Modelo de facies de la Unidad 2

La Unidad 2 representa la profundización de la cuenca de ambiente nerítico a batial superior con base en la asociación de microfósiles reportada por (Helenes et al., 2011). Los rangos paleobatimétricos en los pozos CA-1 y LB-1 predominan ambientes neríticos con algunos pulsos de batial superior (figura 15 y 17), mientras que en el pozo BO-1 el rango paleobatimétrico es más profundo generando espesores importantes de lutita y arenisca arcillosa en la parte superior de la secuencia (Maastrichtiense temprano) (figura 19).

El cambio de ambiente somero a ambiente más profundo debió ubicarse entre los pozos CA-1 y BO-1. Las líneas sísmicas muestran clinoformas progradando hacia el oeste en la base de la Unidad 2 (figura 24). Los reflectores terminan en relación de downlap en esa dirección y están cortados (toplap) o se acuñan hacia el este en relación ¨onlap¨. En la región sur de la cuenca, las sismofacies lateralmente continuas de la Unidad 2 cambian a facies de reflectores discontinuos y ondulados sobre las estructuras antiformes de baja amplitud. Es posible que estas estructuras controlaran este cambio lateral de facies. Por ejemplo, el pozo BO-1 indica que ese cambio lateral corresponde a depósitos de grano grueso de arenisca conglomerática y las facies sísmicas definen de nuevo clinoformas progradando al oeste. Es posible que este cambio lateral corresponda con el quiebre del talud continental o un cambio en la paleogeografía de la cuenca y sistemas de aporte sedimentario longitudinal a la cuenca.

Las secciones longitudinales (9, 13 y 17) muestran cuerpos lenticulares de escala de centenas de metros y poco espesor que pueden representar cuerpos arenosos o conglomeráticos dentro de los depósitos de lutita. Pero no se observan rasgos característicos de un cañón submarino bien desarrollado (e.g. valle inciso) y es posible que representan la cabecera del sistema de cañón submarino, pero no es claro en qué dirección ocurrió el transporte.

La línea 9 muestra clinoformas definidas por reflectores que progradan hacia el sur (figura 28) y muestra un depocentro de la cuenca que está separado del depocentro sur. El depocentro del norte posiblemente recibió aportes en dirección norte a sur, lo que complica la interpretación de un sistema de transporte en dirección E a W como cabría de esperar estando el arco volcánico hacia el este.

5.2.3 Modelo de facies de las Unidades 3 y 4.

La Unidad 3 presenta condiciones paleobatimétricas similares a la Unidad 2, que van de nerítico interno hasta el batial superior en la zona axial de la cuenca. En el pozo BO-1 la Unidad 3 alcanza un ambiente batial medio hacia la base durante el Maastrichtiense (65-71.3 Ma). La litología interpretada de lutita, lutita arenosa, arenisca arcillosa indica ambientes de baja energía que son consistentes con la paleobatimetría de la plataforma externa y talud. Esta variación en la paleobatimetría es mayor en el pozo BO-1 en donde se alcanzan ambientes de nerítico interno a batial medio (figura 19). Estas variaciones representan cambios del nivel del mar de segundo orden y alcanzan más de 500 m de profundidad, por lo que debe existir un factor tectónico que afectó la subsidencia y el levantamiento o relleno de la cuenca.

Esto es consistente con las facies sísmicas de reflectores paralelos y subparalelos, lateralmente continuos que caracterizan la sedimentación de terrígenos finos en ambientes nerítico medio a batial. Cerca del pozo LB-1 (figura 23) se observan reflectores alargados paralelos continuos que tienen intercalados reflectores que definen pequeñas clinoformas, lo que sugiere el posible quiebre de talud, o la progradación de un delta en estadio de bajo nivel del mar sobre el quiebre del talud durante el Eoceno. Estas clinoformas se ubican hacia la porción oeste de las líneas sísmicas, las cuales son más cortas en la región norte debido a lo angosto del margen continental moderno.

En el pozo CA-1 la Unidad 3 presenta condiciones paleobatimetricas más someras que en los otros pozos y no incluye ambiente batial. En la línea sísmica que contiene a este pozo (figura 24) la Unidad 3 se caracteriza por reflectores paralelos lateralmente continuos que corresponden a sedimentos de grano fino pero depositados en la plataforma continental.

En el pozo BO-1 reflectores paralelos continuos coinciden con lutitas areniscas arcillosas, sin embargo, un paquete de reflectores subparalelos parecen estar asociados a arenisca conglomerática. Estos depósitos de grano grueso podrían ser parte de un relleno de cañón submarino o la porción proximal de un abanico submarino, ya que la paleobatimetría corresponde al batial superior.

La Unidad 4 representa una transgresión marina durante el Mioceno, lo que reanudó la sedimentación sobre la plataforma continental. Los pozos LB-1, CA-1 y TO-1 indican paleobatimetría somera que va del nerítico externo al transicional (Helenes et al., 2011). Estas características litológicas y paleobatimétricas nos indican muy baja tasa de subsidencia, ya que en las líneas sísmicas la Unidad 4 se caracteriza por reflectores paralelos lateralmente continuos y no registran sistemas de transporte de alta energía, lo que posiblemente refleja la interrupción del transporte de sedimentos terrígenos hacia la cuenca de la trinchera debido a la extensión del proto-Golfo de California (Provincia extensional del Golfo).

En la línea sísmica que contiene al pozo LB-1 la Unidad 4 se distingue por presentar reflectores imbricados en la zona cercana al pozo, que corresponden a paquetes de arenisca que interpretamos son resultado de una regresión en el Mioceno medio (14.8-16.4 Ma) y depósitos de litoral, ya que la paleobatimetría alcanza hasta ambiente transicional.

5.2.4 Síntesis

La estratigrafía sísmica muestra un cambio de facies sísmicas que coincide con un cambio litológico en los pozos de PEMEX. Los reflectores por arriba del LS-1 cambian a reflectores continuos, pero en otras secciones sísmicas pierden su continuidad hacia el oeste a través de la cuenca. Esto se interpreta como un proceso transgresivo que también se manifiesta en los pozos como un cambio a litofacies de grano grueso a fino, principalmente de lutita y/o lutita arenosa, en los pozos.

Los depósitos por debajo del LS-1 en los pozos LB-1, CA-1 y TO-1 ocurrieron en un ambiente continental y de plataforma. Solo en el pozo BO-1 el ambiente de depositación de la Unidad 1 alcanzó un ambiente batial superior.

Las facies sísmicas por arriba del LS-1 son en su mayoría lateralmente continuas, presentándose en un cambio de litofacies de grano medio y grueso a litofacies de grano fino (de arenisca a lutita arenosa) asociándolo a un evento transgresivo sobre el margen continental, excepto en el pozo BO-1 donde la sedimentación alcanzó un ambiente batial superior.

El LS-3 es otra discordancia mayor en la cuenca y en los pozos la litología cambia de grano medio y grueso a litología de grano fino (arenisca a lutita), con excepción del pozo LB-1, donde el cambio es de lutita a arenisca, interpretándolo como una segunda transgresión regional en la cuenca.

F ig u ra 2 8 . Pa rt e n o rt e d e l a l ín e a sí smi ca 9 , d o n d e se o b se rva n re fl e ct o re s p ro g ra d a n d o h a c ia e l su r. T a mb ié n se o b se rva n l o s tre s lí mi te s d e se cu e n ci a p ri n ci p a le s q u e se p a ra n l a s 4 u n id a d e s e n l a cu e n ca Vi zca ín o .

5.3 Estructura de la cuenca de Vizcaíno

5.3.1 Geometría de la cuenca

La cuenca de Vizcaíno tiene una forma alongada en dirección NNW y la malla sísmica abarca ~180 Km en esa dirección. El ancho de la cuenca es mayor en la parte sur en donde alcanza > 100 Km en sección E-W, comprendiendo desde la línea de costa actual hasta los afloramientos del Grupo Valle en la península de Vizcaíno y la Isla de Cedros. Esta diferencia de anchura del borde continental se debe a que la mitad norte del margen continental fue tectónicamente desmembrado por el sistema de fallas neogénico, durante la captura de la península de Baja California por la placa del Pacifico. Esta captura inicia con el cese de la subducción (16 a 12 Ma) y el desarrollo del régimen transtensivo que incluye cizalla en ambos lados de la península (Fletcher et al., 2007; Stock y Hodges, 1989; Spencer y Normark, 1991).

En sección transversal la cuenca tiene forma de cuña hacia el este, con una porción central con un espesor sedimentario ~ 3.7 km. En la región suroeste el espesor sedimentario es más irregular y en algunas secciones sísmicas tiene forma tabular y presentan plegamientos de baja amplitud que afectan a la parte media superior de la Unidad 2 y la parte inferior de la Unidad 3.

Las secciones sísmicas en la región sur muestran que el depocentro de la cuenca estuvo controlado por fallas normales sinsedimentarias con la parte inferior de la Unidad 2 y de dirección aparente N-S, mientras que los pliegues afectan solo la parte superior de la Unidad 2 hacia el suroeste de la cuenca. Esta relación nos permite interpretar un periodo de extensión y subsidencia inicial controlado por fallas normales seguido de una etapa de compresión y plegamiento moderado de efecto local (?) a fines del Cretácico Tardío y el Paleoceno. El LS-1 marca el inicio de la extensión y subsidencia generalizada de la cuenca. Mientras que el límite de

secuencia parece corresponder al cese de la deformación compresiva al oeste y de la subsidencia lenta de la cuenca.

Hacia el norte las secciones sísmicas solo muestran la mitad del depocentro. El relleno sedimentario de las unidades 2 y 3 se acuña hacia el este. Se interpreta que la estructura de la cuenca al oeste sobre de prisma de acreción fue similar a la región sur, pero fue cortada por las fallas neogénicas.

En el margen oeste de la península de Baja California, se han reportado tres eventos de deformación (c.f. Busby et al., 1998); la primera fase es una fuerte deformación extensional del Triásico tardío al Jurasico tardío que posiblemente marca un periodo de extensión intra-arco y trasarco que no observamos en los pozos y las líneas sísmicas de PEMEX.

La segunda fase es de extensión moderada durante el Cretácico temprano. En la cuenca Vizcaíno este pulso de extensión parece iniciar en el Turoniense a Coniaciense y permitió la acumulación de la Unidad 2. La tercera fase (finales del Cretácico tardío) cambia el régimen extensional a un evento compresional, que marca el cese de la subsidencia. Sin embargo, este evento compresional solo afectó localmente la parte suroeste de la cuenca ocasionando pliegues de baja amplitud (figura 13). Un levantamiento regional en el Eoceno marca un periodo de erosión del relleno de la cuenca (LS-3) y se especula que posiblemente estuvo asociado a la subducción plana y flotación de una corteza oceánica más joven (c.f. Busby et al., 1998). La subducción plana también generó el volcanismo al este de y en la Sierra Madre Occidental.

La deformación transtensiva del Mioceno afectó el margen occidental de la cuenca, desmembrando parte de la plataforma al norte de Isla de Cedros.

Conclusiones

La interpretación de líneas sísmicas y registros de pozos de PEMEX en la cuenca de Vizcaíno permitió definir 4 unidades estratigráficas mayores separadas por 3 límites de secuencia que se correlacionan en toda la cuenca. Los limites de secuencia 1 y 2 (LS-1, LS-2), presentan relaciones discordantes que separan a las tres unidades inferiores. Sin embargo el LS-2 es de carácter local, ya que solo define un hiatus en el pozo LB-1, pero no en los pozos CA-1 y BO-1. El LS-3 constituye una discordancia erosional importante entre las unidades 3 y 4 que se interpreta es debida a la subducción plana producida por la placa Farallón cuando la dorsal Pacifico-Farallón se aproximó a la zona de subducción.

La Unidad 1 se distingue por facies de conglomerado de clastos volcánicos y de basamento, e incluye depósitos volcanoclásticos y estratos de caliza de caprínidos, con arenisca y lutita subordinados en toda la cuenca. Esta secuencia sobreyace al basamento cristalino de edad Jurásico Superior a Cretácico Inferior (PEMEX, 1979). El rango cronoestratigráfico basado en microfósiles (Helenes et al., 2011) es Berriasiano a Turoniense temprano (~144 - 91 Ma). Una discordancia estratigráfica (LS-1) definida por reflectores sísmicos lateralmente continuos marca la base de la Unidad 2 (Cenomaniense tardío a Santoniense, 94 – 83 Ma). Este cambio de facies sísmicas y el cambio a una litología de alternancias de lutita, lutita arenosa y escaso conglomerado, marcan una transgresión marina generalizada sobre el margen oriental de la cuenca de antearco.

Las características litológicas y la interpretación paleobatimétrica indican ambiente nerítico en la zona axial de la cuenca y ambientes más profundos hacia el oeste. Clinoformas buzando al oeste limitadas por discordancias locales (límites de secuencia de 3er o más orden) permiten concluir que las unidades 1, 2 y 3 construyeron la plataforma continental durante el Cretácico y Paleógeno. La Unidad 2 constituye el principal relleno de la cuenca y se interpreta que ocurrió en

respuesta a un evento de extensión activo que controló el depósito de la mitad inferior de esa unidad, ya que fallas normales acomodan la subsidencia inicial. Un evento de deformación local (?) por compresión produjo el plegamiento sinsedimentario de la mitad superior de la Unidad 2 solo en la región suroeste. El LS-2 corresponde al límite K/T en los pozos CA-1 y LB-1, mientras que el LS-2 en el pozo BO-1 se ubicó en depósitos del Maastrichtiense. Esto indica que la Unidad 3 es de edad Paleoceno temprano a Eoceno Medio y registra las condiciones paleobatimétricas más profundas, que alcanzaron el batial medio hacia el oeste de la cuenca. Un hiatus entre el Eoceno medio y el Mioceno medio define el LS-3 como un periodo de inversión de la cuenca que posiblemente se relaciona con la subducción plana de la placa Farallón bajo de la Norteamérica. Esta interpretación es consistente con la posición alejada del arco volcánico en la Sierra Madre Occidental y el altiplano mexicano. La parte inferior de la Unidad 1 se correlaciona en edad y litología con el Grupo Alisitos (Aptiense a Albiense). Pero también incluye litología y un rango de edad en traslape con la Fm. Valle (Albiense a Cenomaniense) del norte de la península de Vizcaíno.

La Unidad 2 se correlaciona en edad con parte de la secuencia en el sur de la península de Vizcaíno, en donde es de ambiente más profundo (Kimbrough et al., 2001) (Campaniense tardío a Maastrichtiense). Tanto la Unidad 2 como la sección sur de la Sierra de San Andrés tienen mayor correlación con la Fm Rosario del norte de Baja California (Campaniense-Maastrichtiense).

La Unidad 3 (Paleoceno-Eoceno medio) es contemporánea con la Formación Sepultura al norte y con la Formación Bateque al sur. Su límite superior es la discordancia erosional o hiatus del Eoceno al Mioceno, cuando ocurre una transgresión marina sobre la plataforma expuesta que depositó una secuencia condensada de edad Mioceno (Unidad 4). Se desconoce si esta unidad es correlacionable con la Formación Tortugas de la península de Vizcaíno en donde representa una transgresión que alcanzó el ambiente batial posiblemente en el talud hacia la trinchera.

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