
definida previamente por el usuario, así como los horizontes que definirán el límite superior y el inferior de dicha 
ventana. 
 
 Los atributos de amplitud proporcionan información estratigráfica y estructural, en términos geológicos 
permite definir el patrón de fallas, litología, fluidos; son aplicados después del apilamiento. El atributo RMS es 
un atributo que se calcula después del apilamiento, calcula la traza en muestras instantáneas sobre una ventana 
específica, es decir, es calculada como la raíz cuadrada del promedio de los cuadrados de las amplitudes 
encontradas en la ventana de análisis. Con esto, se puede medir la reflectividad con el fin de correlacionar los 
indicadores de hidrocarburos en una zona de interés por mencionar una aplicación importante y es quizá el 
atributo más usado en el mundo de la sísmica, por definición es el cálculo de la raíz cuadrática media de la 
amplitud de la traza sísmica original. Este atributo se extrae de la traza sísmica dentro de una ventana definida 
por el usuario, con un número de muestras definido y proporciona información sobre el contenido de energía de 
los datos sísmicos. Típicamente los atributos relacionados con el contenido de energía de la traza sísmica se 
utilizan para distinguir litologías. Los altos valores de amplitud RMS son comúnmente relacionados con litologías 
con alta porosidad, tales como areniscas. 
 Este atributo permite identificar anomalías características de la estratigrafía y hace diferencia entre tipos 
de estratificación (Landmark, 2004). Tiende a enfatizar las anomalías más que ningún otro atributo, ya que el 
valor de la amplitud es elevado al cuadrado antes de realizar el promedio. En la industria del petróleo y el gas, 
las amplitudes RMS tradicionalmente se calculan en horizontes o superficies, para construir mapas de 
amplitudes. Este atributo se puede utilizar por ejemplo para reconocer antiguos canales y puntos brillantes. 
 Los atributos sísmicos no son independientes uno de otro, pero corresponden a diferentes formas de 
representar cierta información limitada (Brown, 2001). Por lo general los atributos derivados de los horizontes 
en tiempo llevan información estructural, mientras que los atributos derivados de la amplitud sísmica llevan 
información estratigráfica (cambios de espesor, litologías, etc.) o de contenido de fluido (Guico Guara, 2002). 
 
 El tamañode la ventana en la que se extrae el atributo es un factor clave, ya que una ventana de tamaño 
pequeño mostrará efectos geológicos locales y las ventanas de gran tamaño integran energía de diferentes 
fuentes y las anomalías no se distinguen con facilidad. 
 
7 
 
III. CUENCA TAMPICO MISANTLA 
La Cuenca Tampico Misantla tiene su origen como rift continental a nivel Triásico-Jurásico Medio que evolucionó 
a un margen pasivo (PEMEX, 1999) y terminó como una cuenca de antepaís a principios del Paleógeno, por lo 
tanto, el depósito de sus secuencias comprende unidades del Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. 
El basamento, está constituido por rocas ígneas y metamórficas con edades que varían desde el Pérmico 
hasta el Jurásico Medio, estructuralmente el fallamiento a este nivel da lugar a una serie de bloques rotados, 
conformados durante el periodo pre-rift y sinrift (PEMEX, 1999), durante este lapso se depositaron los lechos 
rojos pertenecientes a la Formación Huizachal y los depósitos fluvio-deltaicos y marinos de las Formaciones 
Huayacocotla y Cahuasas. 
Durante el Jurásico Medio y Superior los bloques del basamento dieron lugar a depósitos de secuencias 
sedimentarias de ambientes marinos profundos y de sedimentos someros de plataforma, estas irregularidades 
configuraron las variaciones de facies registradas en las Formaciones Huehuetepec, Santiago, San Andrés, 
Chipoco, Tamán y Pimienta. 
La secuencia del Cretácico está constituida por las Formaciones Tamaulipas Inferior, Otates, Tamaulipas 
Superior, Agua Nueva, San Felipe y Méndez (PEMEX, 1999). En la región se han encontrado intrusiones de rocas 
ígneas que cortan las secuencias del Jurásico y Cretácico en forma de diques o mantos, sin embargo, se ha 
estudiado que fueron emplazados durante el Cenozoico, fluyendo a través de las fallas preexistentes, por lo que 
su dirección es similar a la del sistema de fallas y fracturas (PEMEX, 1998-B). 
A principios del Paleógeno el ambiente de sedimentación cambió, pasando de secuencias carbonatadas 
a terrígenas, producto de la deformación y plegamiento que originaron la Sierra Madre Oriental, provocando la 
generación de una tectono-secuencia de antefosa, donde se depositó la Formación Velasco, a finales de este 
periodo, durante el Eoceno y Oligoceno, la tectono-secuencia pasó a ser de margen pasivo correspondiente a 
depósitos fluvio-deltaicos de las Formaciones Tantoyuca, Chapopote, Guayabal, Alazán, Palma Real, Horcones, 
Mesón y Mahuaves (PEMEX, 1998-B). 
3.1 LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO 
El área de estudio comprende una extensión aproximada de 550 km2, se localiza a 76 km al NNW de la ciudad de 
Poza Rica y a 70 km W del puerto de Tuxpan, al oriente de México, en el municipio de Chicontepec, Veracruz. 
Forma parte de la Cuenca Tampico Misantla, la cual comprende el extremo sur del Estado de Tamaulipas hasta 
la parte central de Veracruz, el oriente de los estados de San Luis Potosí, Hidalgo, el norte de Puebla y el occidente 
del Golfo de México (figura 3.1). 
Topográficamente se encuentra entre las cotas de 200 y 300 msnm, se trata de un terreno montañoso 
en el que resaltan dos montículos, los cuales tienen altitudes de 473 y 689 metros, la composición litológica de 
estos cuerpos es ígnea, lo que hace suponer que existen fisuras que conectaron los flujos de magma desde el 
manto a la superficie. Climáticamente el 73% del territorio es cálido subhúmedo con lluvias en verano, la 
temperatura más baja supera los 18° C y la media anual es mayor a 22° C; el 22% es semicálido húmedo con 
8 
 
abundantes lluvias en verano y el 5% es semicálido con lluvias todo el año. Las corrientes de agua que circulan 
por la superficie son pequeñas afluentes de los ríos Tuxpan y Pánuco, existen 392 fuentes de abastecimiento, de 
los cuales 13 son pozos profundos, 167 manantiales y el resto son arroyos, esteros o presas. 
 
 
Figura 3.1. El polígono rojo muestra el área total de la Cuenca Tampico Misantla, mientras que el rectángulo rojo representa el área 
de estudio. 
 
3.2 ESTRATIGRAFÍA 
La región está constituida por un sistema de depósitos muy complejos, derivados de cambios globales y 
representados de manera general por diferentes formaciones geológicas (figura 3.2). 
 A continuación, se hace referencia a las secuencias interpretadas en este estudio, se describen sus 
características litológicas, su edad, su distribución, sus espesores y su ambiente de depósito, todo según lo 
reportado por diferentes autores de acuerdo con estudios realizados en diferentes regiones y afloramientos. 
9 
 
 
Figura 3.2. Columna estratigráfica de la región de estudio. 
 
 
Formación Huizachal. Triásico Superior (Raethico)-Jurásico Inferior (Hettangiano). 
Descripción litológica. Lutita calcárea de color rojo claro a medio, con limolita, arenisca de grano fino, arenisca 
cuarsítica y conglomerado. La litología más común es la arenisca limolítica de color rojizo medio. Se encuentran 
capas de areniscas y lutitas de color verdoso, grisáceo, púrpura, ocre y rojo amarillento. Un conglomerado con 
espesores de 3 a 493 metros caracteriza la parte basal, aunque también se distribuye en otras partes de la 
formación. En algunos lugares sobreyace rocas paleozoicas y probablemente rocas precámbricas en otros 
lugares. También existe contenido de lava roja con apariencia de limolita (Imlay, 1948). 
10 
 
La Formación se encuentra afectada por intrusivos al momento no fechados. Sin embargo, Byerly y 
Salvador en 1991, señalan que a lo largo de la Cuenca del Golfo de México las capas rojas del Triásico Superior-
Jurásico Inferior están asociadas con diques, flujos, y sills de basalto (masa tabular de roca ígnea, generalmente 
horizontal, que se ha intrusionado entre dos rocas sedimentarias) y diabasas (roca ígnea intrusiva de grano fino 
a medio, con cristales color gris oscuro a negro), estos cuerpos ígneos se han datado con edades que van de 200 
a 180 Ma. 
Carrillo-Bravo en 1961, describe a la secuencia con más de 2000 metros de espesor de lutitas, lutita 
arenosa, arenisca y conglomerados de color rojo, verde, gris-verdoso (con predominancia del color rojo). En la 
zona del anticlinorio Huizachal-Peregrina, cubre en discordancia angular, sedimentos del Paleozoico y rocas de 
probable edad Precámbrica. 
Distribución. Los principales afloramientos de capas rojas del Triásico-Jurásico, en la Sierra Madre Oriental, se 
encuentran hacia el Norte en la región de Galeana, Nuevo León, cerca de las localidades de San Marcos, Santa 
Clara, La Purísima y en los cañones El Alamar y La Perra (Michalzik, 1986,1988, 1991). Hacia el sur se encuentra 
en el área de Ciudad Victoria, en el Anticlinorio Huizachal-Peregrina expuesta en el Valle del Huizachal y en los 
cañones: La Peregrina, Novillo, Caballeros, Arroyo Seco, Santa Lugarda, La Boca, La Esperanza, El Olmo, El Rosario, 
Guayabas y en el Río Purificación. En San Luis Potosí ha sido reconocida en la Sierra de Catorce, al Este de 
Matehuala (Carrillo -Bravo, 1961). Existen otros afloramientos al noreste del estado de Hidalgo, en el área de 
Miquihuana. La formación ha sido reconocida en el subsuelo de la Península de Tamaulipas, en gran parte de la 
Plataforma Valles-San Luis Potosí, en la Cuenca Tampico-Misantla y la Planicie Costera del Golfo, donde se 
reportan espesores mínimos de 19 metros (información del pozo Agua nueva) y máximos de 2244.5 metros 
(información del pozo Tamán 1). 
Espesores. Al corresponder con un depósito de relleno de fosas, su espesor es variable. En la superficie se le 
estima un promedio de 1000 metros, y en el subsuelo al poniente de la Cuenca Tampico-Misantla se perforaron 
2200 metros, pero no se logró atravesarla (PEMEX, 1988b). 
Ambiente de depósito. Las capas rojas del Triásico Tardío-Jurásico Temprano en la parte más oriental de México 
fueron depositadas en una cuenca tipo rift durante la apertura del proto-Golfo de México, la cual estaba asociadaal rompimiento de Pangea. Las capas rojas representan el relleno de fosas y semifosas, o cuencas de rift con 
subsidencia activa durante su depósito, donde los sedimentos clásticos producto de la erosión de los altos 
estructurales fueron depositados como abanicos aluviales, o depósitos de tipo fluvial, planicie deltaica o lacustre 
(Salvador, 1987). 
Según Michalzick (1987), los depósitos de la Formación Huizachal indican una fase de rifting que se inició 
en el Triásico Tardío en una cuenca tras-arco, donde existió una elevada tasa de subsidencia y sedimentación. La 
cuenca tras-arco se relaciona con el margen continental activo del Pacífico, localizando algunos cientos de 
kilómetros al oeste, lo cual ocurre aproximadamente a 800 km del desplazamiento lateral a lo largo de la Mega-
Cizalla Mojave-Sonora (Barboza et al., 1998). Los sedimentos muestran tendencia a formar ciclos de tipo grano-
decreciente. Los ciclos pueden ser completos o interrumpidos y muestran el comportamiento de cauces fluviales 
en un sistema de baja sinuosidad de tipo anastomosado. Con la nivelación del paleorelieve se aumentó la 
sinuosidad del sistema fluvial dando origen a sedimentos más finos hacia la parte superior de la formación. El 
clima durante la sedimentación de la formación fue semiárido, documentado por nódulos de caliche en los 
depósitos de llanuras fluviales. El incremento en la expansión de la corteza durante el Calloviano o el Oxfordiano, 
causó una subsidencia repentina y un basculamiento de los estratos pre-rift y syn-rift que dio como resultado 
una discordancia angular subyacente a la Formación Joya (Michalzick, 1986, 1987, 1988, 1991). 
11 
 
Formación Huayacocotla. Jurásico Temprano, (Sinemuriano-Pliensbachiano). 
Descripción litológica. La unidad está constituida por lutita oscura con intercalaciones de arenisca, 
conglomerado y escasos lentes de caliza (Imlay et al., 1948). Carrillo-Bravo en 1965 la describe como un 
conglomerado de base a cima, el conglomerado basal de aproximadamente 20 metros de espesor, compuesto 
por fragmentos de diferentes tamaños de areniscas y lutitas, cementadas por material arcillo-arenoso de color 
gris oscuro; arriba de este conglomerado se encuentran más de 40 metros de calizas arenosas y areniscas 
calcáreas de grano medio y en capas de espesor medio a grueso con pelecípodos; sobre el cuerpo de calizas se 
hallan más de 500 metros de lutitas de color gris oscuro y negro, carbonosas, que alternan con lechos medianos 
y delgados de areniscas de color gris oscuro. 
Distribución. Las rocas de esta formación se encuentran aflorando en el frente occidental de la Sierra Madre 
Oriental y en el subsuelo de la Cuenca Tampico Misantla (Pemex, 1988). 
Espesores. El espesor de esta formación varía entre los 500 y 1000 metros (Pemex, 1988) registrándose un 
adelgazamiento progresivo de los afloramientos del sur hacia el norte y hacia el este (Salvador, 1991). 
Ambiente de depósito. Imlay en 1948 la interpreta como un ambiente cercano a la costa, en una bahía con una 
circulación deficiente. Interpretaciones más recientes, consideran que la presencia de fauna relativamente 
variada de amonitas y pelecípodos sugiere condiciones de depósito marinas someras de baja energía, en zonas 
de plataforma cercanas a continente (Pemex, 1988). 
 
Formación Cahuasas. Jurásico Medio, (Aaleniano-Bathoniano). 
Descripción litológica. Carrillo-Bravo en 1965 la define como una unidad constituida por areniscas, 
conglomerados y limolita de color rojo. Salvador en 1991 señala que está constituida de arenisca, conglomerado, 
limolita y lutita de color predominantemente rojo; el conglomerado es más común hacia la base, pobremente 
clasificado, de estratificación gruesa, formado por clastos sub-angulares de cuarzo y varias clases de arenisca; la 
estratificación cruzada es común en areniscas y conglomerados. 
Distribución. Dentro de Anticlinorio de Huayacocotla, se distribuye al norte y este de Tianguistengo, Hidalgo, en 
la barranca del Río Amajac, en el Río Claro y varios de sus afluentes al sureste de Huayacocotla, y en la región de 
Huehuetla (Cueva Ahumada) (Carrillo-Bravo, 1965). Se encuentra aflorando en la porción central de la Sierra 
Madre Oriental y en el subsuelo de la Cuenca Tampico-Misantla; asimismo, se tienen capas rojas en el subsuelo 
de la Cuenca de Veracruz (PEMEX, 1988). 
Espesores. Carrillo-Bravo en 1965 reporta más de 1200 metros en la barranca del Río Amajac, mientras que en 
Río Claro está representada por más de 250 metros. En el subsuelo se han reportado espesores que van de 20 a 
120 metros (Salvador, 1991). Finalmente, Ochoa-Camarillo et al. En 1999 reportan espesores de 0 a 300 m. 
Ambiente de depósito. Salvador (1991) menciona que la composición litológica, la ausencia de fósiles, la 
distribución geográfica, el abrupto cambio de espesor y las relaciones estratigráficas sugieren que los lechos rojos 
del Jurásico Medio fueron acumulados como abanicos aluviales y como depósitos fluviales y lacustres; asimismo, 
agrega que la presencia de lechos rojos no marinos sobreyaciendo a la Formación Huayacocotla (marina), es 
indicativo de una regresión durante la parte temprana del Jurásico Medio. Por su similitud litológica con la 
Formación La Joya, se infiere que esta unidad se depositó en abanicos aluviales, en una planicie aluvial 
continental arriba de la línea de supramarea en condiciones áridas o semiáridas; en una planicie aluvial marina 
abajo del límite de la supramarea o por inundación fluvial (Ochoa-Camarillo et al., 1997). 
12 
 
Formación Huehuetepec. Jurásico Medio, (Bathoniano). 
Descripción litológica. González-García (1970), separa esta unidad en dos unidades con características definidas; 
unidad inferior (facies marina), constituida de capas de micrita, limolitas calcáreas, calizas fosilíferas y 
calcarenitas, y unidad superior, (facies evaporítica) constituida por anhidritas, capas de sal, lutitas rojas y 
nuevamente anhidritas con lutitas. Por su parte, personal de PEMEX (1988), considera que la unidad (de la base 
a la cima) consiste en arenisca, grainstone, wackestone y mudstone de pellets, oolitas, bioclastos y algas de color 
café claro a gris verdoso, que alternan con lutitas y limolitas rojas y culminan en cuerpos de anhidrita y sal. 
Distribución. Ha sido identificada en la porción sur de la Cuenca Tampico-Misantla, al noroeste de Poza Rica, 
Veracruz, en la región de la Flor-Huehuetepec-Soledad (PEMEX, 1988), al noroeste de Poza Rica (Cantú-Chapa, 
1992). 
Espesores. El espesor máximo reportado es de 273 metros (PEMEX, 1988). 
Ambiente de depósito. González-García (1970) menciona en el caso de la unidad inferior, contiene 
predominantemente fragmentos de fósiles de aguas someras; mientras que el predominio de anhidrita y sal en 
la unidad superior, sugiere, que los sedimentos se depositaron en aguas quietas suficientemente concentradas 
para que las evaporitas fueran precipitadas; lo cual le permite concluir que con base en su litología, contenido 
faunístico y estructuras sedimentarias, esta unidad fue depositada en un ambiente de aguas someras, 
probablemente en una plataforma de pendiente suave, en aguas muy cercanas a la costa; dentro de una zona 
de planicie de mareas, con clima caluroso y seco. Personal de PEMEX (1988), mencionan que, con base en su 
litología y edad, es probable que esta formación sea el producto del depósito en facies de sabkha en uno de los 
canales ancestrales de la invasión marina proveniente del Pacífico. 
 
Formación Tepexic. Jurásico Medio (Bathoniano Tardío-Calloviano). 
Descripción litológica. Erben en 1956 menciona que esta unidad está constituida por calizas impuras de color 
gris a gris oscuro, de grano grueso, con bastantes granos de cuarzo; asimismo, presenta calcarenita de color gris 
oscuro hasta negro. La estratificación está poco marcada alcanzando en los bancos espesores de 
aproximadamente 30 a 50 cm, en muchas ocasionesla base de la secuencia está formada por caliza 
conglomerática. 
Distribución. Se encuentra ampliamente distribuida en el centro-este de México, principalmente en los estados 
de Puebla e Hidalgo. En Puebla se ha registrado en Necaxa, Tepexic y Ometepetl (Cantú- Chapa, 1971); mientras 
que en el estado de Hidalgo se ha reconocido en Tenango de San Agustín, en el valle del Río Amajac (Erben, 
1956a), Huehuetla (Cantú-Chapa, 1971), Pisaflores, en el valle del Río Moctezuma, región de Cahuasas (Suter, 
1990); cerca de Amixco (Aguayo-Camargo, 1977); entre los pueblos de Acayuca y Cuxhuacán, Acoxcatlán y 
Tepehuacán, y en las cercanías de Acuimantla (Silva Pineda y Buitrón, 1999; Ochoa-Camarillo, 1998). En subsuelo 
se ha registrado en Tampico, Tamaulipas (Erben, 1956a) y Poza Rica, Veracruz (Cantú-Chapa, 1992). 
Espesores. Erben (1956a) menciona que el espesor total de esta unidad varía de 15 a 25 metros, asimismo, Suter 
(1990) reporta un espesor aproximado de 20 metros. 
Ambiente de depósito. Erben (1956a, b) menciona que esta unidad representa depósitos marinos de 
transgresión y que la fauna encontrada (pelecípodos y amonitas) indican que fue depositada en las cercanías de 
la costa, o en las partes algo más profundas del litoral. Por otro lado, Suter (1990) menciona que el depósito de 
esta unidad inició con una transgresión marina y que se depositó sobre un área elevada, que coincide con una 
13 
 
parte de lo que se denominó Alto de Ixtla para el periodo de depósito de la Formación Cahuasas; asimismo, 
menciona que basado en datos paleontológicos reportados por Aguayo-Camargo (1977) y Cantú-Chapa (1971) 
con el tiempo el ambiente de depósito cambió de nivel litoral a otro más profundo. Finalmente, Ochoa-Camarillo 
(1998) interpreta que se depositó en un ambiente de plataforma muy somero, cercano a la costa, evidenciado 
por la presencia de horizontes oncolíticos y estratificación ondulada, así como abundantes ostreídos y trigonidos; 
por otro lado, menciona que los sedimentos marinos de esta formación están indicando el inicio de la 
sedimentación de carbonatos, observándose en Molando, Hidalgo un cambio notable en la naturaleza química 
de los sedimentos del Jurásico Inferior y Jurásico Medio; el autor interpreta este cambio como el inicio de una 
transgresión marina, posiblemente relacionada con la apertura del Golfo de México. 
 
Formación Santiago. Jurásico Medio (Calloviano)-Jurásico Tardío (Oxfordiano). 
Descripción litológica. Reyes (1964) reconoce un cuerpo de lutitas calcáreas de color gris oscuro hasta de 40 cm 
de espesor, intemperiza a café pardo o café rojizo, presenta un clivaje diagonal a los planos de estratificación 
que a veces da lugar a apreciaciones erróneas en la medición de los datos estructurales, además poseen nódulos 
calcáreos intercalados. En su localidad tipo Cantú-Chapa (1984) distingue que la parte media-superior consta de 
tres horizontes litológicos, el primero constituido por capas delgadas de lutita gris oscuro, que intemperiza en 
café o rojizo, la cual contiene nódulos de caliza, gris oscuro de 40- 70 cm de diámetro. Le sobreyace una 
intercalación de capas delgadas de caliza arcillosa, amarillo ocre con capas de lutita calcárea, en la cual se 
presentan nódulos de caliza gris oscura de 20-30 cm de diámetro y el último constituido por capas delgadas de 
lutita gris oscuro, exfoliable, con intercalaciones de capas delgadas de caliza arcillosa, de color gris. 
Distribución. En superficie, se encuentra distribuida en Tamán, San Luís Potosí (Cantú-Chapa, 1971, 1984; López-
Palomino, 2002; Villaseñor et al., 2004), Molango, Pisaflores y Huehuetla, Hidalgo (Cantú-Chapa, 1971) y 
recientemente en Tenango, Hidalgo (López-Palomino et al., 2006); en el estado de Puebla se reconoce en el Río 
San Marcos, Río Tezcapa, Ometepetl y carretera Huauchinango-Villa Juárez (Cantú-Chapa, 1971). 
Espesores. En su localidad tipo Reyes (1964) y Cantú-Chapa (1984) midieron un espesor de 160 metros; mientras 
que López-Palomino (2002) registra un espesor de 186 metros; sin embargo, menciona la presencia de pliegues 
asimétricos que podrían implicar repeticiones en algunos puntos de la sección, lo que repercutiría en el espesor 
real. En subsuelo el espesor puede variar de 155-306 metros en el área de Soledad-Miquetla (Cantú-Chapa, 
1969). 
Ambiente de depósito. Pedrazzini y Basáñez (1978) basados en la composición limolítica calcárea y la ausencia 
de fósiles en la parte media de la Formación Santiago, señalan que ésta se depositó en condiciones marinas 
tranquilas reductoras en facies de cuenca. 
 
Formación Tamán. Jurásico Tardío (Kimmeridgiano - Tithoniano). 
Descripción litológica. Heim (1926) menciona que está constituida por caliza negra, microcristalina, bien 
estratificada, de grano fino y lutita negra. Pessagno et al. (1987) mencionan que el miembro inferior está 
constituido de caliza micrítica gris oscura a negra de estratificación media a gruesa, con intercalaciones de lechos 
delgados de lutita negra; mientras que el miembro superior consiste de caliza micrítica negra de estratificación 
delgada, con intercalaciones de lechos de lutita negra y limolita; estos autores agregan que se observan nódulos 
de caliza, que varían de 7.6 a 9 cm de diámetro en la mitad superior y en casi todo el miembro superior. 
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Distribución. La unidad se encuentra aflorando en superficie en el poblado de Tamán, San Luis Potosí (Heim, 
1926; Cantú-Chapa, 1971, 1984; López-Palomino, 2002), Huehuetla, Pisaflores, Hidalgo; Río Tezcapa, Río Apulco, 
Río San Marcos, Texaxacach, carretera Huauchinango-Villa Juárez (Cantú-Chapa, 1971) y en Mazatepec, Puebla 
(Villaseñor et al., 2000). En el subsuelo se ha detectado su presencia en la parte occidental de la cuenca Tampico-
Misantla (Pedrazini y Basáñez-Loyola, 1978), en el área de Soledad Miquetla (Cantú-Chapa, 1969). 
Espesores. En su localidad tipo, Heim (1926) estima un espesor superior a 1000 metros. En el área de Tamán, San 
Luis Potosí, Hermoso De La Torre y Martínez-Pérez (1972) estimaron un espesor aproximado de 360 metros; sin 
embargo, Pedrazini y Basañez-Loyola (1978) calcularon en el mismo sitio alrededor de 700 metros. Suter (1980, 
1990) registra en el Anticlinorio de Huayacocotla y cerca de Pisaflores, Hidalgo, espesores de 150 a 200 metros, 
en el valle de Tancuilín más de 500 metros; en el Valle del río Amajac y valle del río Claro hasta 400 metros (Suter, 
1990). 
Ambiente de depósito. Hermoso De La Torre y Martínez-Pérez (1972) mencionan que el ambiente de depósito 
de esta unidad es de cuenca y que en ella se observan estructuras sedimentarias primarias que nos indican 
condiciones de alta energía temporal, producida por corrientes de turbidez. Por otro lado, Salvador (1999) 
interpreta que fue depositada en una plataforma abierta. Finalmente, Pessagno et al. (1987) mencionan que la 
asociación de radiolarios, Aptychus de Amonites, Pectínidos (Aulacomyella) y Calpionelidos, sugieren que esta 
unidad se depositó en profundidades que van de abisal a batial por arriba de los niveles de compensación de 
aragonita. 
 
Formación Pimienta. Jurásico Tardío (Tithoniano)-Cretácico Temprano (Berriasiano/Valanginiano). 
Descripción litológica. En la descripción original Heim (1926) menciona que está constituida por una serie de 
caliza densa, negra, y/o blanca de estratificación delgada rica en capas de pedernal negro. Esta unidad se 
constituye por capas de caliza micrítica arcillosa, de color gris a negro, cuyos espesores varían de 20 a 30 cm, las 
cuales alternan con capas de lutita de color gris de 15 a 25 cm de espesor; así mismo, recalca la presencia de 
lentes de pedernal negro y capas delgadas de bentonita en la cima de la sucesión estratigráfica (Cantú-Chapa, 
1984). Aguilera (1972) diferencia dos facies calcáreas, denominadas facies calcáreo-arcillosa con pedernal y 
facies calcárea-terrígena, la primera constituida por mudstone arcilloso,gris oscuro, ligeramente piritizados con 
interestratificaciones delgadas de lutita negra laminar, bentonita y lentes de pedernal negro; la segunda facies 
se caracteriza por mudstone de colores claros, con poca arcilla, y lentes de pedernal; así como de mudstone 
recristalizado de color oscuro y mudstone arcilloso. En general consiste en mudstone y wackestone arcilloso, de 
color negro a gris oscuro, carbonoso, dispuestos en capas que varían de 5 a 30 cm de espesor, con los que se 
intercalan lutitas calcáreas y lutitas laminares negras ricas en materia orgánica. Además, son comunes lentes y 
nódulos de pedernal negro, lutitas bentónicas y lechos de bentonita de color gris a verde (PEMEX, 1988). 
Distribución. Esta unidad se encuentra distribuida en el área de Tamán, San Luis Potosí y Río Apulco, Puebla 
(Cantú-Chapa, 1971). Asimismo, se encuentra al oriente de México, desde la porción sur de la Cuenca de Burgos 
y áreas adyacentes de la Península de Tamaulipas, así como en el frente de la Sierra Madre Oriental (PEMEX, 
1988). López-Ramos (1979) menciona que se distribuye intermitentemente a lo largo de la Sierra Madre Oriental 
desde Teziutlán hasta el sur de Galeana, Nuevo León, puede apreciarse en los grandes cañones de los ríos 
Vinasco, Carpinteros y Moctezuma; también se encuentra en los anticlinorios Huayacocotla y Huizachal. En el 
subsuelo se ha reportado su presencia sobre la Plataforma Valles-San Luis a una profundidad de 1857 bmr 
(Carrillo-Bravo, 1971) y en la Cuenca de Tampico-Misantla (PEMEX, 1988). 
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Espesores. PEMEX (1988) menciona que los espesores de esta unidad en superficie varían desde unos 60 metros 
hasta 300 y 500 metros, y en subsuelo reportan 86 metros. De manera general se han reportado espesores muy 
variantes, lo cual según algunos autores se debe a la paleo topografía (Pedrazini y Basáñez, 1978) y a la tectónica 
de compresión (Suter, 1980, 1990). 
Ambiente de depósito. Ambiente de plataforma sumergida inestable, de aguas tranquilas, claras y salinidad 
normal (Aguilera, 1972). Varía de Plataforma externa a cuenca, con baja energía (PEMEX, 1988, Salvador, 1991). 
Esta unidad refleja aporte de terrígenos y numerosos estratos de bentonita y pedernal negro en estratos (lentes 
y nódulos) los cuales indican la existencia de actividad volcánica para este tiempo probablemente en el Oeste de 
México (Salvador, 1991). 
 
3.3 MARCO TECTÓNICO Y ESTILOS ESTRUCTURALES 
A finales del Triásico (Raethico) se formaron cuencas que han sido relacionadas con el proceso de rift del Golfo 
de México o al tectonismo en la margen occidental con el océano Pacífico. Durante el Jurásico Tardío y hasta 
inicios del Cretácico temprano se presentó la etapa de deriva o drift, con la formación de corteza oceánica en la 
parte central del Golfo de México. La margen pasiva establecida en la etapa de deriva continuó en el Cretácico 
tras el cese de la apertura del Golfo. 
 Desde finales del Cretácico se inicia la formación de una antefosa como resultado de la aproximación del 
cinturón de pliegues y cabalgaduras laramídico que dio lugar a la Sierra Madre Oriental. Las rocas mesozoicas de 
la parte occidental de la provincia fueron plegadas y cabalgadas al ser incorporadas al cinturón de deformación. 
Esta carga tectónica provocó la subsidencia por flexura de la corteza al oriente del cinturón cabalgado y la 
formación de la cuenca antepaís o antefosa de Chicontepec durante el Paleoceno-Eoceno, parcialmente limitada 
al Este por la plataforma de Tuxpan. Tras el cese de la deformación laramídica y la colmatación de la antefosa, la 
provincia pasó a un dominio de margen pasiva en la que la carga sedimentaria ocasionada por el paquete 
terciario depositado sobre la margen continental provocó la subsidencia y el basculamiento de esta provincia 
hacia el Golfo de México. 
Desde el punto de vista estructural, las rocas anteriores al Jurásico Medio están afectadas por fallamiento 
normal sinrift, que produjo una serie de bloques basculados y que controló la distribución de las facies jurásicas. 
Algunas de estas fallas fueron reactivadas en el Jurásico Tardío y Cretácico Temprano, pero principalmente 
durante la deformación laramídica desde finales del Cretácico hasta el Eoceno. En la parte Occidental y Norte, 
los esfuerzos laramídicos produjeron pliegues y cabalgaduras que crearon fracturas en las rocas jurásicas y 
cretácicas más frágiles y que actualmente están sepultadas por rocas del Cretácico Superior y Cenozoico. La 
subsidencia térmica y la acumulación de la cuña sedimentaria cenozoica de margen pasiva provocaron el 
basculamiento regional del área hacia el este. 
 Otro patrón estructural relevante es el provocado por las fallas de crecimiento sintéticas y antitéticas 
que afectan a los sedimentos terciarios de la plataforma continental, creando anticlinales tipo roll over. 
 
16 
 
3.3.1. RIFT TRIÁSICO SUPERIOR-JURÁSICO MEDIO 
La fragmentación y separación inicial de la Pangea en el área que hoy ocupa el Golfo de México está evidenciada 
por la presencia de lechos rojos que fueron depositados en depresiones continentales cuya geometría estuvo 
controlada por graben estrechos con direcciones aproximadamente paralelas a la actual línea de costa (Salvador, 
1991c). El proceso tectónico de separación de la Pangea prevaleció hasta el final del Jurásico Medio, pero quizá 
alcanzó el inicio del Jurásico Superior (Oxfordiano Inferior), época en la cual la sedimentación continental estuvo 
totalmente controlada por procesos tectónicos distensivos. No se sabe que haya ocurrido sedimentación marina 
en la parte que hoy ocupa el Golfo de México, pero sí se conoce con certeza que al occidente estaba ocurriendo 
sedimentación marina contemporánea a la continental y que muy probablemente el mar inició su avance hacia 
el Proto-Golfo de México desde el Pacífico a través de la parte central de México, en lo que hoy es la zona de 
frontera entre los estados de Zacatecas y San Luis Potosí, en donde se han encontrado amonitas del Triásico 
Superior (Cantú-Chapa, 1969; Salvador, 1991b). 
El avance transgresivo de las aguas del Pacífico hacia el oriente fue invadiendo el área del actual Golfo 
de México para formar extensos cuerpos de aguas hipersalinas, con una circulación sumamente restringida y, 
posiblemente un clima de tipo desértico, lo que favoreció el depósito de grandes volúmenes de evaporitas en la 
parte central del Golfo de México. Según Salvador (1991c), la etapa inicial de la fragmentación y separación de 
la Pangea para formar el Golfo de México duró del orden de unos 46 Ma, desde el Triásico Tardío (210 Ma) hasta 
el Jurásico Medio Tardío (169 Ma) (Salvador, 1991b). 
Es muy probable que durante la etapa temprana del proceso de rifting, la corteza continental sólo haya 
estado sujeta a hundimientos lentos y al ensanchamiento de los sistemas de graben que poco a poco fueron 
inundados por las aguas del Pacífico. La evidencia con que se cuenta en la actualidad indica que toda la sal del 
Golfo de México se depositó durante el Calloviano (164-159 Ma) (Salvador, 1991b), en una gran cuenca de miles 
de kilómetros cuadrados, que hoy se encuentra dividida en dos partes, una al norte y otra al sur, por una franja 
en donde no hay sal, de orientación aproximada este-oeste en la porción central del Golfo. 
Tal división sugiere que tuvo que existir en esa parte del golfo una zona más alta y estrecha, asociada 
con la presencia de una cresta de generación de corteza oceánica que indujo el movimiento del bloque de 
Yucatán hacia el sur durante el Jurásico Temprano y Medio, y que separó las dos masas de sal, de las cuales, la 
meridional se movió hacia el sur junto con Yucatán (Humpris, 1979; Salvador, 1987, 1991c). Sin embargo, aunque 
el proceso de rifting fue lento, el depósito de la sal fue relativamente rápido pues se realizó en un lapso de 
aparentemente cinco millones de años, durante el Calloviano. Si se compara ladistancia horizontal que se movió 
el Bloque de Yucatán hacia el sur, estimada entre 470 y 520 km (Buffler y Sawyer, 1985; Pindell, 1985; Dunbar y 
Sawyer, 1987), con las decenas de metros que se hundieron los pisos de los graben triásicos que subyacen los 
depósitos de sal, durante el mismo lapso de tiempo, es posible suponer que la región del Proto-Golfo debió haber 
tenido un relieve muy suave y una subsidencia muy lenta, mientras que horizontalmente se movió muy rápido, 
tal como lo evidencian las condiciones requeridas para el depósito de este tipo de evaporitas. 
En cuanto a la edad de la sal, la mayoría de los autores (Humpris, 1979; Salvador, 1987, 1991c; Pindell 
1985, 1993) asignan al Calloviano a todas las masas que existen en el Golfo de México, pero es sabido que se 
tienen diferentes edades y posiciones estratigráficas, para la sal autóctona en diferentes localidades, siendo más 
antiguas hacia el centro de la cuenca y más jóvenes hacia el borde de la misma, en donde también varía su 
litología a otro tipo de evaporitas. Las anhidritas que afloran en la región de Galeana, Nuevo León, tiene una 
edad del Oxfordiano (Padilla y Sánchez, 1986), al igual que los yesos de la Sierra de Minas Viejas (Díaz et al., 1959) 
17 
 
y la sal de la Cuenca de La Popa (Lawton et al., 2001). Viniegra (1971), al igual que Imlay (1953), considera que 
parte de la sal del norte del Istmo de Tehuantepec es de edad post-Calloviano pre-Oxfordiano Superior 
(Divesiano). La masa de sal mayor se depositó primero en la parte central del Golfo de México, pero 
posteriormente, a medida que la invasión por aguas marinas iba progresando, se desarrollaron en sus bordes 
plataformas muy amplias en donde la circulación de las aguas era muy restringida, y estaban limitadas hacia el 
mar por largas barras de oolitas, que se extendían por cientos de kilómetros cuadrados alrededor del golfo, 
condiciones que favorecieron el depósito de otras masas de sal en las zonas lagunares que bordeaban la cuenca. 
En el sureste mexicano las barras de oolitas jurásicas tienen una distribución extensa y se han identificado 
claramente porque son las rocas productoras de hidrocarburos en campos gigantes como Samaría y Sitio Grande 
(Santiago-Acevedo y Mejía Dautt, 1980). 
El movimiento del bloque de Yucatán hacia el sur se realizó a lo largo de dos sistemas de fallas 
transformantes que han recibido diferentes nombres por diversos autores, quienes también las han ubicado en 
sitios distintos. El sistema occidental fue denominado Falla Transformante Tamaulipas-Golden Lane-Chiapas por 
Pindell (1985), Falla Tamaulipas-Oaxaca por Robin (1982) y Padilla y Sánchez (1986) y denominada solamente 
como la “Transformante” por Salvador (1991c), mientras que el sistema oriental solamente ha sido mencionado, 
pero no ha recibido un nombre más formal. Sin embargo, la postulación de la falla Tamaulipas-Oaxaca está 
sustentada en evidencia geológica, paleogeográfica y geofísica, además de que ha sido correlacionada con las 
pocas localidades de serpentinitas en el oriente de México y por la estrecha relación que existe entre éstas y las 
trayectorias de fallas transformantes en otras partes del mundo (Dengo, 1972; Case, 1980; Delgado-Argote y 
Morales-Velázquez, 1984). 
Alaniz-Álvarez et al. (1996), determinaron que esta falla tuvo un movimiento de transcurrencia durante 
el Jurásico Medio (~165 Ma). Las zonas de debilidad cortical de mayor longitud de México son, de norte a sur: el 
Lineamiento de Texas (Hill, 1902; Muehlberger, 1965), los Lineamientos de Boquillas-Sabinas y de Sierra Mojada-
China (Padilla y Sánchez, 1982), la Mega-cizalla de Mojave-Sonora (Silver y Anderson, 1974; Anderson y Schmidt, 
1983), la Falla Transformante de Tamaulipas-Oaxaca (Padilla y Sánchez,1986), la Transformante de Motagua-
Polochic (Hess y Maxwell, 1963; McBirney, 1963; Dengo, 1968, 1969; Dengo y Bohnenberger, 1969; Muehlberger 
y Ritchie, 1975), la Megacizalla de Acapulco-Guatemala (Anderson y Schmidt, 1983), y la Falla Transformante de 
San Andrés (Atwater, 1970). Todas ellas han sido involucradas en muchos modelos de tectónica de placas para 
explicar el origen del Golfo de México, pero es importante aclarar que el tiempo en el que estuvieron activas no 
es el mismo para todas ellas. La Mega-cizalla de Mojave-Sonora (Anderson y Schmidt, 1983) y el Lineamiento de 
Texas (Muehlberger, 1965) estuvieron activas durante el Paleozoico Temprano, aunque recientemente, Molina-
Garza e Iriondo (2005) proponen que la primera tuvo un movimiento transcurrente durante el Paleozoico Tardío; 
los Lineamientos de Boquillas-Sabinas y de Sierra Mojada-China, sólo tuvieron actividad desde el Permo-Triásico 
hasta el Jurásico Medio y tampoco se movieron después de ese lapso (Padilla y Sánchez, 1982); mientras que la 
Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca tuvo un desplazamiento normal durante el Permo-Triásico y 
posteriormente un movimiento transcurrente durante el Calloviano, para volver a un movimiento normal 
después del Calloviano (Padilla y Sánchez, ibíd). Por último, las fallas transformantes de Motagua-Polochic y la 
de San Andrés iniciaron su movimiento en el Neógeno y continúan moviéndose lateralmente en la actualidad. 
La falla transformante Tamaulipas-Oaxaca tuvo un papel muy importante en la apertura y posterior 
evolución tectónica del Golfo de México, por las razones siguientes: 
i. La forma de arco que tiene esta falla apoya un deslizamiento lateral del Bloque Yucatán a lo largo de 
ella durante el Jurásico Temprano-Medio, que hace girar a Yucatán unos 49° en sentido contrario al 
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de las manecillas del reloj, lo cual es concordante con los datos paleomagnéticos de Guerrero-García 
(1975) y Pindell y Kennan (2003). 
ii. Al finalizar el Calloviano cambia su desplazamiento lateral nuevamente a vertical y actúa como un 
sistema de fallas normales que favorecen la subsidencia del piso del Golfo de México (Padilla y 
Sánchez, 1982; Alaniz -Álvarez et al., 1996). 
iii. Constituye el límite entre la corteza continental verdadera y la corteza continental atenuada. Es el 
conducto en el cual se emplazan las serpentinitas de Ciudad Victoria, Concepción Pápalo (Dengo, 
1972; Delgado-Argote y Morales-Velázquez, 1984) y Matías Romero. 
iv. Es el conducto para la actividad volcánica alcalina e hiper-alcalina en la Planicie Costera del Golfo, 
además de ser el límite entre el vulcanismo dacítico-andesítico de la Franja Volcánica Trans-mexicana 
y la mencionada Planicie Costera del Golfo. 
v. El conjunto de fallas cuasi-paralelas que constituyen la falla transformante Tamaulipas-Oaxaca, 
limitan individualmente a los bloques de basamento que estuvieron emergidos durante el Mesozoico 
Temprano, como el Archipiélago de Tamaulipas, las plataformas de Valles-San Luis y Tuxpan, así 
como el Macizo de Teziutlán. 
Al terminar el Calloviano el Bloque Yucatán alcanzó la posición que ocupa actualmente y desde entonces 
sólo estuvo sujeto a una subsidencia lenta pero continua, hasta la época del Plio-Pleistoceno, cuando comenzó 
a emerger. También al término del Calloviano, la falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca detiene su movimiento 
lateral y comienza a moverse en sentido vertical, favoreciendo la subsidencia de bloques de basamento. En el 
sureste mexicano es particularmente importante esta época porque es entonces cuando el Macizo de Chiapas, 
junto con el Bloque Yucatán, comienza a recibir sedimentos marinos en su porción norte. El período Jurásico 
Tardío se caracterizó por ser una época de tranquilidad tectónica en la que una subsidencia lenta, asociada al 
desplazamiento divergente de las placas de Norteamérica de las de Laurasia y Gondwana, propició las 
condiciones necesarias para el depósito de carbonatos y lodos calcáreos intercalados. 
 
3.3.2 ETAPA POSTERIOR AL RIFT Y AL MOVIMIENTO DE YUCATÁN. JURÁSICO SUPERIOR 
El proceso tectónico de rifting que dio paso a la apertura del Golfo de