C O N T E N I D O

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ESQUEMA TECTÓNICO DEL BORDE DE LA PLACA DEL CARIBE AL ESTE DE YUCATAN

Luís del Castillo G. Alberto Vivas V.

R E S U M E N 1 6 0

C A P I T U L O I.-INTRODUCCION 1 6 0

C A P I T U L O I I . -ASPECTOSGEOLOGICO-GEOFISICOS 1 6 4

C A P I T U L O 111.-CORRELACION DE LA INFORMACIÓN 171

C A P I T U L O I V . -DISCUSION 1 7 7

B I B L I O G R A F I A 1 8 3

Página

ESTUDIO ESTRATIGRÁFICO DE LA PORCIÓN NOROCCIDENTAL DE LA CUENCA

MORELOS-GUERRERO Ing. Guillermo Ontiveros Tarango

RESUMEN 190

CAPITULO I.-INTRODUCCION 191

CAPITULO I I . -OBJETIVO DEL TRABAJO 191

CAPITULO I I I . -GENERALIDADES 192

CAPITULO IV.-FISIOGRAFIA ^ 194

CAPITULO V.-ESTRATIGRAFIA 195

CAPITULO VI . -TECTONICA Y ESTRUCTURA 223

CAPITULO V I I . -GEOLOGIA HISTÓRICA 225

CAPITULO v m . -GEOLOGIA ECONOMICA PETROLERA 227

CAPITULO IX.-CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES 229

CAPITULO X.-BIBLIOGRAFIA 233

ESQUEMA TECTÓNICO DEL BORDE DE LA PLACA DEL CARIBE AL ESTE DE YUCATANÍ*)

Luis del Castillo G. (**) Alberto Vivas Vj***J

(*) Contribución No. 1060 del Instituto de Geofísica UNAM. (**) Investigador y Jefe Depto. Exploración, Instituto de Geofísica UNAM. (***) Investigador, Universidad de Brasilia, Brasil.

R E S U M E N

En base a la información recabada por el Crucero LEG-2-1971 (USGS-UNAM-SMN-IMP) se han propuesto modelos bidimensionales para justif icar las anomalías geofísicas al Occidente del Mar Caribe, dentro de las costas de México.

La Península de Yucatán y áreas adyacentes, se ha referido como un antiguo cratón, el cual ha sido desplazado hacia el Oriente. En contraste con los conceptos anteriores, se sugiere que la estructura submarina denominada Cresta Externa, sea el posible contacto entre la corteza siálica del continente y la intermedia ahora bajo el Mar Caribe. La información acústica bajo la Cuenca de Yucatán indica la existencia de sedimentos horizontales depositados sobre un basamento con una superficie bastante irregular. Esta situación permite intuir que en una época posterior a la sedimentación no se presentaron movimientos tectónicos de gran magnitud. En esta forma se puede explicar que la región del Caribe se originó en el Mesozoico.

7 5 5

I N T R O D U C C I Ó N

Dentro de la Década Internacional de Exp lo rac ión Oceanogràf i ­ca ( IDOE) los Estados Unidos, a través del Un i ted States Geological Survey (USGS) iniciaron algunos trabajos de investigación geofís ica y geológica marina en las áreas cont inentales del Go l fo de Méx ico y Mar Caribe. (Vedder et a l , 1 971 ).

Cient í f icos y observadores mexicanos del Ins t i tu to de Geof ís ica de la Universidad Nacional A u t ó n o m a de Méx ico ( U N A M ) , I ns t i t u to Mexicano del Petróleo ( IMP) y de la Comis ión Oceanogràf ica ( S M N ) , colaboraron en las operaciones marinas, real izando el Depar tamento de Exploración del Ins t i tu to c i tado en pr imer t é rm ino , las labores de inves­t igación consistentes en el procesamiento y la in terpre tac ión de los datos obtenidos durante el crucero.

El presente estudio versa sobre una parte del levantamiento efectuado en el Mar Caribe, denominado LEG 2. Su ob je t ivo es el reconocimiento regional de estructuras profundas, las cuales p o d r í a n ayudar en la comprensión de la histor ia geológica del Caribe basada en la nueva teor ía de tectónica global de placas.

El área estudiada comprende la región Occidental del Mar Caribe, cuyo l ím i t e superior es el paralelo 2 2 ° 5 0 ' N, hacia el Este queda l imitada por el mer id iano 8 5 ° 0 5 ' W, hacia el oeste por las costas de la Península de Yuca tán , abarcando hasta Honduras Bri tánicas (Belice) y hacia el Sur por las costas de Guatemala y Honduras (Figura 1 ).

Los perfi les del LEG 2 comprenden más de 4 ,450 k m . de ex ten­sión con un to ta l de t re in ta y dos transectos. Para esta invest igación

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fueron seleccionados once transectos (5, 6 , 9, 1 1 , 13, 15, 18, 19, 22 y 23) para faci l i tar una correlación entre ellos y procurar obtener una mejor interpretación del área. Las observaciones geofísicas realizadas incluyen medidas de gravimetr ía, magnetismo, ref lex ión acústica con t inua (Sparker), así como de la ba t imet r ía . Los transectos analiza­dos suman más de 1,500 km. de in formación geofísica con t inua a manera de perfiles. Tomando como base algunos estudios anteriores, en esta ocasión, se pretende proporc ionar un mayor entendimiento de la tectónica con la aportación de parámetros geofísicos más precisos y su adecuada interpretación y correlación con las hipótesis prevalecientes.

I N V E S T I G A C I O N E S A N T E R I O R E S

La región del Mar Caribe y áreas adyacentes es muy atractiva en relación a hipótesis geológicas y por este mot ivo se ha estudiado desde hace t i empo , no sólo desde el pun to de vista netamente tec tón ico, sino también como área de interés económico. Desde la pr imera síntesis del Caribe (Suess, 1909) , los investigadores de diversos países han procura­do establecer una correlación lógica entre la tectónica de la Isla de Cuba con la de Amér ica Central . Part icularmente, las áreas de la Cresta de Caymán y Fosa de Bart iet t (o Caymán), han sido mot ivo de diversos estudios, pues se trata de estructuras crí t icas en cualquier hipótesis sobre el origen del Caribe (Figura 4 ) .

Ewing et al (1960) en base a perfi les de refracción pro funda presentó un modelo de la corteza a través de todo el Caribe; Bowin (1968) realizó estudios de bat imet r ía , gravimetr ía y magnetismo de la Cresta de Caymán y Fosa de Bart ie t t ; Dengo (1969) investigó sobre las relaciones tectónicas entre América Central y el Caribe; Arden Jr. (1969) emi t ió una idea sobre la histor ia geológica del Banco de Nicaragua; Molnar et al (1970) l im i tó la Placa del Caribe en base a estudios de mecanismos focales; Baie (1970) sugirió una posible un ión estructural entre Cuba y la Península de Yuca tán ; Fahiquist et al (1970) estudió la Cresta de Caymán a través de perfiles de ref lexión cont inua y magnetismo; f ina lmente, Malin (1972) presentó un modelo para la Cresta de Caymán.

RECOLECCIÓN Y REDUCCIÓN DE D A T O S

El barco ut i l izado en el crucero LEG 2 fue el buque oceanográ-

76 J

f ico U N I T E D G E O - 1 . Para la navegación se hizo uso de un sistema de navegación por satélite, suplementado por L O R A N y R A D A R . El posic ionamiento a través de los satélites se hacía aprox imadamente cada 40 m in . ; la precisión en la determinación de un pun to de referencia con este método se estima en' 150 m. ± 3 0 m. El sistema de navegación po r R A D A R está sujeto a muchas variables y el error p romed io de pos ic ión en la ident i f icación de puntos de con t ro l es de 600 m. ±300 m. La velocidad de crucero oscilaba alrededor de 8 nudos ± 0.5 duran te casi todo el levantamiento mar ino. Dicho crucero se in ic ió en Veracruz, Ver . el 19 de jun io de 1971 (día Ju l iano 170) y t e rm inó el d ía 5 de j u l i o del mismo año (día Jul iano 186).

Se empleó un gravímetro mar ino marca LaCoste & Romberg (LaCoste, 1967) con p la taforma estabil izadora y un sistema de graf ica-dor con t i nuo . En condiciones favorables, la precisión en las medidas gravimétricas es de cerca de ± 2 mgal., exc luyendo los errores en la navegación. En la presente investigación se hizo uso de la nueva f ó r m u l a de Stacey (1969) para calcular la gravedad teór ica (Figuras 2 y 3 ) , la cual dif iere de la de Net t ie ton (1940) . Cabe mencionar que las medidas gravimétricas también se corr ig ieron por el efecto de Eòtvòs (G l i cken , 1962).

Para obtener la intensidad magnética to ta l se hizo uso de un magnetòmetro de precisión nuclear marca Var ian . El sistema de lectura empleado fue el de registro c o n t i n u o , c in ta de papel perforada y graba­dora magnética, similar al u t i l izado en la colección de datos grav imétr i -cos. Se cree que se logró alcanzar una precisión de una gama.

Los perfiles acústicos de re f lex ión fueron obten idos con un sistema de "Sparke r " , cuya máx ima energía produc ida llegaba a alcan­zar hasta 220 KJ en con jun to . Generalmente la energía de 8 0 KJ se empleaba para obtener una mejor resolución en de t r imen to de la m a y o r penetración. Cuando fue necesario, se u t i l i zó también la energía de 120 KJ, destinada a penetrar grandes profundidades. En ba t ime t r ía se empleó un equipo de penetración pro funda para el perf i laje de la topograf ía del f ondo mar ino. Los pulsos se registraron con un sistema igual al usado en el registro acústico. La p ro fund idad del agua se ob tuvo en segundos ( two-way travel t ime) y se corr ig ió en base a las tablas de Matthews (1939) . Los datos de p ro fund idad fueron computados con t inuamente .

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Los programas para la computadora empleados en este estudio, son los que generalmente ut i l iza el Departamento de Exploración del Inst i tu to de Geofísica de la U N A M en sus diferentes investigaciones. La computadora empleada fue una Burroughs 6-6500 del Centro de InvP"-tigaciones de Matemáticas Aplicadas y Servicios y Sistemas (CIMASS) de la U N A M . En tota l se ut i l izaron cinco programas diferentes para reducción e in terpretac ión, tomando como base los algori tmos de Talwani (1959) , Corbató (1965) y algunos otros realizados por los propios investigadores del ci tado Departamento.

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Il

ASPECTOS GEOLOGICO-GEOFISICOS

Bat imetr ía

El mar Caribe у áreas adyacentes inc luyen prominentes crestas oceánicas, cuencas bastante amplias y enormes zonas de fal las, lo cual indica que se tiene una región con topogra f ía oceánica bastante diversi­ficada y accidentada (Figura 4 ) . Los rasgos f is iográf icos más impo r t an ­tes en el área son el Canal de Yuca tán , ubicado en el No r t e ; al Cen t ro aparece la Cuenca de Yucatán y más hacia el Sur las estructuras que forman la cresta de Caymán y la Fosa de Bar t ie t t .

El Canal de Yucatán es una depresión abrup ta , cuya p r o f u n d i ­dad alcanza cerca de los 2,000 m. bajo nivel del mar, presentando una pendiente un poco más suave en dirección al Cont inen te Mex icano . En la parte Oriental del área, es decir, el borde occidental de Méx ico y América Central, la zona comprendida entre las cotas bat imétr icas de 1,000 m. es relat ivamente paralela al margen del con t inen te , con excepción del área cerca del Banco Ch inchar ro , donde adoptan una fo rma circular que bordea d icho banco. En d i recc ión hacia el Occidente, la topogra f ía cont inúa suavemente descendente hasta encontrar un cierto número de altos bat imetr icos que or ig inan dos crestas, descritas por Baie (1970) como Cresta Interna y Cresta Ex terna . Estas dos escarpas submarinas están separadas por una depresión que origina varias pequeñas cuencas. La Cresta Interna tiene una d i recc ión general paralela al borde cont inenta l . Sin embargo, la Cresta Externa en las proximidades de la Isla de Cozumel , cambia su a l ineamiento hacia el Noreste y se ext iende en dirección de la Isla de Cuba. La parte Or ienta l de esta cresta se profundiza abruptamente or ig inando una escarpa de

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fuerte pendiente que corresponde al l ím i te Occidental de la Cuenca de Yucatán. Esta gran depresión es la más prominente característ ica en toda el área y posee una fo rma alargada de dirección paralela a la Cresta Externa. El borde occidental que l imi ta la cuenca en su parte más septentr ional presenta una topograf ía más suave. Sin embargo, en dirección Sur existe un gran escarpe representado por la Cresta de Caymán. La máxima pro fund idad de la. Cuenca de Yucatán se localiza próx ima a la parte Central , donde existe una pro fund idad superior a los 4 ,500 m.

La Cresta de Caymán es una estructura lineal con t inua con dirección general NE-SW, cuya cima posee una fo rma achatada y está del imitada por dos escarpes de fuertes pendientes. Fahiquist et al (1971) indica una terminac ión Occidental para la cresta cerca del mer id iano 8 6 ° 3 0 ' W , р>его datos más recientes sugieren que dicha estruc­tura cont inúa aún en dirección hacia Honduras Británicas, pero grandemente suavizada (Mal in , 1972). El lado Occidental de la cresta se eleva alrededor de 1,500 hasta 2,000 m. sobre el nivel del f ondo marino. La parte opuesta a esta dirección posee una pendiente bastante suave y larga, llegando a profundidades abisales precisamente donde se inicia la Fosa de Bart let t . Esta ú l t ima se encuentra entre una de las mayores depresiones del globo terráqueo, pues alcanza profundidades que llegan hasta los 6,000 m. bajo el nivel del mar. La parte meridional de esta estructura l imi ta el Banco de Nicaragua que ya se encuentra fuera del área investigada.

Marco Tec tonof ísico

La descripción de la geología del área estudiada y en part icular la parte cont inenta l de América Central , se basa pr inc ipalmente en los trabajos de Dengo (1968, 1969). El l ím i te cont inental del área comprende parte de América Central que se ha def in ido como un área terrestre y de p lataforma cont inenta l , la cual se ext iende desde el Istmo de Tehuantepec en México y cont inúa en dirección Este y Sureste hasta las tierras bajas de A t ra to en Colombia.

Amér ica Central está dividida en dos unidades geológicas principales, cuyo l ím i te se sitúa en la parte Central de Nicaragua. En la unidad Nor te, el basamento se caracteriza por la. presencia de rocas cristalinas (ígneas y metamórf icas) pertenecientes al Paleozoico, que a

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su vez son cubiertas por rocas sedimentarias del Paleozoico Super ior (Pensilvaniano y Pérmico) en una franja angosta. Según Dengo ( 1 9 6 8 ) , es posible que estas rocas metamórf icas enmascaran otras del Precámbr i -co, pero esto aún no ha sido comprobado . Las rocas Paleozoicas se localizan subyaciendo a grandes extensiones de rocas sedimentar ias mesozoicas. Sobre el basamento de la Península de Yuca tán aparecen rocas sedimentarias con más de 3,000 m. de espesor. Estas rocas f ue ron depositadas en su mayor parte desde el Cretácico Super ior hasta el Eoceno Medio, en fo rma casi con t i nua e in in te r rump ida (Dengo, 1 9 6 8 ) ; están consti tuidas en su mayor parte por carbonatos y evapori tas, productos de mar poco p ro fundo . En 1965 un pozo de exp lo rac ión penetró hasta la cima del basamento cr ista l ino a una p r o f u n d i d a d de 3,178 m. (Dengo, 1968) . Una muestra del basamento ob ten ida en el Pozo Yucatán No. 1 , indica una edad probable de 4 2 0 m.a. (Bass et a l , 1969).

En la parte Sur de Amér ica Centra l , las rocas más antiguas pertenecen al Mesozoico y están representadas por rocas ígneas vo lcáni ­cas básicas e hipabisales, que subyacen a rocas sedimentarias marinas y rocas volcánicas del Cretáceo Superior, Terc iar io y Cuaternar io (Dengo, 1968). La determinación de rocas más antiguas en este área p lantea un problema d i f í c i l , debido a las tremendas deformaciones inherentes y además por la pequeña extensión de los a f loramientos existentes.

En estas dos áreas ocur r ie ron dos episodios pr incipales de defor ­mación tectónica. El p r imero , hacia el f inal del Paleozoico, deb ido a la Orogenia Apalacheana en la porc ión Nor te y el segundo acaeció hacia el f inal del Mesozoico, co inc id iendo con la Orogenia Laramide en ambas regiones.

Los resultados de investigaciones geofísicas anter iores en la parte cont inenta l y en la región del Caribe sugieren que esta ú l t ima área se t rata de una corteza con composic ión in termedia , es decir, ent re oceánica y cont inenta l . (Arden Jr., 1969) .

La corteza de la t ierra generalmente es def in ida en té rminos de la d iscont inu idad de Mohorov ic ic (M) y queda ident i f icada por un incremento de velocidad de las ondas compresionales de 6 a 8 km/seg. Sin embargo, la corteza posee características contrastantes entre la porc ión situada debajo de los cont inentes y la ubicada bajo los océanos. Como es sabido, los cont inentes poseen una capa externa graní t ica y a

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grandes profundidades se presenta un material de t i po basáltico, siendo el contacto de las dos capas conocido con el nombre de discont inuidad de Conrad. El espesor de la corteza cont inental tiene un promedio de 35 k m . En dirección a los océanos, la corteza cont inental se adelgaza rápidamente y la discont inuidad M se eleva hasta cerca de la superficie de los fondos marinos. De este modo, la corteza oceánica es más delgada, pero más densa, pues está formada de material con característi­cas basálticas que f luye a través de las crestas meso-oceánicas (Isacks et al, 1968) .

El mapa de isopácas dado a conocer por Arden Jr. (1969) en relación al acomodo inter ior de las áreas adyacentes al Mar Caribe, proporc iona un magní f ico esquema sobre el compor tamien to de la corteza para esta región (Figura 4 ) . Bajo el Oceano At lán t ico y ya en las proximidades del Caribe, la corteza tiene un espesor de 4 a 5 k m . En la Fosa de Bart let t el espesor m í n i m o medido fue de sólo 4.1 k m . En el Centro de la Cuenca de Venezuela es de 5 k m . La corteza más gruesa ocurre en el c in tu rón de las Islas Ant i l lanas y en la parte Sur del Banco de Nicaragua aparece un espesor de 22 k m . Worzel et al (1955) indica en su sección sísmica levantada en el Banco de Campeche del Go l fo de México un espesor de la corteza de 18 a 25 k m . en el área de la p lataforma cont inental y que esté espesor aumenta hacia el cont inente en la Península de Yucatán.

Hess (1962) a f i rmó que al Nor te de la Tr inchera de Puerto Rico y en el mar abierto fuera del Caribe, la velocidad sísmica debajo de !a d iscont inuidad M es de cerca de 8 km/seg. A l sur de la Tr inchera y bajo el Caribe la velocidad es de 7.4 km/seg. Esta d isminución de velocidad se debe a serpentinización parcial de un manto de per idot i ta . Pruebas de laborator io efectuadas por el propio Hess conf i rman esta hipótesis. En la Isla de Puerto Rico, las peridot i tas serpentinizadas ocurren como núcleos de los grandes anticlinales y son discordantes abajo de rocas sedimentarias y volcánicas del Cretácico Ta rd ío . En contraste, los anticl inales mayores de Venezuela poseen un núcleo graní t ico (Hess, 1962). Este cambio en la acidez de las rocas parece indicar que las Ant i l las fueron formadas a part ir de una corteza oceánica, mientras que las úl t imas estructuras de la costa provienen de una corteza siálica.

Los datos, tanto de espesor de corteza, densidad y velocidad sísmica sugieren que las Ant i l las descansan sobre una corteza de composic ión intermedia, entre la siálica de los cont inentes y la delgada

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T A B L A I

LOCALIZACIÓN Y EDADES DE ROCAS EN EL MAR CARIBE Y ÁREAS A D Y A C E N T E S

LOCALIZACIÓN METODO MATERIAL ANALIZADO

FUENTE EDAD m.a.

Yucatán No. 1 Centro de la Península

Glover's Reef

Lado Norte de la Sierra de Trinidad (Cuba)

20 km. al sur de Nicaro. N. de la provincia Oriente (Cuba)

Isla de los Pinos (Cuba)

Isla de los Pinos (Cuba)

Isla de los Pinos (Cuba)

ISOIO-N 76054'W

700 m. S 120W de Tres Guanos Provincia Las Villas (Cuba)

Area Nima-Nima, 20 km. W de Santiago Cuba

NEYSE (200 y 100 km.) de Punta Molas. Isla de Cozumel

K-Ar2 Granodiori ta

K-Ar Pegmatita

K-Ar Muscovita

K-Ar Muscovita

K-Ar Muscovita

Rb-Sr Biot i ta U-Pb Esfeno

K-Ari Biot i ta

K-Ar

K-Ar

Diorita

Muscovita Glori la Biot i ta

M.N. Bass et a l , 1969

L.F. Baie, 1970

A . Meyerhof f et a l , 1969

A. Meyerhof f et a l , 1969

A . Meyerhof f et a l , 1969

A . Meyerhof f et al , 1969

A. Meyerhof f et a l . 1969

Arden Jr. 1969

A . Meyerhof f et al , 1969

A. Meyerhof f et a l , 1969

J.K. Vedder et a l , 1973

420

290 ±30

180 ± 10

119± 10

7 B ± 4

7 6 ± 2

7 3 ± 4

6 3 ± 3

6 1 1 3

58± 8

92.5 ± 2.8 23.5± 2.3 59.3± 2.0

168

Y densa de los océanos.

Dentro de las cuencas de la zona Go l fo de México-Caribe no se ha podido demostrar la existencia de rocas más antiguas que el Jurásico (Arden Jr. 1969). Donel ly (1964) indica que las rocas más antiguas de Puerto Rico e Islas Vírgenes fueron depositadas aparentemente sobre una corteza oceánica y que no existe evidencias de una corteza siálica donde se podr ían depositar unidades más antiguas. Según Spencer (1969) la geología general de las Grandes Ant i l las (Cuba, Hispañola, Puerto Rico y Jamaica) posee gran s imi l i tud , aunque existen discrepan­cias en ciertos detalles, además de que las rocas más antiguas en todos los casos coinciden en una edad Mesozoica.

Las determinaciones radiométricas efectuadas por el " A l l - U n i o n Geological Inst i tute of Geological Researches, Leningrado" (1969), muestran que las rocas más antiguas de Cuba están representadas por un bato l i to localizado en la Sierra de Tr in idad , hacia la parte Centro-Sur de la isla. Meyerhof f et al (1969) propuso para estas rocas una edad de 180 m.a. (Jurásico In fer ior ) . La Figura 4 y Tabla 1 indican la localización y edades de varias rocas en diferentes puntos del Caribe y en la parte cont inental de Amér ica Central .

La existencia de estas rocas en el Caribe es una prueba conclu­yante de que esta región se or iginó en el Mesozoico como resultado de la f isura y subsecuente deriva de los cont inentes Americano y Af ro-Europeo (Arden Jr. 1969). A l originarse esta ruptura, posiblemente en el Mesozoico, dio lugar a la separación de los dos grandes bloques corticales en su punto ext remo en el hemisferio mer id ional . Diversas pruebas geofísicas parecen indicar que parte de la región del Caribe está const i tuida por una placa dist inta, r íg ida, con desplazamiento prop io , ubicada adentro de la gran Placa Americana (Molnar et al , 1969).

En las regiones adyacentes a las márgenes de las placas l i tosféri-cas, se fo rman cinturones de alta actividad sísmica. Mapas de epicentros (Molnar et al , 1969) en la región del Caribe y zonas adyacentes muestran una concentración de actividad sísmica bordeando el Caribe y una ausencia de actividad adentro de la propia cuenca del Caribe. Este " C i n t u r ó n " de sismicidad que circunda el área posiblemente defina las márgenes de la Placa del Caribe. De esta manera los l ímites de la placa estarían dados al Norte por la Fosa de Bart let t , al Oeste por el Arco

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Mesoamericano y al Noroeste y Este por la zona sísmica del Nor te de América del Sur.

Molnar et al (1969) , basándose en estudios de los mecanismos focales, sugiere que el mov imiento de la Placa del Caribe se e fec túa en dirección Este, con respecto a la Placa Amer icana. El desp lazamiento a lo largo de estas dos placas se realiza a través de los planos p r o f u n d o s de la Fosa de Bart let t en dirección E-W. Esta fal la fue considerada por Wilson (1966) como de t ransformación con mov im ien to lateral hacia la izquierda. El principal mov im ien to di ferencial se produce parale lamente a esta zona y perpendicular al arco de las Pequeñas Ant i l las .

Los grandes fa l lamientos en dirección E-W que ex is ten, t an to en el Caribe, como en el Pací f ico, han llevado a muchos investigadores a discutir una posible cont inuac ión de los mismos a través de Amér i ca Central. La posible conex ión entre las f racturas de la Fosa de Bar t le t t y Clarión en el Pací f ico, fue sugerida por Menard (1955) en base a la distr ibución de focos sísmicos. Menard tamb ién aseveró que ambas fracturas poseen movimientos hor izontales hacia la izquierda. Sin embargo, no se conoce con seguridad ni la magn i tud del desplazamien­to , ni la edad de ambos f racturamientos. Dengo (1968) insiste en que no existen claras evidencias geológicas en la superf ic ie que apoyen la hipótesis sobre la conex ión entre estas dos grandes fallas.

Existen muchas discusiones con respecto al origen t ec tón i co y a la edad del sistema Fosa-Cresta de Caymán. Las referencias son m u y abundantes y discrepantes, pues se asignan una edad para el sistema de fallas que varía desde el Paleozoico hasta el Cenozo ico. Es probable que la zona de fa l lamiento de la Fosa de Bar t le t t , no es p r o d u c t o de un único evento tectón ico. Quizá anter iormente (Paleozoico) ya ex is t ía ah í una zona de gran debi l idad en la corteza que se desarrol ló pos te r io rmen­te durante el Mesozoico, como resultado de la deriva de la región del Caribe. Bowin (1968) concluye que la Fosa de Bar t le t t es una es t ruc tu­ra t í p i ca , debido a esfuerzos tensionales, que dio o p o r t u n i d a d a emergi r material denso de mayores profundidades como resultado de los efectos de la región del Caribe en dirección Este.

170

I l l

CORRELACIÓN DE LA INFORMACIÓN

Generalidades

La descripción de las anomalías gravimétricas y magnetométr i -cas se conf inarán a las líneas 6, 15 y 22, ya que éstas representan las bases para la construcción de los modelos bidimensionales propuestos. La elección de estas líneas como base de trabajo está de acuerdo con el carácter regional de la presente investigación. Una vez conocido el compor tamien to tectónico de estos perfi les, se puede extrapolar con cierta seguridad la estructura inter ior a las áreas adyacentes. La línea 6 corresponde al l ím i te septentr ional del área; la 1 5 se encuentra en una posición central y la 22 en el ex t remo merid ional del área de estudio (Figura 1). La descripción de las anomalías gravimétricas en conjunto con la sismología, presenta mayores detalles, ya que las evidencias de los cuerpos son más certeras; una vez que la gravimetr ía guarda una relación directa con la geología y la tectónica, et modelo sirve de base para tratar de superponer las anomalías magnetométr icas.

Los perfi les sísmicos que cubren el área de interés indican que se t iene un basamento bastante irregular, cubier to en muchas áreas por estratos sedimentarios casi siempre horizontales. El té rmino basamento es empleado en fo rma generalizada para indicar un ref lector const i tu ido de rocas con un mayor grado de densidad, donde se verif ica un incre­mento de la velocidad de las ondas compresionales.

El análisis general de las anomalías de aire l ibre, correspondien­tes a los perfiles estudiados ( 1 1 1 íneas), muestra que los valores de estas anomalías t ienden a incrementarse a medida que se alejan del cont inen­te, al encontrarse sobre una corteza de características más básicas. En

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contraste, el análisis de las anomalías magnetométr icas indica que a pesar de que se t rata de rocas básicas, aparentemente la intensidad de campo disminuye por efecto topográf ico.

Sismología

En el cap í tu lo anter ior se aseveró que la corteza terrestre en los océanos es m u y delgada y está const i tu ida esencialmente de basalto que a su vez está cubier to por capas sedimentarias poco potentes. El relieve del fondo mar ino es de t i po pr imar io , es decir, se or ig inó en el momento de la fo rmac ión de la roca, determinado en su mayor parte por procesos tectónicos y volcánicos pro fundos (Beloussov, 1971) . Los procesos que contro lan la acumulación y la erosión veri f icados en los fondos oceánicos son relat ivamente lentos, notándose una d isminuc ión de los mismos en cuencas marinas muy profundas.

Con objeto de establecer una mejor correlación en cuanto a espesores de sedimentos y p ro fund idad de basamento, se creyó pert inente incluir tres perfiles acústicos de los ocho analizados, además de los correspondientes a las líneas 6, 1 5 y 22 interpretadas cuan t i ta t i ­vamente. Dichos perfiles son el 1 í , 18 y 19 intercalados entre los anteriores (Figura 1).

En los perfiles 18, 19 y 22 , la Cuenca de Yucatán aparece bien caracterizada, pudiéndose dist inguir en algunas áreas tres unidades distintas de re f lex ión. La pr imera unidad corresponde a la más p ro funda y está representada por el basamento ident i f icado por altos y bajos que son fáciles de dist inguir a lo largo de estas líneas. Inmediatamente arr iba del basamento se t iene una unidad caracterizada por un hor i zon te de ref lexión poco coherente, de espesor variable para t iempos de 0.0 y 0.6 seg. (Figuras 8 y 9) . Arr iba de esta secuencia se encuentra la tercera unidad representada por una capa de ref lex ión bastante potente con estrati f icación hor izonta l ; este hor izonte t iene un espesor constante igual a un segundo aprox imadamente (Figuras 8 ,8 ' y 9 ) , pero en la l ínea 18 llega a presentarse con una extensión de 90 k m .

La ident i f icación de los reflectores sedimentarios en dos unidades dist intas, se basa en conclusiones de trabajos anteriores (Falhlquist et a l , 1971 y Mal in , 1972) . Estos investigadores clasif ican la pr imera unidad como sedimentos de origen pelágico (P) y la segunda

172

como una secuencia de productos de corrientes de turbidez (Т) .

En la línea 18, la Cuenca de Yucatán se encuentra entre dos estructuras positivas representadas por la Cresta Externa y la Cresta de Caymán. Esta ú l t ima estructura en su parte superior ( km. 190), presenta una topograf ía muy peculiar, esto es, dos picos que parecen circundar una pequeña cuenca sedimentaria en la cima de la cresta. La porción superior de los picos podrían representar arrecifes de coral, conforme a lo sugerido por Banks et al (1969). En la línea 19 (km. 185) sobre la cresta de Caymán no se observa la presencia de estos picos, pero la pequeña cuenca sedimentaria se torna bastante fal lada. Sobre el km. 230 de la línea 22, la parte más profunda de la Fosa de Bart lett presenta una depresión part icular cubierta por estratos sedimentarios. La mala ref lexión en esta zona es un factor l imi tante para un análisis p ro fundo del t ipo de sedimentos presentes. En esta misma línea se puede observar que la Cresta de Caymán adquiere una topograf ía muy suave.

De la Cresta Externa, l ím i te Occidental de la Cuenca de Yucatán en dirección al cont inente, la división de los horizontes sedimentarios en las dos unidades descritas anter iormente se d i f icu l ta ; esto podría atribuirse a la poca ampl i tud de las capas sedimentarias en comparación con las existentes en la Cuenca de Yucatán. No obstante, en algunos casos como los de las líneas 7, 9, 11 y 15 es posible distinguirlas. Cuando el basamento se hace más profundo se puede verif icar la existencia de capas sedimentarias con un espesor de cerca de 0.8 seg. La pequeña sedimentación en estas áreas, quizá podría expli­carse por la presencia de la Cresta Interna; dicha cresta funcionaría entonces como una estructura de contención para los sedimentos terr í -genos ahí presentes.

El examen minucioso de los registros sísmicos desde un punto de vista tec tón ico, indica en las líneas 11 y 13 una fuerte pendiente que conecta el f lanco Oriental de la Cresta Externa con el fondo de la Cuenca de Yucatán y parece estar asociado a efectos de afal lamiento. La mor fo log ía del basamento en las líneas 11 y 15 sugiere afal lamiento del t ipo echelon. En contraste en la línea 6 ( km. 15), aparece una falla normal perfectamente delineada, cuya extensión a profundidad es imposible de discernir por el efecto de reflexiones múlt iples. La mayor ía de estas fallas aparentemente se restringen a las capas sedimen­tarias; las fallas que están conectadas, tanto con sedimentos, como con

173

basamento, son menos frecuentes y al mismo t iempo d i f íc i les de determinar. La presencia de las pequeñas fallas cor tando los sedimentos podr ía atr ibuirse a compactación di ferencial , debido a la competenc ia de las capas sedimentarias. Algunas de ellas podr ían explicarse c o m o extensión de fallas antiguas reactivadas.

Potenciales

En el perfi l de la Línea 6 (Figura 10) , el m á x i m o valor de la anomalía de aire l ibre se encuentra en su ex t remo Oriental y correspon­de a 1,480.2 mgal. El valor m í n i m o es de 1,280.1 mgal en el k m . 55 . Este ú l t imo punto corresponde al centro de una gran anomal ía que se incrementa en ambas direcciones laterales. El carácter negativo de la anomalía se ha interpretado como el hund im ien to de un gran b loque l imi tado en sus dos extremos por las Crestas Interna y Externa. El fuerte gradiente posit ivo de 4 mga l / km. del perf i l en d i recc ión hacia el Este, podría explicarse por la presencia de la Cuenca de Y u c a t á n , a part i r de km. 120, donde habría una corteza de característ ica más oceánica. En el km. 26, el perf i l presenta un bajo s imétr ico con 14 k m . de ancho. El pun to central presenta una di ferencia con los ex t remos de 40 mgal. Este bajo se correlaciona con el f lanco Occidental de la Cresta Interna. Del k m . 26 en dirección hacia el cont inente , el perf i l presenta un gradiente posit ivo de 3.4 mga l / km. que se in te r rumpe en el k m . 6. El perf i l magnético de esta l ínea presenta un d ipo lo notable en su ex t remo Occidental , cuya amp l i t ud alcanza en valor absoluto de 315 gamas y tiene una longi tud to ta l de 50 k m . Se in tuye que la d ipo lar idad refleja efectos anómalos de la Cresta Interna correspondiente a una fa l la o material ajeno. Probablemente el material ajeno f l u y ó a través de la debi l idad ocasionada por el hund im ien to de un b loque tal y c o m o se ref i r ió en el párrafo anter ior . A lo largo del perf i l aparecen aún dos pequeños altos magnéticos de poca amp l i t ud localizados en los k m . 70 y 85 . Estas anomalías probablemente son producidas por rugosidad del basamento a p ro fund idad .

En la línea 15 (Figura 11), el valor m í n i m o de la anomal ía de aire l ibre es de 1,270.5 mgal. localizado al k m . 20 . A par t i r de este pun to la anomal ía se incrementa en ambas direcciones. Hacia el cont inente, el gradiente es menor, pues sólo alcanza un valor de 1.2 mga l / km. El carácter posi t ivo de este gradiente se correlaciona con la fo rma ascendente de la topogra f ía del f ondo mar ino en d i recc ión ai

174

borde cont inenta l . De! k m . 20 hacia el Oriente aparece un fuerte gradiente de 4 mgal /km. La presencia de este gradiente se atr ibuye a un rápido adelgazamiento de la corteza siálica y por consiguiente de un ascenso de material basáltico. A part i r del k m . 60, el gradiente se suaviza hasta 2 mga l /km. El contraste entre este ú l t imo gradiente y el mayor de 4 mga l /km. citado anter iormente, corresponde al inicio de una acentuada pendiente en la topograf ía del fondo aceánico y que conecta el inicio de la Cuenca de Yucatán. En esta zona los sedimentos de la cuenca se cree que descansan sobre una corteza const i tu ida de material basáltico.

El perf i l magnético de la línea 15, puede dividirse en tres porciones importantes; la primera en el ext remo Oeste de la línea (hasta el km. 35) , representa un bajo con fo rma de cuña; el m í n i m o valor medido es de -100 gamas. A part ir del k m . 10 existe un gradiente posit ivo de 6 gamas/km. y parece que esta anomalía guarda una estrecha relación con la topograf ía del fondo marino. Del k m . 35 al 68 se t iene un gradiente posit ivo muy suave en dirección Este. En dicha sección las ampl i tudes anómalas alcanzan valores del orden de 20 gamas. A part i r del k m . 68 en dirección Oriente, existe un cambio brusco de gradiente, pues tiene un valor de-10 gamas/km.; dicho decremento coincide con el surgimiento de la corteza basáltica de acuerdo al modelo estructural propuesto. Probablemente las propieda­des de magnetización del material basáltico causen el cambio en el gradiente magnético.

El perf i l gravimetr ico de la línea 22 (Figura 12) presenta dos aspectos muy interesantes y dist intos a los de las líneas 6 y 15. El más sobresaliente es un escalón resultante de un fuerte gradiente en el km. 50; el segundo aspecto se refiere a un máx imo de fo rma simétrica de aproximadamente 110 k m . de ancho; esta anomalía presenta una ampl i tud máxima de 90 mgal en su parte central. El salto o escalón correspondiente a un gradiente de 6.5 mga l /km. , probablemente esté reflejando un repentino adelgazamiento de la corteza siálica, directa­mente abajo de la Cresta Externa. En dirección Este, los valores de la anomalía de aire l ibre cont inúan aumentando, pero en fo rma más lenta; ésto se debe a la presencia de una corteza granít ica cada vez más delgada. Este perf i l intercepta la Cuenca de Yucatán en su extremo final y se cree que la estructura está situada sobre una corteza granít ica, pero bastante delgada. La gran anomalía positiva localizada entre los k m . 130 y 240 se correlaciona con la Fosa de Bart let t y áreas adyacentes. El

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carácter de esta anomalía sugiere una posible interpretación para el área de la Fosa como localizada sobre una corteza const i tu ida por mater ia l basáltico. E l 'modelo presentado para esta línea está de acuerdo con la idea de que la fosa es el resultado de esfuerzos tensionales acompañado de una subida de material más denso proveniente de mayores p ro fund i ­dades. Después del km. 240 , el gradiente se torna levemente decreciente y este compor tamiento concuerda con la idea de que la l ínea 22 se encamina nuevamente hacia el cont inente.

En cambio la anomalía magnética de la l ínea 22 presenta en su ext remo occidental un pronunciado gradiente de 4.5 gamas/km. en dirección hacia el cont inenete; en los k m . 1 20 y 225 se t ienen dos altos magnéticos con extensiones de 20 y 25 k m . y ampl i tudes de 100 gamas; aparentemente existe una estrecha relación con la elevación del te r reno, debido a la Cresta de Caymán y al declive Occidental de la Fosa de Bart let t . Sin embargo, es interesante observar que las anomal ías aparecen desplazadas hacia el Occidente con relación a los rasgos topográficos. En fo rma similar, el bajo magnético del k m . 100 se halla desplazado; esta anomalía negativa de 60 gamas de amp l i t ud guarda una estrecha relación con el espesor de los sedimentos en el ex t remo f ina l de la Cuenca de Yucatán. Se intentaron otros modelos con d is t in tos vectores de magnetización y diferentes intensidades, pero la fa l ta de superposición persistió. Si se asume que la topogra f ía del basamento es correcta en base a los registros de ref lex ión con t i nua y que se co r robora con la compensación de la grav imetr ía, la correlación podr ía fundamen­tarse en parámetros de magnetización remanente en las rocas del área. En el modelo bidimensional no se toma en consideración las variaciones normales de las rocas en el sentido transversal al cuerpo. Este hecho no puede controlarse con gran efect iv idad y la inf luencia es mucho mayor en las variaciones del campo magnético que en las del campo g rav í f i co .

176

IV

D I S C U S I Ó N

Modelo Estructural

Los modelos estructurales bidimensionales se construyeron tomando en cuenta la bat imet r ía , los registros sísmicos y las variaciones de los campos gravíf icos y magnéticos. El mot ivo principal de la superposición de las anomalías, es tratar de determinar el comporta­miento estructural de la corteza en el área investigada en base a la tectónica prevaleciente.

En dichos modelos (Figuras 10-12), la corteza se dividió en tres capas o dos contactos correspondientes a una sedimentaria, una granít ica y una infer ior basáltica. La profundidad del contacto de las dos últ imas capas separadas por la discont inuidad de Conrad es especu­lativa, ya que no se cuenta con datos sísmicos profundos en el área. Sin embargo, existen datos para un contro l de la parte superior e inferior de la corteza; el cont ro l se obtuvo por los registros sísmicos de reflexión cont inua. Un estudio de estos datos permite la separación de las capas sedimentarias y la consecuente determinación del basamento. Un segundo con t ro l , lo const i tuye el mapa de isopacas (Figura 4) de la región del Mar Caribe y su relación con el carácter gravimetr ico. De esta manera se pudieron proponer varios modelos consti tuidos por tres cuerpos con propiedades físicas distintas. El pr imer cuerpo estaría simulando una capa graní t ica, el segundo una capa basáltica y el tercero un material del manto superior. El cálculo del campo teórico gravimetri­co o magnetométr ico producido por el modelo, se evaluó a intervalos regulares de 5 k m . Los resultados obtenidos se compararon con los valores observados y corregidos hasta que se obtuvo una sobreposición aceptable para la precisión obtenida (Del Casti l lo, 1970) ; las Figuras

177

números 10, 11 y. 12 muestran los modelos evaluados.

En gravimetr ía, el parámetro de cont ro l fundamenta l es la densidad. Los valores empleados para los diferentes hor izontes o cuerpos fueron de 2.7 gr/cc para el cuerpo g ran í t i co , 2.9 gr/cc para el basalto, de 3.4 gr/cc para el material más denso del manto superior. En magnetometr ía se emplearon los mismos parámetros para los tres modelos, esto es, 3 ° para la decl inación y 4 8 ° para la inc l inación magnética. La susceptibil idad magnética empleada para el cuerpo graní t ico, osciló entre 0.47 y 0 . 8 8 x l 0 " 2 emú y para el basalto se u t i l i zó 2.95 a 3.10x10"3 emú. Con estos contrastes, el momen to magnét ico o intensidad de magnetización para el cuerpo gran í t i co fue de 20-40 gamas y para el cuerpo basáltico varió de 130 a 140 gamas. Los modelos magnéticos se propusieron con un l ím i te in fer ior de 10 k m . , ya que abajo de estas profundidades los efectos de magnet ización en las rocas se reducen enormemente (Nafe y Drake, 1963) .

La precisión alcanzada en la superposición de campos en el método gravimetr ico, quedó dentro de un promedio de 1 5 mgal. En el caso magnético, la variación fue de 60 gamas. En los ex t remos de las líneas 15 y 22 existe una discrepancia mayor entre los perfi les observa­do y calculado.

Resultados

Durante el romp imien to de los cont inentes Amer icano y Af ro-Europeo, se cree que la separación estuvo acompañada de una ligera rotación. La hipótesis presentada por Freeland et al (1971) sugiere que la separación de las Americas del Nor te y del Sur se e fec tuó en forma simultánea con la apertura del Go l fo de Méx ico , ocurr ida posiblemente en el Triásico TardTo. La teor ía concuerda con un núcleo para las Grandes Ant i l las fo rmado a part i r de una espesa secuencia sedimentaria. Esta cadena de islas daría lugar a neo-cratones or iginados de una corteza intermedia. Además, el Mar Caribe y el Go l fo de Méx ico eran pequeñas cuencas localizadas entre áreas intracratónicas.

Freeland (1971) indica que el área de la Península de Yucatán const i tu ida por un ant iguo cra tón, en la actual idad no ocupa su posición or iginal, ya que ésta se local izaría más al NW. Algunos datos geológicos y geofísicos sugieren la existencia de una corteza d is t in ta

178

para esta área cont inenta l . Las evidencias geológicas pueden comple­mentarse con evidencias tectónicas, las cuales se inclinan por una indivi­dualización del bloque de Yucatán con relación a las zonas adyacentes, tanto de corteza cont inenta l , como de corteza oceánica. A grandes rasgos, el bloque de Yucatán puede limitarse en base a las zonas de debil idad que lo circundan actualmente. En esta forma el l ími te hacia la porción sur estaría dado por la extensión con rumbo hacia el cont inente del sistema de falla de la Fosa de Bart let t . La extensión de esta zona de falla en dirección occidental, se correlacionaría con las fallas de Polochic y Montágua (Figura 4 ) , las cuales tienen un rumbo casi E-W en su parte central. Dengo (1968) indica que estas fallas se han interpreta­do como del t i po de desplazamiento hor izonta l , part icularmente la de la zona de Montágua. En este caso, el desplazamiento horizontal se efectúa hacia la izquierda (Levomóvi l ) . Si se correlacionan algunas lavas de ambos lados de la fal la, el desplazamiento sería de 20 km. (McBirney, 1963). Se cree que el sistema de Montágua y Polochic existe como línea de debi l idad desdefines del Paleozoico (Dengo, 1968), pero probablemente se rejuveneció con poster ior idad. En el Oriente de la Península de Yucatán, la debi l idad en la corteza podr ía representarse por el f lanco Occidental de la Cresta Externa. La interpretación de los registros sísmicos y anomalías gravimétricas y magnetométricas en base a los modelos que just i f ican los campos, sugieren la zona de la Cresta Externa como una área de fal lamiento pro fundo. Probablemente esta zona podr ía corresponder al l ím i te de separación entre la corteza continental y la intermedia bajo el Caribe. En el lado Occidental del cratón de Yucatán se encuentra la falla de Salina Cruz con dirección N-S; este f racturamiento con más de 350 k m . de extensión, corta el Istmo de Tehuantepec. Investigaciones sísmicas sugieren la prolonga­ción hacia el Nor te, en posición directa hacia el Gol fo de México (Viniegra, 1971).

En la parte superior Occidental de la Península de Yucatán el contacto del Banco de Campeche con la porción SW del Gol fo de México, se hace a lo largo de un fuerte escarpe también con dirección general N-S. Esta pendiente abrupta tendría una extensión mayor de 100 km. si se considera un desnivel de 2,000 m., entre las curvas batimétricas de 500-2, 500 m. Al correlacionar la in formación tectónica para un desnivel de 1,000 m., la extensión del escarpe debería ser mayor de 200 k m . Investigaciones recientes del Departamento de Exploración del Inst i tuto de Geofísica de la U N A M (Moore y Del Castillo 1972; Sandoval, 1972) revelan que las isopacas en esta área se

179

relacionan con uria corteza con tendencia a un rápido adelgazamiento en dirección al inter ior del Gol fo de México. Aparentemente el compor­tamiento estructural de la corteza en esta área indica un con tac to de fuertes contrastes, impl icando la existencia de una ampl ia sutura, entre la unidad representada por el cratón de Yucatán y la corteza cuasi-oceá-nica debajo del Gol fo de México. Además de los factores ci tados, o t r o fuerte argumento de apoyo a la suposición de la existencia del c ra tón de Yucatán es el compor tamiento geológico de la región; se ha refer ido que la América Central está dividida en dos grandes unidades que son producto de dos historias geológicas distintas. La unidad septentr ional se extiende desde el Istmo de Tehuantepec en Méx ico , hasta la parte central en Nicaragua. Los detalles sobresalientes se d iscut ieron en el capí tu lo de Aspectos Geológicos-Geof ísicos del presente t raba jo .

Los registros sísmicos en el área de la Fosa de Bar t le t t muestran que los sedimentos no sufr ieron una gran per turbac ión. De esta observa­ción se puede concluir que el pr incipal fa l lamiento ocu r r i ó con antelación a la mayor parte de los depósitos sedimentar ios en el área. Si se acepta la hipótesis de que la estructura actual de ta Fosa de Bar t le t t es realmente consecuencia de la deriva, los sedimentos más ant iguos en esta área, probablemente sean Mesozoicos. El mode lo estructural presentado para la línea 22 (Figura 12) se cons t ruyó en base a la idea de que la Fosa de Bart let t es p roduc to de esfuerzos tensionales en la corteza.

En apoyo a la discusión anter ior , la Figura 13 muestra en f o r m a e s q u e m á t i c a los movimientos diferenciales de diversos bloques corticales a través de los diferentes f racturamientos en el área. C o m o resultado de estos desplazamientos parece que el b loque de Yucatán adquiere un cierto mov imiento de rotac ión hacia el SE.

Sumario

Al tratar de establecer una correlación de la i n fo rmac ión tectonof ís ica existente con el análisis de modelos y datos geofísicos aportados por este estudio, se pueden hacer algunos comentar ios de interés para la zona del Caribe.

El modelo propuesto para la l ínea 15 representa una interacción t íp ica de una corteza cont inental con una oceánica. Si se admi te la

180

existencia de una corteza de caraterística intermedia debajo del Caribe, se podr ía sugerir que el f lanco Oriental de la cresta externa representa a su vez el l ím i te de la corteza cont inental con la corteza intermedia.

La sección comprendida entre los k m . 30 y 90 en la línea 6, sugiere la existencia de un gran bloque hundido, como consecuencia de esfuerzos tensionales. Este hundimiento es de gran magni tud, tanto en extensión, como en profundidad y además existen en el área otras evidencias de estructuras de esta naturaleza. Posiblemente estos esfuer­zos tensionales piovengan de movimientos relativos entre placas litosfé-ricas existentes en la zona o en part icular, del movimiento inicial y posterior acomodación del cratón de Yucatán.

El modelo sugerido para la línea 22 se basa en la idea de Bowin (1968) sobre la Fosa de Bart let t , ésto es, como una estructura debida a esfuerzos tensionales aunada a una subida simultánea de material denso proveniente de mayores profundidades. La Fosa de Bart let t probable­mente sea una antigua zona de debil idad que posteriormente se rejuve­neció como consecuencia de la deriva de la región del Caribe.

El análisis de los registros sísmicos indica la presencia de un basamento bastante irregular cubierto por sedimentos con estratifica­ción hor izonta l . Esta situación parece implicar que durante y después de la época de depositación de la mayor ía de los sedimentos, el área no sufr ió grandes perturbaciones. Los sedimentos existentes en las inmediaciones de la Fosa de Bart lett también presentan esta caracterís­t ica. Si se admite que el principal o ú l t imo movimiento que dio origen a dicha fosa ocurr ió en el Mesozoico, probablemente los sedimentos más antiguos en esta área sean también de esa era. Una determinación radiomètrica y una correlación paleontológica de la edad de estos sedimentos sería muy valiosa en la explicación de la historia geológica del área.

Las evidencias citadas anter iormente complementadas con estudios realizados por otros investigadores, permite hacer una conclu­sión general del área que sería la siguiente:

a).- Evidencias geológicas y geofísicas en la parte continental de México y porción de América Central comparados con los de la región del Caribe, permiten distinguir y separar estas dos grandes zonas por cuanto a los aspectos de edad y origen. Entonces el contacto entre las

181

dos cortezas de características distintas se propone a lo largo del área de la Cresta Externa. Esto es una op in ión contrar ia a la hipótesis presen­tada por Baie (1970) de que probablemente ex is t i r ía una un ión estruc­tural entre Cuba y América Central.

b).- Los mapas de epicentros y estudios de mecanismos focales, demuestran la existencia de una sub-placa (Placa del Caribe) con movimiento propio en dirección Este, dentro de la gran Placa Amer ica­na. Esta sub-placa está protegida de la destrucción por zonas de subducción' '* ' ' localizadas en la parte Este (Arco de las Ant i l las) y al Oeste por la Trinchera Mesoamericana (Molnar et a l , 1969) .

c).- Según las evidencias geológicas y tectónicas es probable que el bloque de Yucatán sea realmente un ant iguo cratón que actualmente no ocupa su posición or iginal , ya que ésta se encont ra r ía más al Occidente.

d).- La región del Caribe y áreas adyacentes se cree que t ienen su origen en el Mesozoico como resultado de la f isura y subsecuente deriva de los continentes Americano y A f ro -Europeo .

Agradecimientos

Los arreglos iniciales para la part ic ipación de los investigadores de la U N A M en el proyecto IDOE fueron encauzados por los Drs. Agustín Ayala C , Coordinador de Investigación en la U N A M ; y Louis E, Garrison, Jefe de Geología Marina del USGS en Corpus Chr is t i , Тех . Se agradece la ayuda prestada en compi lac ión, procesado y d ibu jo de los miembros del Departamento de Explorac ión del I ns t i t u to de Geofísica de la U N A M , especialmente las sugerencias de A . Domínguez y L. Mendive, el empeño y dedicación de J . Sandoval, M.A. Calderón y M. Rivas Т. ; así como las discusiones e in tercambio de in fo rmac ión con colegas nacionales y del USGS, en especial con el Dr. John G. Vedder y su grupo de asistentes en Mento Park, Cal i forn ia.

(*J Respetando la terminología del Autor, se propone sustituir este vocablo por el de Subtracción l\l del E.

182

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Fig. 1.-Transectos del L E G - 2 . Las lineos de crucero que tienen una marca ( ), indican que ^ e l registro de reflexio'n sismico se considero en la correlación geologica regional. I Los de morco (+) implico que odemós se hoo interpretodo los datos de grovedod ;

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I - REFLECTORES FUERTES CORRESPONDIENTES AL BASAMENTO

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l.-REFLECTORES FUERTES CORRESPONDIENTES AL BASAMENTO

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3 - FALLAS INFERIDAS \ -4555m

CUENCA DE YUCATAN

Extremo Final Extremo Iniciol

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41ULTIPLE

-'MULTIPLE

l . - R E F L E C T O R E S FUERTES CORRESPONDIENTES A L BASAMENTO

2 . - ESTRATOS SEDIMENTARIOS

-3687m

\ 2

Extremo Final

7, V ;,v *

f ^ í : , ^ i T ^ \ : Í:Í-!Í^-,

mí

Fiq, 7.-Perf i l de reflexión acústica. L inealo. Registro

e in terpre tac ión.

Extremo Nekil

> o • . I

1 21 |00 2 0 . 0 0

1

1 •

1900 1

18 00 1 • • •

1 7 0 0 h3

.. 1 I 1 1 12.1

1 2 7 6

1 41 6 59.3

1

7( J.5 km

I-HtR-ECTORES FUEHTt •. J - (/.'.AMENTO. NOTE SC LAIFtREQULAHlDAO DE LOS MISMOS

ENLAHEGION DE LA 'J , /, ' ,

Z-ESTHATOS SEDIMENTA!',',',, Nn ¡ i [A i A I , I H nUCACtON HORIZONTAL EN LA CUENCA DE YUCATÁN NÓTESE LA PEQUERA CUENCA SEDIMENTARIA LOCALIZADA EN LA PUNTA SUPERJORDELA CRESTA DE CAYMAH

CRESTA ¡EXTERNA

NIVEL CEL MAR

TIRANTE DE AGUA

CUENCA DE YUCATÁN

,,-.CRESTA OE ' . C J Í M A U

^ , , , Ealramo F.nol

••••••• V •• " ' ^ ^ « í s ^ i í i y ' w : ^ ^

•1

Fig. 8 . — P e r f i l d e f e f l e x i ó n a c ú s t i c a . Linea 18. Reg is t ro e i n t e r p r e t a c i ó n .

~1 1

ll|00 ijpo T 1 —

1^00 15̂ 00 T ,700 1

IBOO 1

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1 2000

! 21OO

1 1

2200 1

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1 1

00,00 1

1 0100

1

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1 I 0 12 4

L_i 1

1 27»

1 4 1 9

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1

1 TO9

1 1

820 1

1 932

1

I05L7 1

„ e l ,3 , ' . 1 144.8

1578 1

1722 I 1870

I ! 20,8 »n>.|

1 !

CRESTA EXTERNA

MCVtL DEL MAR

TIRANTE OEAOUA

,-»700in

1-REFLECTORES FUERTES COBRESPONDItMTES AL SASAMENTÜ

2 -ESTRATOS SEDIMENTARIOS. NÓTESE LA HORIZONTALIDAD DE LOS MISMOS EN LA CUENCA DC YUCATÁN

3 -FMJ.AS l№ERDAS

CUENCA DE YUCA TAN

CRESTA DE CAYMAN

T ; 3

; - ; " M . T

F i g . e ' . - P e r f i l de r e f l e x i o n a c u s t i c o . L í n e a 19 .

R e g i s t r o e i n t e r p r e t a c i ó n .

- I I30O

1 1200

1 (100

1 rooo

1 09.00 oeoo 0700 06 00 0600 0400 0300

1 1 [ 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 t 1 1 1 1 1

? 1

2&0 l 449 637 • 4 2'

1 994

1 119.5

I 136.9 163.6

1 190 5 ton

NIVEL OeL UiW

l -«l£fECIOHf^ ( f f S CCfWeS'̂ OiOENTES AL OM'SAUtMJO

9' ' *LLAS IN^ft- DAS 4.CH£SIA Cí C ; ^ -V Í1 r A t C I N SUavL/AOA

tXrRFMO FINAL

Fig. 9 - P e r f i l de r e f l e x i ó n a c ú s t i c a . L ínea 2 2 . R e g i s t r o e i n t e r p r e t a c i ó n

m

OÍDO

—I 0^00 IODO

1266

ISOO

—t — 1 ^ 1^00 layo 1 ^ 0 2^00 2I^O Z^CK

23^0

EXPLICACIÓN F IGURAS № « I O . M y 12

Per f i l observado y corregido

Factor de compensación

Nivel regional

О О О Perf i l calculado

A о 1 Anomalía de aire libre

Localización de isopacas

/ Densidad

М Momento magnético

GRAVIMETRIA

979S000-

9736000- '

r - » ^ i = 1 1 1 1 1 1 i \ I r 09:00 10.00 ll;00 IZOO i3;00 KKX)

— I r 15:00

— 1 \ 1 16:00 17:00 Ht

mgcl 1500-1

1400-

< 1 300-'

A al

•2 0 0 0 -

-4 0 0 0 -

0

' O H

15-

20«^

25-

Krn

IO 20

BATIMETRIA

MODELO E S T R U C T U R A L

50 60 70 80 "T—

90

WSCONTINUIOAD DE MOHOROVICIC

100 ^ 1 —

N.M m

HO - ~ l —

9 ' 2.6 gf/cm'

120 Km

—

y • 2.9 gr/cm

M- 130 Y

3.4 gr/cm'

MAGNETOMETRIA

4 6 20.-J

46 0 0 0 - ^ Fig. IO.- Interprefocio'n g « o f ( « l c o o b a » e d« m o d e l o . L ( n « o 6

9 7 9 í

-\00

3 7 . 7 0 0 . C

2 ' 5 0 2 1 : 0 0 2 0 : 0 0 1 9 0 0 18:00 —1 r

1 7 O 0

mcol

1 3 0 0 - ^

1 2 0 0 - "

•5 A d

• 2 0 0 0 -

- 4 0 0 0 -

B A T I M E T R I A N . M . m

M O D E L O E S T R U C T U R A L

D I S C O N T I N U I D A D DE MOHOROVICIC ^ • 3 . 4 gr /cm

44600.

MAGNETOMETRÍA o o o

T 1 1 1 —1 r 21:00 2000 19:00

Fio. I I . - lnt«rpr«tacion oaoffsica a base de modelo. Línea 15

1 1

17:00 H s

F i g 1 3 . - P l a c a s l i t o s f a r i c a s y S U K m o v i m i a n t o s r e l a t i v o s en la z o n a d e l C a r i b e

y a r e a s a d y a c e n t e s . ( B a s a d o en M o l n a r y S y k e s , 1 9 6 9 ) .

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