BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 285-311. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2011v63n2a10

Secuencias estratigráficas del Berriasiano–Aptiano en la Cuenca de Sabinas: su significado en el entendimiento de la evolución geológica del noreste mexicano

Berriasian–Aptian stratigraphic sequences in the Sabinas Basin: its meaning in the understanding of the geological evolution of Northeastern Mexico

Samuel Eguiluz de Antuñano

Geólogo consultor. 197 Slade Lane, Manchester, M19 2AE, Reino Unido. Dirección actual: Coordinación de vinculación, Instituto de Geología, Ciudad Universitaria, 04510 Coyoacán, México, D.F.

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Resumen

En la Cuenca de Sabinas, la sucesión de capas depositadas durante el Berriasiano–Aptiano no fue continua; se identifican tres discordancias mayores como límites de secuencia de segundo orden, situadas en el Berriasiano, en el Hauteriviano y en el Aptiano. Entre cada una de estas discordancias se reconocen tractos transgresivos, regresivos y etapas de inundación. En varias partes del noreste de México hay características estratigráficas que pueden correlacionarse en posición estratigráfica y en edad con las secuencias de la Cuenca de Sabinas. Con base en su posición estratigráfica, se propone que los límites de secuencia e intervalos de máxima inundación identificados en el noreste de México pueden correlacionarse con cambios relativos del nivel marino de escala global propuestos en otros trabajos, sin desconocer que la tectónica local está presente, pero posiblemente subordinada.

Palabras clave: secuencias estratigráficas, Cretácico Inferior, Cuenca de Sabinas, México.

Abstract

Berriasian–Aptian stratigraphic sections of the Sabinas Basin, northeastMéxico, show three major unconformities as second order sequence boundaries. Every sequence includes transgressive–regressive tracts and a máximum flooding zone. From the Chihuahua Basin to the Tampico Basin there are transgressive–regressive tracts placed at the same age and stratigraphic level, which are correlative to the Sabinas sections. The previous sequence boundaries may have a subordinate tectonic component, but sequence analysis indicates that these sequences are due to variations mostly linked to eustatic changes in sea level globally, as mentioned by other authors.

Keywords: stratigraphic sequences, Lower Cretaceous, Sabinas Basin, Mexico.

1. Introducción

El análisis de secuencias estratigráficas es un método de estudio que aporta un avance en la comprensión geodinámica de una cuenca. La integración de datos sedimentológicos, tectónicos, climáticos, etc., que actúan durante la evolución de la cuenca lleva a una aproximación de los factores que controlaron los depósitos sedimentarios, con el fin de predecir la posible ubicación de rocas con las condiciones favorables para acumular yacimientos minerales. Sloss et al. (1949) definieron el término de "secuencia" para referir la acumulación sucesiva de estratos limitados por discordancias subaéreas. Sloss (1963) señaló la importancia que representan las discordancias como límites de secuencia y su relación con el control tectónico. Vail et al. (1977) introdujeron el concepto de estratigrafía sísmica ligada a cambios eustáticos globales, considerando que los cambios del nivel del mar son la causa que origina ciclos de depósito y genera secuencias. En el concepto de estratigrafía sísmica, los cambios de impedancia vertical y lateral de rocas sedimentarias reflejan geometrías de los depósitos; estas señales son interpretadas como discordancias, concordancias correlativas y tractos de sistemas de depósito. Con apoyo de registros de pozos y afloramientos usados por Posamentier y Vail (1988) y Van Wagoner et al. (1990), la estratigrafía de secuencias perfeccionó la interpretación sismo–estratigráfica. En el modelo ciclo–estratigráfico se excluye a la tectónica como causal en el control de secuencias, en controversia con el modelo tectonoestratigráfico (Winter, 1984), que considera a la deformación como la causa principal de estas variaciones en los sistemas de depósito.

Conceptos recientes sobre estratigrafía de secuencias muestran las características de depósito de terrígenos y de carbonatos (Walker y James, 1992; Catuneanu, 2002, 2006) de acuerdo a su posición relativa dentro de la cuenca, conceptos y definiciones que se toman en cuenta para realizar la interpretación y descripción de los conceptos que aquí se proponen (Catuneanu, 2002; Catuneanu et al., 2009).

Este trabajo describe las variaciones litológicas en superficie y subsuelo que reflejan transgresiones y regresiones en sistemas de depósito, llamados tractos, en tres secuencias sedimentarias limitadas por discordancias regionales que ocurren durante el Berriasiano–Aptiano en la Cuenca de Sabinas. Con los datos de secuencias elaborados por autores anteriores (Ortuño, 1985; Lehmann et al., 1998; Goldhammer, 1999; Adatte, et al., 2001; Horbury et al., 2003; Mancini et al., 2008), aquí se consideran las posibles causas que pudieron ocasionar estas variaciones estratigráficas como un avance para comprender la estratigrafía del noreste de México, posiblemente vinculada en su conjunto con un contexto global.

Los primeros trabajos estratigráficos (Burrows, 1910; Böse, 1923; Burckhardt, 1930; Imlay, 1936, 1937; Humphrey, 1949; Humphrey y Díaz, 2003) identificaron diferencias litológicas significativas entre las sucesiones estratigráficas del Berriasiano–Aptiano, y opinaron que hubo transgresiones y regresiones originadas por condiciones climáticas o efectos tectónicos. Con datos de superficie, trabajos recientes (Ortuño, 1985; Lehmann et al., 1998; Goldhammer, 1999; Adatte et al., 2001) han descrito la estratigráfica del noreste de México en un entorno de secuencias estratigráficas globales. Asumiendo que estas secuencias se correlacionan en tiempo con los ciclos eustáticos propuestos por Vail et al. (1977), estos trabajos difieren sustancialmente en sus interpretaciones.

La dificultad para establecer secuencias estratigráficas en el intervalo Berriasiano–Aptiano en el noreste de México radica en varios aspectos: (1) la escasa información litoestratigráfica publicada sobre discordancias, hiatus o concordancias correlativas; (2) la limitada información bioestratigráfica de resolución apropiada para ubicar límites de secuencias, superficies de inundación y tractos transgresivos y regresivos; (3) limitada biozonificación actualizada en México para establecer correlaciones globales; y (4) limitados datos radiométricos que permitan asignar edades absolutas y su correlación con cambios eustáticos y efectos tectónicos globales. Aunado a lo anterior, las diferentes escalas geocronológicas usadas varían entre sí y dificultan comprender la correlación en edad de las secuencias estratigráficas.

El trabajo que se presenta aquí no está exento de algunas limitaciones señaladas anteriormente. Sin embargo, por medio de la correlación de secciones estratigráficas de superficie y pozos, apoyada con datos y observaciones en afloramientos, registros geofísicos y sísmica, así como la integración de litofacies, biofacies, geoquímica e isotopía de trabajos previos, se pretende establecer un avance sobre el conocimiento de secuencias estratigráficas en esta región del país. Esta contribución propone integrar a México en un contexto global (Figura 1), considerando apropiada la escala de tiempo geológico propuesta por la Comisión Estratigráfica Internacional (Ogg et al., 2004).

Los métodos usados en este trabajo consistieron en observaciones de afloramientos, datos de pozos, sísmica bidimensional (2D) e integración de datos. Las propiedades de los registros de rayos gama (RG), densidad (RHOBE) y neutrón (NPHI), entre otras aplicaciones, permiten identificar diferentes tipos de rocas. El registro RG es útil para considerar la presencia o ausencia de arcillas en la roca. El registro NPHI favorece identificar carbonatos, mientras que el registro RHOBE reconoce capas de anhidrita en función de su mayor densidad relativa. Los registros utilizados no están normalizados y tienen irregularidades en su lectura, originadas por diferentes razones, lo que provoca dificultad para interpretar un intervalo en particular, mas no es limitativa para interpretar variaciones litológicas en lo general. Algunos pozos tienen curvas de registros limitados y de otros pozos no se obtuvieron registros, pero en todos los pozos los datos litológicos provienen de cortes de roca originados por la barrena. La combinación de estas herramientas, núcleos de pozos y las muestras de corte de roca obtenidas de los pozos, dieron el control litoestratigráfico, mientras que los datos bioestratigráficos (foraminíferos, tintínidos y nanoplancton) provienen del estudio de esas muestras y de afloramientos.

Perfiles sísmicos en áreas en donde la deformación estructural lo permitió identifican señales con geometría de cuñas truncadas (toplap) y traslape (downlap u onlap) y, con apoyo litológico de pozos, confirman corresponder a discontinuidades estratigráficas.

Las verificaciones de afloramientos para este trabajo permitieron reconocer límites de secuencias representados por discordancias y posibles concordancias correlativas y observar las características litológicas de los tractos transgresivos y regresivos bajo el esquema de análisis de secuencias propuesto por Catuneanu (2006), en el que las secuencias se dividen en un tracto transgresivo y otro regresivo. La correlación de columnas de superficie y columnas de pozos, con apoyo de sísmica bidimensional (2D), complementan este análisis.

Publicaciones previas sobre amonitas (Imlay, 1936, 1938, 1940; Cantú–Chapa, 1976; Contreras Moreno, 1977; Cantú–Chapa, 2001; Humphrey y Díaz, 2003; Barragán y Méndez, 2005), integradas con la información adicional para este trabajo, permitieron situar en superficie la edad de los tractos, así como la de sus límites.

Datos adicionales sobre geoquímica isotópica o inorgánica, proveniencia y paleomagnetismo (Krutak, 1965; Maldovanyi y Lohmann, 1984; Lehmann et al., 2000; Adatte et al., 2001; Murillo–Muñetón y Dorobek, 2003; Guzzy–Arredondo et al., 2007; González–Naranjo et al., 2008), apoyan la interpretación de los tractos propuestos.

Se considera que el antecedente que dio origen a la Cuenca de Sabinas corresponde con la evolución de una fosa de extensión tipo rift, asociada con la apertura del Golfo de México durante el Jurásico Medio (Salvador, 1987). Esta fosa se rellenó con capas continentales y rocas ígneas. La distribución de depósitos marinos durante el Calloviano(?)–Aptiano forma la extensión a la que se denomina Cuenca Mesozoica de Sabinas, limitada por los bloques paleotectónicos y paleogeográficos de Coahuila al suroeste, y de Tamaulipas al noreste, extendiendo longitudinalmente su límite en espacio y tiempo al noroeste, para unirse con la Cuenca de Chihuahua, mientras que al sureste se unió con el ancestral Golfo de México. El espacio de acomodo para alojar a la sedimentación marina endógena y exógena en la Cuenca de Sabinas, posiblemente fue creado por subsidencia termal (Cuevas, 1984), pero nuevos datos sugieren que la extensión tectónica pudo continuar y terminar a una edad más reciente (Garrison y McMillan, 1997, 1999; González–Naranjo et al., 2008).

La estratigrafía del intervalo Berriasiano–Aptiano está constituida, de la base a la cima, por las formaciones Menchaca, Barril Viejo, Padilla, La Mula (Imlay, 1940), La Virgen (Humphrey y Díaz, 2003), Cupido–Cupidito (Imlay, 1936; Wilson y Pialli, 1977), y La Peña (Humphrey, 1949). Cupidito es una unidad informal propuesta por Wilson y Pialli (1977) para referirse a estratos de carbonatos de ambiente lagunar depositados en una plataforma que sobreyace a una discordancia paralela regional y subyace a la Formación La Peña. En la Cuenca de Sabinas esta discordancia separa a la Formación La Virgen de Cupidito, mientras que en áreas en donde no se reconoce a la Formación La Virgen, las calizas de Cupido y Cupidito sólo se pueden separar cuando se identifica la discordancia regional en la que la unidad Cupido subyace a la Cupidito (Figura 1), como ocurre en el borde del Sistema Sedimentario Cupido (Zwanziger, 1978; Márquez, 1979). El miembro Nogales fue propuesto por Vokes (1963) y corresponde a la base de la Formación Taraises en el cañón de la Huasteca. Dicho miembro se correlaciona con la unidad Knowles del subsuelo de Texas y Louisiana, pero esta denominación no se utiliza en México.

Las unidades estratigráficas citadas cambian lateralmente a las formaciones San Marcos (Imlay, 1940) y Hosston, marginales a la cuenca y periféricas a los bloques altos y emergidos. En el valle de San Marcos, la Formación San Marcos (Neocomiano) sobreyace a las capas Tanque Cuatro Palmas; éstas a su vez sobreyacen a las capas Sierra El Granizo; finalmente, estas últimas, se encuentran sobre las capas Las Palomas. Estas capas, divididas informalmente por McKee et al. (1990), han sido correlacionadas con la Formación La Casita, del Jurásico Superior. En Potrero Colorado, la Formación San Marcos (Cretácico Inferior) sobreyace en discordancia a las capas Colorado (eoleanitas) y éstas, a su vez, a la parte superior de las capas Tanque Cuatro Palmas, ambas asignadas al Jurásico Superior. En esas localidades se da el nombre de Formación San Marcos a las rocas clásticas situadas en la margen noreste del Bloque de Coahuila, situadas sobre rocas jurásicas y que subyacen a la caliza Cupido–Cupidito. La Formación San Marcos tiene extensión lateral echado abajo de la cuenca; en algunas localidades se interdigita con la unidad Menchaca, o bien sobreyace a la Formación Barril Viejo y se designa como Arcosa Patula (Imlay, 1938).

Las formaciones descritas en párrafos anteriores para la Cuenca de Sabinas cambian de litofacies y ambientes a otras localidades (Figura 1), donde se correlacionan con las formaciones Taraises (Imlay, 1936), Tamaulipas Inferior (Muir, 1936), La Carbonera (Imlay, 1940; Eguiluz de Antuñano, 1990a), Navarrete (Haenggi, 1966), Las Vigas, y Cuchillo (Burrows, 1910).

La correlación de secuencias que se presenta en este trabajo, aunado a otros datos, sirvió para elaborar la distribución paleogeográfica de facies, la evaluación de plays y el análisis de los recursos petroleros de la Cuenca de Sabinas (Eguiluz de Antuñano, 2001, 2007).

2. Secciones estratigráficas

La Figura 2 muestra la ubicación de cuatro secciones de correlación estratigráfica en la Cuenca de Sabinas. Las secciones 1–1', 2–2' y 3–3' (Figuras 3, 4 y 5) son transversales a la cuenca, mientras que la sección 4–4' (Figura 6) es longitudinal a su parte axial. Las secciones muestran los datos con los que se realiza la correlación de unidades estratigráficas y la interpretación de tractos de secuencias presentada en este trabajo. Así mismo, se incluyen los contactos estratigráficos de las formaciones y el apoyo paleontológico que permite asignar la edad relativa a estas unidades.

Para realizar el análisis de secuencia se tomó como referencia inferior la litología y el límite Jurásico–Cretácico, controlado en su base por la desaparición de amonitas del Jurásico y del género Crassicollaria, mientras que el límite superior del intervalo de estudio corresponde con la litología de la Formación La Peña y la presencia de amonitas del Aptiano inferior o la aparición de Nannoconus truitti Bronnimann, N. elongatus Bronnimann, N. minutus Bronniman y Globigerinelloides ferreolensis. Regionalmente, el límite litoestratigráfico inferior (Formación La Casita) es diacrónico (Cantú–Chapa, 1999; Addate et al., 2001), mientras que el límite litoestratigráfico superior (Formación La Peña) se consideró sincrónico.

En el intervalo de edad señalado, en la Cuenca de Sabinas, se formó una plataforma de tipo rampa (Ahr, 1973) con variación de litofacies predominantemente silícicas en sus márgenes noreste y suroeste, mientras que en su parte central predominaron carbonatos y evaporitas, favorecidos por restricción de circulación de agua marina de salinidad normal motivada por el emplazamiento de una barrera con montículos orgánicos (Murillo–Muñetón y Dorobek, 2003). Los bloques paleogeográficos emergidos aportaron detritos derivados de ellos (Krutak, 1965; McKee et al., 1990).

En las márgenes de la cuenca quedaron evidencias claras de regresiones y transgresiones, mientras que echado abajo o en la parte distal de la cuenca, los registros litológicos muestran sucesión gradual de estratos granocrecientes, con cambios litológicos que pueden correlacionarse con las regresiones y transgresiones al margen de ésta. Para el Aptiano desaparecieron las condiciones señaladas y una transgresión mayor cubrió con sedimentos marinos a los bloques de Coahuila y de Tamaulipas.

En el intervalo Berriasiano–Aptiano de este trabajo se reconocen tres discordancias mayores, con sus respectivas concordancias correlativas, que delimitan a su vez a tres secuencias estratigráficas. Un límite está en el tercio inferior de la Formación Menchaca, marcado por el cambio litológico entre litofacies y biofacies pelágicas del Berriasiano, que incluye depósitos terrígenos y subyace a un contraste litológico granodecreciente o pelítico. El siguiente límite está representado por el cambio litológico de carbonatos de la Formación Padilla y terrígenos de la Formación La Mula; preliminarmente se sitúa en el Hauteriviano. El tercer límite se presenta como una superficie discordante paralela, que ocurre entre la Formación La Virgen o Formación Cupido y la informalmente definida formación Cupidito (Wilson y Pialli, 1977), posiblemente situada en la base del Aptiano Inferior (Figura 1).

Cada límite de secuencia tiene evidencia física en afloramientos, mientras que en registro de pozos y sísmica, el conjunto de datos litológicos, paleontológicos o geofísicos sustentan su interpretación.

2.1. Límite de secuencia A (SB–A)

En las localidades de San Marcos, Menchaca, Obayos y La Huasteca (Figuras 3, 4 y 6), entre la cima del Jurásico Superior y el Berriasiano, aflora una sucesión de litofacies someras, formadas por ciclos siliciclásticos que incrementan su granulometría y culminan con una discordancia; este arreglo marca una regresión, dentro de un tracto estratigráfico de nivel alto. En los potreros de Obayos, Menchaca y La Huasteca, la presencia de Neocomites densestriatus Burckhardt, Subthurmania sp., Spiticeras uhligi Burckhardt y S. binodum, y de los microfósiles Calpionella alpina y C. elliptica, con ausencia de Crassicollaria sp., según la localidad, indican que el Berriasiano está presente, o cuando menos una parte de este piso.

En la sección de San Marcos, las capas Tanque Cuatro Palmas contienen los géneros Proniceras y Substeuroceras del Jurásico Superior, la sucesión de estratos es granocreciente y la litología varía de ambiente marino a un ambiente fluvial y continental para la Formación San Marcos; este acomodo indica una regresión. Potrero Colorado (Figura 3) es la exposición de litofacies más externa de la Cuenca de Sabinas. En esta columna se agrupa a las eoleanitas de Potrero Colorado y las capas Tanque Cuatro Palmas (asignadas al Jurásico Superior), separándolas del resto de los estratos de la Formación San Marcos (Neocomiano). Entre las capas del Jurásico y del Cretácico existe un intervalo de erosión o no depósito en esta columna, dado que la Formación San Marcos y las eoleanitas de Potrero Colorado están separadas por una discordancia paralela (McKee et al., 1990), tienen firmas con posiciones paleomagnéticas diferentes (González–Naranjo et al., 2008) y muestran diferencias notables de espesor y correlación estratigráfica entre las columnas de Potrero Colorado y San Marcos (Figuras 3 y 4).

Los pozos Virgen 1, Ba, Fl, Ca, Go, Fo, Ra, Ma, Ga y Po presentan en el contacto Jurásico–Cretácico una variación litológica que gradúa en ascenso estratigráfico de lutita a caliza arcillosa, con intercalaciones de arenisca. Estas capas contienen Calpionella alpina y no presentan Crassicolaria, lo cual indica la base del Berriasiano. Los espesores siliciclásticos son gruesos hacia los bordes de la cuenca, pero se adelgazan hacia el interior de ésta. Lo mismo ocurre con el tamaño de grano al aumentar la distancia a la fuente de aporte, con grano grueso a medio hacia los bordes de la cuenca y grano fino en la parte distal. Las firmas geofísicas de los registros confirman el cambio litológico y muestran un rasgo similar y constante a través de la cuenca. Este contraste litológico regional culmina en una superficie que se referirá aquí como el límite de secuencia A o SB–A (Sequence Boundary A).

Los datos anteriores sugieren que a finales del Jurásico y en el Berriasiano Inferior hubo una regresión en la Cuenca de Sabinas. Esta regresión provocó una progradación de siliciclastos en las márgenes de la cuenca, correspondiente a un tracto de nivel alto, acompañada con erosión en las zonas más externas; mientras que echado abajo en la cuenca se presenta como abanicos de piso de cuenca sobre los que hay una concordancia correlativa respecto a la discordancia echado arriba y, por ende, esta superficie es un límite de secuencia que se postula pudo ocurrir en el Berriasiano. En la porción profunda de la cuenca (pozos 102A, Go, Fo, Ra, Pi y Pp, y localidades Menchaca, Obayos y Pájaros Azules), el límite de la secuencia A se ubicó sobre la cima de las sucesiones arenosas (abanicos de piso de cuenca y depósitos de cuña), consideradas como el tracto en el punto más bajo en la caída relativa del nivel del mar, siguiendo el criterio de Hunt y Tucker (1992).

En afloramientos de otras localidades al margen de la cuenca, se observó que la erosión de esta superficie de discordancia removió estratos más viejos y descansa amalgamada sobre capas de arenisca del Jurásico Superior, como pudiera ser el caso en algunos pozos.

2.2. Tracto transgresivo A (TST–A)

Sobre el límite de secuencia anterior, se presenta en las partes marginales de la cuenca una sucesión de estratos granodecrecientes, que gradúan de ambiente somero hacia ambiente profundo. Este acomodo refleja un evento transgresivo al que se denomina como el tracto transgresivo A o TST–A (Transgressive Systems Tract A). Su contenido fosilífero es escaso: Thurmanniceras sp., Calpionellites darderi y Lorenziela hungarica que, aunados a otros fósiles de mayor alcance estratigráfico, indican una edad del Valanginiano Inferior o incluso de finales del Berriasiano. Las columnas de superficie representativas de este evento se encuentran en La Huasteca, Pájaros Azules y Menchaca (Vokes, 1963; Humprhey y Díaz, 2003).

De acuerdo con la ubicación del pozo en la cuenca, con registros y litología resultan dos escenarios de contraste (Figura 7). En la parte distal y más profunda de la cuenca (pozos 102A, Go, Fo, Pi, Pp y Sierra Pájaros Azules) hay espesores delgados de caliza mudstone, arenisca fina, limolita y lutita intercalada. En la parte proximal y más somera de la cuenca (pozos Ma, Ga, Pr, Ba, Pe, Fl y Ca) las capas de arenisca y conglomerado que sobreyacen a la discordancia paralela representan el tracto transgresivo A (TST–A). Estas sucesiones estratigráficas son gruesas y tienen una firma poco definida en el registro geofísico (Figuras 3 y 4). El contenido de fósiles es escaso y no permite una definición bioestratigráfica clara. Un rasgo constante en superficie y subsuelo en la composición mineralógica de la arenisca en el tracto transgresivo; consiste en la abundancia de feldespato, con un porcentaje promedio mayor que el de los líticos (Q₅₀, F₄₀, L₁₀).

La localidad La Huasteca merece especial atención. Se identifica ahí un conglomerado muy delgado, con matriz arenosa, que separa a dos sucesiones estratigráficas. La superficie de erosión está canalizada y tiene incisión sobre capas inferiores de arenisca. La sucesión inferior bajo la discordancia es arcosa de color obscuro o negro, con intemperismo color verdoso, en ciclos granocrecientes hacia la cima. La porción más baja de estas areniscas es de granulometría fina y su base está constituida por lutitas negras que contienen amonitas del Kimmeridgiano, mientras que las capas de arenisca superiores tienen muy escasas formas de amonitas del Tithoniano. Estas litologías pertenecen a la Formación La Casita.

Sobre el conglomerado arriba descrito, aparecen pocos metros de subarcosas (Q₇₅, F₁₅, L₁₀) de color gris claro y ocre, granodecrecientes hacia la cima. Poseen horizontes con lamelibranquios (ostras) y, finalmente, pasan en su cima a un cuerpo de caliza packstone (miembro Nogales o Knowles) con abundantes corales, algas, briozoarios, esponjas y amonitas de gran tamaño y costillas prominentes. Vokes (1963) situó genéricamente estas amonitas en el Valanginiano. Por el conjunto genérico, su microfauna y por posición estratigráfica, se consideró que el miembro Nogales pudiera ser del Valanginiano Inferior (Eguiluz de Antuñano y Aranda, 1994), ya que en estratos superiores, dentro de caliza y lutita, se presenta Distoloceras sp., que indica una edad del Valanginiano Superior–Hauteriviano Inferior. De manera preliminar, las amonitas en el miembro Nogales, según Abelardo Cantú (comunicación personal), posiblemente pertenecen al Berriasiano. Estas observaciones confirman que el tracto transgresivo inició, cuando menos, en el Berriasiano y que el límite de secuencia inferior puede incluirse en este piso, con apoyo en los datos de pozos de la Cuenca de Sabinas y de la sección en Villa Juárez, Durango, que se describirá más adelante.

2.3. Superficie de máxima inundación A (MFS–A)

Sobre el tracto transgresivo TST–A ocurre un cambio litológico gradual de extensión regional marcado por sucesiones granodecrecientes de siliciclastos e incremento de lutita, limolita y caliza arcillosa, con una abundancia de fauna representada por Dichotomites multicostatus Imlay, Olcostephanus sp., Distoloceras sp., Neocomites sp., Leopoldia crassicostata Imlay, L. truncata, L. victoriensis, Acanthodiscus magnificus Imlay y A. cf. radiatus Brugiére (Imlay, 1940), así como la abundancia de calpionélidos, Tintinopsella carpathica, Stenosemellopsis sp., Nanocon–nus globolus, N steinmannii, N. bermudezi, N. darderi, Lorenziella hungarica y otros organismos que abundan y se concentran en estas rocas; el conjunto indica una edad del Valanginiano Superior–Hauteriviano Inferior. En las columnas de superficie y subsuelo se observa este rasgo que indica la profundización de ambientes en la cuenca (Figuras 3, 4, 5, 6 y 8). En la sierra de San Marcos esta superficie de máxima inundación la representa un espesor delgado de carbonato dolomitizado, que sobreyacen a un conglomerado de espesor grueso. En el potrero de Sacramento y los pozos Virgen 1 y Pe, el espesor de carbonato se engrosa y tiene lutita, mientras que en La Gavia, Menchaca, La Huasteca, Potrero Chico, Obayos y demás pozos de la zona profunda de la cuenca, se presenta con una litología marcadamente siliciclástica fina (limolita y lutita) o con carbonato pelágico (Figura 8). El borde noreste de la cuenca encubre parcialmente esta respuesta litológica, debido a la concentración de estratos amalgamados de arenisca y acomodo por agradación. Sin embargo, en el registro de rayos gama puede distinguirse una marca arcillosa y persistente que correlaciona este evento (pozos Ma, Ga, Po, Ca, Fl y Ba).

La porción de grano más fino en el intervalo, con biofacies y litofacies más profundas de este tracto, al que se denomina superficie de máxima inundación A o MFS–A (Maximun Flooding Surface A), representa la litofacies de depósito con profundidad relativa mayor de esta secuencia (Figuras 3, 4, 5, 6 y 8) y se encuentra dentro de la Formación Barril Viejo.

2.4. Tracto regresivo A (RST–A)

La superficie de máxima inundación descrita anteriormente (MFS–A) subyace a una sucesión de capas que incrementan su contenido arenoso hacia la cima, con predominio de feldespatos sobre líticos, y texturas granocrecientes ubicadas en la cima de la Formación Barril Viejo. Se observa este comportamiento en columnas de superficie y en el subsuelo con el registro de rayos gama (sierras de Obayos, La Gavia, Sacramento, y pozos Fo, Ba, Pp, Fl y Ca). En otros pozos y en superficie la respuesta no es clara por varias circunstancias: (1) el cambio litológico no se presenta por estar la columna en la zona distal de la cuenca y lejana a la fuente de aporte (pozos Go, 102A, Ra, Ma, Pi, My, Ju y sierras de Pájaros Azules y Menchaca); (2) las columnas están ubicadas hacia zonas marginales de la cuenca, en donde la sucesión litológica está amalgamada, cercanas a las zonas de mayor aporte de siliciclastos (localidades de San Marcos, Virgen 1, y pozos Ga, Po, Pe, etc.); o bien (3) la carencia o la calidad inadecuada del registro geofísico en el pozo.

La Formación Padilla (parte inferior del Sistema Sedimentario Cupido) está constituida por carbonatos y tiene una respuesta clara en la curva de registros de pozos y resalta en afloramientos. Su edad es imprecisa, debido a que carece de fósiles índice y sus organismos bentónicos no tienen la resolución apropiada para el control de su edad; por posición estratigráfica sobreyace a la Formación Barril Viejo y se la sitúa en el Hauteriviano Superior. El modelo de depósito de este intervalo indica que es una sucesión sedimentaria que progradó echado abajo de la rampa sedimentaria (Figura 6). El conjunto litológico bipartito de la cima de la Formación Barril Viejo y La Formación Padilla se considera que pertenece a un evento regresivo, que se generó como un tracto de nivel alto, que termina con una superficie de erosión, con discordancia paralela como límite de secuencia y su correspondiente concordancia correlativa echado abajo de la cuenca; límite incluido dentro de la Formación Taraises. A este tracto se le denomina tracto regresivo A o RST–A (Regressive Systems Tract A).

2.5. Límite de secuencia B (SB–B)

La cima de la Formación Padilla está cortada por una superficie de erosión que aflora en la localidad de Potrero de Menchaca. Esta superficie está cubierta por una brecha y un conglomerado de clastos gruesos, que pasan de forma granodecreciente a arenisca y limolita, de ambiente marginal somero, que pertenecen a la Formación La Mula. Esta superficie de erosión es una discordancia paralela y será referida en este trabajo como el límite de secuencia B o SB–B (Sequence Boundary B). Este limite marca el extremo superior de la Secuencia A, que inició en el Berriasiano y culminó posiblemente en el Hauteriviano Superior, en la cima de la Formación Padilla. El contraste litológico brusco entre la Formación Padilla y la Formación La Mula puede observarse con la firma geofísica y cambio litológico abrupto en todos los pozos en la cuenca.

En superficie, en la columna de San Marcos, la discordancia pudiera situarse entre un cuerpo de dolomía que subyace a un conglomerado intercalado entre la sección clástica de la Formación San Marcos, mientras que en las localidades Sacramento, Virgen 1 y Obayos, el contacto es nítido y brusco entre las litologías descritas (Figuras 3, 4, 5 y 6). En la localidad La Gavia no está la Formación Padilla; se presenta un cambio de facies y existen varios horizontes de conglomerados, arcosas rojizas y verdes, limolitas y evaporitas. Se propone que el cuerpo de conglomerado de espesor más grueso, dentro de los siliciclastos de color rojizo (Formación Patula), que sobreyace a la Formación Barril Viejo con Dichotomites sp. en su cima (Figura 5), pudiera ser el candidato más conveniente para representar a esta regresión. Por el contrario, en otras localidades de la Cuenca de Sabinas y su periferia (Pájaros Azules, My, Ju, Ra, Pi, Pp, Potrero Chico, La Huasteca y Minas Viejas), no se observa el contraste litológico porque los siliciclastos de la Formación La Mula se acuñan (Figura 9), por lo que pueden interpretarse varias opciones: (1) que exista un cambio de litofacies a carbonatos indistinguibles entre las unidades que la limitan verticalmente; (2) que no exista depósito; o bien, (3) que se presente su límite como concordancia correlativa.

En los pozos Ra y Pp la firma geofísica de la cima de la Formación Padilla es clara y puede corresponder a una discordancia como se propone para los pozos My y Ju, mientras que en las secciones de Potrero Chico, La Huasteca y Minas Viejas puede corresponder a una concordancia correlativa (Figuras 4 y 5).

2.6. Tracto transgresivo B (TST–B)

La sucesión estratigráfica entre la Formación La Mula y los cuerpos I, II y III de la Formación La Virgen son una secuencia transgresiva. La base para apoyar esta proposición está sustentada en secciones sísmicas que muestran traslape (onlap) de los cuerpos señalados, que cubren en espacio y tiempo al Bloque de Tamaulipas (Figuras 4, 5, 6 y 10). En los pozos más proximales, echado arriba de la cuenca, los miembros I y II de la Formación La Virgen se acuñan o no se reconocen (pozos My y Ju). Otro apoyo para sustentar esta transgresión se basa en que para este intervalo sedimentario, el Bloque de Tamaulipas es cubierto por sedimentos marinos que reducen su extensión continental como resultado del avance de la línea costera hacia el noreste con respecto a la línea de costa del Hauteriviano Inferior (Figuras 7, 8, 9 y 10). En el borde suroeste de la Cuenca de Sabinas y su límite con el Bloque de Coahuila se concentraron depósitos siliciclásticos. Las columnas de La Gavia, San Marcos y Potrero Colorado sugieren la idea de que este borde fue abrupto (Figuras 4, 5 y 6) y no están los miembros de la base de la Formación La Virgen, mientras que en las columnas de los potreros de Sacramento y La Virgen se observa adelgazamiento del espesor de los miembros I, II y III, posiblemente originado por no depósito o repetidas erosiones locales. El borde distal del Sistema Sedimentario Cupido hacia el ancestral Golfo de México agrandó y, en general, permitió mayor espacio de acomodo en las partes profundas de la cuenca, para precipitar un espesor potente de sedimentos (carbonatos y evaporitas). Las características litológicas anteriores sustentan la idea de proponer en este trabajo el tracto transgresivo B o TST–B (Transgressive Systems Tract B).

2.7. Superficie de máxima inundación B (MFS–B)

El miembro IV de la Formación La Virgen se caracteriza por ser un intervalo de carbonatos lagunares, con ausencia de evaporitas respecto a los miembros antecedentes y al cuerpo V de esta formación (Tabla 1). La firma geofísica del miembro IV en todos los pozos muestra una diferencia con respecto a los otros miembros, motivo por el que se considera que este miembro corresponde a una zona lagunar, de sedimentación relativamente más profunda y candidata para considerarse una superficie de mayor inundación en el intervalo de la Formación La Virgen (Figura 11). Se propone designar a este miembro como superficie de máxima inundación B o MFS–B (Maximum Flooding Surface B), mientras que el miembro V, por sus características litológicas, con relativamente mayor porcentaje de evaporitas y por sus relaciones estratigráficas, representa un período de regresión. Por las características de su depósito, los organismos bentónicos que contiene la Formación La Virgen no son apropiados para asignar edad alguna. Con base en su posición estratigráfica, posiblemente se depositaron en el Hauteriviano terminal–Barremiano. En la sierras de Simón y de Lorenzeña, Zacatecas, existe un conspicuo cuerpo arcilloso en el tercio superior de la Formación Tamaulipas Inferior, que puede indicar la posible introducción de arcilla hacia la cuenca, producida por la erosión de áreas que se inundaron y aportaron material siliciclástico a la cuenca. Esta litología contiene Pulchellia sp. y, por su posición estratigráfica, pudiera estar relacionada con la superficie de máxima inundación presente hacia la cima del Sistema Sedimentario Cupido y quedar esta superficie de inundación en el Barremiano.

En las partes más externas de la cuenca (sierras La Gavia, San Marcos y La Virgen), existen capas de carbonatos dolomitizados y terrígenos intercalados, que se consideran correlativos con las unidades IV y V de la Formación La Virgen, sin poder definir con mayor detalle sus límites.

2.8. Tracto regresivo B (RST–B) y el límite de secuencia C (SB–C)

El miembro V de la Formación La Virgen contiene evaporitas, dolomías y carbonatos dolomitizados de alta energía, que indican una somerización del ambiente lagunar respecto al miembro IV de esa unidad (Tabla 1). Este miembro en su cima tiene una superficie de erosión, por lo tanto, el conjunto representa una regresión que se nombra como tracto regresivo B o RST–B (Regressive Systems Tract B). La cima del miembro V subyace a una superficie de erosión que tiene relleno de calcarenitas y de brechas de carbonatos, evaporitas calcitizadas y fragmentos de lutita de granulometría variable, desde el tamaño de arena, hasta bloques de 10 a 20 cm de diámetro; el espesor de este cuerpo puede variar desde varios centímetros hasta 6 m. Algunos autores consideraron a estas brechas como colapso en niveles de evaporita (Charleston, 1973; Márquez, 1979), mientras que otros (Lehmann et al., 1998, 2000; Goldhammer, 1999) lo consideran como el límite de una secuencia mayor.

En todas las columnas de superficie de este trabajo se presenta de manera regional esta discordancia. En el subsuelo se muestra la somerización litológica del miembro V, con litofacies de evaporitas y carbonatos de energía alta (calizas packstone y grainstone) que pueden pertenecer a la base de la discordancia y a la cima del miembro V, que se hace de ambiente más somero bajo la discordancia indicada. En contraste, la caliza Cupidito, que sobreyace a la discordancia paralela, tiene, de la base a la cima, una litología de calizas wackestone y packstone a calizas muds–tone, que indica que el ambiente de depósito se profundiza sobre la discordancia. En la columna Minas Viejas situada en el borde del Sistema Sedimentario Cupido, se presenta una sección de poco espesor. En el tercio superior de esta columna existe una brecha delgada, que en este trabajo se considera independiente al talud de la plataforma lagunar y que pudiera representar a esta discordancia. Esta discordancia se denomina en este trabajo como el límite de secuencia C o SB–C (Sequence Boundary C).

En el tercio superior de la Formación Tamaulipas Inferior no se ha reportado la presencia de discordancias, y la interrupción sedimentaria señalada puede estar representada en las litofacies de cuenca como una concordancia correlativa, en donde pudieran existir condiciones favorables para controlar su edad con base en organismos planctónicos, pero por el momento se carece de estos datos paleontológicos.

2.9. Tracto transgresivo C (TST–C) y superficie de máxima inundación C (MFS–C)

La formación Cupidito se presenta con una litología heterogénea. En ocasiones, consiste de calizas mudstone y wackestone de bioclastos (de ambiente lagunar) y en otras ocasiones de calizas packstone de litoclastos y bioclastos dolomitizados (calcarenitas de energía alta). En ambos casos la litología depende de su posición con respecto al borde de montículos arrecifales del Sistema Sedimentario Cupido (Murillo–Muñetón y Dorobeck, 2003). La formación Cupidito descansa en discordancia paralela a la superficie de erosión regional SB–C y su litología representa un depósito transgresivo al que se denomina en este trabajo como tracto transgresivo C o TST–C (Transgressive Systems Tract C). La cima de esta unidad pasa en contacto transicional rápido hacia la Formación La Peña, constituida por lutita y caliza mudstone con abundancia de fósiles. La Formación La Peña representa un depósito de inundación no mostrado en las columnas de superficie y subsuelo (Figuras 4, 5 y 6) a la que se denomina, con reservas, como superficie de máxima inundación C o MFS–C (Maximum Flooding Surface C).

En el área de Monterrey, sobre la discordancia C, la caliza Cupidito presenta ambientes de prearrecife con litofacies de packstone y arrecife con parches de boundstone de rudistas, en una posición que sugiere la retracción al oeste–suroeste del borde del Sistema Sedimentario Cupido, desde la sierra de la Silla, hacia el oeste de la localidad La Huasteca (Figura 12). Datos estructurales (Marrett y Laubach, 2001) indican que durante la sedimentación de esta unidad existieron fracturas contemporáneas al depósito, de componente de extensión general al este, congruentes al modelo sedimentario que se propone.

Adicionalmente, la Formación La Peña está constituida por mudstones siliciclásticos y calizas mudstone, con amonitas del Aptiano Inferior, Medio y Superior (Barragán Manzo y Méndez Franco, 2005). En la base de la Formación La Peña se encuentra la biozona de Dufrenoyia justinae, que certifica la presencia de la parte superior del Aptiano Inferior (Bedouliano), mientras que la biozona de Hypacanthoplites sp. indica el Aptiano Superior (Clansayense). Esta formación tiene espesores variable; hacia la posición interna que ocuparon las litofacies lagunares de la caliza Cupidito o en el borde externo del Sistema Sedimentario Cupido su espesor es grueso, mientras que en la posición que ocupó el borde de este sistema, su espesor se reduce o desaparece por condensación o hiato (Eguiluz de Antuñano, 1990b). La sucesión estratigráfica de la caliza Cupidito a la Formación La Peña ocurre en un contacto transicional rápido; no muestra discontinuidad estratigráfica y, por lo tanto, es posible que la caliza Cupidito pudiera situarse en el Aptiano Inferior, y su depósito corresponder a la biozona de Deshayesites sp., amonita no reportada en el noreste de México por haber hiato, o bien porque el ambiente de depósito no fue propicio para su desarrollo.

La distribución de la Formación La Peña es muy amplia y cubrió a los bloques previamente emergidos de Coahuila y Tamaulipas, por lo que la cima de esta formación representa la continuidad transgresiva de mayor inundación sobre áreas previamente continentales.

3. Secciones estratigráficas regionales

Las tres secuencias referidas para la Cuenca de Sabinas están presentes en otras regiones del noreste de México. Estas secuencias se reconocen principalmente hacia las márgenes de bloques que permanecieron paleogeográficamente altos, entre los pisos Berriasiano y Aptiano (Figura 13).

3.1. Cuenca de Chihuahua

En la Cuenca de Chihuahua, la Formación La Casita contiene Kossmatia aff. bifurcata y Suarites sp. (Ortuño, 1985). Estos géneros representan a estratos marinos de la cima del Tithoniano superior. Estas capas de areniscas pasan en transición a la Formación Navarrete (Haenggi, 1966), consistente en calizas wackestone y siliciclastos que corresponden con la transición de litofacies de ambiente litoral de alta energía hacia un ambiente fluvial y aluvial, con areniscas y conglomerados de la Formación Las Vigas. Esta sucesión estratigráfica en conjunto representa una regresión (Burrows, 1910). Ortuño (1985) agrupa a las formaciones La Casita y Navarrete dentro de una megasecuencia (I), a la que designa como Formación La Casita inferior (A) y La Casita superior (B, para la Formación Navarrete); además, considera que el contacto con la Formación Las Vigas es discordante y esta discontinuidad separa a otra megasecuencia del Cretácico Inferior. Ortuño (1985) agrega que esta sucesión estratigráfica (megasecuencia II del Cretácico Inferior), está integrada por la base de la Formación Las Vigas y, en la cima, por una parte de la Formación Cuchillo. Se considera que la base de la Formación Cuchillo es correlacionable con la Formación La Virgen, mientras que un cuerpo de estratos de caliza en la parte media de la Formación Cuchillo, es correlacionable con la formación Cupidito (mesosecuencia II.B.3 de Ortuño, 1985). Las capas de lutita y carbonato de la Formación Cuchillo, con litofacies y amonitas del Aptiano, son correlativas con la Formación La Peña. Estas subdivisiones litológicas fueron previamente realizadas en informes inéditos por PEMEX (Figura 1).

No hay suficientes datos paleontológicos para control de las edades de las formaciones Navarrete y Las Vigas, ni de la base de la Formación Cuchillo, y solamente la presencia de Dufrenoyia sp., junto con otras amonitas en el mismo horizonte, permite un control de su edad. En la Formación Las Vigas, Ortuño (1985) considera cuatro ciclos estratocrecientes, de granulometría fina en la base y gruesa en la cima, mientras que en la sucesión de estratos de la Formación La Virgen sucede lo contrario, ya que los ciclos son estratodecrecientes, con su cima en contacto estratigráfico discontinuo. Este contacto es separado por un cuerpo de carbonatos que subyace a litofacies equivalentes de la Formación La Peña, la cual presenta la litofacies pelíticas de distribución regional, controlada en edad por la presencia de Dufrenoyia sp. y otras amonitas.

La aproximación estratigráfica a la que se puede llegar en esta región es considerar que, entre el Berriasiano y el Aptiano Inferior, hay ciclos de regresión y transgresión. La regresión en el Berriasiano es representada por la trilogía compuesta por las formaciones La Casita, Navarrete y Las Vigas, aunque con datos poco claros para ubicar discordancias entre ellas. El ciclo transgresivo, caracterizado con cuatro mesosecuencias granodecrecientes hacia la cima (Ortuño, 1985), se vincula con la sucesión de evaporitas y carbonatos estratocrecientes hacia la cima de la Formación La Virgen (Cuchillo inferior). Ortuño (1985) agrega que la cima de la Formación La Virgen (cima de las evaporitas de la Formación Cuchillo definida por Burrows, 1910) es discordante y está cubierta por carbonatos lagunares de un tracto transgresivo (¿Cupidito?) el cual, a su vez, es cubierto por arcillas con amonitas del Aptiano Inferior (que representa una superficie de inundación correlativa con la Formación La Peña). Sin embargo, solamente en la sierra de Boquillas, Ortuño (1985) indica la presencia de una brecha en la cima de la unidad de evaporitas, que pudiera representar una exposición subaérea. En la sucesión descrita no hay mayor control de los tractos de depósito y se requiere estudios a mayor detalle.

3.2. Villa Juárez

En el cañón de Maravillas y las cuestas del Carbonero y La Fortuna, al suroeste de Lerdo, Durango, aflora una sucesión de estratos siliciclásticos y carbonatos, que representan litofacies de litoral y ambiente somero del Jurásico Tardío–Aptiano, divididas en 6 unidades por Kellum (1936). De acuerdo a trabajos posteriores (McLeroy y Clemons, 1966) y a observaciones de campo realizadas para este trabajo, la columna estratigráfica más representativa que tiene apoyo paleontológico está en el cañón de Maravillas. En esa columna, la unidad F de Kellum (1936) corresponde a lo que actualmente se conoce como Formación Nazas. La unidad E y la parte inferior de la unidad D corresponden a la Formación La Gloria. Su cima tiene areniscas cementadas por carbonato de calcio y presenta color pardo, provocado por intemperismo. Estas areniscas cementadas por carbonato se correlacionan con las capas de caliza con Nerinea sp. (Burckhardt, 1930) que afloran en el rancho Monterrey, cercano a Villa Juárez, Durango.

En este trabajo, la parte superior del tercio inferior de la unidad D corresponde a la Formación La Casita. La representan 50 m de areniscas de grano medio a grueso, en sucesiones granocrecientes, con incisión de canales rellenos por conglomerados. La cima tiene arcosa en estratos delgados, estratificación laminar paralela y estratificación cruzada, con un par de ciclos de 2 a 3 m con limolita y lutita de color guinda a rojizo, en capas de 60 a 80 cm, manifestando el conjunto una regresión y posible exposición subaérea. De acuerdo a Kellum (1936), la unidad D en el lado norte del cañón de Maravillas tiene 478 m de espesor.

Sobre la Formación La Casita hay areniscas de grano medio a fino con glauconita y conglomerados formados por areniscas retrabajadas cementadas por sílice, con abundantes ondulitas separando las capas en estratos lenticulares de 30 a 40 cm que, en conjunto, tienen 30 m de espesor. En la cuesta el Carbonero se identifican ciclos de 3 m de espesor que varían de limolita en la base a arenisca de grano medio y grueso con abundantes ostras en la cima, que indican repeticiones de ambiente lagunar y de intermarea. En el cañón de Maravillas estos mismos ciclos de areniscas subyacen a 6 m de caliza arenosa y caliza packstone de bioclastos formadas por conchas fragmentadas de lamelibranquios, corales y foraminíferos bentónicos, de color negro y en capas de 10 a 30 cm de espesor (Figura 13). En este horizonte de calizas de la parte media de la unidad D, Kellum (1936, colección A 16) identificó Neocomites cf. praeneocomiensis Burckhardt y otras amonitas que consideró del Berriasiano. En este trabajo se encontró una forma de Olcostephanidae, como posible Spiticeras sp., y otras amonitas en estudio que, de manera preliminar, sugieren para estos estratos una posible edad del Berriasiano.

El cuerpo de calizas descrito representa un avance marino sobre el continente, con incremento relativo de profundidad marina a las capas que la limitan verticalmente. Este cuerpo subyace a 6 m de estratos con areniscas grano–crecientes a la cima y con estratificación laminar cruzada, con su contacto superior cortado por una superficie de erosión. Los canales de incisión están rellenos por conglomerados amalgamados con 4 a 6 m de espesor, formados por clastos de guijas subredondeadas y bien redondeadas, con imbricación bien desarrollada y dirección de transporte hacia la cuenca (al suroeste–oeste). Los granos están soportados entre sí y tienen matriz arenosa de grano grueso, cementada por sílice, en color ocre; los clastos son derivados del retrabajo de la arenisca subyacente y tienen pátina de intemperismo provocado por exposición subaérea. Este conglomerado es observado en el cañón de Maravillas y puede seguirse a lo largo de la cuesta del Carbonero, por lo que es de distribución extensa en esta área. La sucesión de estratos en el cañón de Maravillas, entre la cima de la unidad E y el tercio inferior de la unidad D (Kellum, 1936), en su conjunto corresponde a un ciclo regresivo y su discordancia superior es de importancia relevante dentro del Berriasiano (Figura 13). En este trabajo, esta discordancia se correlaciona con el límite de secuencia SB–A, descrito para la Cuenca de Sabinas y posiblemente con la regresión del Berriasiano (?) en la Cuenca de Chihuahua.

Sobre la discordancia y el conglomerado señalados en la unidad D del cañón de Maravillas y al sur de éste, así como en la unidad C de la cuesta del Carbonero (Kellum, 1936), existen más de 460 m de espesor de capas formadas por estratos de felsarenitas en ciclos repetidos granodecrecientes a la cima, con calizas intercaladas, acumuladas en agradación de un tracto transgresivo. Su ambiente de depósito es lagunar y litoral. Contiene Trigonia calderoni Castillo y Aguilera, T. vyschetzkii Cragin, Astarte malonensis Craguin, Arca sp., Pleuromya inconstans Castillo y Aguilera (Kellum, 1936, colecciones A 19, J 6, A 20), así como Thurmannites sp. y Berriasella sp. (Imlay, 1940, colección A 34, p. 133, 134), que indican una edad del Valanginiano Inferior o más joven. En continuidad estratigráfica, este espesor agradado sobreyace a la unidad B (Kellum, 1936), compuesta por ciclos métricos de areniscas, limolitas y calizas arenosas.

En este trabajo se consideró la cuesta la Fortuna como la columna conveniente para observar que la unidad B es un ciclo regresivo, con su cima representada por microdolomías y limolitas de color gris obscuro, con 10 m de espesor. Estas capas pasan hacia la base de la unidad A (Kellum, 1936; Imlay, 1940) y son cortadas por otra prominente superficie de erosión. Sobre esta discordancia paralela sobreyacen anhidritas, areniscas, areniscas conglomeráticas y limolitas de color rojizo y verde, a las que Imlay (1940, p. 124) correlacionó inconvenientemente con la Formación Las Vigas. Estas capas son correlativas con el límite de secuencia SB–B presente en la Cuenca de Sabinas. Estos estratos en ascenso estratigráfico gradúan a caliza arenosa y calizas wackestone y packstone de bioclastos y litoclastos con abundantes ostras, en transición hacia la base de la Formación Cupido. Se considera que estas capas rojizas se correlacionan con la Formación La Mula y tienen correlación con el tracto transgresivo TST–B de la Cuenca de Sabinas, mientras que la superficie de erosión sobre estos estratos rojizos se correlaciona con el límite de secuencia SB–B de dicha cuenca.

Los estratos de caliza de la parte media de la unidad A de Kellum (1936) representan a la Formación Cupido y en esta misma unidad se incluyen a las capas con Dufrenoyia texana de la Formación La Peña (McLeroy y Clemons, 1966).

Barragan Manzo y Díaz Otero (2004) en la sierra del Rosario describen que en la cima de la Formación Cupido hay una somerización de ambiente, marcada por calizas wackestone con bioturbación y calizas grainstone de alta energía (unidades F–2 en la base a F–3 en la cima, respectivamente), que subyacen a calizas rudstone (unidad F–4), en donde aparece Palorbitolina cf. lenticularis Blumenbach como fósil indicativo del límite Barremiano–Aptiano. Sobre estas unidades se "profundiza" el ambiente calcáreo (facies F–5 a F–7), con la presencia de Chofatella descipiens Schlumberger, y pasa en contacto nítido a las lutitas de la Formación La Peña, que contienen Dufenoyia justinae. Esta sucesión es similar a la observada en este trabajo en la Cuenca de Sabinas y en el cañón La Casita de la Sierra de Parras. No existen más detalles de las columnas observadas en esta área y se requieren estudios adicionales para reconocer con certidumbre la presencia del límite de secuencia SB–C.

3.3. Sierra de Parras

Para este trabajo se visitaron los cañones de Taraises y Colorín en la parte oeste de la Sierra de Parras. Entre ambas localidades se presenta un dramático contraste litológico entre estratos del límite Jurásico–Cretácico. En el cañón de Taraises, la Formación La Casita tiene 60 m de espesor, la cima contiene capas de lutita negra intercalada con lentes de arenisca. Estos estratos subyacen en cambio brusco a caliza packstone de litoclastos y bioclastos, con arenisca de cuarzo de color negro con intensa bioturbación (posiblemente hardground) en capas de 15 a 25 cm de grosor y forman un cuerpo de 3 m de espesor. Este cuerpo subyace en contacto nítido a dos intervalos, uno inferior con calizas mudstone y wackestone de bioclastos, en capas de 30 a 40 cm, con huellas de amonitas y nódulos ferruginosos, que pasa en transición al intervalo superior, con caliza mudstone arcillosa y margas intercaladas, con un espesor cercano a 60 m. Los tres intervalos con carbonatos corresponden a la Formación Taraises y sobreyacen a la Formación La Casita.

Imlay (1937, p. 605, 1938, p. 550 y su Tabla 1) indica que en la sierra de Parras, el contacto inferior de la Formación Taraises con las rocas del Jurásico Superior es discordante, que la base de la Formación Taraises contiene Olcostephanus sp., de edad no más antigua al Valanginiano, y que descansa sobre estratos del Jurásico, con ausencia de estratos del Berriasiano. Sin embargo, Ledesma (1967) consideró los contactos descritos como concordantes.

Por otro lado, la unidad superior de la Formación Taraises en esa localidad tiene Olcostephanus astieriformis Böse, O. raricostatum Böse, O. symonensis Böse, Valanginites angusticoronatus Imlay, Mexicanoceras zacatecanum Böse, Acanthodiscus magnificus Imlay, A. coahuilensis Imlay, Leopoldia bakeri Imlay, Distoloceras spp. y otras amonitas que corresponden al Valanginiano Superior y al Hauteriviano. Este conjunto fosilífero y litológico subyace en aparente transición a una sucesión de limolitas y areniscas de color negro y gris que intemperiza en color ocre, con incremento del tamaño de grano hacia la cima, en litofacies que indican ambientes de delta, litofacies impropiamente denominadas como Formación Las Vigas (Imlay, 1937).

En el cañón Colorín se observa que la Formación La Casita tiene un espesor delgado (Imlay, 1937, lámina 4). En este trabajo se reconocen menos de 10 m de espesor de esta formación, constituidos por arcosas de coloración verdosa y ocre en estratos delgados. Su contacto inferior está en rápida transición con la Formación La Gloria, pero su contacto superior es brusco y discordante con calizas de la Formación Taraises. Aquí la Formación Taraises tiene un espesor no mayor a 40 m, y está constituida en su base por capas de calizas mudstone en estratos de 30 cm. El contacto inferior de la Formación Taraises tiene Tintinopsella carphatica y Calpionellites darderi, lo cual indica la cima Berriasiano o estratos más jóvenes, congruente con las observaciones de la discordancia de Imlay (1937) en el cañón Taraises.

En el cañón del Colorín, la parte superior de la Formación Taraises la constituyen unas calizas que incrementan su contenido siliciclástico, pero su contacto superior está truncado por una discordancia marcada por superficies de incisión, rellenadas por conglomerados de guijas y guijarros de caliza y arenisca que provienen principalmente de la erosión de la cima de la misma Formación Taraises. Sobre la superficie de erosión hay más de 100 m de espesor de areniscas y conglomerados que constituyen un depósito deltaico regresivo, unidad que Imlay (1937) inconvenientemente denominó Las Vigas.

Las columnas estratigráficas descritas muestran que en las localidades de Taraises y Colorín, el contacto Jurásico–Cretácico es brusco y discordante, con faunas del Berriasiano Superior o incluso más jóvenes sobre capas de la Formación La Casita; que la base de la Formación Taraises es un tracto transgresivo, y que ambas observaciones se correlacionan con el límite de secuencia SB–A y su respectivo tracto TST–A (Figura 13). Por otro lado, el contacto superior de la Formación Taraises representa un tracto regresivo que es discordante en el cañón Colorín, pero concordante en el cañón Taraises, en donde aparenta transición con la unidad que la sobreyace. Las litologías de ambas localidades indican, para el cañón Colorín, ambientes de litofacies y biofacies proximales a la costa, mientras que en el cañón Taraises, la litología indica que el ambiente de depósito es comparativamente más distal a la línea de costa. Un rasgo común observado en las localidades citadas, no obstante el cambio de espesor entre ellas, es que en ambas se observa que en la parte media de la Formación Taraises la litología sugiere que se profundiza el ambiente de depósito, pero su cima aparenta ser de ambiente más somero, lo que conlleva a considerar para el conjunto un periodo de inundación con posterior regresión, correlacionable con los tractos MFS–A y RST–A de la Cuenca de Sabinas.

La discordancia que sobreyace a la Formación Taraises en el cañón Colorín se ubica en el Hauteriviano Inferior, mientras que en el cañón Taraises se considera que hay concordancia correlativa en la base de la "Formación Las Vigas" de Imlay (1937) o Carbonera (Eguiluz de Antuñano, 1990a), por lo que se propone que esta superficie se correlaciona con el límite de secuencia SB–B referido para la Cuenca de Sabinas.

En esas localidades, las litofacies clásticas de ambiente litoral o deltaico subyacen en transición a caliza con arenisca denominada Formación Parritas, y ésta a su vez a la caliza Cupido. Ambas formaciones denotan una sucesión transgresiva, correlativa con el tracto TST–B referido en este trabajo.

Las evidencias de la discordancia C, presente en la Cuenca de Sabinas, no son obvias en las sierras del Sector Transversal de Parras. Para este trabajo se observó en el cañón de la Casita, sierra de Parras, a la Formación La Peña y se correlaciona con el tracto de inundación MFS–C. Esta formación sobreyace a mudstones y wackestones de foraminíferos lagunares y bioclastos, con más de 50 m de espesor. A 35 m debajo de su cima hay un intervalo decimétrico con clastos de anhidritas calcitizadas asociada a una zona muy bioturbada (probablemente hardground), que puede representar condiciones de exposición subaérea sobre la plataforma del Sistema Sedimentario Cupido y, por lo tanto, pudiera ser este horizonte correlativo con el límite de secuencia SB–C y su respectivo tracto transgresivo, presente en la Cuenca de Sabinas y en el área de Saltillo.

En la sierra Escondida y otras localidades del Anticlinorio de Parras, Lehmann et al. (1998, 2000) reconocen una discordancia mayor en el Sistema Sedimentario Cupido. Con esta base postulan que esta interrupción corresponde al límite de secuencias entre la Formación Cupido y varios ciclos de la Cupidito, que designan como Cu2 y Co–Co3 respectivamente. La dificultad para sustentar esta aseveración consiste en que dentro del Sistema Sedimentario Cupido, en la Cuenca de Sabinas, hay dos límites de secuencia de segundo orden, uno en la base (entre el contacto de la Formación Padilla y la Formación La Mula) y otro en la cima (entre la Formación Cupido o Formación La Virgen y Cupidito). En las localidades de Villa Juárez y el extremo oeste de la sierra de Parras, en la base del Sistema Sedimentario Cupido se reconoce una discordancia que se considera correlativa con el SB–B propuesto para la Cuenca de Sabinas. Sin embargo, la discordancia SB–C en el Sector de Parras es imprecisa por falta de datos. La discontinuidad estratigráfica en el Sistema Sedimentario Cupido que proponen Lehmann et al. (1998, 2000) en las localidades de Tanque Nuevo y Sierra Escondida fue observada para elaborar este trabajo y se ubica en el tercio inferior de la caliza Cupido, mas no en la parte superior de esta unidad, como lo observan otros autores en diferentes localidades y como ocurre en la mayoría de las localidades descritas en este trabajo. Por lo tanto, se requieren estudios adicionales para identificar la posición estratigráfica de las discordancias, tanto en la parte inferior como en la superior del Sistema Sedimentario Cupido para esta área.

3.4. Boca de Arteaga

En el área al sur de Saltillo, Eguiluz de Antuñano (1990a) propuso redefinir la nomenclatura de las litofacies clásticas del Neocomiano en el borde sur de la Isla de Coahuila. Sin entrar en detalle de la nomenclatura para esta área, en la columna de Boca de Arteaga se reconoce en el límite Berriasiano–Jurásico una litofacies progradante y regresiva, formada por lutitas del Jurásico Superior, que pasan a areniscas granocrecientes y lutitas con Parhabdolithus asper, Cretarhabdus sp., Cruciellipsis chiasta y Micrantholithus hoschulzi, cocolitos y nannoconus del Be–rriasiano (Barrier, 1977; Wilson y Pialli, 1977). La cima de la unidad tiene geometría de cuñas (toplap) truncadas por discordancia paralela (Figura 14), correlativa con el límite de secuencia SB–A de la Cuenca de Sabinas. Sobre esta discordancia hay una sucesión siliciclástica granodecreciente hacia la cima, con Olcostephanus sp., que subyace a una facies pelítica con Neocomites densicostatum; estos estratos subyacen a su vez a una sucesión siliciclástica progresivamente granocreciente a la cima, que pasa en transición a calizas de la Formación Cupido. La columna descrita y columnas aledañas en el área indican que (1) la transición de capas Jurásico–Cretácico es progradante; (2) hay una superficie de erosión subaérea entre estratos del Berriasiano; y (3) los estratos del Valanginiano son un depósito transgresivo, con la mayor expresión litológica de inundación, representada por limolita y lutita en la cima Valanginiano Superior y base del Hauteriviano Inferior (zona de Neocomites densicostatum), mientras que la culminación siliciclástica de estas columnas corresponde a un evento regresivo y progradante, en litofacies siliciclásticas de la Formación Carbonera, que gradúa en transición rápida a un ambiente lagunar carbonatado de la Formación Cupido.

Las litofacies descritas revelan que en esta localidad, cuando menos, se reconoce el límite de secuencia SB–A, con sus respectivos tracto transgresivo TST–A, superficie de máxima inundación MFS–A y su tracto regresivo TST–A; la secuencia es correlativa con otras columnas descritas en este trabajo (Figura 13). En esta sección no se identificó el límite de secuencia SB–B por estar cubierta la parte superior de la sucesión de estratos Carbonera, pero sí se observan cuñas de estratos, indicativas de truncamiento y potencialmente posible discordancia.

En esta localidad, en el tercio superior de la caliza Cupido se observa una somerización en su depósito lagunar, con una superficie de erosión. Esta superficie de erosión se reconoce por un espesor delgado de brechas de litoclastos de carbonatos, lutitas y anhidritas calcitizadas que, a su vez, subyecen a carbonatos lagunares de baja energía, constituidos por mudstones y wackestones de miliólidos y bioclastos que pertenecen a la formación Cupidito. Este último conjunto litológico descrito subyace a la Formación La Peña, con la litofacies y biofacies pelíticas características de esta unidad, por lo cual esta columna representa, sobre la brecha referida, una sucesión estratigráfica transgresiva y de máxima inundación, respectivamente. Todo el conjunto corresponde con el tracto regresivo RST–B, el límite de secuencia SB–C, su tracto transgresivo TST–C y la superficie de máxima inundación MFS–C, descrito en este trabajo para otras localidades del noreste de México.

3.5. Galeana

En el área de Galeana y Rayones, Nuevo León, hay estratos de areniscas de granulometría variable intercalados con calizas y margas de la Formación Taraises, a los que Humphrey y Díaz (2003) designaron informalmente como formación Galeana. Al sureste de la población de Galeana, afloran areniscas de grano grueso, con canales y laminaciones de estratificación cruzada, que gradúan hacia la cima a areniscas, limolitas calcáreas y calizas arenosas intercaladas. Estas columnas fueron estudiadas por Michalzik (1988), quien considera que estas areniscas corresponden con ambientes de delta distal, prodelta y plataforma abierta, con proveniencia independiente de la margen sur de la Isla de Coahuila (Eguiluz de Antuñano, 1990a). El depósito de la formación Galeana se interpreta como una regresión en la base y transgresión en la cima (Figura 13). La edad de las capas no es clara; los estratos inferiores a las arcosa contienen Acanthodiscus cf. ottmeri Neumays, Thurmannites sp., Olcostephanus sp., Tintinopsella carpathica, T. longa, Calpionellopsis oblonga, C. simplex y Calpionella alpina, de alcance Berriasiano–Hauteriviano. Las capas superiores a las arcosas contienen Olcostephanus astieri d'Orbigny, Microcalamoides confusus y Nannoconus steinmannii, que pudieran ser del Hauteriviano Superior. Por su posición estratigráfica, la formación Galeana se correlaciona en edad con las formaciones Barril Viejo y La Mula, de la Cuenca de Sabinas.

3.6. Huizachal

En el área de Huizachal, Tamaulipas, al oeste del túnel de la carretera Rumbo Nuevo, hay discordancia entre los estratos del Jurásico Superior y Cretácico. La sucesión de estratos jurásicos contiene conglomerados y areniscas que se repiten en escala decimétrica y de forma rítmica. La capa de conglomerado arenoso en la parte superior contiene Suarites sp., que certifica la presencia de la base del Tithoniano Superior (Cantú–Chapa, 1999). Las capas superiores de la Formación La Casita tienen en su cima capas con geometría de cuñas truncadas (toplap) y subyacen en cambio brusco directamente a estratos de la Formación Taraises, la cual contiene Tintinnopsella carpathica, T. oblonga y Calpionella alpina (Gamper, 1977), con ausencia de la cima del Tithoniano Superior (zona de Paradontoceras sp.) y posiblemente parte del Berriasiano (zona de Spiticeras sp. y Berriasella sp.). A una decena de metros sobre la Formación Taraises hay calizas arcillosas, lutitas y calizas mudstone con abundantes Karakaschiceras sp., Thurmannites sp. y Olcostephanus sp. del Valanginiano. Estas capas, en conjunto, indican la profundización rápida del ambiente y, por lo tanto, un tracto transgresivo y de máxima inundación. A pocos metros sobre la superficie de máxima inundación hay dolomía con pseudomorfos de yeso, sobre las cuales reposan capas de arenisca y caliza biohoradada (¿hardground?) con lamelibranquios de ambiente lagunar, lo cual indica una somerización del ambiente y, por lo tanto, inducen a considerar una posible regresión. La continuidad de los estratos descritos son cubiertos por calizas mudstone con nódulos de pedernal y abundantes microfósiles (¿radiolarios?). La facies sugiere ser de ambiente profundo y con características litológicas de la Formación Tamaulipas Inferior. Gamper (1977) reconoce en la cima de la Formación Taraises, Tintinopsella oblonga, T. elíptica y Calpionellites neocomiensis, mientras que la base de las calizas Tamaulipas Inferior contiene Remaniella cadishiana (Colm), Tintinopsella longa (Colm), Calpionellites darderi (Colm); al conjunto de organismos lo asigna al Valanginiano.

El intervalo de la Formación Taraises está limitado en su base por cuñas geométricas que sobrelapan (onlap) a los estratos jurásicos. En la cima del intervalo Taraises las capas son cuñas (clinoformas), que semejan truncamiento (erosional truncation) en posible relación a una superficie de traslape (toplap). Por los datos anteriores se considera que: (1) la Formación Taraises descansa en discordancia sobre capas del Jurásico Superior; (2) que estratos de la cima del Thithoniano Superior y base del Berriasiano pueden estar ausentes por no depósito o erosión; (3) que el intervalo inferior de la Formación Taraises corresponde a un tracto transgresivo, con una superficie de máxima inundación representada en el intervalo que contiene la proliferación de amonitas del Valanginiano Superior; (4) en estratos más jóvenes hay capas dolomitizadas con pseudomorfos de yeso, sobreyacen areniscas y contienen abundantes lamelibranquios, correspondiendo el conjunto a la somerización del ambiente dentro de un proceso regresivo, y en este intervalo hay cuñas de estratos (clinoforms) que pudieran estar limitadas en su cima por una posible concordancia correlativa (no identificada en el afloramiento); y (5) sobre las capas con lamelibranquios, la sucesión estratigráfica contiene Olcostephanus sp. y Distloceras sp., posiblemente del Hauteriviano, cuya litofacies indica otra transgresión representada por base de la Formación Tamaulipas Inferior. Estos datos sugieren que en esta área está presente el límite de secuencia SB–A, con sus respectivos tractos transgresivo, de inundación y regresivo y, además, que el límite de secuencia SB–B puede estar presente como concordancia correlativa, con su tracto transgresivo B contenido en la caliza Tamaulipas Inferior (Figura 13).

3.7. Cuenca de Tampico

En la Cuenca de Tampico hay un intervalo con calcarenitas en la base del Cretácico que ocupa una franja que se extiende en el subsuelo desde el área de Tuxpan hasta Soto La Marina. Esta cuenca tuvo altos y bajos paleotectónicos en el Jurásico Superior que influyeron en la sedimentación del Cretácico (Horbury et al., 2003). Celestino (1976) indica que en la base de la Formación Tamaulipas Inferior (cuerpo B) hay calcarenitas constituidas por wackestone y packstone de ooides, que tienen un origen exógeno a la cuenca por presentar faunas bentónicas de gasterópodos, algas y ostrácodos, con rasgos diagenéticos peculiares característicos de un ambiente somero. Sin embargo, estas faunas fueron transportadas a una relativa profundidad por corrientes de turbidez, en las que se identifican laminaciones en mudstone y hay dolomitización de calizas mudstone. Celestino (1976) agrega que estas calcarenitas se depositaron en una cuenca con variaciones de batimetría somera y profunda, controlada por la paleogeografía. Por su contenido de Calpionellites neocomiensis, C. darderi, Tintinnopsella oblonga, T. carpathica con Calpionella alpina, C. elliptica y C. intermedia, se puede considerar a estos cuerpos de ooides en la cima del Berriasiano o base del Valanginiano. El intervalo descrito subyace a un horizonte de bentonitas considerado del Valanginiano (Celestino, 1976).

Por las evidencias descritas para las secciones de la Cuenca de Sabinas y las secciones regionales, es posible que las calcarenitas de la Cuenca de Tampico sean depósitos de abanicos de cuenca, alojados sobre una concordancia correlativa (límite de secuencia SB–A), relacionada a la regresión regional observada en la base del Cretácico y a su correspondiente transgresión (Figura 13).

4. Consideraciones

Los datos de litofacies y biofacies de este trabajo dan sustento para interpretar y separar patrones de acomodo de estratos en forma de secuencias estratigráficas. Con la integración de datos adicionales, aportados por numerosos trabajos antecedentes, se analiza la evolución geodinámica regional.

En base a los datos paleontológicos y litológicos, es posible ubicar el límite de la secuencia SB–A entre la zonas con Spiticeras sp. y Thurmanniceras sp., aunado a otros grupos de fósiles; estos datos carecen de resolución mayor y, por lo tanto, se considera que este límite está situado dentro del piso Berriasiano. En algunas columnas descritas en este trabajo se observan capas del Berriasiano Superior o Valanginiano Inferior sobre una superficie de discordancia que corta a estratos del Tithoniano Superior o a espesores muy delgados del Berriasiano Inferior, lo que induce a pensar que existió exposición subaérea con erosión, o un hiato y no depósito de estratos en un intervalo del Berriasiano. Esta discordancia se interpreta que puede corresponder con dos sucesos geológicos. Por un lado se ha reportado a escala global un descenso relativo del nivel del mar (Haq et al., 1988) situado en la parte media del problemático piso Berriasiano europeo. De acuerdo a la escala de tiempo usada por Ogg et al. (2004) este descenso puede situarse alrededor de 141 Ma.

Por otro lado, el límite de secuencia SB–A está ubicado entre el depósito de las capas Tanque Cuatro Palmas, del Jurásico Superior, y la Formación San Marcos, del Cretácico Inferior. En base a firmas paleomagnéticas, con diferente azimut entre estas formaciones, González–Naranjo et al. (2008) proponen que ocurrió movimiento estructural de la Falla San Marcos. Otra evidencia de tectonismo la representan metadoleritas exhumadas como bloques alontogenéticos, transportadas del subsuelo por halocinesis del diapiro El Papalote y donde Garrison y McMillan (1997, 1999) obtuvieron una edad de metamorfismo ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 146 Ma, considerando que estas rocas ígneas se emplazaron en la etapa rift de la fosa de Sabinas o, cuando más reciente, durante el Oxfordiano. La edad de bajo metamorfismo es más reciente que el emplazamiento de estas rocas, y la ubicación de éstas (proyectada longitudinalmente hacia la Falla San Marcos, que es el límite paleotectóni–co suroeste de la fosa de Sabinas), inducen a pensar que la Falla de San Marcos continuó activa en tiempos más recientes que el Jurásico. Su movimiento pudo originar esfuerzo suficiente para inducir el bajo metamorfismo de esta roca ígnea y, además, generar las condiciones propicias para provocar el movimiento de la sal del subsuelo y consiguiente diapirismo. Kroeger y Stinnesbek (2003), en el área de Galeana en Nuevo León, reportan vulcanismo ligado al ambiente de depósito en estratos de evaporitas de la Formación Minas Viejas. El conjunto de datos sugiere la continuidad de actividad magmática y tectónica post–rift. Asimismo, Eguiluz de Antuñano (2001) indica que en pozos de la Cuenca de Sabinas hay intercalaciones de rocas ígneas entre las evaporitas de la Formación Olvido.

La sierra La Gavia es un anticlinal de tipo caja, con su eje orientado NW35°SE. La arcosa Patula presenta numerosas fallas normales sinsedimentarias que no afectan a estratos más jóvenes. Estas fallas, en el flanco suroeste de la estructura, tienen sus planos con echado subvertical y orientado en general con 110° de azimut, en acomodo dominó, con desplazamiento por extensión dirigidos al E–SE.

El eje del anticlinal La Paila está orientado NE 15° y en el paraje Casa Colorada, afloran capas de areniscas de la cima de la Formación San Marcos. En esta formación también se presentan fallas normales sinsedimentarias, con planos de echado inclinado al norte–noroeste (340° a 4° de azimut) y al este (100°), con caída subvertical. En la localidad Boca de Arteaga también se presentan fallas normales sinsedimentarias, restringidas a las facies deltaicas de la Formación Carbonera. En las tres localidades estas fallas pueden ser producto de acomodo, por deslizamiento en una pendiente original de depósito, o provocadas por efectos tectónicos durante la sedimentación.

Horbury et al. (2003) consideran que las discordancias para el entorno Jurásico–Cretácico en la Cuenca de Tampico son consecuencia de movimientos tectónicos. Los datos de González–Naranjo et al. (2007), Garrison y McMillan (1997) y de este trabajo sugieren que la Falla de San Marcos y el Bloque de Coahuila pudieron tener movimientos durante la sedimentación marina jurásica y cretácica, modificando así los efectos de la subsidencia, para influir en el espacio de acomodo de sedimentos. Los datos anteriores confirman la continuación del magmatismo y fallas asociados a sedimentación durante el Jurásico Superior y Cretácico Inferior. En las secciones sísmicas 2D hacia el Bloque de Tamaulipas no se observan efectos de fallas sinsedimentarias, pero sí se presentan las discordancias.

En adición a estos datos, en el Sistema Cordillerano (Orogenia Nevadiana) existen efectos tectónicos asociados al movimiento de placas del oeste de Norteamérica y también se reconoce una discordancia regional en el Berriasiano (Drewes, 1991). En este entorno geodinámico existe la disyuntiva para resolver cuál evento tuvo mayor influencia en el noreste de México; tal parece que el cambio relativo del nivel del mar predomina sobre la tectónica.

Imlay (1936) consideró que la disminución de lutitas del Jurásico Superior, en relación al aumento de feldespatos en areniscas del Cretácico, tenía un significado climático y lo atribuyó a condiciones de clima árido, más que a un entorno tectónico. Smith (1987) indica que la composición petrográfica de Q₄₅F₄₀L₁₀ (según la clasificación de Dickinson y Suczek, 1979), en rocas del Cretácico Inferior al sureste de Saltillo, resulta de un bloque continental de basamento alto y de la presencia de feldespatos, que llegan a constiutir el 80% de la roca en algunos intervalos, y le atribuye a ello un significado tectónico. La abundancia relativa de feldespatos y la disminución de materia orgánica en la base de las formaciones cretácicas con relación a la cima de las rocas jurásicas, apoyan la idea de un cambio climático (Imlay, 1936). La coloración obscura y el abundante contenido orgánico en la Formación La Casita contrasta con la coloración ocre por oxidación y disminución de materia orgánica en areniscas de la base del Cretácico Inferior. El incremento granulómétrico observado en rocas del Cretácico Inferior, con respecto a las del Jurásico Superior en las márgenes del Bloque de Coahuila, puede sugerir un efecto de rejuvenecimiento tectónico, pero también una denudación continental por condiciones bioclimáticas.

Variaciones composicionales de δ¹⁸O, δ¹³C, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, Mg/Ca, etc., en el intervalo Berriasiano–Aptiano, indican que hay evidencia de ciclos con cambios paleoecológicos y paleoclimáticos globales (Weissert et al., 1998; Jenkyns y Wilson, 1999; Erba et al., 2004; McArthur et al., 2007; entre otros). Weissert et al. (1998) integraron varios estudios que muestran la evolución litoestratigráfica de las plataformas en la margen oriente del océano Tethys y sus relaciones con la covariancia de isótopos estables de O y C. En ese trabajo muestran que a finales del Jurásico y Berriasiano Inferior hubo un progresivo decremento de δ¹³C, con valor pico de 1.0 ⁰/₀₀, que llegó hasta el intervalo en donde aparece la zona de Nannoconnus steinmannii. En este nivel, el δ¹³C aumenta medio punto y su valor permanece con oscilaciones mínimas, desde el Berriasiano terminal, hasta el Valanginiano Superior. En el Berriasiano Superior, McArthur et al. (2007) comparan las curvas de isótopos de δ¹⁸O con las relaciones Mg/Ca, que muestran tendencias de incremento en sus valores, con picos coincidentes con el límite Berriasiano–Valanginiano. Adatte et al. (1991), en sus conclusiones, señalan que en el intervalo Tithoniano–Berriasiano del noreste mexicano las asociaciones mineralógicas de arcillas, los registros de isótopos estables y los conjuntos faunísticos parecen favorecer la idea de cambios oceanográficos importantes.

Los datos europeos y de México son congruentes para considerar un cambio climático importante en el Berriasiano, con consecuencias sobre posibles cambios relativos del nivel del mar a escala global. Es probable que el límite litoestratigráfico superior de la Formación La Casita en el noreste del país se presente diacrónico, por estar relacionado con cambios en las condiciones que controlaron el depósito antes y después de la caída del nivel del mar pero, sobre todo, con la erosión vinculada con el límite de secuencia SB–A. Dicho límite de secuencia en México parece indicar su liga con fenómenos a escala global.

Con base en la presencia de Thurmanniceras sp. y fósiles afines a esta edad, el tracto transgresivo SB–A pudo iniciar en el Valaginiano Inferior (Vokes, 1966) o en el Berriasiano, como lo sugieren estudios preliminares de amonitas en el miembro Nogales, en la sección La Huasteca (comunicación personal con Abelardo Cantú Chapa). El decremento arenoso hacia la cima de esta sucesión estratigráfica, con predominio de granulometría fina y biofacies planctónica, o bien la agradación en depósitos marginales a la cuenca, indican que esta sucesión es transgresiva y su máxima expresión corresponde con la superficie de máxima inundación MFS–A. La abundancia de faunas representadas por Acanthodiscus radiatus y otros fósiles descritos en este trabajo, corresponde de manera aproximada a una edad del Valanginiano Superior–Hauteriviano Inferior. La resolución paleontológica, en el caso del presente trabajo, no permite una aproximación más precisa. Esta máxima inundación posiblemente se ubica, por correlación, alrededor de 134.6 Ma (Skelton, 2003; Ogg et al., 2004).

Varios autores señalan que durante el Valanginiano, el incremento de vulcanismo, el exceso de CO₂ en la atmósfera y la abundancia de lutitas ricas en materia orgánica, según relaciones isotópicas δ¹⁸O y δ¹³C, sugieren un evento anóxico desfavorable para un clima cálido (Weisser et al., 1998; Jenkyns y Wilson, 1999; Skelton, 2003; Erba et al., 2004). En la Cuenca de Tampico hay tobas intercaladas entre la Formación Tamaulipas Inferior, y lo mismo ocurre en la Plataforma de Córdoba, mientras que en la Formación Xonamanca abundan tobas y bentonitas. En el Macizo de Chiapas se han datado rocas volcánicas del Berriasiano–Valanginiano (McFarlan y Menes, 1991), coincidentes con la actividad ígnea de la provincia de Paraná–Etendeka (128–138 Ma; Weisser et al., 1998; Erba et al., 2004). Este vulcanismo sugiere la perturbación de los ecosistemas marinos, relacionado con el incremento de radiolarios y la disminución de nannocoides (Erba et al., 2004). En la caliza Tamaulipas Inferior los nódulos de pedernal contienen concentraciones de radiolarios y planctónicos amalgamados en sílice. El incremento de lutitas o carbonatos arcillosos pelágicos obscuros, en el intervalo MFS–A de este trabajo, sugieren nuevamente cambios en las condiciones paleoambientales.

Con base en la integración de datos bioestratigráficos y relaciones isotópicas δ¹⁸O y δ¹³C, obtenidos de dos columnas de la Sierra Madre Oriental (La Huasteca y San Lucas), Adatte et al. (2001) proponen que en el Valanginiano Inferior los valores bajos de δ¹³C indican un enfriamiento atmosférico, asociado al descenso del nivel del mar, mientras que en el Valanginiano Superior y Hauteriviano sucede lo contrario, como consecuencia de varios factores. Los valores máximos de δ¹³C (roca total), en la parte superior de las columnas litológicas del Valanginiano Superior, corresponden con una elevación del nivel del mar, con incremento de CO₂ en la atmósfera por efecto invernadero, lo que pudo originar, como se indicó en párrafos anteriores, la regresión y la transgresión de líneas costeras en las márgenes de las cuencas mexicanas. Para el Valanginiano Superior coincide la aparición estratigráfica de la zona de Acanthodiscus radiatus, con la presencia de un incremento brusco de los valores de δ¹³C, con un pico máximo de 3.2 ⁰/₀₀, con un aumento simultáneo de facies pelíticas euxínicas.

Para el Valanginiano Superior se ha identificado un vulcanismo extenso en varias partes del mundo (Skelton, 2003). El pico máximo de esta actividad magmática se considera alrededor de 133 Ma (Hauteriviano), con valores positivos elevados de δ¹³C.

La resolución paleontológica y escalas de tiempo pueden originar discrepancias para ubicar los límites en edad de los eventos en este trabajo (McArthur et al., 2007).

Sobre la superficie de inundación identificada en este trabajo y su correlación global, la sucesión litológica aparece paulatinamente granocreciente, el modelo de depósito se identifica progradante y termina con una discordancia (SB–B). En las columnas estudiadas no hay bases paleontológicas para controlar la edad de esta discordancia; solamente su posición estratigráfica puede situarla en una posible edad del Hauteriviano Superior y, de ser así, podría correlacionarse con el descenso del nivel del mar registrado en 131.6 Ma (Ogg et al., 2004). Para este tiempo tampoco hay reportes de actividad tectónica en el noreste de México y se requiere un estudio detallado de las fallas sinsedimentarias, citadas en este trabajo, para aclarar su origen. Por otro lado, en la caliza Tamaulipas Inferior del Valanginiano–Aptiano, hay tobas intercaladas, que indican vulcanismo posiblemente situado en el sur del país (McFarlan y Menes, 1991).

En el oriente del mar Tethys, en la cima del Hauteriviano Superior, se registra el evento Faraoni, caracterizado por una pendiente gradual que incrementa valores positivos de δ¹³C desde 1.7 hasta 2.1 ⁰/₀₀ y δ¹⁸O (VPDB, obtenidos de muestras de carbonato roca total) con pico de valores promedio entre –2.2 y –2.5 % (Godet et al., 2006). En el Océano Pacífico se observa, para una edad similar, una situación parecida (Jenkyns y Wilson, 1999; Erba et al., 2004), marcada por el incremento en la abundancia de radiolarios y el decrecimiento de nanofósiles, ubicados en el pico de valores de δ¹³C, lo que sugiere una perturbación en los ecosistemas marinos asociados con exceso de CO₂. La ocurrencia de facies marinas euxínicas en ambas regiones han sido asociadas por, Jenkyns y Wilson (1999), Erba et al. (2004) y otros autores, entre otros factores, a condiciones de enfriamiento durante la época en que se registran los mayores valores de δ¹³C (132 Ma), en asociación con el incremento de δ¹⁸O. Ello está asociado a los descensos de nivel del mar y a los límites de secuencia durante los últimos 40 millones de años, como resultado de crecimiento de los casquetes de hielo.

Sobre el límite de secuencia B se encuentra el tracto transgresivo TST–B, representado por ciclos de alta frecuencia de evaporitas y carbonatos de ambiente lagunar; su carácter transgresivo es identificado en secciones sísmicas por el traslape (onlap) en tiempo y espacio de sucesiones de estratos sobre los altos paleogeográficos (Figura 10). Este tracto culmina con la superficie de máxima inundación MFS–B. Ésta se reconoce dentro del tercio superior de la Formación La Virgen por un cuerpo de litofacies de carbonatos lagunares, con ausencia de evaporitas (miembro IV o facies de boundstone de ostreas de Hernández, 2003), limitado por paquetes de evaporitas y carbonatos (miembros III y V). Los miembros superiores de la Formación La Virgen (IV y V), se observan en secciones sísmicas cubriendo los altos paleogeográficos, mientras que los miembros I, II y III de la misma formación traslapan (onlap) en forma de cuñas transgresivas a dichos altos.

En las facies pelágicas de cuenca del tercio superior de la Formación Tamaulipas Inferior, en la sierra de Lorenzeña, Zacatecas, hay un cuerpo de lutitas y calizas arcillosas con Pulchellia sp. (amonita del Barremiano). Estas capas indican un aporte de terrígenos pelíticos provenientes de altos paleogeográficos, que se extendieron más allá de las facies lagunares del Sistema Sedimentario Cupido. Su importancia radica en que este intervalo pelítico pudiera correlacionarse con el miembro IV de la Formación La Virgen, y corresponder con una superficie de máxima inundación del Barremiano, pero esta hipótesis requiere de más datos para ser sustentada. Los organismos bentónicos contenidos en la Formación La Virgen no permiten asignar una edad a estas rocas.

En el borde de la Plataforma Cupido, la presencia del foraminífero bentónico Vercorsella wintereri y de algas Salpingoporella cf. annulata sugieren una edad del Hauteriviano (Murillo–Muñetón y Dorobek, 2003). Guzzy–Arredondo et al. (2007), analizaron muestras ubicadas en el borde del Sistema Sedimentario Cupido sin resultados favorables para determinar su edad. Hernández (2003), en una muestra de yeso en la base de la Formación La Virgen, indica una relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de 0.707583 ± 0.000034. Este valor, en la curva del agua marina de McArthur et al. (2001) intercepta tres edades posibles: Sinemuriano (197 Ma), Barremiano (126 Ma) y Campaniano (81.5 Ma). El dato más razonable corresponde con el valor 126 Ma y coincide con la posición estratigráfica sugerida para ubicar la edad de parte de la caliza Cupido y parte de la Formación La Virgen, que tienen un intervalo posible de depósito entre la cima del Hauteriviano y el Aptiano Inferior, congruente con los datos bioestratigráficos de Barragán Manzo y Díaz Otero (2004) descritos para la sierra del Rosario en Durango.

En este trabajo se decidió ubicar la superficie de máxima inundación MFS–B alrededor de los 126 Ma, tomando como base las superficies de inundación y niveles bajos de secuencias referidas por Ogg et al. (2004).

El tracto anterior termina con el evento regresivo RST–B, representado por depósitos lagunares que se hacen someros y terminan con la discordancia SB–C como límite de secuencia. Maldovanyi y Lohmann (1984) determinaron en la Formación Cupido/Sligo relaciones 5¹⁸O y 5¹³C que consideraron como debidas a la influencia de agua meteórica, con posibles condiciones de exposición subaérea y desarrollo de ambiente vadoso, sin especificar la posición de las muestras en esta unidad. Una de las alternativas posibles de ello puede sugerir cambios relativos del nivel marino. Murillo–Muñetón y Dorobek (2003) señalan que en la cima de la sección Cupido en el área de Bustamante, Nuevo León, hay evidencias de alteración diagenética influenciada por agua meteórica, así como evidencias de exposición subaérea. Estos datos pueden relacionarse con las observaciones de la discordancia SB–C, que se ha propuesto en este y otros trabajos (Lehmann et al., 1998; Goldhammer, 1999).

Hernández–Trejo (2003), en secciones de superficie, identifica brechas de colapso en la cima de la Formación La Virgen, a las que considera como indicios de exposición subaérea. Su observación es consistente con los datos de subsuelo y superficie de otras localidades en la Cuenca de Sabinas.

Con los organismos bentónicos no se tiene apoyo paleontológico apropiado para controlar la edad del tracto regresivo. De esta discordancia, por su posición estratigráfica, se interpreta que pudiera tener correlación en edad con una caída relativa del nivel del mar, propuesto a escala global en 124 Ma (Ogg et al., 2004). Es posible que la caliza Cupidito pudiera situarse en la parte baja del Bedouliano y corresponder a la biozona de Deshayesites sp., especies no reportadas en el noreste de México, por no existir aquí o por no ser el ambiente de depósito propicio para su desarrollo. Por otro lado, la presencia de Chophatella descipiens no es potestativa de la caliza Cupidito; este organismo está presente desde la base a la cima del Sistema Sedimentario Cupido.

Para este tiempo, la deformación observada el noreste de México indica extensión sinsedimentaria en la sierra La Paila (en este trabajo) y en la Saliente de Monterrey (Marrett y Laubach, 2001). Esta deformación puede ocurrir por cambios de pendiente en el depósito o por movimiento tectónico, y no hay datos adicionales para sustentar actividad tectónica regional alguna. En el noreste de México, durante este período cesó el depósito de evaporitas en el Sistema Sedimentario Cupido, posiblemente relacionadas, entre otros factores, a clima cálido y aridez. Se propone que el límite de secuencia SB–C está ligado al control global de la variación relativa del nivel del mar , cuya influencia pudo ser climática, registrada por un rápido decremento del carbono atmosférico (indicado por valores positivos de δ¹³C; Weissert et al., 1998; Jenkyns y Wilson, 1999; Skelton, 2003).

La superficie de inundación más prominente en la secuencia C la representa la Formación La Peña, con litofacies arcillosas y biofacies pelágicas, que contiene varias especies de Dufrenoyia, Colombiceras, Epicheloniceras e Hypacanthoplites, así como Nannoconus truitti Bronnimann, N. elongatus, Bronnimann, N. minutus Bronniman y Globigerinelloides ferroalensis; su edad se posiciona entre la cima del Aptiano Inferior y el Aptiano Superior (Bedouliano Superior–Clansayense). Es conveniente aclarar que en la Formación Las Uvas existe el género Dufrenoyia (Humphrey y Díaz, 2003) y, por lo tanto, es equivalente en edad con la Formación La Peña. Por ello, las correlaciones de Lehmann et al. (1998, 2000) no son apropiadas para considerar a la Formación Las Uvas como un depósito más antiguo que la Formación La Peña y, por consiguiente, la excursión de la composición isotópica de oxígeno y carbono asignada a dicha unidad es cuestionable.

Arthur y Schlanger (1979) señalan que durante el Barremiano–Aptiano Inferior pudieron existir condiciones de ambiente anóxico global, representadas por un pico con valores positivos de δ¹³C. Estas condiciones favorecen la interpretación de un evento de inundación máxima. La actividad ígnea a escala mundial pudo ser el factor principal de cambio para estas condiciones, aportando nutrientes e incrementando la productividad bioecológica en el medio marino (Weissert et al., 1998; Skelton, 2003).

Por su asociación paleontológica, esta inundación pudo haber ocurrido en 123 Ma (Ogg et al., 2004) dentro de un evento anóxico global, en donde el noreste de México queda incluido. Sin embargo, esta inundación en México pudiera incluirse dentro del tracto transgresivo de menor frecuencia y la máxima expresión de inundación puede ser más joven, al quedar contenida dentro del Albiano Inferior, pero tal discusión queda fuera de los alcances de este trabajo.

Con los datos existentes no es posible conocer el lapso de interrupción o hiato en los límites de secuencias; subjetivamente, su duración posiblemente fue corta. El control paleontológico en las localidades de Villa Juárez y La Huasteca puede indicar que estratigráficamente, tanto arriba como abajo de la discordancia SB–A para el Berriasiano, es posible encontrar fósiles de esta edad y sugerir la breve duración de esta discordancia siguiendo el criterio de Ward (1990). Por el contrario, en el caso de la condensación e hiato de la Formación La Peña (Eguiluz de Antuñano, 1990b; Ángeles–Villeda et al., 2005), el contenido paleontológico permite controlar su duración aproximada.

La frecuencia de los intervalos descritos en este trabajo, con duración de 8 a 10 Ma, se puede jerarquizar la secuencia como de segundo orden, de acuerdo a la clasificación propuesta por Catuneanu (2002). Es motivo de trabajo adicional considerar las tasas de subsidencia tectónica que pudieron contribuir para crear el espacio de acomodo a las secuencias descritas.

Los datos aportados por este trabajo han sido la base estratigráfica para sustentar las paleogeografías y evaluar la exploración geológica y el riesgo de posibilidades hidrocarburíferas de la Cuenca de Sabinas y en la margen sur del Bloque de Coahuila (Eguiluz de Antuñano y Aranda, 1984; Eguiluz de Antuñano, 2001, 2007).

5. Conclusiones

En la Cuenca de Sabinas se reconocen tres límites de secuencia de segundo orden, vinculados con tractos transgresivos, regresivos y etapas de máxima inundación. Por su contenido paleontológico, estos límites de secuencia pueden situarse en el Berriasiano, el Hauteriviano y el Aptiano. Las secuencias identificadas tienen correlación con sucesiones estratigráficas similares observadas en la Cuenca de Chihuahua, en la margen sur de la Paleoisla de Coahuila, en la margen occidental de la Paleoisla de San Carlos, en el área de Huizachal, y en el subsuelo de la Cuenca de Tampico. Con base en su posición estratigráfica, estos límites pueden correlacionarse con cambios relativos del nivel marino a escala global. El más antiguo se propone, por correlación ubicarlo en 141 Ma, otro en 131.6 Ma, y el límite más joven en 124 Ma. A su vez, se reconocen tres superficies de máxima inundación. Por su posición y correlación estratigráfica se propone ubicarlas en 134.6 Ma, 126 Ma y 123 Ma. De acuerdo al análisis de los datos presentados, la influencia tectónica local parece quedar subordinada a los cambios relativos del nivel del mar de escala global, pero esta idea requiere de confirmación por medio de apoyos argumentales adicionales.

Agradecimientos

Este trabajo se dedica al Dr. Zoltán De Cserna como reconocimiento a su labor desarrollada en pro del conocimiento geológico de México. Se agradece al Dr. Ismael Ferrusquía Villafranca por motivar al autor para la difusión del presente trabajo. El autor reconoce la meritoria labor de los editores Dr. Juan Carlos Montalvo Arrieta y Dr. Gabriel Chávez Cabello y se agradece la invitación para participar con este trabajo, como un aporte en el conocimiento geológico del noreste de México. Al Dr. Francisco Vega Vera, Dr. Gabriel Chávez Cabello, Dr. Ulises Hernández Romano y a la M. en C. Natalia Amezcua Torres, por sus críticas constructivas en la revisión de este trabajo. Al Dr. Abelardo Cantú Chapa por la determinación de algunos ejemplares de amonitas, así como por sus comentarios y diálogos constructivos, que contribuyeron a mejorar el contenido del presente escrito. Se agradece al Ing. Daniel Olivares por sus sugerencias y apoyo en la determinación micropaleontológica de tintínidos, de varias muestras estudiadas en el límite Jurásico–Cretácico. Se agradece a María Chapela Lara, Andrés Boni Noguez y a la Dra. Barbara Martiny por sus comentarios y esmerada revisión durante la edición técnica del presente trabajo para mejorar las ideas aquí plasmadas.

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Manuscrito recibido: Octubre 10, 2009
Manuscrito recibido corregido: Noviembre 25, 2009
Manuscrito aceptado: Octubre 19, 2010

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 271-284.

Rasgos tectónicos de la Cuenca de La Popa y de las estructuras que la rodean en el noreste de México derivados de campos geofísicos potenciales

Tectonic traits of the La Popa Basin and the neighboring structures, NE Mexico,after potential geophysic fields

 Antonio Tamez Ponce^1,*, Vsevolod Yutsis², Konstantin Krivosheya²,Edilberto Román Hernández Flores³, Andrey A. Bulychev⁴ y Antonio Tamez Vargas⁵

¹ Posgrado en Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Carretera a Cerro Prieto km 8, Ex–Hacienda de Guadalupe, 67000 Linares, Nuevo León, México.
² Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Carretera a Cerro Prieto km 8, Ex–Hacienda de Guadalupe, 67000 Linares, Nuevo León, México.
³ PEMEX PEP, Región Norte, Interior del Campo Pemex, Edificio principal, 93300 Poza Rica, Veracruz, México.
⁴ Facultad de Geología, Universidad Estatal de Moscú, Lomonósov, Vorobióvy Gory, 141400 Moscú, Rusia.
⁵ Instituto Tecnológico de Linares, Carretera Nacional km 157, 67700 Linares, Nuevo León, México.

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Resumen

En este trabajo se presenta el análisis integral de datos gravimétricos y aeromagnéticos en el área de la Cuenca de La Popa y las estructuras geológicas que la rodean. El análisis fue complementado con un Modelo Digital de Elevaciones (MDE) que, combinado con la revisión de estudios geológicos previos, sirvió para comparar las estructuras en superficie y bloques del basamento en el área de estudio. Se hizo la separación de los bloques tectónicos más importantes, llegando por último al desarrollo de dos modelos geológicos–geofísicos 2.5D que representan de manera general las características estructurales más importantes del noreste de México.

Palabras clave: anomalía de Bouguer, anomalía magnética, evaporitas jurásicas, modelo geológico–geofísico, noreste de México, Cuenca de La Popa.

Abstract

In this work, the integral analysis of gravity and aeromagnetic data in the La Popa Basin and the adjacent geologic structures is presented. The analysis was complemented with a Digital Model of Elevations that, combined with the review of previous geological studies, served to compare the surface structures and basement blocks in the study area. The most important tectonic blocks were distinguished and finally two 2.5D geological–geophysical models were developed. These models represent in a general way the most important structural characteristics of the northeast of Mexico.

Keywords: Bouguer anomaly, magnetic anomaly, Jurassic evaporites, geological–geophysical model, northeast of Mexico, La Popa Basin.

1. Introducción

La cuenca de La Popa se localiza en el antepaís (foreland) de la Sierra Madre Oriental a 85 km al noroeste de la ciudad de Monterrey, Nuevo León, abarcando parte de los estados de Nuevo León y Coahuila, ubicándose al noreste de la Cuenca de Parras y al Sur de la Cuenca de Sabinas (Figura 1). Esta cuenca es dominada por tectónica salina que es de gran interés para la industria del petróleo (Hudec y Jackson, 2007), debido a que grandes yacimientos de hidrocarburos en el mundo se encuentran ubicados en cuencas salinas (por ejemplo, el Golfo de México, el Golfo Pérsico, el Mar del Norte, la Cuenca Inferior del Congo, la Cuenca Campos, y la Cuenca Pricaspiana; Warren, 1999). En México, la Cuenca de La Popa representa el mejor análogo del Golfo de México (Willis et al., 2001) y aunque en esta cuenca no se han encontrado depósitos de gas o petróleo, el estudio y conocimiento de su estructura profunda y su evolución geológica puede ser aplicado a áreas semejantes, con la ventaja de que se encuentra en el continente y no debajo de un tirante de agua importante. Por esta razón es de interés tanto científico como petrolero el conocer la respuesta geofísica que tiene la Cuenca de La Popa.

El objetivo de este trabajo fue realizar un análisis cualitativo de campos potenciales (gravimétrico y aeromagnético) regionales abarcando la Cuenca de La Popa y los elementos tectónicos que la rodean, como lo son la Curvatura de Monterrey, la Cuenca de Parras, la Isla de Coahuila, la Isla de Monclova (Goldhammer y Johnson, 2001) y el Cinturón Intrusivo Candela–Monclova. Lo anterior se logró a partir del análisis de mapas 2D de la anomalía de Bouguer y la anomalía magnética total, así como el filtrado (pasa altas y pasa bajas) que se les aplicó a éstos, para finalmente poder observar la repuesta geofísica que tiene la Cuenca de La Popa y los elementos tectónicos que la rodean, con lo cual se pudieron desarrollar dos modelos geológico–geofísicos que representan de manera general las características más importantes del área de estudio.

2. Área de estudio

En el noreste de México la evolución tectono–sedimentaria está ligada de una manera muy estrecha a la apertura y desarrollo del Golfo de México (González Sánchez et al., 2007), proceso que dio origen a algunos de los altos del basamento incluidos en el área de estudio como el Bloque o Isla de Coahuila, y la Isla de Monclova.

En el área de estudio afloran principalmente rocas ígneas y sedimentarias del Mesozoico, del Terciario y suelos cuaternarios (Lawton et al., 2001). Las rocas sedimentarias son de origen marino y continental, las rocas ígneas son intrusivas y extrusivas. Si se toma en cuenta la topografía se puede decir que los afloramientos del Mesozoico conforman anticlinales alargados, con una dirección predominante NW–SE, así como algunos sinclinales estrechos, ambos constituidos por calizas, areniscas y lutitas en menor proporción. Por otra parte las rocas ígneas intrusivas se encuentran en la parte norte del área y se distribuyen de occidente a oriente en la parte conocida como Cinturón Intrusivo Candela–Monclova (Chávez–Cabello, 2005).

Para comparar las estructuras en superficie y bloques de basamento fue utilizado un Modelo Digital de Elevaciones (MDE) tomado de The Consortium for Spatial Information (CGIAR–CSI, 2009), basado en mediciones satelitales con separaciones de 90 m entre cada punto de medición. Éstas están originalmente referidas en grados y minutos, DATUM WGS84, por lo cual fue necesario convertirlas a coordenadas UTM en metros, DATUM NAD27, para poder comparar estructuras en superficie con los mapas gravimétricos y magnéticos. Este modelo consta de una base de datos de 72 202 000 puntos, dentro del que se ubicaron las estructuras más importantes, como la Cuenca de La Popa, y las estructuras que la rodean: la Curvatura de Monterrey, las islas de Coahuila y de Monclova, las cuencas de Parras y de Sabinas, los anticlinales de Minas Viejas, Potrero de García, Potrero Chico, Las Gomas–Bustamante, La Gavia, de Enmedio, y Lapazos–Sabinas (Eguiluz de Antuñano, 2001), y el Cinturón de Intrusivos Candela–Monclova, mostrando la distribución de estas estructuras en el área de estudio y ubicándolos en el Modelo Digital de Elevación (Figura 2).

3. Geología superficial

Como se mencionó anteriormente, el área de estudio refleja en superficie una cubierta sedimentaria marina depositada entre el Jurásico Medio–Tardío y el Cretácico Tardío (Figura 3; Padilla y Sánchez, 1986; Salvador, 1987; Pindell et al., 1988; Winkler y Buffler, 1988; Pindell y Barrett, 1990; Wilson, 1990; Dickinson y Lawton, 2001). La deformación que se observa en estos bloques y en muchas partes del noreste de México es compleja debido a despegues sedimentarios sobre secuencias evaporíticas (Formación Minas Viejas), la incorporación local del basamento en la deformación, y por la reactivación de algunas fallas antiguas del basamento como la Falla San Marcos (Padilla y Sánchez, 1986; McKee et al., 1990). Parte de esta falla es abarcada por la malla de datos gravimétricos y magnéticos (Yutsis et al., 2009).

La Cuenca de La Popa es de tipo foreland y está localizada al frente de la Curvatura de Monterrey que forma parte de la Sierra Madre Oriental, provincia que representa el alto estructural. La Cuenca de Parras está localizada al oeste de la Curvatura de Monterrey y al sur del Bloque de Coahuila, que a su vez colinda con la Cuenca de Sabinas en la parte norte del área. Las cuencas de La Popa y de Parras contienen rocas sedimentarias siliciclásticas de grano fino y carbonatos de agua profunda del Cretácico Tardío–Terciario Temprano. Estas unidades sobreyacen a carbonatos de plataforma del Cretácico Temprano. Las rocas del Cretácico Tardío subyacen al Grupo Difunta y a la Lutita Parras (McBride et al., 1974; Vega–Vera y Perrilliat, 1989; Ye, 1997). Esta secuencia se depositó al frente de la Sierra Madre Oriental durante su levantamiento producto de la orogenia Laramide (Vega–Vera y Perrilliat, 1989; Vega–Vera et al., 1989; Ye, 1997). Además, existen algunos bloques tectónicos o paleoaltos permo–triásicos, como el Bloque de Coahuila (Tardy, 1980; Charleston, 1981) y la Isla de Monclova, los cuales representan altos de basamento según Goldhammer y Johnson (2001).

La falla mas importante en el área es la Falla de San Marcos, definida por Charleston (1981), quien ha sugerido que experimentó movimientos laterales en el Jurásico Tardío y normales en el Cretácico Temprano. Además, separa estructuralmente al Bloque de Coahuila del Cinturón Plegado de Coahuila (McKee et al., 1990); dentro de este cinturón se encuentra el Cinturón de Intrusivos Candela–Monclova, con orientación casi E–W (Figura 3).

4. Datos gravimétricos y aeromagnéticos

Para realizar esta investigación se utilizó una malla de datos gravimétricos que consta de una base de datos con 9857 puntos medidos en superficie con una distancia de separación entre cada punto de 500 m (Figura 4). En base a esta información y a su análisis, se interpretaron las características del bloque sedimentario mesozoico que, en la Cuenca de La Popa tiene como base a la Formación Minas Viejas, constituida principalmente por evaporitas.

Se utilizaron también datos aeromagnéticos del Servicio Geológico Mexicano (SGM), los cuales se midieron en vuelos realizados a una altura constante de 300 m, y la distancia entre cada punto de medición fue de 200 m teniendo una base de datos de 540 000 puntos medidos. Se utilizó este método debido a que basa su principio en las variaciones de las propiedades magnéticas de las rocas en el subsuelo (Reynolds et al., 1990; Blakely, 1995), por lo que se analizó el contraste de esta propiedad física en las rocas cristalinas debajo del bloque sedimentario mesozoico para poder relacionar el mapa aeromagnético con el basamento cristalino.

El área con información gravimétrica y aeromagnética está ubicada entre las coordenadas 260 000 E y 375 000 E, 2 810 000 N y 29 900 000 N (Coordenadas UTM en m, DATUM: NAD27) sin embargo en algunas partes se observa la ausencia de información gravimétrica debido a que corresponden con altos topográficos y la adquisición resultó complicada.

4.1 Análisis de la anomalía de Bouguer

Se realizó la reducción a los datos gravimétricos y se obtuvo el mapa de la anomalía de Bouguer, con una densidad de 2.4 g/cm3 obtenida mediante el método de Nettleton, para posteriormente aplicar la corrección por terreno utilizando el método de Hammer (Burger, 1992), ya que existe variación de elevaciones de 300 a 1500 m. En este mapa gravimétrico se observa que los valores de occidente a oriente se hacen más negativos dentro de un rango de –43 a –165 mGal (Figura 5b), lo cual se interpreta como una variación en el espesor cortical entre 33 a 38 km según Bartolini y Mickus (2001). Además se realizó la separación regional–residual de la anomalía de Bouguer (i.e., Reynolds, 1997). Con el objetivo de analizar las estructuras más someras se utilizó el residual de la anomalía de Bouguer, obtenido al aplicar un filtro pasa altas con una longitud de onda de corte de 50 000 m al mapa de la anomalía de Bouguer, obteniendo como resultado un mapa con valores que van de 5 a –17 mGal (Figura 5d).

4.2 Residual de la anomalía de Bouguer

Para el estudio de los cuerpos someros en el área de estudio, se analizó el mapa del residual de la anomalía de Bouguer, sobre el cual se ubicó a la Cuenca de La Popa y las estructuras geológicas que la rodean, con lo que se observó que los mínimos gravimétricos que van de –2 a –17 mGal se acomodan casi idealmente en algunos anticlinales como los de Potrero de García, Potrero Chico, Minas Viejas, Las Gomas–Bustamante y La Gavia (Figura 5d). Estas estructuras se encuentran nucleadas por evaporitas, lo cual permite correlacionar los mínimos gravimétricos con algunas de las acumulaciones más importantes de evaporitas en el área de estudio.

Además, los mínimos gravimétricos más importantes en el mapa residual de la anomalía de Bouguer se ubican en la periferia de la Cuenca de La Popa, delimitados por algunos bloques de basamento permo–triásicos como el Bloque de Coahuila y la Isla de Monclova (Goldhammer y Johnson, 2001). Esto ocurrió probablemente después de ser depositada la sal en el Jurásico Superior y posteriormente a la depositación de la secuencia sedimentaria sobre ésta; la sal comenzó a ser expulsada hacia su periferia y, combinado con procesos de deformación, se acomodó en el núcleo de algunos anticlinales. Se observa también que estos mínimos gravimétricos se encuentran rodeados por máximos gravimétricos, lo que refleja el contraste de densidades entre la sal y rocas como las calizas, lutitas y areniscas, que son más densas.

4.3 Análisis de la anomalía magnética

El análisis del basamento cristalino del área de estudio fue realizado usando el mapa de anomalía magnética, tomando en cuenta que la secuencia sedimentaria presenta un efecto magnético muy bajo, siendo su respuesta casi nula. La anomalía magnética total es la suma de los cuerpos de basamento magnetizados de distintos tamaños, los cuales presentan profundidades variables. Con lo anterior es posible tener una idea general de la morfología del basamento.

Analizando el mapa de la anomalía magnética total, con variaciones en el rango de 252 a –89 nT, se observa que la Cuenca de La Popa refleja valores mínimos, desde –8 hasta –14 nT; estos mínimos se encuentran en toda la parte central del mapa con dirección E–W. Hacia el norte de la cuenca se incrementan los valores, observándose altos magnéticos con valores de 10 a 200 nT, mientras que en la parte sur del mapa se encuentran bajos magnéticos en su sector este y altos magnéticos en la parte suroeste. Además se observa un alto aislado exactamente en la parte sur de la Cuenca de La Popa. Con este análisis es posible limitar la Cuenca de La Popa hacia el sur y al norte por altos magnéticos (Figura 6a).

Se aplicó la reducción al polo a la anomalía magnética para centrar las anomalías en los cuerpos que las producen (Figura 6b) y posteriormente se hizo la división de sus componentes regional y residual, de las cuales se utilizó la componente residual obtenida al aplicarle un filtro pasa altas con una longitud de onda de corte de 50 000 m a la anomalía magnética total reducida al polo (Figura 6d). Con lo anterior, se confirmó que la Cuenca de La Popa se ubica entre altos magnéticos hacia el norte y sur.

5. Modelos geológico–geofísicos regionales

Debido a que las anomalías observadas contienen el efecto de los cuerpos someros y profundos que se manifiestan en la respuesta gravimétrica como la suma de cortas y largas longitudes de onda, se realizo un análisis cualitativo y se seleccionaron dos perfiles para la elaboración de modelos 2.5D que representaran de manera general el área de estudio a una profundidad máxima de 15 km.

Los modelos aquí presentados fueron realizados con base en la anomalía magnética total, la anomalía de Bouguer y el residual de la anomalía de Bouguer, apoyados en el trabajo de Aranda–García et al. (2008), quien realizó una compilación de las secciones estructurales publicadas por Echanove (1965), Padilla y Sánchez (1986), Gray et al. (2001), Millán–Garrido (2004) y Latta y Anastasio (2007), en donde se integraron conceptos estructurales regionales que convergen en la región. Para la interpretación de estas secciones fueron considerados los estilos estructurales de cobertura de cada sector y una interpretación de su basamento para ajustar la relación entre ambas deformaciones. Las estructuras aflorantes en este sector muestran una variedad genética de dos orígenes evidentes: (1) pliegues contraccionales nucleados por evaporitas, con despegue regional dentro o en la base de las mismas como lo son los anticlinales de Potrero de García, Potrero Chico y Minas Viejas, y (2) estructuras halocinéticas en un régimen contraccional que varían desde cuerpos diapíricos despegados (diapiros El Gordo y El Papalote), domos fracturados radialmente, paredes de evaporitas y soldaduras de expulsión.

Los métodos utilizados para calcular la respuesta gravimétrica y magnética que reflejan los modelos que comprenden los polígonos, a los cuales se les asignaron distintas densidades y susceptibilidades, se basan en Talwani et al. (1959) y Talwani y Heirtzler (1964), y hacen uso de los algoritmos descritos por Won y Bevis (1987). El cálculo del modelo en 2.5D se basó en Rassmussen y Pedersen (1979).

Se utilizó la compilación regional realizada por Bartolini y Mickus (2001) en base a sísmica para asignar densidades al basamento, así como la revisión de trabajos geológicos previos para calcular un promedio de las variaciones de densidad en la secuencia sedimentaria mesozoica, combinado con la aplicación del método de Nettleton. Para asignar las susceptibilidades al basamento, así como el tipo de roca, se tomó como base el mapa de litología del basamento de la Cuenca de Sabinas elaborado con datos de aproximadamente 30 pozos, datos sísmicos y además datos levantados en geología superficial (Albarran et al., 2008), trabajo que también abarca la Cuenca de La Popa.

5.1 Perfiles seleccionados para el modelado

La metodología para seleccionar los dos perfiles que se modelaron consistió en la selección de estructuras representativas del área de estudio. Además, se tuvo en cuenta que se pudiera verificar si las secciones estructurales compiladas por Aranda–García et al. (2008) concuerdan con la respuesta geofísica. Posteriormente se ubicaron sobre el MDE mapas gravimétricos y magnéticos que representan el efecto de las estructuras que cruzan los perfiles.

Fueron trazados el perfil (A–A´), que abarca desde la parte más al norte de la Curvatura de Monterrey, la parte noreste de la cuenca de Parras, los diapiros El Gordo y El Papalote dentro de la Cuenca de La Popa, terminando en la parte final del anticlinal de Minas Viejas, y el perfil (B–B´) que abarca los anticlinales de Potrero de García, Potrero Chico y Minas Viejas (Figura 5a). Éstos también se colocaron en tres mapas gravimétricos para realizar un análisis cualitativo. En el mapa de la anomalía de Bouguer (Figura 5b) se observa sólo una tendencia en el incremento de los valores hacia el noreste y algunos mínimos aislados ubicados de manera general con la misma dirección de algunos ejes de anticlinales. El mapa regional de la anomalía de Bouguer (Figura 5c) únicamente presenta anomalías de baja frecuencia, lo cual indica un aumento en el espesor cortical hacia el noreste. Por último, en el mapa del residual de la anomalía de Bouguer (Figura 5d) se puede observar que los diapiros El Gordo y El Papalote, a los que cruza el perfil (A–A´), no presentan una respuesta gravimétrica negativa, por lo cual es posible que la evacuación de evaporitas haya sido casi total y que actualmente estén despegados de su fuente, permaneciendo en superficie únicamente un residuo de evaporitas.

Sin embargo, los anticlinales abarcados por el perfil (B–B´) están ubicados sobre bajos gravimétricos ya que están nucleados por evaporitas (Figura 5d). Para modelar el basamento cristalino se ubicaron los perfiles en cuatro mapas magnéticos. En el mapa de la anomalía magnética total (Figura 6a) se observa que, en la latitud en la que los perfiles cruzan la Cuenca de La Popa y los anticlinales Potrero de García, Potrero Chico y Minas Viejas, responden a un bajo magnético centrado casi con orientación E–W. Esta parte ha sido considerada como una fosa jurásica o un graben según las interpretaciones cualitativas de las secciones estructurales compiladas por Aranda–García et al. (2008). Se utilizó este mapa para el modelado y para verificar si esta estructura corresponde a un graben según su respuesta magnética. En el mapa de la reducción al polo de la anomalía magnética total (Figura 6b) se observa que las anomalías tienen un ligero desplazamiento ubicándolas debajo de los cuerpos que las originan. El mapa regional de la anomalía magnética reducida al polo (Figura 6c) sólo muestra el efecto de los cuerpos magnetizados más profundos, siendo éstos marcados por anomalías de bajas frecuencias y, además, se continúa observando el bajo magnético en la parte central. El mapa del residual de la anomalía magnética total reducida al polo (Figura 6d) es la respuesta de los cuerpos magnetizados más someros, como los intrusivos del Cinturón de Intrusivos Candela Monclova en la parte norte. En el resto del mapa, donde la secuencia sedimentaria tiene un efecto magnético mínimo, constituye el reflejo de la parte más superficial del basamento cristalino.

5.2 Modelo (A–A´), diapiros despegados

El perfil (A–A´) es representativo, ya que permite observar seis estilos de plegamiento coexistiendo en el noreste de México:

1. el anticlinal de Los Muertos corresponde a un pliegue de despegue sobre evaporitas jurásicas;

2. el anticlinal Venado en la Cuenca de Parras, que sugiere ser un pliegue híbrido, donde primero se tuvo un pliegue de despegue y luego su flanco norte fue modificado por elevación de sal desarrollando un pliegue drape;

3. el sinclinal Delgado, desarrollado por evacuación de evaporitas;

4. el anticlinal Lobo o Gordo es un pliegue híbrido, donde posiblemente se formó una estructura halocinética por una pared de sal y fue posteriormente modificada durante la contracción a un pliegue de despegue con dos diapiros, uno en cada flanco del mismo (El Gordo y El Papalote);

5. la soldadura de la Popa, la cual se ha considerado una estructura halocinética (Giles y Lawton, 1999) por una pared de sal (pliegue La Popa), la cual evolucionó a una soldadura, la cual aflora en superficie; y por último

6. se propone una inversión de basamento el cual debe de ayudar al desarrollo de esta soldadura (Aranda–García et al., 2008).

En el modelo se puede observar la secuencia sedimentaria del Mesozoico que descansa sobre la sal. Esta secuencia es alterada por las propiedades plásticas de la sal así como por su incompresibilidad, lo que originó la inversión de densidades presente en el área combinada con la presión litostática de esta secuencia, ocasionando la migración de sal hacia la periferia de la Cuenca de La Popa. Como se puede observar, las acumulaciones más importantes se encuentran en los núcleos de algunos anticlinales como los de Potrero de García, Potrero Chico y Minas Viejas. En la parte del perfil que cruza la Cuenca de La Popa destacan los altos gravimétricos que muestran los diapiros El Gordo y El Papalote.

Según la revisión de trabajos previos (Giles y Lawton, 2002; Aranda–García et al., 2008), dicho fenómeno se puede explicar como el efecto de una intensa evacuación de sal formando soldaduras secundarias debajo de estos residuos de evaporitas en superficie y, principalmente, debido al flujo de escombros arrastrados por el ascenso salino, sumado a la presencia de lentes carbonatados con relativamente alta densidad, ubicados debajo del desbordamiento en el flanco norte de los diapiros (Giles y Lawton, 2002). Además, en el modelo se ubica el basamento cristalino presente en el área de estudio, compuesto principalmente por esquistos y granitos (Figura 7).

5.3 Modelo (B–B´), anticlinales de despegue

El perfil (B–B´) está localizado al este de la Cuenca de La Popa, cruzando perpendicularmente los anticlinales de Potrero de García, Potrero Chico y Minas Viejas, los cuales representan pliegues de cobertera con despegue en las evaporitas jurásicas de la Formación Minas Viejas. Estructuras similares han sido reportadas en la Cuenca de Sabinas por Peterson–Rodríguez et al. (2008).

Para este modelo se utilizó el mapa de la anomalía de Bouguer, debido a que en éste las estructuras de interés son marcadas de manera clara por anomalías negativas de alta frecuencia, relacionadas a importantes acumulaciones de evaporitas en los núcleos de los anticlinales. Este efecto es contrario a lo observado en los diapiros El Gordo y El Papalote, abarcados por el modelo (A–A´), en donde fue necesario utilizar el residual de la anomalía de Bouguer para observar el efecto que las estructuras someras producían. Para el basamento se utilizó la anomalía magnética total.

El espesor de evaporitas que se esperaba modelar en el núcleo de los anticlinales era de más de 4 km. Ello, teniendo en cuenta que los núcleos de los anticlinales que abarca este perfil están erosionados y dentro de ellos existen afloramientos de evaporitas, combinado con los resultados del pozo Minas Viejas 1, el cual perforó una sección de evaporitas de 4500 m (Lawton et al., 2001) y los valores bajos en el mapa residual de la anomalía de Bouguer acomodados en estas estructuras. Esto se comprobó en el modelo que se presenta en este trabajo, ya que el núcleo compuesto por evaporitas de los anticlinales Potrero de García y Potrero Chico están unidos y salen a superficie como dos ramificaciones de la principal acumulación de evaporitas. Esta acumulación muestra más de 5 km de espesor y una longitud de más de 4 km, la cual aumenta con la profundidad. El anticlinal Minas Viejas muestra en su núcleo, de igual manera, un espesor de más de 5 km y una longitud de 1–14 km (Figura 8).

En cuanto al basamento, en el modelo se comprobó que la parte donde se ubican los anticlinales, al igual que la Cuenca de la Popa, representa una estructura que corresponde a un graben, estando compuesto principalmente por esquistos y granitos (Figura 8).

6. Conclusiones

El análisis cualitativo de datos de campos geofísicos potenciales, y su relación con las estructuras presentes en el área, mostró que algunos de los mínimos gravimétricos en el mapa residual de la anomalía de Bouguer se encuentran relacionados con las partes más altas topográfica y tectónicamente; en específico, con algunos anticlinales como los de Potrero de García, Potrero Chico y Minas Viejas. Como es bien conocido, el núcleo de los anticlinales representa una acumulación importante de evaporitas, por lo cual se propone que los mínimos gravimétricos se encuentran relacionados con las acumulaciones más importantes de sal en el área, como se comprobó en el modelo (B–B´). Estos mínimos se localizan en la periferia de la Cuenca de La Popa, por lo que se propone también que dicha cuenca actuó como el depocentro de la sal y, posteriormente, la depositación de la secuencia sedimentaria mesozoica sobre la sal provocó una presión importante. Entonces, debido a que las evaporitas se comportan como un material plástico a la inversión de densidades y a la presión litostática, éstas migraron hacia la periferia de la Cuenca de La Popa. Evidencia de la importante evacuación de sal que ocurrió en la Cuenca de la Popa la constituyen los diapiros El Gordo y El Papalote. Para estos diapiros se concluye, en base al modelo (A–A´), que son diapiros despegados con escombros y lentes en sus bordes y parte inferior. Además, en la parte superficial del diapiro El Papalote se observan algunas inclusiones metaígneas. Por último, se ubicaron dos soldaduras secundarias debajo de los diapiros El Gordo y El Papalote, así como la soldadura que se encuentra en la parte norte de la Cuenca de La Popa, la cual aflora en superficie.

A partir del análisis magnético, se observó que la Cuenca de La Popa se encuentra limitada al norte y sur por altos magnéticos, y en los modelos se comprobó que esta estructura corresponde a un graben. Con lo anterior, se verificó la hipótesis de Aranda–García et al. (2008) quienes, en base a secciones estructurales y datos magnéticos, ubicaron a la Cuenca de La Popa sobre un graben y, alternativamente, también la consideraron como una fosa jurásica.

La morfología del basamento, así como la variación de los espesores de la secuencia sedimentaria que se observaron en los modelos geológico–geofísicos, permiten visualizar de manera general algunas de las estructuras que combinan tectónica contraccional y halocinética en el área de estudio.

Agradecimientos

Se agradece a PEMEX PEP, por el apoyo recibido y las facilidades de utilizar los datos gravimétricos presentados en este estudio, así como el uso de las instalaciones en Poza Rica, Veracruz. En especial, se agradece al Ing. Gerardo Basurto Borbolla por aprobar esta colaboración y al Dr. Pedro Tomas Gómez Cabrera por su apoyo incondicional desde el comienzo de este proyecto. También se agradecen las observaciones del Dr. Óscar Campos Enríquez y de un revisor anónimo, quienes fueron designados como árbitros para revisar este trabajo, contribuyendo significativamente a mejorar el manuscrito. Un agradecimiento especial a quienes apoyaron esta investigación durante el desarrollo de este escrito: Dr. Ivan B. Lygin y a todo el Departamento de Gravimetría de la Universidad Estatal de Moscú por sus comentarios acerca de este proyecto, así como al Ing. Manuel Ángel Maldonado Leal, quien revisó el manuscrito.

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Manuscrito recibido: Junio 5, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Mayo 10, 2010.
Manuscrito aceptado: Junio 13, 2010.

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 235-252. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2011v63n2a7

Geoquímica y petrología del campo volcánico de Ocampo, Coahuila, México

Geochemistry and petrology of the Ocampo volcanic field, Coahuila, Mexico

Gabriel Valdez Moreno^1,*,+, José Jorge Aranda–Gómez² y Amabel Ortega–Rivera³

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, México, D.F. 04510. ⁺ Dirección Actual: Unidad Académica de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Guerrero. Ex–hacienda de San Juan Bautista, s/n, Taxco El Viejo, Guerrero, 40200, México.
² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Querétaro, 76230, México.
³ Instituto de Geología, Estación Regional del Noroeste, Apartado Postal 1039, Universidad Nacional Autónoma de México, Hermosillo, Sonora, 83000 México.

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Resumen

Un conjunto de conos de escoria máfica y de derrames de lava asociados se encuentran en el valle ubicado entre los pueblos de Cuatro Ciénegas y Ocampo en Coahuila. Estas estructuras forman el campo volcánico plio–cuaternario de Ocampo. La edad isotópica de estos volcanes varía entre 1.82 ± 0.20 Ma y 3.41± 0.55 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar, matriz). Los volcanes de Ocampo definen un alineamiento regional con rumbo WNW–ESE de rocas volcánicas máficas de tipo intraplaca, que es burdamente paralelo a una anomalía magnética de basamento. A una escala más local, cinco conos de escoria ubicados en el valle entre Cuatro Ciénegas y Ocampo definen un alineamiento de 8 km de largo, con rumbo NNW–SSE. Las lavas extravasadas por dos volcanes inmediatamente al oeste del poblado de Ocampo forman una secuencia con un espesor de 50 m. La ubicación de los conductos volcánicos es marcada por la presencia de depósitos piroclásticos cercanos a las fuentes. Las rocas volcánicas estudiadas son hipocristalinas, con texturas en la matriz pilotaxíticas o intergranulares. El conjunto de fenocristales en estas rocas siempre está compuesto por olivinos + clinopiroxenos + plagioclasas + titanomagnetita. Algunos de los ejemplares contienen además xenocristales parcialmente reabsorbidos de plagioclasas y/o feldespatos potásicos. Con base en su composición química, las rocas de Ocampo son clasificadas como hawaiita, basanita o basalto alcalino. Los diagramas de multielementos tienen una forma cóncava que es característica en los magmas de intraplaca. Los patrones de tierras raras tienen pendientes pronunciadas (La/Yb = 13.5 a 32.8), que son interpretadas como evidencia de la presencia de granate en el área fuente de estos magmas. Los datos isotópicos obtenidos (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70336 a 0.70346; εNd = 6.01 a 6.14; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.07 a 38.18, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.45 a 18.48) son muy homogéneos y consistentes con una fuente tipo OIB para estos magmas. Las variaciones geoquímicas en los ejemplares estudiados pueden ser explicadas por un proceso AFC. La cristalización fraccionada de olivinos + clinopiroxenos + plagioclasas simultánea con la asimilación de rocas corticales durante un ascenso relativamente lento del magma parece haber jugado un papel importante en la evolución del magma.

Palabras clave: Coahuila, geoquímica, intraplaca, Provincia de Cuencas y Sierras.

Abstract

A set of mafic scoria cones and associated lava flows occur in the valley located between the towns of Cuatro Ciénegas and Ocampo in Coahuila. These structures form the Plio–Quaternary Ocampo volcanic field. The isotopic age of these volcanoes ranges between 1.82 ± 0.20 Ma and 3.41± 0.55 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar, matrix). The Ocampo volcanoes define a regional WNW–ESE lineament of intraplate type, mafic volcanic rocks, which is roughly parallel to a magnetic anomaly in the basement. At a local scale, five scoria cones located in the Cuatro Ciénegas – Ocampo valley define a NNW–SSE trending, 8 km long lineament. The lavas issued from two volcanoes located immediately west of the town of Ocampo form a 50 m thick sequence. The location of the vents is marked by the presence of near–vent pyroclastic deposits. The studied volcanic rocks are hypocristalline with a pilotaxitic or intergranular texture in the matrix. Phenocryst assemblage in these rocks is always olivine + clinopyroxene + plagioclase + titanomagnetite. Some samples may contain in addition partially resorbed plagioclase and/or potassium feldspar xenocrysts. Based on their chemical composition, the Ocampo rocks are classified as hawaiite, basanite or alkali basalt. Multielement diagrams have a concave form, characteristic of intraplate–type magmas. REE patterns have steep slopes (La/Yb = 13.5 to 32.8), which are interpreted as the result of garnet in the source area of the magmas. Isotopic data (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70336 to 0.70346; εNd = 6.01 to 6.14; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.07 to 38.18, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.45 to 18.48) are homogenous and consistent with an OIB–type source. Geochemical variations observed in the studied samples can be explained with an AFC process. Crystal fractionation of olivine + clinopyroxene + plagioclase and simultaneous assimilation or crustal material during a relatively slow ascent to the surface seems to have played an important role in the evolution of the magma.

Keywords: Coahuila, geochemistry, intraplate, Basin and Range Province.

1. Introducción

El vulcanismo de intraplaca ha sido ampliamente documentado en México, principalmente a lo largo y ancho de la Provincia Tectónica de Cuencas y Sierras (PTCS; Figura 1) y, en menor grado, en regiones adyacentes como la parte estable de la península de Baja California y la planicie costera del Golfo de México. La presencia de estos magmas afuera de la zona en México que experimentaron extensión cortical durante el Terciario Medio a Tardío y el Cuaternario, independientemente de las provincias geológicas y tectónicas en la región, es de suma importancia ya que sugiere que su génesis no depende del estado de esfuerzos en la parte superior de la corteza. Sin embargo, sí existe una relación entre fallamiento normal y la abundancia relativa de este tipo de magmatismo (Aranda–Gómez et al., 2005, 2007). Los magmas de intraplaca en el centro y norte de México frecuentemente contienen xenolitos del manto y/o de la parte profunda de la corteza. Estas inclusiones, accidentales respecto de las lavas que las contienen, fueron acarreadas durante el ascenso del magma, que en el caso de las localidades con peridotitas debió ser rápido. Las lavas emitidas pueden ofrecer información acerca de la naturaleza de su fuente en el manto y de las regiones que atravesaron en éste (e.g., Luhr et al., 1995; Aranda–Gómez et al., 2000, 2005, 2007), así como de la edad, mineralogía, condiciones de presión–temperatura (e.g., Hayob et al., 1989) y composición química de la corteza profunda (Rudnick y Cameron, 1991; Heinrich y Besch, 1992; Schaaf et al., 1994) por debajo de la PTCS y regiones adyacentes (Figura 1).

En el estado de Coahuila se han documentado por primera vez algunos sitios con este tipo de magmatismo, como los campos volcánicos de Las Esperanzas, Las Coloradas y Ocampo, cuyas edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar oscilan entre 3.5 y 2.5 Ma (Valdez–Moreno, 2001; Aranda–Gómez et al., 2005, 2007). La composición de estos productos volcánicos es clave para entender las condiciones del manto por debajo de esta porción de la zona noreste de México y los procesos petrogenéticos durante la generación y ascenso de los magmas a la superficie. Asimismo, la ubicación y edad de los campos volcánicos ayuda a entender parte de la evolución tectónica de Coahuila central durante el Plioceno.

2. Contexto geológico regional

El campo volcánico de Ocampo (CVO) se ubica en los municipios de Cuatro Ciénegas y Ocampo, en la parte central del estado de Coahuila (Figura 2). Todos los volcanes estudiados se encuentran en las cercanías del poblado de Ocampo y en el valle ubicado al oriente de éste (Figura 2).

Existen varios trabajos que analizan el origen y la evolución tectónica y sedimentológica asociada a la actividad de la Falla de San Marcos, una estructura cortical mayor en la parte central de Coahuila (e.g., McKee et al., 1984, 1990; Chávez–Cabello et al., 2005, 2007), cuya traza actual está ubicada aproximadamente a 60 km al sur de la cabecera municipal de Ocampo. McKee et al. (1990) interpretaron esta estructura como parte del conjunto de fallas transformantes asociadas a la apertura del Golfo de México, que por un tiempo conectaron las cordilleras del piso oceánico del Atlántico con las del Pacífico durante el Jurásico. Aranda–Gómez et al. (2005, 2007) infirieron una posible relación entre la reactivación de la falla de San Marcos durante el Plioceno y el Cuaternario y la localización del campo volcánico de Camargo, en donde se encuentra La Olivina, una de las localidades con xenolitos del manto mejor documentadas en México (e.g., Cameron et al., 1983, 1992; Rudnick y Cameron, 1991; Nimz et al., 1993; Smith et al., 1996).

En cuanto a su ubicación geográfica, la región en donde se localizan los volcanes de intraplaca del centro de Coahuila se encuentra claramente dentro de la provincia morfotectónica de la Sierra Madre Oriental (Sedlock et al., 1993) y de la Provincia Tectónica de Cuencas y Sierras (Figura 1; Henry y Aranda–Gómez, 1992). Lo que aquí llamamos el CVO (Figura 2) está en la parte central de la Cadena Plegada de Coahuila (Eguiluz de Antuñano et al., 2000). Los depósitos volcánicos más voluminosos del CVO y sus fuentes se encuentran en los frentes septentrional y meridional del cerro La Borrega y de la sierra Chimales, respectivamente (Fig. 2a). Están compuestos por sedimentos marinos mesozoicos (Pérez de la Cruz et al., 2000). Otros volcanes del CVO se encuentran aislados dentro de un valle extenso, parcialmente relleno por sedimentos clásticos continentales (Figura 2), que en su parte más ancha mide >30 km. El valle está bordeado por sierras anticlinales formadas durante la orogenia Larámide, compuestas por rocas sedimentarias carbonatadas del Cretácico Tardío. Al sur del potrero La Mula e inmediatamente al norte de la sierra La Menchaca existen otros afloramientos aislados de rocas volcánicas máficas, posiblemente también de intraplaca (Figura 2a). Cabe hacer notar que estos afloramientos, junto con aquellos del CVO, definen una alineación burda en dirección E–W. Este alineamiento volcánico es subparalelo a una anomalía gravimétrica regional documentada por el Servicio Geológico Mexicano (2002) y a la Falla de la Madera, ubicada al pie de la sierra del mismo nombre (Pérez de la Cruz et al., 2000).

La geología de la región de Ocampo ha sido poco estudiada y por tanto no existe información local detallada del entorno inmediato de los volcanes. Los trabajos publicados se han enfocado sobre todo a la cartografía geológica y geofísica regional (Pérez de la Cruz et al., 2000; Servicio Geológico Mexicano, 2000) y a la prospección minera en la porción septentrional del municipio de Ocampo, en la zona de Boquillas del Carmen y en la sierra La Encantada (Ojeda, 1973). McKee et al. (1990) realizaron un análisis de la actividad tectónica y la sedimentación durante el Mesozoico en la sierra de San Marcos, a aproximadamente 50 km al sur de la Villa de Ocampo. En su trabajo documentaron la Falla de San Marcos, una estructura que cruza todo el estado de Coahuila en su parte central. Esta megaestructura tiene una traza comprobada de más de 300 km de largo, ya que es claramente reflejada por los pliegues del Terciario Temprano en las rocas sedimentarias marinas. Partes de la Falla de San Marcos coinciden con los límites de elementos paleogeográficos importantes como el margen septentrional de la isla de Coahuila (Jurásico Tardío – Cretácico Temprano) y existen evidencias claras de que la estructura controló la sedimentación durante parte del Mesozoico (McKee et al., 1990). La Falla de San Marcos ha sido reactivada varias veces durante eventos tectónicos posteriores, incluyendo la deformación extensional de PTCS y su traza proyecta hacia la ubicación del campo volcánico de Camargo, otra localidad importante del volcanismo intraplaca en la región. El sistema de fallas normales sinvolcánico que atraviesa el campo volcánico de Camargo es interpretado por Aranda–Gómez et al. (2003, 2005) como un producto de la reactivación de la falla de San Marcos durante el Plio–Pleistoceno.

Jones et al. (1984) documentaron la existencia de otro elemento paleogeográfico del Jurásico al norte del CVO, que se conoce como la isla de La Mula. Este elemento positivo proporcionó sedimentos a la Cuenca de Sabinas derivados de un plutón del Triásico Tardío, que está expuesto en el potrero La Mula y en la sierra El Fuste (Figura 2a). En términos generales, algunas de las estructuras laramídicas asociadas a la Falla San Marcos, así como al conjunto formado por las sierras La Madera, El Fuste, La Mula y Chimales,y en el cerro La Borrega, presentan la peculiaridad de planos axiales que se intersectan con ángulos grandes (Figura 2a), rasgo que McKee et al. (1984) consideran como evidencia de la presencia de drape folds, que son estructuras resultantes de la presencia de bloques de falla en el basamento.

3. Geología local y productos volcánicos emitidos

Las formaciones mesozoicas que afloran alrededor del valle de Ocampo son principalmente del Cretácico Inferior y están representadas por rocas sedimentarias (Figura 2a). Entre ellas destacan Aurora, Barril Viejo, Cupido, Cuesta del Cura y La Peña. El Terciario está compuesto por conglomerados continentales. Las rocas más recientes están representadas por los conos de escoria y derrames de lava basáltica (sensu lato) asociados. Los volcanes del CVO se localizan en el borde occidental y en la parte central del valle entre las poblaciones de Ocampo y Cuatro Ciénegas (Figura 2).

El CVO se puede dividir en dos zonas. Al occidente, junto a la cabecera municipal, existe un afloramiento más o menos extenso de basaltos provenientes de al menos dos volcanes (27° 18.734’ N, 102° 28.351’ W y 27° 18.635’ N, 102° 29.802’ W, respectivamente). En el arroyo El Mimbre, que fluye en dirección W–E, y que separa a dos estructuras laramídicas en la secuencia de calizas mesozoicas (Pérez de la Cruz et al., 2000), la secuencia eruptiva está compuesta por varios derrames de lava. Cerca del rancho La Puerta, el derrame de lava más antiguo descansa discordantemente sobre la caliza del Cretácico Inferior y, con base en las relaciones de campo, se cree que fluyó sobre una superficie irregular en los cerros de caliza hasta llegar a un paleoarroyo (Figura 3a). Sobre este flujo existen al menos cuatro derrames apilados de lava intracañón, los cuales pueden ser fácilmente distinguidos a la distancia por la presencia de autobrechas en la base de cada derrame, que descansan directamente sobre la superficie cubierta de material escoriáceo del derrame subyacente. En algunos lugares, el cañón por el que fluye el arroyo actual tiene una profundidad notable, estimada en más de 50 m. Otra característica distintiva de los derrames es la formación de juntas columnares, lo que también ayuda a diferenciarlos (Figura 3b).

Las lavas de la región occidental del CVO son de color gris pardo en superficies intemperizadas y gris oscuro a negro en fractura fresca. Generalmente son vesiculares y su contenido de vesículas aumenta notablemente hacia la cima del derrame en donde los flujos adquieren un aspecto escoriáceo. Las vesículas son en su mayoría subesféricas y en ocasiones están rellenas de material secundario. Las rocas tienden a ser pobres en cristales. Sin embargo, algunos de los derrames tienen texturas porfídicas, con olivino y piroxeno relativamente abundantes que, en ocasiones, forman pequeños agregados glomeroporfídicos.

La zona oriental del campo consiste en un conjunto de seis conos de escoria aislados adentro del valle (Figura 3c). Los volcanes tienen alturas de hasta 40 m sobre el valle circundante. Invariablemente presentan un grado moderado de erosión y comúnmente hay un derrame de lava que abrió el cráter y fluyó por distancias cortas de unos cuantos cientos de metros hacia el oriente. Uno de los rasgos más notables de esta porción del campo es el alineamiento de cinco volcanes en dirección NNW–SSE, lo que sugiere que fueron alimentados a través de un dique emplazado en una fractura tensional con esa orientación, como ha sido documentado por Nakamura (1977). La alineación de conos es paralela al rumbo de algunas de las estructuras laramídicas (e.g., sierra La Menchaca, Figura 2a), mientras que la alineación regional de volcanes de intraplaca coincide con la anomalía magnética regional (Servicio Geológico Mexicano, 2002) y el rumbo del anticlinal y la Falla de la sierra La Madera (Figura 2a).

La escoria y las bombas volcánicas que forman los conos en el valle tienen un contenido bajo de fenocristales. Su color es ocre al intemperismo y en fractura fresca son gris obscuro. La mineralogía observada con lupa consiste en olivinos + piroxenos, cuyos cristales están embebidos en una matriz hipocristalina y afanítica.

4. Muestreo y metodología analítica

Durante el trabajo de campo se colectaron varias muestras de roca para su estudio en el laboratorio. Cada ejemplar elegido para análisis fue fragmentado en el campo con el marro, empleando la superficie fresca en un trozo grande de la misma roca como mortero, hasta conseguir fragmentos con diámetros de 1 a 2 cm. Una vez quebrada la muestra, se almacenó para su molienda posterior en el laboratorio. El material seleccionado fue lavado varias veces con agua bidestilada y, una vez limpio, fue secado en un horno a una temperatura de 60 ° a 70 °C. Después se comenzó con la molienda en un molino tipo shatter box con contenedor y disco de Al2O3 para reducir la contaminación con elementos como Ti, Nb y Ta.

Parte de los análisis químicos se realizaron mediante diferentes técnicas en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS). Para medir elementos mayores y traza se empleó la técnica de fluorescencia de rayos X (FRX); estos elementos se midieron en un equipo Siemens SRS (tubo de Rh y ventana de Be). Para ello se empleó la técnica descrita por Lozano–Santa Cruz et al. (1995). Los análisis de elementos traza y tierras raras fueron realizados en el laboratorio de la Smithsonian Institution en Washington, utilizando ICP–MS, siguiendo el procedimiento de Luhr y Haldar (2006).

Para el análisis de relaciones isotópicas de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb y ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, la digestión de muestras y la separación de elementos en columnas de intercambio iónico se siguieron los procedimientos descritos en el Manual Interno de Procedimientos del LUGIS, UNAM (Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica, 2000). Las relaciones isotópicas se midieron con un espectrómetro de masas con fuente de ionización térmica Finnigan MAT 262 en el LUGIS. Se midieron cerca de 60 relaciones de Sr, Nd, y de 92 a 100 relaciones de Pb en el modo estático.

Los estudios geocronológicos fueron realizados en los laboratorios de la Queen’s University, Canadá, por el método de ⁴⁰Ar/³⁹Ar utilizando separados de matriz. La irradiación de las muestras se llevó a cabo mediante técnicas estándares en el reactor de McMaster´s, Canadá, usando el método descrito en Ortega–Rivera et al. (1997). El laboratorio de geocronología emplea un láser de argón continuo modelo 8w Lexel 3500 que está acoplado a un espectrómetro de masas para gases nobles modelo MAP 216, equipado con un multiplicador de electrones y una fuente iónica Baür–Signer.

5. Resultados

5.1. Edad de las lavas del CVO

Para el CVO fueron determinadas dos edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar utilizando concentrados de matriz. Durante el proceso de separación, los fenocristales se removieron de forma manual para evitar contaminación. Los resultados se presentan en la Tabla 1. Durante la medición sólo se corrieron dos y tres pasos, debido a que las rocas son bajas en K y no presentan suficiente Ar para realizar más pasos. Para este trabajo se presentan las muestras que liberaron la mayor cantidad de Ar y con las cuales se pudieron hacer la mayor cantidad de pasos. De las muestras analizadas, la primera corresponde a uno de los flujos intracañón documentados cerca de la Villa de Ocampo (Coa–25: basanita; Figura 2b). La segunda muestra (Coa–29: hawaiita) corresponde a uno de los conos de escoria aislados en el valle ubicado al oriente de Ocampo (Figura 2c).

En las Figuras 4a y 4b se muestran los espectros de edad obtenidos en matriz para las lavas analizadas. La edad que proporciona el espectro para la muestra Coa–25 es de 1.82 ± 0.20 Ma (Figura 4a); aunque esta edad se obtuvo de un sólo paso con 90 % de ³⁹Ar liberado, y por lo tanto no es estrictamente una edad de meseta, el error relativamente bajo indicaría que el dato es aceptable. La muestra Coa–29 arroja una edad de meseta de 3.41 ± 0.55 Ma, determinada con tres pasos consecutivos que representan el 100 % del ³⁹Ar liberado. Esta edad se puede considerar una buena aproximación a la edad de la roca, aun cuando el error asociado a cada paso es grande.

5.2. Petrografía

Las rocas volcánicas de Ocampo son porfídicas o microporfídicas, con fenocristales y/o microfenocristales de forma euedral a subedral (Figura 5). El grado de cristalinidad es hipocristalino y la matriz presenta variaciones en su arreglo que van desde pilotaxítico a intergranular (Figuras 5A, B, C, D). Su contenido de fenocristales y microfenocristales, determinado por conteo de puntos (n > 800), varía de 86 a 95 (vol. %). La paragénesis mineral del conjunto de fenocristales observados en todas las muestras es: olivinos (3.2–5.7 %) + clinopiroxenos (0.8–5.3 %) + minerales opacos (2.3–6.2 %) + plagioclasas (0.1–0.3 %) + apatita (trazas). Una característica importante de la muestra Coa–30 es la presencia de xenocristales redondeados de feldespatos potásicos y plagioclasas con diámetros > 1 mm (Figuras 5E, F, G, H). Estos vestigios de rocas feldespáticas, así como la ausencia de xenolitos de peridotita sugieren que los magmas del CVO ascendieron de manera relativamente lenta, en comparación con otros magmas de intraplaca de la PTCS y por lo tanto pudieron asimilar material cortical durante su ascenso.

En la gran mayoría de las rocas estudiadas, las plagioclasas se observan principalmente como microlitos en la matriz. Sólo excepcionalmente se presentan como fenocristales euedrales de hasta 1.2 mm de largo (Coa–23). Las plagioclasas también forman agregados glomeroporfídicos junto con olivino y clinopiroxeno. En ocasiones, los fenocristales de plagioclasas están corroídos e invadidos por la matriz que está compuesta principalmente por clinopiroxenos, microlitos de plagioclasas y gránulos de minerales opacos. Los clinopiroxenos (0.8 –5.3 %) se presentan como fenocristales euedrales o subedrales, de hasta 2.5 mm de largo. Ocasionalmente, forman glomerocristales de hasta 3.2 mm de largo. Frecuentemente, los piroxenos están maclados, con zonación oscilatoria o mostrando extinción en forma de reloj de arena, lo que sugiere que es augita titanífera. En algunas muestras como Coa–25, Coa–28 y Coa–31, los clinopiroxenos llegan a ser más abundantes que los olivinos. En todas las muestras, los clinopiroxenos también se presentan como fase de matriz. Es común observar a los fenocristales de clinopiroxenos mostrando reabsorción intensa, con textura poiquilítica o con un arreglo similar al de las plagioclasas con textura de cedazo (Figura 5c). Los olivinos (3.2 – 5.7%) forman fenocristales de hasta de 3.2 mm de largo, generalmente euedrales a subedrales, en ocasiones con golfos de corrosión. La alteración más frecuente en los olivinos es la iddingsitización, que en las muestras estudiadas varía de apenas perceptible a moderada.

Las fases menores están representadas por espinela y titanomagnetita, frecuentemente como microfenocristales en la matriz (titanomagnetita) y/o como inclusiones (espinela) dentro de los olivinos. La apatita ocurre como cristales diminutos incluidos en plagioclasas.

5.3. Geoquímica

5.3.1. Clasificación de las rocas

Los datos de elementos mayores y traza se reportan en la Tabla 2, y se muestran en distintos diagramas para observar su comportamiento geoquímico. El diagrama TAS (Total Alkali – Silica: SiO₂ vs. [Na₂O + K₂O]) de Le Bas et al. (1986) muestra que las rocas del campo volcánico de Ocampo son hawaiitas, basanitas y basaltos (Figura 6). Conforme con el criterio de Irvine y Baragar (1971), la mayoría de las rocas volcánicas máficas del CVO son alcalinas (Figura 6), excepto la muestra Coa–30, la cual se ubica sobre el límite de las rocas subalcalinas.

Según la clasificación de Best y Brimhall (1974) —que ha sido empleada por Aranda–Gómez et al. (1997, 2005, 2007) en sus investigaciones sistemáticas sobre petrología y geoquímica de las rocas volcánicas máficas de intraplaca del centro y norte de México— todas las rocas del CVO, excepto Coa–30, contienen feldespatoides normativos y son, por tanto, hawaiitas, hawaiitas con nefelina y basanitas con olivino (Figura 7). Coa–30, que contiene xenocristales de feldespatos, es un basalto de hiperstena. La presencia de un número pequeño de rocas saturadas en sílice en los campos de lavas intraplaca es algo que se observa a través de toda la porción meridional de la Provincia de Cuencas y Sierras, así como en zonas aledañas (Aranda–Gómez et al., 2005, 2007). Una comparación visual de los datos de la Figura 7 para el CVO con los reportados por Aranda–Gómez et al. (2005, 2007, Figura 3c) para las rocas del PTCS revela que las rocas de Ocampo se encuentran en el área de mayor densidad de muestras, aunque es evidente que en otros campos volcánicos, especialmente en los más jóvenes, hay rocas con contenidos más elevados de feldespatoides o hiperstena contenidos en la norma CIPW.

5.3.2. Elementos mayores

El contenido de SiO₂ en el conjunto varía de 47 a 51.5 % en peso, mientras que MgO tiene un rango de 9.38 a 5.18 % en peso. Con la excepción de Coa–30, todas las muestras contienen nefelina en la norma CIPW (2–14 %). El número de Mg [100*Mg/(Mg+Fe)] en el conjunto de muestras varía de 54.9 a 67. En los diagramas bivariados con respecto a #Mg (Figura 8) se observa un grupo de muestras (Coa–27, Coa–28, Coa–30, Coa–31) que tiene un alto contenido de SiO2 a #Mg alto; estas muestras son las que clasifican como hawaiitas y hawaiitas de hiperstena en la Figura 7. En general, las muestras exhiben un enriquecimiento continuo en Al2O3 al disminuir el #Mg, lo que indica un papel subordinado del fraccionamiento de plagioclasas en la evolución de los magmas. Mientras, el CaO presenta una inflexión o cambio de pendiente a medida que disminuye el #Mg, probablemente asociado a la cristalización fraccionada de clinopiroxenos. Por lo general, Na₂O, TiO₂ y P₂O₅ se enriquecen a medida que el magma evoluciona, y sólo en la muestra con menor #Mg (Coa–23) se observa un ligero empobrecimiento, que podría estar relacionado al inicio de la cristalización de titanomagnetita, apatita y plagioclasas (Figura 8).

5.3.3. Elementos traza

En los diagramas de variación para los elementos traza se puede observar un incremento en el contenido de Ba, Rb, Sr y Zr al disminuir #Mg. Sin embargo, las hawaiitas y hawaiitas de hiperstena se salen de la tendencia general y forman un grupo con concentraciones más bajas de Ba, Rb, Sr y Zr. Por otra parte, para los elementos Co, Cr y Ni se observa una marcada disminución hacia las muestras más diferenciadas (menor #Mg) (Figura 9), lo cual puede ser explicado por la cristalización fraccionada de clinopiroxenos, cromita y olivinos, respectivamente.

El diagrama multielementos, normalizado contra los valores de condritas de Thompson (1982), es cóncavo (Figura 10a), lo que es característico de los magmas de intraplaca, con un enriquecimiento en los elementos altamente incompatibles, los cuales presentan un máximo en los valores normalizados de Nb y Ta. Las muestras presentan anomalías positivas de Sr y Ba, así como enriquecimientos variables de los elementos más incompatibles. Cabe observar que las hawaiitas y hawaiitas de hiperstena muestran un mayor empobrecimiento en los elementos traza incompatibles en comparación con otras muestras con número de magnesio similar (Figura 10a).

Los elementos de las tierras raras (REE, por sus siglas en inglés) fueron normalizados contra valores condríticos de Sun y McDonough (1989) y graficados como patrones (Figura 10b). Las REE presentan relaciones de La/Yb entre 13.5 y 32.8 y por lo tanto una pendiente negativa muy pronunciada, lo cual sugiere la presencia de granates en la fuente. Característicamente, la variación del contenido de tierras raras ligeras (La–Eu) es muy amplia en la serie de rocas analizada (Figura 10b), mientras que las REE pesadas (Tb–Lu) presentan escasa variación. Esto permite distinguir dos grupos de muestras, uno con contenidos altos de tierras raras ligeras y el otro grupo con contenidos bajos (Figura 10b). En este caso, el grupo con los contenidos más bajos en las REE ligeras corresponde también a las hawaiitas y hawaiitas de hiperstena. Otro rasgo que se observa para todas las muestras estudiadas es una pequeña anomalía positiva de Eu, probablemente causada por la incorporación de plagioclasa.

5.3.4. Isótopos de Sr, Nd y Pb

Las relaciones de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr para las rocas del CVO varían de 0.70337 a 0.70346. Los valores de εNd varían de 6.01 a 6.14 (Tabla 3). Estas relaciones son muy homogéneas y ubican a las muestras de Ocampo dentro del arreglo del manto en el diagrama de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr vs. εNd y dentro del campo definido por basaltos de islas oceánicas (OIB; Cohen y O’Nions, 1982a,b) y también dentro del campo de las basanitas de la Provincia de Cuencas y Sierras de los Estados Unidos de América (Figura 11). Entre las rocas del CVO se distingue un grupo con composición isotópica de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr y εNd homogénea, el cual corresponde a hawaiitas de nefelina y basanitas de olivino (Figura 7), mientras que una hawaiita (Coa–27) presenta valores más altos de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr a valores similares de εNd.

Las relaciones isotópicas de Pb se obtuvieron en tres muestras y presentan variaciones para ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb de 18.45 a 18.48, para ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb de 15.55 a 15.56 y para ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb de 38.08 a 38.18. Estas relaciones isotópicas grafican en el diagrama de ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb vs. ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb cerca de los valores obtenidos para rocas de los campos volcánicos de Durango (Pier et al., 1992) y de los basaltos de la provincia de Cuencas y Sierras de los Estados Unidos de América (Figura 12).

5.4. Fuente de los magmas

Las relaciones isotópicas de las rocas del CVO son, en general, similares a las rocas volcánicas de otros campos volcánicos cuaternarios en la Provincia Tectónica de Cuencas y Sierras (Figuras 11 y 12). En el diagrama de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr vs. εNd (Figura 11) se observa que las muestras presentan valores que se encuentran en el campo formado por los OIB, lo que indica que los magmas provienen del manto superior enriquecido. En general, las rocas del CVO tienen relaciones de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr más altas a valores similares de εNd en comparación con las rocas de Santo Domingo y Ventura, en San Luis Potosí (Figura 11), a las que se atribuye un origen asociado a la fusión parcial del manto y contaminación con la corteza (Pier et al., 1989).

Pier et al. (1989) interpretaron que las tendencias isotópicas de Sr y Nd en rocas de San Luis Potosí son el resultado de mezcla de por lo menos tres reservorios del manto: (1) una componente empobrecido análogo al MORB, (2) una componente enriquecido del tipo Santa Elena, y (3) una componente que afectó sustancialmente la composición de Sr más que la composición de Nd. En el caso de las rocas del CVO, éstas muestran un comportamiento isotópico relativamente homogéneo en comparación con el resto de los campos volcánicos documentados por Pier et al. (1989, 1992), lo que indica que las rocas del CVO pueden provenir de una fuente con características isotópicas uniformes, aunque la contribución de un componente que afectó en mayor medida la composición isotópica de Sr parece evidente.

Las relaciones isotópicas de Pb de las rocas del CVO grafican en el extremo más empobrecido del espectro de composición de las rocas de la Provincia de Cuencas y Sierras (Figura 12), a valores comparables con los reportados para basaltos de la Provincia de Cuencas y Sierras de los Estados Unidos de América (Zartman y Tera, 1973; Galer y O’Nions, 1989). En la Figura 12 se observa que los valores isotópicos de ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb obtenidos en este trabajo son menores a los datos reportados para el CVD y CVLE en San Luis Potosí, para los cuales se ha sugerido que la contaminación cortical ha ocurrido durante la diferenciación magmática (e.g., Pier et al., 1989; Luhr et al., 1995). Por lo tanto, estas observaciones pueden sugerir, como primera aproximación, que en el CVO tuvieron lugar procesos de contaminación cortical, aunque en mucho menor medida o por un contaminante isotópicamente más empobrecido, comparado con las rocas de San Luis Potosí y con otros campos de la PTCS.

5.5. Petrogénesis

5.5.1. Cristalización fraccionada

La cristalización fraccionada fue un factor importante durante la diferenciación magmática de las rocas del CVO. Las evidencias se manifiestan a través de la petrografía de las lavas (e.g., la presencia de fenocristales de olivinos ± cromita + augita + plagioclasas). Por otra parte, en las variaciones geoquímicas observadas con respecto al #Mg para el caso de los elementos mayores, se nota claramente un cambio de pendiente en CaO (Figura 8), lo cual sugiere la cristalización fraccionada de clinopiroxenos, una fase presente como fenocristal en las rocas.

El Sr aumenta conforme disminuye el #Mg (Figura 9), lo que sugiere que la cristalización fraccionada de plagioclasas no fue importante, como lo indica el bajo contenido de sus fenocristales. En cambio, los elementos como Co, Cr y Ni exhiben una tendencia a disminuir bien definida al avanzar la diferenciación, lo que sugiere la cristalización fraccionada de clinopiroxenos, cromita y olivinos, respectivamente. El V, por su parte, muestra una ligera dispersión, lo cual se explica por la presencia de magnetita durante la diferenciación. Aunque de manera general la cristalización fraccionada se refleja como el mecanismo principal de diferenciación, existe un grupo de muestras que no siguen la tendencia general y no pueden ser explicadas sólo por este proceso, requiriéndose de un mecanismo adicional (Figuras 8 y 9).

Las variaciones de algunas relaciones de elementos traza con grado de compatibilidad semejante (e.g., Rb/Zr), las cuales no deberían cambiar significativamente por procesos de cristalización fraccionada de magmas basálticos, demuestran que este proceso no puede explicar por sí solo las variaciones observadas. Se observa que los valores de Rb/Zr disminuyen marcadamente en un grupo de muestras con menor contenido de Rb (Figura 13a). Estas muestras son las que presentan mayor contenido de SiO2 en la Figura 8. El comportamiento observado es opuesto al esperado para el proceso de cristalización fraccionada e indicaría que el grupo de rocas mencionado fue afectado en diferente medida por procesos de contaminación.

5.5.2. Contaminación cortical vs. AFC

Evidencias petrográficas como la presencia de xenocristales de plagioclasa y feldespato de potasio en la muestra Coa–30, y geoquímicas como las tendencias diferentes en la composición de un grupo de muestras con alto contenido de SiO2, sugieren que existió un proceso de contaminación cortical. Sin embargo, la magnitud de las variaciones geoquímicas e isotópicas indica un proceso de AFC, es decir la combinación de procesos de asimilación cortical y cristalización fraccionada. Como condición, los magmas generados mediante un proceso AFC muestran tendencias que combinan las formadas por contaminación mediante asimilación de material cortical y la cristalización fraccionada. Se puede predecir la forma de esta tendencia, considerando el proceso de AFC como una serie de pasos alternantes entre estos dos procesos (Briqueu y Lancelot, 1979; De Paolo, 1981).

Las relaciones isotópicas de Sr, Nd y Pb son especialmente útiles para diferenciar entre procesos de cristalización fraccionada y de AFC, ya que como premisa las relaciones isotópicas permanecen constantes durante la cristalización fraccionada (e.g., Briqueu y Lancelot, 1979), pero son alteradas por la asimilación de material cortical con composición isotópica contrastante. Particularmente se puede analizar el comportamiento de los isótopos de Sr en relación con índices de diferenciación (e.g., SiO2), o con elementos de compatibilidad semejante (e.g., Rb/Zr) o diferente (e.g., Rb/Sr) (Figura 13).

Como se observa en el diagrama de Rb/Zr vs. Rb (Figura 13a), las muestras con evidencias de contaminación cortical muestran una tendencia hacia la composición de xenolitos de granulita máfica de la localidad de La Olivina, campo volcánico de Camargo (Figura 1), los cuales en parte tienen contenido de Rb y relación de Rb/Zr bajos. Por otra parte, las variaciones de Rb/Zr en el resto de las muestras son mínimas, como se esperaría en magmas que evolucionan por procesos de cristalización fraccionada. Este último grupo presenta valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr relativamente constantes (Figura 13b), mientras que una de las muestras con valores bajos de Rb y Rb/Zr (Coa–27, hawaiita) tiene valores elevados de esa relación, así como contenidos de SiO2 elevados, indicando la asimilación de material cortical silícico isotópicamente enriquecido.

Consideremos el diagrama Rb/Sr vs. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Figura 13c). En un magma basáltico el Rb generalmente es incompatible, mientras que el Sr tiene un coeficiente de partición (D) alto cuando cristalizan plagioclasas; esta diferencia en la compatibilidad resulta en un incremento en el contenido de Rb y en la relación Rb/Sr al avanzar la cristalización. Como ya se mencionó antes, durante este proceso la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr permanece constante. Por otra parte, la contaminación de un magma basáltico con corteza silícica se reflejaría en cambios tanto en la relación Rb/Sr, que dependerán de la composición del contaminante, como en la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, y la edad del contaminante. De esta manera, el resultado final del proceso de AFC en una gráfica (Figura 13c) se reflejará en la dispersión de puntos a través de una curva que une la composición del magma parental con la del contaminante. La Figura 13c nuevamente indica que la composición de la muestra Coa–27 puede ser explicada por la asimilación de material de la corteza inferior con composición similar a la de xenolitos de granulita de La Olivina. Esta observación concuerda con la pequeña anomalía positiva de Eu observada en los diagramas de REE (Figura 10b), que indicaría la incorporación de cristales de plagioclasas durante el proceso de asimilación de material cortical.

Aunque los datos isotópicos son limitados, las distintas evidencias sugieren que durante la diferenciación magmática de las lavas del CVO también tuvo lugar el proceso de AFC, el cual es más evidente en las hawaiitas y hawaiitas de hiperstena.

6. Conclusiones

El campo volcánico de Ocampo representa un pulso volcánico pliocénico (1.82 ± 0.20 a 3.41 ± 0.55 Ma; ⁴⁰Ar/³⁹Ar), y se puede ubicar como una nueva localidad de la Provincia Tectónica de Cuencas y Sierras. Este pulso generó derrames de lava con espesores notables de hasta 50 m y adicionalmente un alineamiento N–S de conos de escoria, lo cual sugiere una relación entre la orientación de las fallas en el basamento y los conductos por los que llegó el magma a la superficie. Los productos volcánicos emitidos son hawaiitas, basanitas, basaltos alcalinos con nefelina normativa y un solo basalto de hiperstena subalcalino. Sus patrones multielementos con enriquecimientos en elementos altamente incompatibles con respecto a condritas indican un magmatismo de tipo intraplaca. Por su parte, la pendiente pronunciada en los diagramas de tierras raras sugiere que los magmas provienen de una fuente del manto con granates.

Esta nueva localidad se puede diferenciar de las estudiadas por Luhr et al. (1995) y Aranda–Gómez et al. (2005, 2007) por la ausencia de xenolitos del manto o de la base de la corteza (e.g., granulitas) o, en su defecto, por la presencia de xenocristales de olivinos producto de la desintegración de peridotitas, lo que sugiere un ascenso más lento que pudo favorecer la asimilación de material cortical. La presencia de xenocristales de plagioclasas y feldespatos potásicos en al menos una de las rocas, así como las anomalías positivas de Ba y Sr en los diagramas de multielementos y de Eu en los diagramas de REE sugieren la incorporación en el magma de material proveniente de la corteza.

Por otra parte, las variaciones geoquímicas e isotópicas se interpretan como el resultado de procesos de asimilación y cristalización fraccionada (AFC), durante el cual los magmas habrían asimilado material proveniente de corteza, posiblemente de naturaleza granulítica y con composición similar a la de xenolitos de la corteza inferior de La Olivina, en el campo volcánico de Camargo, Chihuahua.

Agradecimientos

Este proyecto fue apoyado por CONACyT, proyectos 47071 y 129550 a J. Aranda. La contribución es parte de la tesis de maestría del primer autor y fue financiada por los proyectos de CONACyT 27993 y DGAPA IN100999 otorgadas a José Luis Macías Vázquez. Se agradece el apoyo a Rufino Lozano, Gabriela Solís, Julio Morales, María del Sol Hernández, y Teodoro Hernández del LUGIS (UNAM) por su asistencia durante los análisis geoquímicos e isotópicos. Se agradece al Dr. James K.W. Lee del Departamento de Geología y Ciencias Ambientales, Queen’s University, Kingston (Ontario, Canadá), por su apoyo para la obtención de los fechamientos isotópicos. Se agradece infinitamente al Dr. James Luhr por proporcionar a los autores los datos geoquímicos de elementos traza obtenidos por ICP–MS. Este trabajo mejoró notablemente con las observaciones, sugerencias y comentarios de la Dra. Teresa Orozco y el Dr. Peter Schaaf.

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Manuscrito recibido: Febrero 18, 2010.
Manuscrito corregido recibido: Septiembre 10, 2010.
Manuscrito aceptado: Septiembre 19, 2010.

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 217-233. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2011v63n2a6

Una aproximación a la regionalización sísmica del estado de Nuevo León, basada en velocidades de propagación de ondas de corte y evidencias geología

An approximation to the seismic regionalization in the state of Nuevo León, based on the propagation velocities of cutting waves and geological evidence

Juan Carlos Montalvo Arrieta^1,*, Luis Gerardo Ramos Zúñiga¹, Ignacio Navarro de León¹ y Juan Alonso Ramírez Fernández¹

¹ Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Carretera a Cerro Prieto km 8, Ex–Hacienda de Guadalupe, 67000 Linares, Nuevo León.

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Resumen

En este artículo se presenta el primer mapa de la regionalización sísmica del Estado de Nuevo León, escala 1:250000. Éste fue elaborado usando información geológica y datos de velocidad de propagación de ondas P y S. Para la obtención de las velocidades de propagación de ondas se utilizó la metodología de refracción sísmica. Se realizaron un total de 708 perfiles sobre diferentes unidades geológicas que afloran y conforman la columna litológica tipo del Estado de Nuevo León. Los afloramientos en donde se realizaron los perfiles sísmicos comprenden rocas sedimentarias, ígneas, metamórficas y depósitos del Cuaternario. La generación del mapa de las condiciones sísmicas de sitio está basada en códigos de efectos de sitio, como propone el National Earthquake Hazards Reduction Program (NEHRP, EE.UU.), a partir de la determinación de V_S30 y su correlación con información litológica. El mapa de regionalización por V_S30, reveló los sitios clase A (V_S30 > 1500 m/s), clase B (760 < V_S30 ≤ 1500) y clase C (360 < V_S30 ≤ 760) predominan en el área de estudio. En las regiones caracterizadas por material aluvial muestran valores más bajos de V_S30 (560 m/s), mientras que las rocas más consolidadas como, por ejemplo, las que conforman la secuencia mesozoica, presentan valores altos de propagación de ondas sísmicas (V_S30 = 1200 – 3500 m/s). Los resultados generados en este trabajo proveen de una primera aproximación de la respuesta sísmica de los materiales someros en el estado, cuya aplicación es de importancia en la planeación del uso de suelo, desarrollo urbano, así como para el cálculo del riesgo sísmico u otros peligros geológicos, particularmente para regiones donde existe evidencia histórica de actividad sísmica, pero con escasa o nula instrumentación sísmica.

Palabras clave: Perfiles sísmicos de refracción, V_S30, Noreste de México, efectos sísmicos de sitio, sismicidad intraplaca.

Abstract

This paper presents the first seismic regionalization map for Nuevo Leon state, at a scale of 1:250 000. It was made using geological information and P and S wave propagation velocity data. Seismic refraction methodology was used to obtain the wave velocity propagation. A total of 708 profiles were made on different geologic units that are included in the Nuevo Leon state type–lithological column. Outcrops on which the profiles were carried out include sedimentary, igneous, and metamorphic rocks, and Quaternary deposits. The generation of the seismic site conditions map is based on site effect codes, as proposed by the National Earthquake Hazards Reduction Program (NEHRP, U.S.A.), from V_S30 determination and its correlation with lithological information. The regionalization map using V_S30, has revealed that A (V_S30 > 1500 m/s), B (760 < V_S30 ≤ 1500), and C (360 < V_S30 ≤ 760) class sites predominate in the study area. Areas characterized by alluvial material show lower values of V_S30 (560 m/sec), whereas consolidated rocks, for example, those that constitute the Mesozoic sequences, display high seismic wave velocity propagation values (V_S30 = 1200 – 3500 m/s). The results obtained in this work provide a first approximation of the seismic response of shallow materials in the state, whose use is important in the land use planning, urban development and for the calculation of seismic risk and other geological perils, particularly for areas with historical evidence of seismic activity, but with little or no seismic instrumentation.

Keywords: Seismic refraction profiles, V_S30, Northeast Mexico, seismic site effects, intraplate seismicity.

1. Introducción

Se ha documentado ampliamente que las condiciones geológicas pueden generar amplificaciones importantes del movimiento del suelo y concentrar el daño en estructuras durante terremotos. De manera general, los perjuicios causados por la sacudida del terremoto comúnmente se relacionan con variaciones de los materiales geológicos cercanos a la superficie y, de manera particular, estas grandes amplificaciones del movimiento del terreno se asocian con depósitos sedimentarios recientes y poco consolidados (Tinsley y Fumal, 1985). Históricamente, los principales núcleos de población en todos los países del mundo se han asentado y desarrollado sobre depósitos aluviales del Cuaternario los cuales, de manera general, están expuestos a diferentes tipos de riesgos geológicos (hundimientos/colapsos, inundaciones, grandes sacudidas del terreno, entre otros). Debido a esto, es importante la aplicación de técnicas cartográficas especializadas para identificar y evaluar los riesgos geológicos a los cuales están sujetos estos depósitos aluviales.

En regiones propensas a experimentar sacudidas del terreno, es necesario establecer regionalizaciones y/o microzonificaciones sísmicas, con la finalidad de subdividir áreas con diferente potencial de peligrosidad ante la incidencia de un terremoto, a partir de la definición de sus comportamientos sísmicos característicos. Esta información es de utilidad para el diseño de estructuras, planeación del uso del suelo, códigos sísmicos, así como para estudios de mitigación del riesgo por terremoto.

Los procesos que controlan el efecto sísmico de sitio y que están directamente relacionados con la distribución de daños son: la litología, los espesores y las propiedades elásticas de los suelos y rocas, la profundidad al macizo rocoso, la profundidad del nivel freático, la topografía y la geometría de cuencas o valles aluviales, así como los procesos de directividad y de anisotropía sísmica (Roca et al., 2008). En particular, en áreas de baja sismicidad y ausencia de registros de movimientos fuertes del terreno, una manera de clasificar, evaluar y cartografiar las condiciones sísmicas de sitio es a través de correlaciones entre geología superficial, datos de pozos (litología, espesores, velocidades de propagación de ondas de corte, resistencia a la penetración o valor N) y mediciones de velocidades superficiales de la propagación de ondas de corte. Estas técnicas han sido utilizadas en diferentes zonas urbanas localizadas muy cercanas a límites de placas, como también en el interior de los continentes (Tinsley y Fumal, 1985; Park y Elrick, 1998; Wills y Silva, 1998; Wills et al., 2000; Rodríguez–Marek et al., 2001; Stewart et al., 2003; Wills y Clan, 2006; Hanumantharo y Ramana, 2008; Montalvo–Arrieta et al., 2008).

Aunque la ocurrencia de grandes terremotos intraplaca es relativamente infrecuente, comparada con los sismos asociados a límites de placas, estos eventos ocasionales pueden resultar extremadamente devastadores. Esto se debe a que la mayoría de las ciudades localizadas en el interior de los continentes han sido edificadas sin tomar en cuenta criterios de diseño sísmico. Se ha definido que los grandes sismos al interior de los continentes pueden causar daños en áreas muy extensas, debido a que la atenuación de su energía sísmica es relativamente baja hacia el interior de las placas (Crone et al., 2003). Stein (2007) mencionó que la sacudida del terreno provocada por sismos intraplaca (por ejemplo, zona sísmica de Nuevo Madrid, centro de EE.UU.), es comparable con aquélla de los sismos que se originan en límites de placa (California) con una unidad de magnitud más grande, ya que las rocas en el interior estable de los continentes transmiten la energía más eficientemente. Un ejemplo de este tipo en la República Mexicana fue el terremoto de Bavispe, Sonora, de 1887 (M_W 7.4; Natali y Sbar, 1982). De acuerdo con Aguilera (1888), la distribución de isosistas comprendió desde Santa Fe, Nuevo México, EE.UU. (Intensidad I en la escala de Mercalli Modificada, IMM) en el norte, hasta la Ciudad de México (IMM = I) en el centro del país. En el área epicentral (noroeste de Bavispe, Sonora) se reportaron intensidades de X (IMM). En cambio, para el terremoto de Michoacán de septiembre de 1985 (M_W = 8.1, Servicio Sismológico Nacional, SSN), en el área epicentral las intensidades sísmicas fueron de IX; hacia el norte del país, se reportaron intensidades de II en los límites de Nuevo León y Tamaulipas (México) con el estado de Texas (EE.UU.). A partir de estas observaciones, es necesario conocer leyes de atenuación, así como la respuesta sísmica de sitio para estas regiones intraplaca, con la finalidad de identificar regiones o áreas potenciales de fallar o experimentar importantes amplificaciones del movimiento de suelo ante la sacudida de un terremoto.

El objetivo de este estudio ha sido generar el primer mapa escala 1:250000 de la distribución de las condiciones sísmicas de sitio para el estado de Nuevo León, a partir de velocidades sísmicas de ondas de corte y geología superficial. La clasificación sísmica de sitio se ha realizado de acuerdo con la clasificación general propuesta por la National Earthquake Hazards Reduction Program (NEHRP, EE.UU.).

2. Marco sismotectónico

El estado de Nuevo León se localiza en el noreste de México, en el límite de dos provincias geológicas: la Sierra Madre Oriental (SMO) y la Planicie Costera del Golfo (PCG). Esta región se caracteriza por una sismicidad baja y ausencia de registros de movimientos fuertes. Galván–Ramírez y Montalvo–Arrieta (2008) presentaron un catálogo de 148 terremotos, para el periodo 1787 – 2006 (Figura 1). Estos autores mencionaron que los principales sismos en el Norte de México y la región fronteriza México–EE.UU. incluyen: Bavispe, Sonora, en 1887 (M_W = 7.4, Natali y Sbar, 1982); Parral, Chihuahua, en 1928 (M_W = 6.5, Doser y Rodríguez, 1993); Valentine, Texas, en 1931 (M_W = 6.4, Doser, 1987), y Alpine, Texas, en 1995 (M_W = 5.7; Xie, 1998; Frohlich y Davis, 2002). El resto de la sismicidad reportada en la región por Galván–Ramírez y Montalvo–Arrieta (2008) varía 2.3 < M < 4.8.

Para el estado de Nuevo León, históricamente, los sismos que se pueden considerar como los más severos en relación a los daños generados ocurrieron los días 7 y 8 de enero de 1880. García Acosta y Suárez Reynoso (1996) mencionan que en la región de Dr. Arroyo y Mier y Noriega, Nuevo León, se reportaron daños en algunas construcciones así como en la iglesia del primer municipio. Este terremoto también se sintió en Matehuala, San Luis Potosí, y durante cuatro días después se siguieron reportando sismos. De acuerdo con la crónica mencionada en García Acosta y Suárez Reynoso (1996): "...en varias haciendas y ranchos de esta comprensión han caído algunas fincas y otras se han cuarteado, quedando casi inútiles..."

2.1 Sismicidad reciente

2.1.1 Sismo del 14 de junio de 2009 (M_W = 5.0; H = 20 km; SSN–CMT)

Este sismo fue localizado a 40 km al ENE de General Terán (Servicio Sismológico Nacional). De acuerdo con los reportes de los medios de comunicación, se sintió en los municipios de Allende, General Terán y Montemorelos, siendo estos dos últimos donde la sacudida del terreno fue más severa. No se reportaron daños a estructuras civiles.

Para la región de Montemorelos – General Terán, existe evidencia de sismicidad histórica. García Acosta y Suárez Reynoso (1996) reportaron al menos cuatro temblores (30/08/1838; 24/10/1909; 21/10/1911 y 03/12/1911) sentidos en la región de Montemorelos y localidades cercanas. Para los últimos dos eventos, las crónicas reportan intensidades sísmicas de III (Escala de CANCANI) en Montemorelos. Rodríguez Cabo (1946) estudió un enjambre de pequeños sismos en 1944. Este autor propuso, como fuente de estos sismos, al colapso de cavernas. Para esta misma región, el SSN ubicó un evento de magnitud 4.5 con una profundidad de 38 km al oeste de Montemorelos, ocurrido el 06/04/2004.

2.1.2 Sismos del 20 y 21 de junio de 2009 (M = 3.5, 3.7 y 3.7; SSN)

El 20 y 21 de junio de 2009, se registraron tres terremotos en la estación LNIG (ubicada en la Facultad de Ciencias de la Tierra, UANL) en Linares, los cuales fueron sentidos en varias localidades del municipio de Galeana. De acuerdo con Montalvo Arrieta (2009), se documentó la presencia de grietas en algunas viviendas de las localidades Lagunita (El Orito), La Manteca y San José de la Joya. Esta última población se localizó en el área epicentral de los sismos del 20 de junio y en donde se experimentaron los mayores daños a casas y la escuela primaria. Montalvo Arrieta (2009) mencionó que las intensidades sísmicas (escala de Mercalli Modificada) experimentadas en el área epicentral fueron de IV–V. Los daños en viviendas corresponden con estructuras del Tipo A (muros de mampostería en seco o con barro, adobe y tapial de acuerdo con la escala de IMM), también se reportaron grietas en escuelas y deformación de ventanales.

De acuerdo con Rodríguez Cabo (1946), García Acosta y Suárez Reynoso (1996), Galván–Ramírez y Montalvo–Arrieta (2008) y Montalvo Arrieta (2009), se ha documentado evidencia de sismicidad distribuida en todo el estado de Nuevo León, así como daños a estructuras civiles (históricas y recientes) para algunos de estos terremotos. A partir de esta evidencia, se justifica conocer y cuantificar la respuesta sísmica de sitio para el estado, así como el potencial de riesgo sísmico para la región.

3. Marco Geológico

La mayor parte de México es una amalgama de terrenos adheridos a Norteamérica. Según lo anterior, la evolución geológica del país ha estado controlada por la acreción de terrenos tectonoestratigráficos a través de límites transformantes o convergentes en diferentes periodos geológicos (Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993; Ortega–Gutiérrez et al., 1994).

El noreste de México ha sido afectado por numerosos eventos tectónicos, para los cuales existe una documentación extensa en la literatura. Las rocas más antiguas identificadas corresponden a granulitas, cuarcitas y gneises, que han sido reconocidas en pozos perforados al este del anticlinorio Huizachal–Peregrina. A estas rocas, con base en datos geocronológicos, se les ha asignado una edad Grenvilliana (Garrison et al., 1980; Woods et al., 1991; Ramírez–Ramírez, 1992) y cuyo origen pudo haber sido el oeste de los Estados Unidos, experimentando, durante el Paleozoico Tardío, un desplazamiento hasta su posición actual (Ortega–Gutiérrez et al., 1995).

El Mesozoico marcó el inicio de los dos eventos tectónicos más importantes en el Noreste de México: (1) la separación del supercontinente Pangea y el subsecuente rift que permitió la apertura del Golfo de México (Buffler y Sawyer, 1985; Salvador, 1987; Wilson, 1990), y (2) la subducción de la Placa Farallón en el Oeste de México (Coney, 1978; Dickinson, 1981; Damon y Shafiqullah, 1991; Grajales–Nishimura et al., 1992). Entre el Jurásico y el Terciario, ocurrió la sedimentación de la secuencia carbonatada y siliciclástica que dio lugar a la columna tipo del Noreste de México. A partir de finales del Cretácico, la secuencia marina mesozoica fue plegada y fallada durante la orogenia Laramide (Padilla y Sánchez, 1982; 1986).

Los procesos geológicos mencionados han condicionado que la columna estratigráfica para esta porción del país, esté constituida por una secuencia de rocas con edades que cubren desde el Precámbrico hasta el Cuaternario (Figura 2), siendo la Sierra Madre Oriental (SMO), el rasgo más predominante. La SMO atraviesa el estado de Nuevo León y está constituida en su mayor parte por rocas sedimentarias terrígenas y carbonatadas del Mesozoico (Padilla y Sánchez, 1982, 1985; Eguiluz de Antuñano et al., 2000) depositadas en un ambiente de rift a margen pasivo, producto de una gran trasgresión marina iniciada desde el Calloviano–Oxfordiano (164–155 Ma; Götte, 1990; Goldhammer, 1999), sobre un basamento precámbrico y paleozoico, principalmente metamórfico pero también sedimentario. La secuencia sedimentaria del Terciario localizada en la Cuenca de Burgos, representa la extensión sur de la ensenada del Río Grande en Texas, EE.UU. (López–Ramos, 1983; Bryant et al., 1991). En la Cuenca de Burgos se depositó una potente secuencia arcillo–arenosa, con intercalación variable de areniscas de espesor delgado a medio. Esta se localiza sobre una amplia y extensa plataforma continental de bajo relieve y lenta subsidencia, en la que predominaron ambientes mixtos y marinos internos a medios. La sedimentación se efectuó en depósitos cíclicos sucesivos transgresivos–regresivos del Paleoceno al Reciente y, que en general, representan una extensa progradación hacia el oriente (Echánove, 1986).

4. Definición del mapa de las condiciones sísmicas de sitio a partir de mapas geológicos

Para la creación de mapas regionales de las condiciones sísmicas de sitio, es necesario contar con una base de información geológica, para correlacionar con parámetros dinámicos de la respuesta sísmica de sitio, por ejemplo, velocidades de ondas de corte en términos de V_S30. Los primeros trabajos que presentan correlaciones entre geología y la respuesta sísmica de sitio corresponden a Petersen et al. (1997). Estos autores, a partir de información geológica, generaron un mapa de las condiciones de sitio para la región de Los Ángeles, California, con la finalidad de realizar análisis probabilísticos de movimientos fuertes del terreno. Ellos clasificaron, de manera general, las unidades litológicas en tres tipos: roca dura (basamento), rocas suaves y aluvión. A esta clasificación le asignaron valores promedio de velocidades de propagación de ondas de corte definidas por Tinsley y Fumal (1985).

Otro tipo de clasificaciones han sido aplicadas por Park y Elrick (1998). Estos autores definieron los materiales geológicos que afloran en el sur de California, a partir de la edad de las diferentes unidades litológicas, asumiendo que existe una correlación aproximada en términos de las condiciones sísmicas de sitio. De manera que las unidades del Cuaternario las asocian con aluvión, el Terciario queda expresado como rocas suaves y al Mesozoico corresponden las rocas duras o de basamento (CTM). Park y Elrick (1998) correlacionaron esta clasificación de edades con perfiles sísmicos de ondas de corte (V_S) y V_S30. Ellos encontraron que los valores de V_S30 varían con la edad y el tamaño de grano de las unidades litológicas, así que propusieron utilizar una clasificación más amplia que CTM. En este sentido, una manera para determinar la respuesta sísmica de sitio, en regiones con poca o nula instrumentación sísmica (sismómetros y/o acelerómetros), es mediante la estimación de las velocidades de propagación de ondas de corte de los sedimentos someros, utilizando métodos de exploración sísmica tales como la refracción. De manera general, se acepta que el promedio de V_S para los primeros 30 m del subsuelo (V_S30) es un parámetro para predecir el potencial de amplificación de la sacudida sísmica (Holzer et al., 2005):

donde: d_i es el espesor de la i–ésima capa entre 0 y 30 m; V_Si es el promedio de velocidad de ondas de corte en la i–ésima capa. La disminución del valor de V_S30, en depósitos sedimentarios no consolidados del Cuaternario, se correlaciona con un incremento en la amplificación del movimiento del terreno durante terremotos (Williams et al., 2003).

De acuerdo con la NEHRP, las condiciones locales de la respuesta sísmica de sitio se pueden clasificar en seis diferentes grupos (Tabla 1). Holzer et al. (2005) mencionaron que esta clasificación es ampliamente usada en los EE.UU. y ha sido incorporada en diferentes códigos de construcción aplicados en diferentes países (Boore et al., 1994; Borcherdt, 1994; BSSC, 1994; Midorikawa et al., 1994). En este trabajo, la clasificación de la Tabla 1 y su correlación con los mapas geológicos escala 1:250000 del estado, han sido utilizados como un indicador de la respuesta sísmica de sitio, tomando como partida los estudios de Park y Elrick (1998) y Wills et al. (2000).

En el presente estudio, para realizar la correlación entre geología y velocidades de propagación de ondas sísmicas, se agruparon en primera instancia las unidades litológicas con edades y propiedades similares. Se utilizó el concepto de formación geológica, que de acuerdo con la definición de la Royal Geological and Mining Society of the Netherlands (Visser, 1980) es: (a) cualquier capa sedimentaria o serie consecutiva de capas suficientemente homogéneas o distintivas para ser consideradas como una unidad; (b) que pueda ser cartografiada y descrita en una sección geológica. Para el caso de sedimentos recientes, los cuales no han sido definidos bajo el concepto de formación, se utilizó el siguiente criterio: se clasificaron a partir de su edad y tipo de material, por ejemplo: Qal, aluvión del Cuaternario, o Tcg, conglomerado del Terciario. El siguiente punto para llevar a cabo la correlación entre geología y velocidades de propagación de ondas sísmicas fue la elección de la escala a utilizar, como refiere Wills et al. (2000). Si un mapa geológico puede ser usado para presentar la distribución de velocidades de ondas sísmicas, la pregunta que hay que resolver es: ¿cuál es el más adecuado? De manera general, se buscaron mapas geológicos que presentaran detalles que incluyeran edades, litologías y otros factores que influyen en la velocidad de ondas sísmicas, de manera particular ondas de corte. A nivel nacional y regional, los mapas que cuentan con mayor detalle y que son accesibles para cualquier usuario son los que genera el INEGI a escala 1:50000. Existen mapas con mayor resolución, sin embargo son escasos y no tienen coberturas regionales. Para el estado de Nuevo León no existe una cobertura del 100 % a escala 1:50000. De manera que, no se utilizó esta escala para generar el mapa de la distribución de velocidades para el estado. La siguiente escala utilizable, y para la cual si se cuenta con una cobertura del 100 % y con disponibilidad, corresponde a la escala 1:250000. Esta escala aún cuenta con suficiente detalle para mostrar los rasgos geológico–litológicos regionales más significativos para el propósito de este trabajo. La información geológica utilizada para la generación de los mapas de la distribución de las unidades litológicas corresponde a los datos digitales del INEGI (2006), de acuerdo a las cartas geológicas F1401, F1402, G1401, G1402, G1404, G1405, G1407, G1408, G1410 y G1411 escala 1:250000, que cubren todo el estado de Nuevo León. La Figura 3 muestra el mapa geológico del área de estudio; en la Tabla 2 se describen las localizaciones, coordenadas y tipo de litología sobre la cual se realizaron los perfiles sísmicos. La verificación en campo se llevó a cabo a partir de seleccionar sitios característicos de afloramientos para cada una de las formaciones que conforman la columna litológica tipo para el estado de Nuevo León, donde se realizaron perfiles de refracción sísmica, con longitudes de acuerdo con las dimensiones del afloramiento. La columna estratigráfica compuesta (Figura 2) para esta porción del país se obtuvo a partir de Gursky (1996), quién definió la columna estratigráfica para el Anticlinorio Huizachal–Peregrina (Paleozoico) y que corresponde al basamento en la región; Michalzik (1988) definió la columna estratigráfica para la secuencia siliciclástica y carbonatada del Mesozoico de la SMO, y Echánove (1986) describió la columna de la Provincia Cuenca de Burgos de edad terciaria, la cual se ubica en la Planicie Costera del Golfo.

Algunos de los perfiles sísmicos se realizaron en los estados de Tamaulipas y Coahuila, como se mencionó anteriormente, donde se encuentran afloramientos tipo tanto para rocas que componen el basamento, como para formaciones del Terciario. En la Tabla 2 se presentan las coordenadas, localidades y descripción del tipo de litología de los sitios. En la realización de los perfiles sísmicos, también se consideraron las variaciones en los ambientes de depositación de algunas formaciones, para determinar el valor promedio de la formación. Tal es el caso, por ejemplo, de la Formación Tamaulipas Superior, equivalente de cuenca de la Formación Aurora; la Formación Cupido, equivalente de plataforma de la Formación Tamaulipas Inferior; la Formación La Casita, con un miembro lutítico y otro compuesto por intercalaciones de lutitas, calizas y areniscas; la Formación Taraises, con un miembro inferior de caliza arcillosa y uno superior de igual composición, que hacia la cima se vuelve más calcáreo. En las zonas urbanas de Linares y Monterrey, se contó además con información litológica obtenida a partir de perforaciones, lo que permitió realizar correlaciones de la distribución de las velocidades con respecto a las unidades encontradas a profundidad. Esta correlación ha quedado descrita por Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008). Estos autores compararon las estructuras de velocidades de ondas P y S obtenidas, con espesores y tipo de litología de pozos localizados en las zonas urbanas de Linares y Monterrey, encontrando que existe una fuerte correlación entre los cambios litológicos y las velocidades de ondas sísmicas. Por otro lado, Infante et al. (2010) han correlacionado información geotécnica de pozos someros (litología, espesores, porcentaje de humedad y granulometría) con información generada de la inversión conjunta del gradiente cruzado de datos de resistividad y velocidad de ondas P. Estos autores han definido la geometría y la clasificación de las unidades litológicas en un sitio de pruebas, ubicado en la Facultad de Ciencias de la Tierra de la UANL (Linares). Los valores obtenidos para ondas P y su correlación con las unidades litológicas en esa área presentan similitud con lo observado en este trabajo, para cambios litológicos donde se ha considerado al aluvión con la lutita de la Formación Méndez. De esta forma, a partir de los perfiles sísmicos realizados, se agruparon las diferentes unidades geológicas que tienen valores similares de V_S30, a fin de generar el primer mapa de las condiciones sísmicas de sitio, basado en valores de V_S30 y rasgos geológicos. Es claro que, los resultados de las condiciones sísmicas de sitio obtenidos en este estudio, seguirán actualizándose conforme se incremente la base de datos de V_S30 y de información geológica detallada de sitios específicos.

5. Asignación de las unidades geológicas a la clasificación de V_S30

Considerando los estudios de Park y Elrick (1998) y Wills et al. (2000), para realizar la correlación entre materiales geológicos y velocidades de propagación de ondas de corte, se llevó a cabo la asignación de los valores de V_S30 a las unidades litológicas que afloran en el área de estudio. De acuerdo con los valores promedio obtenidos en campo para cada formación se asignaron estos a la unidad litológica correspondiente para generar la primera aproximación de la distribución de valores de V_S30 en el estado. Como se mencionó con anterioridad, se utilizó el concepto de formación para la clasificación de las unidades geológicas. Inicialmente se correlacionaron las formaciones y los valores de V_S30 de acuerdo con las compilaciones realizadas por Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008) para las zonas urbanas de Linares y Monterrey, respectivamente. Para estos trabajos sólo se contó con información de algunas formaciones del Mesozoico, que están compuestas por calizas y lutitas, así como material aluvial del Terciario y Cuaternario. La relación de valores de V_S30 obtenidos se correlaciona de la siguiente manera: (a) material aluvial con valores promedio de V_S de 632 m/s; (b) conglomerados del Terciario con velocidades promedio de V_S de 1370 m/s; (c) lutitas de la Formación Méndez con valores de V_S de 1774 m/s; y (d) calizas de edad mesozoica con valores de V_S de 2311 m/s. De este primer análisis, se encontró que existe una correlación aproximada en términos de las condiciones sísmicas de sitio y la edad, composición y velocidad. Así, las unidades del Cuaternario (aluvión) se asocian con velocidades bajas correlacionadas con sitios clase C (Tabla 1), los conglomerados cementados del Terciario quedan definidos como sitios clase B y los sedimentos de edad mesozoica (formaciones Méndez, San Felipe, Agua Nueva y Cuesta del Cura) corresponden a rocas duras (sitios clase A). Para el resto de las formaciones geológicas de edad Paleozoico, Mesozoico y Terciario, el tipo de clasificación de acuerdo con la Tabla 1, se obtuvo a partir de los perfiles sísmicos de refracción efectuados en este estudio.

6. Perfiles sísmicos de refracción y estimación de los valores de V_S30

La determinación de la estructura de velocidades para cada sitio de medición se llevó a cabo mediante perfiles sísmicos de refracción, los cuales fueron interpretados a partir de curvas de tiempo de viaje (método de intercepción de pendientes). Para esto, se seleccionaron los primeros arribos de las fases identificadas, asumiendo que fueron refractadas en la misma interfase. El valor de la velocidad se obtuvo a partir de las pendientes que identifican a los arribos, donde se asume que la velocidad permanece constante para cada estrato. El equipo para la realización de los perfiles sísmicos de refracción consistió de un Remote Acquisition System (RAS–24), con 24 bits para el convertidor A/D y 24 canales. Se utilizaron geófonos de componente horizontal y vertical con frecuencia natural de 28 Hz para la determinación de las velocidades de propagación de ondas P y S. La fuente utilizada para la generación de la perturbación elástica que se propagó a través del subsuelo fue un marro con un peso de 4.5 kg. El arreglo de geófonos fue variable y estuvo condicionado con la longitud del afloramiento. Los perfiles de refracción sísmica se llevaron a cabo en terracerías y/o caminos vecinales (horizontales o semi–horizontales) que cortaron los afloramientos de interés para las áreas no urbanas. Mientras que, en las ciudades éstos se realizaron en parques, terrenos baldíos, áreas residenciales, públicas o industriales, como ha sido descrito en Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008) e Infante et al. (2010). Para este trabajo se realizaron 708 perfiles sísmicos de refracción distribuidos en diferentes localidades del área de estudio. Estos perfiles cubrieron las diferentes formaciones que conforman la columna estratigráfica (Figura 2), e incluyen a los perfiles sísmicos obtenidos en las zonas urbanas de Linares y Monterrey. La Tabla 3 muestra los materiales y localidades donde se realizaron los perfiles de refracción sísmica, las formaciones estudiadas y su clasificación sísmica asignada de acuerdo con la Tabla 1. A continuación se presentan los valores obtenidos para algunos de los perfiles sísmicos de refracción, en sitios característicos localizados en el área de estudio.

6.1 Precámbrico y Paleozoico

6. 1. 1 Gneis Novillo (Precámbrico)

El Precámbrico se encuentra definido por el Gneis Novillo (Muir, 1936; King, 1942; Flawn y Díaz–González., 1959; Fries et al., 1962, 1974; Denison et al., 1970; Cossío–Torres, 1988) y representa el basamento cristalino metamorfizado y está compuesto por varias unidades: Gneis Bandeado, Gneis Cataclástico, Gneis de Ojos o Augen Gneiss. El complejo metamórfico del Gneis Novillo tiene su localidad tipo en el Cañón Novillo o Río San Marcos a 8 km al SW de Ciudad Victoria, Tamaulipas dentro del núcleo del Anticlinorio Huizachal–Peregrina. A partir de los perfiles sísmicos realizados en esta localidad, los valores de las velocidades de ondas P y S fueron de 3550 m/s y 2320 m/s, respectivamente. En total se realizaron 6 perfiles sísmicos obteniéndose un valor promedio de V_S30 de 2105 m/s. En la Tabla 4 se presenta esta información junto con la desviación estándar, así como la relación Vs/Vp para cada unidad litológica analizada.

6.2 Paleozoico

6.2.1 Esquisto Granjeno (Paleozoico Superior)

Se encuentra presente en el Anticlinorio de Huizachal–Peregrina y está conformado por dos secuencias: una metasedimentaria y una metamagmática. Los perfiles sísmicos realizados sobre la primer secuencia (formada a partir de un metamorfismo de bajo grado de sedimentos parcialmente ricos en arcillas; Castillo–Rodríguez, 1988) se localizan en el Cañón Novillo (Cd. Victoria, Tamaulipas), siendo las velocidades sísmicas obtenidas en este sitio, para ondas P y S, de 3000 m/s y 2080 m/s, respectivamente. La segunda de ellas (metamagmática) está conformada por serpentinitas (formada a partir de metamorfismo de bajo grado de basaltos o gabros; Salas–Pizá, 1970). Los valores de las velocidades de propagación de ondas P y S fueron de 4460 m/s y 3110 m/s, respectivamente. En total se llevaron a cabo 4 perfiles sísmicos, dos en la secuencia metasedimentaria y los otros dos en la metamagmática. Debido a las diferencias presentes en composición de estas unidades del Paleozoico, se obtuvieron valores separados de V_S30, los cuales se describen en la Tabla 4.

6. 2. 2 Formación Cañón de Caballeros (Silúrico)

Esta formación contiene secuencias calcáreo–clásticas, con conglomerados y areniscas, que se localizan en el Cañón Peregrina, al oeste de Cd. Victoria, Tamaulipas, y sobreyace al Gneis Novillo (Gursky, 1996). Las velocidades de propagación de ondas P y S para ésta formación son de 3110 m/s y 1860 m/s. Debido a la ausencia de más afloramientos accesibles, sólo se realizaron dos perfiles sísmicos y el valor promedio de ondas de corte obtenido es de 1840 m/s, el cual se reporta en la Tabla 4, junto con su desviación estándar y la relación Vs/Vp.

6.2.3 Formación Vicente Guerrero (Mississípico Inferior)

Conjunto constituido por areniscas cuarcíferas de color gris oscuro, con bandas conglomeráticas y lutitas negras (Gursky, 1996). Esta formación, descrita formalmente por Carrillo–Bravo (1961), tiene su localidad tipo en el Cañón de la Peregrina y se ha determinado que, donde se realizaron los perfiles sísmicos, tiene un espesor de 160 m. Las velocidades de propagación de ondas P y S obtenidas son de 4360 m/s y 2820 m/s, respectivamente. En esta formación se llevaron a cabo cuatro perfiles, cuyo valor promedio de V_s = 2560 m/s (ver Tabla 4).

6.2.4 Formación Guacamaya (Pérmico)

Está formación consiste de capas de areniscas gradadas e interestraficadas con limolitas y lutitas. Además se han descrito areniscas de origen volcánico y conglomerados. Los perfiles sísmicos se llevaron a cabo en el Cañón Peregrina. Esta formación es la más prominente del complejo sedimentario Paleozoico del Anticlinorio Huizachal–Peregrina (Gursky, 1996). Los valores de velocidades sísmicas obtenidos para esta unidad son de 3910 m/s para ondas P y de 2430 m/s para ondas S, con un valor promedio de ondas de corte de 2660 m/s.

6.3 Mesozoico y Terciario

Para las rocas del Mesozoico, los perfiles sísmicos de refracción realizados se ubicaron en varias localidades distribuidas en la SMO. Debido al grado de competencia de la mayor parte de las formaciones (Tabla 1), se escogieron caminos de terracería para colocar los geófonos. Para aquellas unidades donde existen cambios en las facies de sedimentación, como en las formaciones La Casita, Tamaulipas Inferior/Cupido, Tamaulipas Superior/Aurora, se eligieron diversos puntos de medición para valorar el efecto de las variaciones litológicas sobre las velocidades de propagación de las ondas sísmicas. Para tasar lo anterior, se realizaron mediciones a diferentes latitudes (sitios localizados tanto en el estado de Nuevo León como en Tamaulipas). Como se ha mencionado, la Tabla 2 muestra las coordenadas geográficas y localidades donde se llevaron a cabo los perfiles sísmicos de refracción. En las Tablas 3 y 4 se presentan la descripción de las formaciones y litologías analizadas, el número de perfiles realizados, el valor promedio de V_S30 obtenido, así como su desviación estándar y su relación Vs/Vp correspondiente.

De manera general, las formaciones del Mesozoico (Figura 2a) presentan valores de V_S30 que corresponden a sitios clase A (V_S30 ≥ 1500 m/s). Los perfiles realizados en cada una de estas formaciones presentan promedios de velocidad de ondas de corte que varían entre 1540 m/s, para areniscas bien consolidadas y conglomerados de la Formación Huizachal, localizados al sur de Galeana (que corresponden a la base de la columna mesozoica), hasta valores de 2149 m/s para la lutita de la Formación Méndez, la cual se ubica en la cima de la secuencia sedimentaria del Mesozoico. Los valores máximos medidos se correlacionan con los paquetes masivos de calizas de las formaciones Cupido/Tamaulipas Inferior – Aurora/Tamaulipas Superior, así como la caliza margosa intercalada con lutita de la Formación San Felipe, la cual presenta valores promedio de ondas de corte de 2381 m/s. En la Tabla 4 se presenta todos los valores para las formaciones del Mesozoico, así como el número de perfiles realizados, su desviación estándar y relación Vs/Vp obtenidos en el trabajo de campo. En la Tabla 3 se presenta su clasificación de acuerdo con V_S30.

Por otro lado, se observó el papel importante del grado de consolidación de los materiales geológicos en la disminución de las velocidades de propagación de ondas sísmicas. Las formaciones del Terciario (Figura 2b) presentaron valores promedio de velocidades de propagación de ondas de corte menores que las rocas del Mesozoico y Paleozoico. Los valores de V_S30 para rocas sedimentarias Terciarias se clasificaron como materiales tipo B y C de acuerdo con la Tabla 1. Las velocidades más bajas medidas corresponden con la Formación Frío (localizada en la Cuenca de Burgos; Tabla 2) constituida por intercalaciones de lutita–arenisca. Esta formación presenta valores de V_S30 = 720 m/s, siendo clasificada como sitio clase C.

Los perfiles sísmicos realizados en rocas del Terciario, se llevaron a cabo en tres sub–provincias con características geológicas diferentes en su formación: Cuenca La Popa, Cuenca de Burgos y el Complejo Intrusivo de la Sierra de San Carlos. Las características de estas estructuras geológicas han condicionado las relaciones de velocidades de ondas sísmicas observadas. Los promedios de velocidad V_S30 medidos en el Complejo Intrusivo de la Sierra de San Carlos fueron los más altos (1800 < V_S30 < 2750; Tablas 3 y 4), clasificándose como sitios clase A (basaltos, gabros y sienitas). Los valores intermedios medidos se ubicaron en la Cuenca La Popa donde variaron entre 1230 ≤ V_S30 ≤ 1640 m/s. Los perfiles sísmicos realizados se llevaron a cabo en las formaciones siliciclásticas Muerto, Difunta, Potrerillos, Adjuntas y Viento. Las velocidades más bajas corresponden a la Cuenca de Burgos, donde los valores varían entre 720 ≤ V_S30 ≤ 1710 m/s, las cuales se correlacionan con las formaciones Velasco, Midway, Wilcox, Vicksburg y Frío (Tablas 3 y 4).

6.4 Cuaternario

De manera general, las unidades geológicas del Cuaternario presentan variaciones significativas en las velocidades de propagación de ondas sísmicas. Estas son el resultado del depósito en ambientes geológicos similares a los presentes en la actualidad. Por esta razón, en algunas zonas urbanas distribuidas en todo el mundo, se han realizado cartografías donde se muestra con cierto nivel de detalle estudios de la distribución de las unidades geológicas del Cuaternario, clasificadas de acuerdo a su ambiente de depósito. En algunos casos existe, además, un control en la descripción del tipo de grano, densidad, porosidad y grado de cementación (Wills et al., 2000). Estos factores son los que controlan las velocidades de propagación de las ondas sísmicas y han permitido para algunas zonas urbanas hacer zonificaciones muy detalladas de la distribución de V_S30. Para la región de estudio, sólo en Monterrey y su área metropolitana se cuenta con ese nivel de detalle (Alva–Niño, 1995; Montalvo–Arrieta et al., 2008). Para el resto del estado, los materiales recientes (Cuaternario) han sido clasificados solamente como material aluvial.

Los principales centros urbanos del área de estudio: Monterrey y su área metropolitana, así como el resto de las principales ciudades del estado (Linares, Cadereyta, Allende y Montemorelos) se encuentran asentadas sobre sedimentos del Cuaternario. De acuerdo a las condiciones climáticas, así como a la disponibilidad de agua, estos centros urbanos se han asentado en la porción oriental de la SMO, así como dentro de la PCG, ocupando desde las laderas de la gran cadena montañosa hasta extensos valles. Estos valles están rellenos por sedimentos erosionados de la SMO, principalmente, conglomerados y sedimentos aluviales. Es común que, parte de la urbanización en la planicie se sitúe sobre terrazas fluviales (Ruiz–Martínez y Werner, 1997). De manera general, se ha documentado que los espesores máximos de los depósitos aluviales en las áreas urbanas de Monterrey y Linares son menores a 25 m (Alva–Niño, 1995; Galván Mancilla, 1996; Prado Gómez, 1997; Ruiz–Martínez y Werner, 1997, Montalvo–Arrieta et al., 2005, 2008). A partir de los trabajos de Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008) y los realizados en este estudio, se ha documentado que el tipo de sedimentos aluviales presentes en el área de estudio (aluvión, Qhoal–L) presentan valores promedio de V_S30 = 559 m/s y corresponden con sitios clase C.

6.5 Determinación de V_S30

El cálculo de los valores de V_S30 en los sitios analizados se obtuvo a partir de la Ecuación 1. Para algunos sitios, ubicados fuera de las zonas urbanas, los valores de V_S30 fueron asignados de manera directa a partir del valor promedio medido de V_S, debido a que los perfiles de refracción fueron realizados directamente sobre el afloramiento de la formación geológica de interés. De manera particular, para aquellas formaciones con edades del Paleozoico y Mesozoico donde por su revisión en campo se identifican como rocas consolidadas, debido a su grado de compactación, cementación y dureza, se clasificaron como sitios clase A y B. Como se ha descrito, las formaciones que conforman la columna geológica tipo para el área de estudio presentan como mínimo espesores de 50 m, por lo que el valor obtenido de V_S puede representar claramente a V_S30. Para las formaciones analizadas, se encontró que existe una relación entre el incremento del espesor con el aumento de la velocidad de propagación de ondas sísmicas, como resultado del grado de compactación de los materiales geológicos. Sin embargo, se determinó que las formaciones más arcillosas presentan mayores variaciones en la velocidad de propagación para diferentes profundidades con respecto a formaciones con la ausencia de estos materiales. Un ejemplo característico es la Formación Méndez, la cual tiende a meteorizarse fácilmente por su composición litológica (lutitas, margas). Análisis detallados (Picciotto–Fernández, 2000; Montalvo–Arrieta et al., 2008; Infante et al., 2010) en el área de estudio muestran estas variaciones. Picciotto–Fernández (2000), empleando una fuente tipo "sparker" en tres pozos perforados en la Facultad de Ciencias de la Tierra de la UANL en Linares, Nuevo León, determinó la estructura de velocidades para esta formación, demostrando además que existe una variación en la velocidad de propagación de ondas P de 3200 m/s (10 m de profundidad) a 5400 m/s para profundidades mayores a 45 m. Para el mismo sitio, pero empleando perfiles sísmicos de refracción en superficie, Infante et al. (2010) determinaron que para VP existen variaciones de 2000 m/s cerca de la superficie (4 m) hasta más 3000 m/s para profundidades mayores a 10 m. En el área metropolitana de Monterrey, Montalvo–Arrieta et al. (2008) observaron que las variaciones de V_P y V_S son de 2140 a 3750 m/s y 1200 a 2500 m/s respectivamente, para los primeros 30 m del subsuelo. Estas variaciones fueron comúnmente encontradas en aquellas formaciones con altos contenidos de lutitas y/o margas, por ejemplo: La Casita, San Felipe del Mesozoico, o Frío, Vicksburg y Velasco para el Terciario.

Para el caso de formaciones compuestas por calizas (i.e. Cupido/Tamaulipas Inferior, Aurora/Tamaulipas Superior, Cuesta del Cura, entre otras), se encontró que los valores de V_S no variaron mucho con respecto a la profundidad. Estas formaciones son más resistentes a los procesos de meteorización/erosión, lo cual se vio reflejado con variaciones no significativas de V_S. En la literatura (i.e. Wills et al., 2000) se ha determinado que no se puede asignar valores de V_S a V_S30 cuando existen variaciones importantes en las condiciones geológicas en pocos metros de espesor. Casos clásicos se han reportado en la Ciudad de México o en la bahía de San Francisco, donde se ha encontrado que existen variaciones significativas de los valores de V_S en decenas de metros. Por ejemplo, para el sitio Alameda Central en la Ciudad de México, se han calculado variaciones importantes en menos de 30 m de espesor, donde se tienen valores de V_S = 80 m/s para los primeros 7 m del subsuelo, una inversión de velocidades entre 7 a 30 m de profundidad con valores de V_S de 65 m/s y a partir de 31 m de profundidad la V_S se incrementa a 180 m/s. Por otro lado, en regiones áridas o semiáridas se ha observado que los sedimentos Cuaternarios no presentan cambios tan significativos en pocas decenas de metros, principalmente cuando los sedimentos aluviales muestran procesos de cementación por medio de caliche (Montalvo–Arrieta et al., 2005, 2008; Scott et al., 2006). Por el contrario, la presencia de este cementante genera que exista un incremento en la velocidad de propagación de ondas sísmicas de los depósitos aluviales (en los primeros metros del subsuelo), como lo han observado Scott et al. (2006) y Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008) para ciudades como Las Vegas en EE.UU., y Linares y Monterrey, respectivamente. Estas observaciones motivan a que se pueda utilizar el valor V_S como V_S30, principalmente para formaciones consolidadas del Terciario, Mesozoico, Paleozoico y Precámbrico. Para el caso de las zonas urbanas, los valores de V_S30 fueron obtenidos por la Ecuación 1. Como se mencionó anteriormente, para los municipios de Linares y Monterrey, se pudieron realizar correlaciones de las estructuras de velocidades obtenidas con información de pozos. Esto permitió verificar los datos obtenidos a partir de los perfiles sísmicos con clasificaciones geotécnicas (Rodríguez–Marek et al., 2001) para la determinación de efectos sísmicos de sitio. Esto ha sido documentado por Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008). Con los valores obtenidos de V_S30 para cada una de las formaciones y unidades litológicas analizadas descritas en las Tablas 3 y 4 y en Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008), se procedió a generar el mapa de la distribución de V_S30 para todo el estado.

7. Generación del mapa de la distribución de V_S30 para el estado de Nuevo León

Una vez definido el detalle del mapa geológico a utilizar (escala 1:250000), se procedió a la asignación de los valores de V_S30, descritos en la Tabla 3, para cada una de las unidades geológicas presentes en el área de estudio. Esto se llevó a cabo a través de un sistema de información geográfica en donde se implementó la información geológica mostrada en las Figuras 2 y 3. La Figura 4 muestra el mapa de la distribución de la respuesta sísmica de sitio a partir de velocidades de ondas de corte. Como se puede observar en el mapa, los sitios clase A (V_S30 > 1500 m/s) se localizan principalmente en la SMO y corresponden principalmente con rocas consolidadas del Mesozoico. Los sitios Clase B (760 < V_S30 < 1500 m/s) se ubican en sedimentos de edad Terciaria, los cuales corresponden a formaciones que se encuentran en proceso de consolidación, así como conglomerados fuertemente cementados. Finalmente, los sitios Clase C (360 < V_S30 < 760 m/s) corresponden con depósito aluviales del Cuaternario, cuyo valor promedio de V_S30 fue de 560 m/s. Algunos sitios, con valores más altos que este promedio, se relacionan con la presencia de cementante (caliche), el cual genera que el material se encuentre parcialmente consolidado. Las áreas urbanas de Monterrey y Linares se ubican sobre sitios clase C.

8. Discusión y conclusiones

En este trabajo se ha generado el primer mapa de las condiciones sísmicas de sitio, escala 1:250000, para el estado de Nuevo León. Este se preparó a partir de la integración de información geológica (formaciones geológicas y/o unidades litológicas) con propiedades físicas, tal como el promedio de velocidades de V_S30, determinado para cada una de estas formaciones y/o unidades litológicas. Los resultados obtenidos en este estudio serán de utilidad para generar mapas de riesgo sísmico a nivel regional, en donde las velocidades de propagación de ondas de corte pueden ser utilizadas para determinar el efecto sísmico de sitio. Esta información también puede integrarse a estudios de efectos de contrastes de impedancias entre materiales someros (≤ 30 m) y sedimentos profundos (> 30 m) y en el análisis geométrico de unidades litológicas.

Para la generación del mapa de las condiciones sísmicas de sitio, se utilizó la clasificación de suelos propuesta por la NEHRP, la cual se ha incorporado a diferentes códigos de construcción de diversos países. La correlación entre geología y velocidades de propagación de ondas S y/o V_S30 se llevó a cabo agrupando las unidades litológicas con edades y propiedades similares, utilizando el concepto de formación geológica. Se realizaron 708 perfiles sísmicos distribuidos en localidades de los estados de Nuevo León, Coahuila y Tamaulipas, los cuales cubrieron la columna litológica tipo para el área de estudio. Los perfiles realizados incluyeron variaciones en ambientes de sedimentación de formaciones geológicas, las cuales se distribuyen en diferentes localidades del estado. Esto permitió dar cobertura a los diferentes tipos de litologías presentes en la región. De manera particular, fue posible establecer las variaciones en espesores de material aluvial presente en las zonas urbanas de Linares y Monterrey. A partir de la clasificación de la NERHP, se determinó que las rocas precámbricas, paleozoicas y mesozoicas se clasifican como sitios clase A (V_S30 ≥ 1500 m/s). Las rocas de edad terciaria se clasifican como materiales tipo B, ubicándose en el intervalo 760 ≤ V_S30 ≤ 1500 m/s. Los sedimentos del Cuaternario presentaron valores de V_S30 entre 360 a 760 m/s, clasificándose como sitios clase C.

La mayor parte de los perfiles sísmicos en sedimentos del Cuaternario se realizaron en las zonas urbanas de Monterrey y Linares. En estas áreas, además, se contó con información de pozos, lo cual permitió correlacionar los valores de obtenidos de V_S30 con otro tipo de clasificaciones geotécnicas, como la propuesta por Rodríguez–Marek et al. (2001). Para estas zonas, de acuerdo con lo observado por Montalvo–Arrieta et al. (2005, 2008), se determinó que la variación de la respuesta de sitio definida a través de V_S30 está condicionada por dos factores: la presencia de paleocanales y el grado de cementación por caliche de los materiales aluviales, esto último particularmente para regiones caracterizadas por altas tasas de evapotranspiración, como es el caso del noreste de México. A mayor grado de cementación, la velocidad de propagación de V_S30 alcanzó valores cercanos a los 760 m/s.

A partir de los resultados obtenidos se encontró que, las unidades litológicas en el área estudiada, presentaron una correlación en términos de las condiciones sísmicas de sitio y la edad de estas, como lo definieron Park y Elrick (1998). Las unidades del Cuaternario asociadas con aluvión presentan las velocidades más bajas (sitios Clase C), el Terciario queda expresado como rocas suaves (sitios clase B) y el Mesozoico y Paleozoico corresponden a rocas duras o de basamento (sitios Clase A).

De manera general, la determinación de los valores de velocidades de propagación de ondas de corte para sedimentos someros son necesarios para la evaluación de la capacidad de carga de los materiales, así como para estudios de la evaluación de riesgo sísmico en el diseño de estructuras civiles grandes y complejas. Los resultados aquí reportados no son suficientemente precisos para este tipo de trabajo, donde se necesitan estudios más específicos y altamente detallados. La correlación entre formaciones/unidades geológicas y las velocidades de propagación de ondas sísmicas deberán ser consideradas en los límites entre formaciones, principalmente en los contactos Mesozoico–Cuaternario, Terciario–Cuaternario, donde los cambios en los valores de V_S30 pueden ser significativos. Debido a la escala de los mapas geológicos, pueden existir errores en la cartografía de la unidad litológica, por lo que, el límite entre formaciones puede variar en decenas de metros. Para estos casos son necesarios estudios de detalle, tanto geológico como sísmico, para determinar estas variaciones, principalmente en zonas urbanas donde se planee la construcción de obras civiles. En la medida en que a esta base de datos se le incorpore más información geotécnica, el mapa regional tenderá a actualizarse con un análisis más detallado de la respuesta sísmica de sitio. Por otro lado, también hay que considerar que este mapa no incluye efectos relacionados con la geometría de cuencas y otros efectos relacionados con la estructura somera. Este mapa provee una primera aproximación de la respuesta sísmica de los materiales someros, cuya utilidad será de importancia en la planeación del uso de suelo, desarrollo urbano, así como para el cálculo del riesgo sísmico u otros peligros geológicos. Particularmente, el mapa será de utilidad considerando la evidencia de actividad sísmica y la escasa instrumentación sísmica disponible en la región.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido parcialmente apoyado por los proyectos: Apoyo a la Incorporación de Nuevos PTC clave: PROMEP/103.5/03/2552, PAICYT–UANL CT877–04 y CONACYT 25637. El segundo autor (LGRZ) agradece al CONACYT por la beca otorgada para el desarrollo de su tesis doctoral en el Posgrado de la Facultad de Ciencias de la Tierra, UANL (Doctorado en Ciencias, Especialidad en Geociencias).

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Manuscrito recibido: Diciembre 7, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Agosto 22, 2010.
Manuscrito aceptado: Septiembre 10, 2010.

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 201-216. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2011v63n2a5

Geocronología de circones detríticos de diferentes localidades del Esquisto Granjeno en el noreste de México

Geochronology of detrital zircons from several sites of the Granjeno Schist in Northeastern Mexico

José Rafael Barboza–Gudiño^1,*, Juan Alonso Ramírez–Fernández²,Sonia Alejandra Torres–Sánchez² y Víctor A. Valencia³

¹ Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología/DES Ingeniería, Manuel Nava No. 5. Zona Universitaria, 78240, San Luis Potosí, S.L.P., México
² Universidad Autónoma de Nuevo León, Facultad de Ciencias de la Tierra, Carretera Linares Cerro Prieto km 8, 67700 Linares, N.L., México.
³ Valencia Geoservices, 3389 N River Rapids Dr., Tucson AZ 85712.

* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it..

Resumen

En el noreste de México, el Esquisto Granjeno aflora en los núcleos de estructuras plegadas de la Sierra Madre Oriental, como el Anticlinorio Huizachal–Peregrina o los altos de Miquihuana y Bustamante, en Tamaulipas, y Aramberri en Nuevo León. El trabajo de campo y el estudio petrográfico han permitido reconocer las distintas litofacies y relaciones estratigráficas presentes en las diferentes localidades, así como el grado y estilo de deformación. Aunque la geocronología de circones detríticos, en muestras de los diferentes protolitos clásticos, permite reconocer procedencias principalmente grenvillianas (1250–920 Ma) y panafricanas (730–530 Ma), es relevante destacar algunas diferencias en la edad máxima del depósito que se puede interpretar para las muestras procedentes de las distintas localidades, que abarcan desde el Neoproterozoico hasta el Silúrico o posiblemente el Devónico. Asimismo, se observan algunas poblaciones con menor representación de circones, de edades proterozoicas y paleozoicas, que corresponden aparentemente a eventos tectonomagmáticos poco estudiados hasta el momento, como el magmatismo ordovícico–silúrico. El presente estudio sustenta un origen del Esquisto Granjeno estrechamente ligado a la porción noroccidental de Gondwana, sumándose así, dada la ausencia de procedencias características del suroeste del cratón de Norteamérica, a la serie de argumentos en oposición al desplazamiento lateral izquierdo de México de varios cientos de kilómetros durante el Jurásico Superior, previamente propuesto por la hipótesis de la megacizalla Mojave–Sonora. El metamorfismo del Esquisto Granjeno, ocurrido en el Paleozoico tardío, estaría relacionado a un proceso de subducción en la margen occidental de Pangea (Cinturón Granjeno–Acatlán), en etapa posterior a la colisión de Laurencia y Gondwana (Cinturón Sonora–Ouachita–Marathon). Lo anterior resulta acorde con la presencia del arco magmático permo–triásico en la porción oriental de México, el cual es claramente un producto de la misma subducción en su etapa de gran ángulo, inmediatamente posterior a la deformación y metamorfismo durante la fase de subducción inicial de bajo ángulo.

Palabras clave: Paleozoico metamórfico, noreste de México, geocronología U–Pb, procedencia.

Abstract

In northeastern Mexico, the Granjeno Schist crops out in the core of some of the Sierra Madre Oriental fold structures, such as the Huizachal–Peregrina Anticlinorium or the Miquihuana, Bustamante (both in Tamaulipas) and Aramberri (Nuevo León) uplifts. Field work and petrographic analysis of samples from selected localities, have allowed the recognition of different lithofacies, metamorphic grade and deformational style, as well as stratigraphic relationships. Although detrital zircon geochronology of all different clastic protoliths revealed mainly Grenville (1250–920 Ma) and Panafrican (730–530 Ma) provenance ages, differences in the maximum depositional ages, ranging from Neoproterozoic to Silurian and probably Devonian times, should be noticed. Minor zircon populations of Proterozoic and Paleozoic ages apparently correlate with less studied tectonomagmatic events in Mexico, as the Ordovician–Silurian magmatism. This study supports the idea that the origin of the Granjeno Schist is closely related to Grenville and Panafrican blocks from northwestern Gondwana. Our data, due to a lack of provenances from the southwestern portion of the North American craton, disagree with a sinistral displacement of a part of Mexico along several hundreds of kilometers in Late Jurassic time, as previously proposed by the Mojave–Sonora megashear hypothesis. Granjeno Schist metamorphism during the late Paleozoic could be related to a subduction process along the Pangea western margin (Granjeno–Acatlán Belt), after the Laurentia and Gondwana collision (Sonora–Oucahita–Marathon Belt). This correlates well with the Permo–Triassic magmatic arc in eastern Mexico, which is clearly a product of the same subduction during its high angle stage, following deformation and metamorphism produced by the initial low angle stage.

Keywords: metamorphic Paleozoic, northeastern Mexico, U–Pb geochronology, provenance.

1. Introducción

El Esquisto Granjeno (Carrillo–Bravo, 1961) está compuesto de rocas metamorfizadas en facies de esquistos verdes, que ocurren en forma de rocas metavolcánicas y metasedimentarias esquistosas, filitas, algunas cuarcitas y otras rocas silíceas, además de serpentinitas y metagabros. Estas rocas metamórficas afloran en dos bloques delimitados por fallas de orientación general NW–SE en el núcleo del Anticlinorio Huizachal–Peregrina en la Sierra Madre Oriental, al poniente de Ciudad Victoria, Tamaulipas (Figura 1). En esa localidad existen también importantes afloramientos de gneises precámbricos (~1.0 Ga; Ortega–Gutiérrez, 1978) y de rocas sedimentarias paleozoicas no metamorfizadas, que incluyen capas del Silúrico con fauna de afinidad gondwánica, así como una serie de unidades del Carbonífero y el Pérmico inferior (Stewart et al., 1999), cuya edad de depósito es, por lo menos, en parte equivalente a la del metamorfismo del Esquisto Granjeno. En el cañón del Novillo, que corta al citado anticlinorio en su extremo sur, además del Esquisto Granjeno se observa un cuerpo lenticular de serpentinitas de varios kilómetros de largo y hasta varios cientos de metros de ancho. La orientación de este cuerpo es NW–SE, coincidente, de manera general, con la orientación de los bloques descritos, así como con el rumbo preferencial de la foliación del esquisto (De Cserna et al., 1977). Además de los afloramientos del Anticlinorio Huizachal–Peregrina, se han considerado correlacionables con esta unidad algunas rocas similares que afloran al sur, en la zona de Miquihuana y Bustamante, Tamaulipas (Figura 1), así como extensos afloramientos que ocurren al poniente del poblado de Aramberri, Nuevo León (Garrison, 1978; Meiburg et al., 1987).

Petrográficamente, el Esquisto Granjeno presenta una mineralogía relativamente simple, correspondiente a la facies de esquistos verdes con variantes de esquistos de clorita–muscovita–albita–cuarzo±turmalina y biotita–muscovita–grafito–albita–cuarzo (Torres Sánchez, 2009) a cuarcitas y esquistos de clorita–epidota–actinolita. En base a estas composiciones, se interpretan protolitos siliciclásticos de diferentes facies sedimentarias, volcánicos de composiciones intermedia a máfica (rocas verdes), así como rocas ultramáficas, en el caso de las serpentinitas (crisotilo, antigorita, magnetita y stichtita; Ehricke, 1998). En base a la identificación de pseudomorfos de crisotilo y bastita, Ortega–Gutiérrez (1978) interpretó el protolito de esta roca como una harzburgita. En algunas de estas rocas metamórficas se observan también zoisita y esfena, además de algunos lentes de mármoles con tremolita y clorita.

Las dataciones isotópicas existentes en la literatura se reducían hasta hace poco tiempo a una serie de edades por Rb–Sr y K–Ar para el Esquisto Granjeno del área de Ciudad Victoria, Tamaulipas, y sólo dos edades K–Ar para el área de Aramberri, Nuevo León (Denison et al., 1971; De Cserna et al., 1977; De Cserna y Ortega–Gutiérrez, 1978; Garrison et al., 1980). Las edades reportadas por los diferentes autores varían desde el Paleozoico Inferior hasta el Paleozoico Superior. Finalmente, en base a algunas de estas edades se interpretó un metamorfismo de bajo grado del Pensilvánico–Pérmico, dado el promedio de las edades K–Ar de micas, calculado por Garrison et al. (1980) en 298 ± 16 Ma, sin precisar en todos los casos el tipo de las micas datadas, que van de 257 ± 8 Ma, la mínima (De Cserna et al., 1977) hasta 318 ± 10 Ma la máxima (Fries et al., 1962). En el caso específico del Esquisto Granjeno en Aramberri, se trata de dos edades K–Ar en moscovita, de 270 ± 5 Ma y 294 ± 6 Ma (Denison et al., 1971).

Las edades Rb–Sr varían entre 320 ± 12 Ma (moscovita + roca total), reportada por Garrison et al. (1980), y 452 ± 45 Ma (roca total), reportada por De Cserna y Ortega–Gutiérrez (1978). Garrison (1978) calculó una edad de 333 ± 30 Ma en base a una isócrona Rb/Sr de cuatro puntos, construida con información de Denison et al. (1971), y resaltó la consistencia de estos datos con las edades K–Ar, tomando en cuenta los errores analíticos y estableciendo así que dichos datos son congruentes con una edad apalachiana, más joven que la edad inicialmente propuesta por De Cserna et al. (1977) y en desacuerdo con el modelo de un alóctono del Paleozoico Inferior, propuesto por los mismos autores. Finalmente, Dowe et al. (2005) reportaron edades de 351 ± 54 Ma, de acuerdo con una intersección inferior de U–Pb en circones, y de 313 ± 7 Ma (⁴⁰Ar/³⁹Ar). Ésta está considerada como una edad de meseta en moscovita para el leucogranito emplazado en la falla limítrofe entre el Esquisto Granjeno y el Gneis Novillo, en el cañón del Novillo, así como una edad de meseta de 300 ± 4 Ma en fengita de un queratófido de cuarzo. Nance et al. (2007) reportaron edades U–Pb de 56 circones detríticos de una muestra de esquisto colectada en el cañón del Novillo, de los cuales aproximadamente un 70 % corresponden a edades paleoproterozoicas y mesoproterozoicas (1640–1018 Ma) y cinco edades del Neoproterozoico temprano (991–880 Ma). Un solo circón arrojó una edad del Paleoproterozoico (2106 Ma) y uno más una edad del Arqueano (2736 Ma). Se registraron cuatro edades del Neoproterozoico tardío (650–546 Ma) y únicamente 6 circones arrojaron edades paleozoicas, comprendidas en el rango de 527 a 433 Ma; se registró un circón discordante de 336 ± 98 Ma. Estos autores interpretaron procedencias de bloques perigondwánicos, como el de Oaxaquia, y sugirieron una correlación en edad y evolución tectónica con la Formación Cosoltepec del Complejo Acatlán en el sur de México.

El objetivo del presente trabajo ha sido comparar las diferentes localidades del Esquisto Granjeno en el NE de México, con base en el estudio de campo, petrográfico y la geocronología de circones detríticos, a fin de interpretar las edades máximas del depósito de los protolitos y la procedencia de sus respectivas regiones fuente.

2. Trabajo de campo

El trabajo desarrollado en campo durante la presente investigación, consistió en la toma de muestras para la separación de circones y preparación de algunas láminas delgadas, así como la descripción de afloramientos y la toma de algunos datos estructurales. Se recolectaron muestras en las diferentes localidades, en promedio 10 a 12 kg de roca por cada muestra, con la finalidad de obtener un mínimo de 100 circones. Las muestras fueron recolectadas preferentemente de las facies metapsamíticas, con la finalidad de obtener la mayor proporción de fracción de minerales pesados. Finalmente, de cinco muestras recolectadas, tras la preparación y debido al contenido escaso de circones o a un contenido muy elevado de otros minerales pesados, se seleccionaron sólo tres para su análisis, mismas que corresponden a las áreas de Aramberri, Miquihuana y cañón de Caballeros.

La muestra colectada en el área de Aramberri, Nuevo León (ARM07–1) proviene de una facies metapsamítica o cuarcita de grano fino a medio, ubicada en un afloramiento sobre la carretera La Escondida–Aramberri (coordenadas: 24°06.26’N, 99°53.76’W, datum WGS84). La deformación del esquisto en estos afloramientos es el resultado de por lo menos tres eventos compresivos sobrepuestos (D₁, D₂ y D₃), lo cual es evidente en los afloramientos por la presencia de las correspondientes superficies de foliación (S₁, S₂ y S₃). La foliación S1, afectada por plegamiento isoclinal, es comúnmente paralela a superficies S2 y sobre éstas se observan lineaciones por crenulación, resultado de la intersección con superficies S3. Frecuentemente, las superficies S₂ pueden ser subparalelas a la estratificación (S₀), la cual se reconoce por ligeros cambios de litología o granulometría de la roca, como capas delgadas a medianas de cuarcitas de grano fino interestratificadas en la secuencia predominantemente pelítica (Figuras 2A y 3A). Existen también bandas de cuarzo paralelas a algunas superficies de foliación, las cuales exhiben estrías y crecimientos lineales de cuarzo, resultado de deslizamientos tipo detachment, de bajo ángulo, lo cual es evidencia de un posible levantamiento del bloque de esquistos en etapa posterior al metamorfismo y bajo condiciones de una deformación semifrágil. Lo anterior, a juzgar por el brechamiento de las vetas de cuarzo y por la presencia de vetas en échelon subverticales (Figura 2B), mostrando los mismos cizallamientos que se pueden interpretar en base a las estrías sobre los planos de foliación.

En la región de Aramberri, Nuevo León, los esquistos, cuya base no aflora, subyacen a rocas volcánicas del Jurásico Inferior (Barboza–Gudiño et al., 2008), a capas rojas del Jurásico Inferior a Medio, pertenecientes a la Formación La Boca (Mixon et al., 1959), a brechas de la Formación La Joya del Jurásico Medio a Superior (Mixon et al., 1959) y a evaporitas y carbonatos de la base de la transgresión marina del Jurásico Superior pertenecientes a las formaciones Novillo (Heim, 1940), Minas Viejas (Humphrey, 1954) y Zuloaga (Imlay, 1938). Cabe mencionar que, a diferencia de la zona del Anticlinorio Huizachal–Peregrina o la región de San Marcos–El Alamar, al sur de Galeana, Nuevo León, en el área de Aramberri no afloran rocas triásicas (Figura 4).

En el área de Miquihuana fue colectada la muestra MIQ08–1 en un muy pequeño afloramiento de los esquistos, al norte del poblado de Miquihuana, Tamaulipas (coordenadas: 23°35.65’N, 99°45.6’W, datum WGS84). En esta zona, los afloramientos de esquisto, principalmente pelítico, son escasos y están cubiertos en gran medida por depósitos aluviales, lo que dificulta la medición de datos estructurales. Sin embargo, la orientación preferencial de la foliación parece corresponder a las superficies S₂ descritas en otros afloramientos. Muestra una orientación de rumbo general NW–SE y plegamiento buzante en la misma dirección hacia el NW, coincidente con lineares (L3) medidos en el mismo afloramiento (Figura 3B).

En la localidad de Bustamante, Tamaulipas, los afloramientos, aunque son de pequeñas dimensiones, son un poco más extensos que en el área de Miquihuana. Están constituidos de una filita a esquisto pelítico silíceo, en donde las superficies de foliación (S₂) muestran un rumbo general NNE–SSW, con pliegues intrafoliales de superficies S1 y lentes o bandas de cuarzo (Figura 2C). Además, incluyen frecuentes bandas de acoplamiento de pliegues de las superficies S2 en el rango de centímetros a decímetros y kink bands, presentándose también lineares L₃ subhorizontales, de orientación general NNW–SSE (Figura 3C). En los afloramientos de Miquihuana y Bustamante no aflora la base del esquisto y el mismo subyace de manera discordante a rocas volcánicas de composición intermedia y capas rojas del Jurásico Inferior a Medio (Figura 4).

Finalmente, la muestra procedente del Anticlinorio Huizachal–Peregrina, corresponde a los afloramientos del cañón de Caballeros (CC06–1), en donde se tomó una muestra de esquisto psamítico–pelítico sobre el lecho del río, en el sitio denominado Poza El Huarache (coordenadas: 23°49.31’N, 99°16.48’W, datum WGS84). En estos afloramientos se observan esquistos con numerosos lentes y bandas de cuarzo de segregación, a su vez deformados por plegamiento isoclinal que corresponde con superficies de foliación S₁, mismas que son comúnmente cortadas por una foliación S₂ (Figuras 2D y 3D). En algunos casos, se observan alternancias rítmicas similares a secuencias flyschoides (Figura 2E), comparables a algunas que se presentan sin metamorfismo en la secuencia sedimentaria paleozoica. Una foliación o clivaje S3 está representada por un juego espaciado de kink bands que, en los afloramientos del cañón de Caballeros ocasionalmente se observan a manera de un sistema conjugado. Un crucero o clivaje espaciado se manifiesta también más frecuentemente al microscopio (Figura 2F) y tiende a aparecer como una incipiente lineación por crenulación sobre las superficies S₂.

Otros elementos estructurales que se observan comúnmente en estas rocas, en los diferentes afloramientos, son los ejes de pliegues isoclinales de superficies de foliación, las lineaciones por crenulación resultado de la intersección de las superficies S₁ y S₂ (L₂) así como las superficies ya mencionadas S₃/S₂ de tipo crucero (L₃).

Dowe et al. (2005) describieron, en los afloramientos del cañón del Novillo, superficies S2 relacionadas a una deformación D₂, misma que subdividieron en D_2a, D_2b y D_2c, como eventos subsecuentes de una misma deformación progresiva. Cabe aclarar que en nuestra interpretación ninguna de estas deformaciones equivaldría al evento D₃ ya que, al parecer, los autores mencionados no consideraron en su análisis el tercer evento de deformación aquí descrito, probablemente por tratarse de una deformación poco intensa y de carácter semifrágil. Por esta razón, en este estudio ello se ha interpretado como un posible efecto de la fase laramídica, que en la zona causó el plegamiento de la cubierta sedimentaria del Jurásico Superior y Cretácico, y afectó al basamento metamórfico precámbrico–paleozoico sólo de manera incipiente.

En el Anticlinorio Huizachal–Peregrina (Figura 1), el Esquisto Granjeno se presenta en contacto tectónico por falla con gneises del Mesoproterozoico, conocidos como Gneis Novillo (Fries y Rincón–Orta, 1965). Sin embargo, en el cañón del Novillo, a lo largo de esa falla que presenta una componente lateral derecha, se emplazó un cuerpo de leucogranito o plagiogranito de edad carbonífera (354 ± 54 Ma, método U–Pb en circón; Dowe et al., 2005). Este cuerpo granítico no fue afectado por el metamorfismo en facies de esquistos verdes, pero sí por posteriores eventos cataclásticos. De acuerdo a Dowe (2004), S₁ estaría directamente relacionada a una fase temprana del cierre oceánico y obducción ofiolítica previos al emplazamiento del plagiogranito, mientras que S₂ se asociaría a movimientos dextrales con orientación NNW–SSE. S₃ se generaría por el mecanismo de exhumación regional. Puntualmente, sobre los gneises precámbricos descansan rocas sedimentarias no metamorfizadas que forman una columna incompleta y deformada del Silúrico al Pérmico (Carrillo–Bravo, 1961; Gursky, 1994; Stewart et al., 1999; Figura 4). En particular, la base de esta sucesión sedimentaria tiene una afinidad gondwánica correlacionable con unidades aflorantes en Venezuela (Stewart et al., 1999). La relación más plausible entre el esquisto y todas estas rocas precámbricas y paleozoicas es tectónica. Esta relación se estableció posteriormente al evento metamórfico del esquisto, así como también es posterior al depósito de turbiditas del Carbonífero–Pérmico contenidas en la parte superior de la secuencia paleozoica no metamorfizada. Esto explica la similitud de la edad del metamorfismo de los esquistos con la de los sedimentos clásticos no metamorfizados. La relación por falla normal, y posiblemente con desplazamiento lateral, que se observa entre el esquisto y el gneis, así como entre el esquisto y los sedimentos paleozoicos no metamorfizados, es el resultado de fallamiento posterior, probablemente asociado a un pulso de deformación en conexión con la última etapa de formación de Pangea, en el Paleozoico Superior. En los afloramientos del Anticlinorio Huizachal–Peregrina, el Esquisto Granjeno subyace en discordancia angular a capas rojas del Triásico Superior (Figura 4).

3. Métodos analíticos

En el presente trabajo se reportan datos U–Pb de circones detríticos para las tres muestras de esquistos colectadas, como se ha descrito, en las áreas de Aramberri en Nuevo León y de Miquihuana y el cañón de Caballeros en Tamaulipas. Las muestras fueron procesadas en el laboratorio Arizona LaserChron Center (Universidad de Arizona, Tucson), separando inicialmente un promedio de 100 circones por cada muestra de aproximadamente 10 a 12 kg. En general, para la preparación se siguió el procedimiento indicado por Gehrels et al. (2006), que incluye la trituración y molienda de las muestras para posteriormente separar la fracción pesada en una mesa Wilfley, seguida de una separación magnética y, finalmente, una separación por medio de líquidos pesados. El montaje de las muestras y estándares se realizó manualmente en resina, procediendo a un desbaste y pulido de los granos de circón para exponer su parte media. Los análisis fueron realizados por la técnica de espectrometría de masas con plasma inducido acoplada con un multicolector (multicollector inductively coupled plasma mass spectrometry) con ablación láser (LA–MC–ICP–MS). Este análisis incorpora la técnica de ablación láser del circón con un equipo New Wave/Lambda Physic DUV193 Excimer laser (operado con una longitud de onda de 193 nm) y usando un diámetro de ablación de 25 µm. La técnica de LA–MC–ICP–MS es particularmente apropiada para el estudio de circones detríticos por la rápida generación de un gran número de análisis, lo cual ha permitido la obtención de un promedio de 100 análisis de circón por cada muestra.

La determinación de las relaciones ²⁰⁶Pb/²³⁸U y ²⁰⁶Pb/ ²⁰⁴Pb presenta desviaciones en la medición del orden de ~1–2 % para las edades 206Pb/238U (en el nivel 2σ). Las desviaciones en la medición de ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb y ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb también resultan en una incertidumbre en la edad de ~1–2 % (en el nivel 2σ) para granos con una edad mayor a 1.0 Ga, pero son considerablemente mayores en circones más jóvenes debido a la baja intensidad de la señal de 207Pb. En la mayoría de los casos, el punto de inversión de esta relación en la precisión de las edades de ²⁰⁶Pb/²³⁸U y ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb ocurre a los 0.8–1.0 Ga.

Los resultados han sido graficados en diagramas de concordia tipo Wetherill, en donde aparece el total de granos analizados (Figura 5). Los mismos datos se han representado en diagramas de probabilidad relativa (Ludwig, 2003), mostrando las diferentes edades y su incertidumbre (únicamente para desviaciones en la medición) en forma de una distribución normal para todas las edades de una muestra en una sola curva (Figura 6; Tablas 1, 2 y 3).

4. Resultados

La muestra ARM07–1, proveniente del área de Aramberri, Nuevo León, es un esquisto psamítico–pelítico, cuya alternancia de horizontes con abundantes cuarzos finos a medianos con los horizontes pelíticos, permite identificar la estratificación original. Al microscopio, se observa como un esquisto de clorita–moscovita–albita, con frecuentes lentes o bandas de cuarzo, con muy escasos porfidoblastos pequeños de albita. Las bandas de cuarzo de exudación aparecen también a nivel microscópico, afectadas por plegamiento isoclinal y micropliegues anisópacos intrafoliales cortados y rotados por las superficies de la foliación principal. De esta muestra se analizaron 104 circones (Tabla 1). Los resultados arrojan una edad del Cámbrico Inferior como edad máxima del depósito de la secuencia volcaniclástica que dio origen a los esquistos en esta zona. Dicha edad está dada por un pico de cerca de 530 Ma, en base a tres circones concordantes con edades de 520, 529 y 532 Ma. Con respecto a la procedencia de estos circones, ésta es principalmente grenvilliana, con un 85 % de edades que forman picos de 1193, 1102 y 920 Ma. Algunos circones aislados del Paleoproterozoico y del Arqueano son esencialmente discordantes y poco representativos. Un pico de 666.5 Ma y uno más de 569 Ma, que agruparían a los circones más jóvenes de ~530 Ma, forman hasta un 10 % de los circones medidos de edades panafricanas.

La muestra MIQ08–1 (Miquihuana, Tamaulipas) es un esquisto pelítico–psamítico de clorita–moscovita con laminación de cuarzos pequeños, alternando con las partes pelíticas, en su mayor proporción silíceas o de materiales cloritizados. Incluye además pequeños cristales de moscovita y escasos porfidoblastos de albita de reducido tamaño. Frecuentemente se observan bandas plegadas de cuarzo alojadas en las superficies deformadas S1, pero también se pueden reconocer vetillas posteriores no deformadas. De esta muestra se analizaron 96 circones (Tabla 2), de los cuales un circón de 366.3 ± 4.2 Ma podría interpretarse como la edad máxima del depósito. Sin embargo, aunque este circón presenta un error bajo y es concordante, cierta incertidumbre prevalece por el hecho de tratarse de un cristal aislado, ya que el siguiente circón en orden ascendente de edad es uno de 432.0 ± 6 Ma. Esta información, en conjunto con otros valores entre 432 y 442 Ma, arrojan un intervalo más confiable como edad máxima del depósito. Del total de 96 circones, 51 corresponden a edades grenvillianas o, en general, asociadas con el bloque de Oaxaquia, que forman un pico moderado a los 925 Ma, en tanto que el mayor de estos tres picos ocurre a los 1079 Ma y el tercero a los 1359 Ma. Un pico aislado a los 747 Ma es formado por dos circones y, aunque estadísticamente ésta cantidad de granos es poco representativa, se podrían considerar conjuntamente con circones de 517–596 Ma (seis granos más), formando una población neoproterozoica. Los picos más prominentes están formados por 23 edades entre 450 y 485 Ma, con lo que se identifica claramente que esta muestra presenta una importante aportación de circones posiblemente asociados al magmatismo ordovícico–silúrico descrito por Miller et al. (2007) y asociado por los mismos autores al Complejo Acatlán del sur de México.

La muestra CC06–1, colectada en el cañón de Caballeros, es al microscopio un esquisto psamítico–pelítico de clorita–albita, con numerosos lentes y bandas de cuarzo muy deformados entre las superficies de foliación. De esta muestra se reportan 102 circones (Tabla 3). Como edad máxima del depósito se considera la de un grano, ligeramente discordante, de 458 ± 8.5 Ma, que estadísticamente no representaría un dato confiable, pero que es de manera general coincidente con edades de 433, 436 y 450 Ma, reportadas por Nance et al. (2007) para una muestra del Esquisto Granjeno colectada en el cañón del Novillo. Del total de circones medidos de nuestra muestra, cerca del 60 % puede asociarse con el bloque de Oaxaquia (Gneis Novillo) con edades grenvillianas formando dos picos mayores, uno a los 1150 Ma y uno más a los 1247 Ma, además de un pequeño pico asociado de 975 Ma. El tercer pico en importancia en la muestra ocurre a los 1390 Ma y está formado por 29 circones, aunque abarca en realidad un período muy amplio de tiempo con edades entre los 1300 y 1500 Ma, correspondiendo 15 de estas edades sólo al intervalo de 1360 a 1420 Ma. Este pico constituye también una diferencia notable entre esta muestra y las procedentes de las otras localidades, ya que se observa sólo de manera muy subordinada en las otras muestras analizadas, así como en los datos publicados por Nance et al. (2007) para la muestra colectada por estos autores en el cañón del Novillo.

5. Discusión

El depósito de la sucesión volcanosedimentaria que dio origen a los esquistos que afloran en las áreas de Aramberri, Miquihuana, Bustamante y los diferentes cañones del Anticlinorio Huizachal–Peregrina, puede ubicarse en el Paleozoico Inferior, de acuerdo a las edades máximas de depósito que arroja la geocronología de circones detríticos. Sin embargo, las diferencias entre cada una de esas muestras parecen sugerir un prolongado periodo durante el cual ocurrió dicho depósito, o bien diferentes materiales clásticos depositados en diferentes cuencas, con variantes en los distintos aportes.

Mientras que la muestra colectada en el área de Aramberri registra solamente circones de ~530 Ma como los más jóvenes, la muestra del cañón de Caballeros y la muestra reportada por Nance et al. (2007) para el cañón del Novillo registran circones de ~433–458 Ma. Además, en la muestra de estos últimos autores se midió también un circón discordante de 336 ± 98 Ma, aunque no fue considerado en su interpretación final, debido al gran error y discordancia que presenta. Aunado a esto, la muestra colectada en el área de Miquihuana contiene un total de 24 circones en el intervalo de ~368 Ma (1 circón) y 463–489 Ma (23 circones). Con esto se identifica claramente que esta muestra presenta una importante aportación de circones a la cuenca, posiblemente asociados al magmatismo ordovícico–silúrico descrito por Miller et al. (2007) y asociado por los mismos autores al Complejo Acatlán del sur de México, aunque esto probablemente sólo en una etapa tardía de la evolución de dicha cuenca.

De acuerdo con lo anterior, las edades de circones detríticos del Esquisto Granjeno obtenidas en sus diferentes afloramientos del noreste de México son congruentes con las edades de metamorfismo del Paleozoico Superior previamente reportadas, habiéndose obtenido únicamente edades del Paleozoico Inferior como edades máximas del depósito de la secuencia metamorfizada.

Considerando la ausencia de circones de edad ~500 Ma en las rocas expuestas en el área de Aramberri, se puede interpretar que los afloramientos en donde fue colectada la muestra de esta localidad corresponden a la parte inferior de toda la sucesión volcanosedimentaria, seguidos por las muestras del Anticlinorio Huizachal–Peregrina y finalmente los pequeños afloramientos que ocurren en el área de Miquihuana, como correspondientes a un nivel más superior. Aunque lo anterior habrá de ser corroborado con trabajo de campo más detallado en las diferentes áreas, y posiblemente más datos geocronológicos, es de señalarse el número de circones (24) de edad ordovícica–devónica en la muestra de Miquihuana y la ausencia total de estos en la muestra de Aramberri. La misma interpretación nos lleva a argumentar el ya mencionado periodo prolongado de evolución de esta cuenca y del depósito, que habría tenido lugar desde un punto comprendido entre el Cámbrico Inferior (530 Ma) y el Ordovícico Medio (463 Ma), hasta una etapa posterior al Silúrico Inferior (430 Ma en el cañón del Novillo) o el Devónico Superior, si se considera el circón de 368 Ma y que, además, teóricamente el período de sedimentación podría darse hasta poco antes del metamorfismo de la secuencia en el Carbonífero–Pérmico (300–270 Ma).

Las marcadas diferencias en las edades máximas del depósito, así como en algunos de los picos que se observan, indican un largo período de depósito de la sucesión volcanosedimentaria que dio origen al esquisto, así como una intensa actividad tectónica que propició la interacción de diversos bloques y eventos tectonotermales durante la evolución de la cuenca, mismos que aportaron las distintas poblaciones de circones.

Las diversas procedencias que se interpretan de los resultados obtenidos son congruentes con un origen perigondwánico de la sucesión volcanosedimentaria y señalan como principales fuentes de los sedimentos clásticos actualmente metamorfizados a:

(A) Rocas de edad grenvilliana, ya que del total de circones medidos, cerca del 60 % puede asociarse con el bloque de Oaxaquia (Gneis Novillo), con edades grenvillianas formando dos picos mayores, uno a los 1150 Ma y uno más a los 1247 Ma, además de un pequeño pico asociado de 975 Ma. En particular, en la muestra ARM07–1, procedente de Aramberri, aparece una población cercana a 1.2 Ga, que es característica del bloque Oaxaquia (Solari et al., 2004). Sin embargo, las edades cercanas a 1.1 Ga y 920 Ma, en la misma muestra, no son del todo características de este bloque y más bien han sido previamente relacionadas a otros complejos de Sudamérica (Weber et al., 2008).

(B) Rocas formadas durante el evento tectonotermal Panafricano–Brasiliano, que previo a la apertura del Golfo de México se hallaban más próximas al área de estudio, como es el caso de Yucatán y partes posiblemente de Texas, Florida e inclusive otras de Sudamérica y África.

(C) Rocas magmáticas del Ordovícico–Silúrico, documentadas ya en los mismos terrenos perigondwánicos.

(D) Algunas poblaciones menores de edades pregrenvillianas (1.4–1.5 Ga) que, aunque son conocidas de Laurencia, han sido también documentadas en partes de Gondwana (Weber et al., 2006, 2008).

La clara correlación de las procedencias observadas con bloques o terrenos gondwánicos o perigondwánicos, sin la influencia de los terrenos precámbricos del suroeste de Norteamérica, es un argumento en oposición a un transporte tectónico de estas rocas, que hoy forman parte del basamento en la porción noreste de México, desde aquella región en el actual suroeste de Norteamérica y noroeste de México, como han considerado algunos modelos de evolución tectónica (Anderson y Schmidt, 1983; Salvador, 1987), suponiendo enormes desplazamientos senestrales a lo largo de la hipotética megacizalla Mojave–Sonora (Anderson y Silver, 1979).

Una diferencia más entre la muestra procedente de Aramberri y las otras muestras analizadas la constituye la ausencia del pico prominente formado por cerca de 30 granos de circón con edades entre 1300 y 1500 Ma (máximo a los 1390 Ma) registrado en la muestra del cañón de Caballeros. Dicho pico se encuentra también presente, aunque sólo como una población menor representada por siete granos de edades entre 1363 Ma y 1430 Ma, en la muestra de Miquihuana. Esta población, que teóricamente podría corresponder con las provincias de magmas anorogénicos Peninsular Ranges o Maria Belt en el suroeste de Norteamérica (Barbeau et al., 2005), es a la vez comparable con edades reportadas en la Formación Santa Rosa del Paleozoico de Chiapas (Weber et al., 2006), y en algunas unidades de metasedimentos del Complejo Acatlán o como circones heredados en rocas magmáticas del Macizo de Chiapas o Chiapas Massive Complex (Weber et al., 2008) y de las Montañas Maya en Belice (Martens et al., 2010). Tales diferencias en las distintas muestras, que difícilmente pueden ser explicadas con la información existente hasta el momento, son, sin embargo, una notable evidencia de la variedad de los depósitos y sus procedencias de bloques que, posiblemente, sólo de manera temporal aportaron materiales clásticos hacia la cuenca.

El Esquisto Granjeno, hasta donde se ha observado en sus diferentes localidades, experimentó un metamorfismo en la facies de esquistos verdes durante el Paleozoico Tardío (De Cserna et al., 1977; Dowe et al., 2005), que puede ser interpretado como el producto de un complejo de subducción que se instaló en la margen occidental ecuatorial de Pangea a manera de un cinturón no colisional que produjo las fases tardías registradas también en partes del Complejo Acatlán, por lo que empleamos aquí el término "cinturón Granjeno–Acatlán". Esta evolución ocurrió necesariamente en una etapa posterior a la colisión entre Laurencia y Gondwana, que formó el Cinturón Sonora–Ouachita–Marathon. El metamorfismo y deformación del Esquisto Granjeno estarían entonces relacionados a una posible fase de subducción de bajo ángulo (high stress), lo cual resulta congruente con la presencia del arco magmático permo–triásico en la porción oriental de México (Torres et al., 1999; Dickinson y Lawton, 2001), paralelo a la misma hipotética zona de subducción, pero relacionado a su etapa más tardía, de gran ángulo (low stress) (Figura 7).

Respecto al origen de los circones, Hoskin y Schaltegger (2003) apuntaron que la relación Th/U es contrastante si éstos se forman bajo condiciones ígneas o bien metamórficas, debido a la expulsión diferencial de cationes durante la recristalización. De acuerdo a este parámetro, la mayoría de los ejemplares analizados son de origen ígneo, con proporciones Th/U cercanas o mayores a 0.5.

Finalmente, de acuerdo con las relaciones estratigráficas observadas en campo, en los diferentes afloramientos del Esquisto Granjeno, se puede reconocer el papel que estos esquistos, conjuntamente con bloques precámbricos, han jugado en el desarrollo de la paleogeografía del Mesozoico en el noreste de México, formando macizos rocosos elevados durante el Mesozoico Temprano, como es el caso de las áreas de Aramberri, Miquihuana y Bustamante, que llegaron a constituir un alto en el paleorelieve de esta región durante el fin del Paleozoico y en el Triásico. Esto se fundamenta en que en zonas aledañas, como algunas partes del Anticlinorio Huizachal–Peregrina en Tamaulipas o El cañón del Alamar en la sierra de Pablillo, Nuevo León, existe una secuencia de varios cientos de metros de espesor de depósitos fluviales del Triásico Superior, que están ausentes por no depósito en las citadas áreas, en donde rocas volcánicas y sedimentos terrígenos del Jurásico Inferior a Medio yacen directamente sobre el Esquisto Granjeno y en el caso del área de Miquihuana, la transgresión marina, que a nivel regional arribó en el Jurásico Medio–Superior, localmente se presenta ya entrado el Cretácico.

6. Conclusiones

De acuerdo con las diferencias en edad máxima de depósito y en procedencia detectadas en las localidades estudiadas del Esquisto Granjeno, es probable que ocurriera un prolongado período de depósito entre las mismas o que hayan sido depositadas en cuencas diferentes. Existe una población importante de circones grenvillianos en las muestras, con edades cercanas a 1.2 Ga y que podrían proceder del bloque de Oaxaquia o de algún otro bloque perigondwánico. Sin embargo, se han encontrado circones con edades cercanas a 1.1 Ga y 920 Ma, principalmente en la muestra de Aramberri, las cuales son más características de otras áreas de Gondwana. Los bloques de Yucatán y Florida, así como otras posibles áreas de Gondwana, aportaron una población importante de circones neoproterozoicos (panafricanos). Se descarta toda posible conexión, durante la evolución de esta cuenca, con la porción sur–occidental de Laurencia. La presencia de circones posiblemente provenientes del magmatismo ordovícico–silúrico queda demostrada en la muestra de Miquihuana y, aunque con pocas edades representativas, es probable en el caso del cañón de Caballeros, pero no para Aramberri. Según las relaciones Th/U, la mayor parte de los circones analizados tendrían un origen magmático. De acuerdo con las relaciones estratigráficas de las diferentes localidades, las rocas metamorfizadas del Esquisto Granjeno estuvieron expuestas y formaron áreas emergidas y levantadas en el Mesozoico Temprano, influyendo en forma significativa a la paleogeografía y la distribución de facies sedimentarias en ese tiempo.

Agradecimientos

Se agradece el apoyo recibido de la Secretaría de Educación Pública (SEP) y el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACyT) a través del proyecto 485100–5–25400T para la realización del trabajo de campo, así como a la Universidad Autónoma de San Luis Potosí por el financiamiento de los análisis geocronológicos, a través del Fondo de Apoyo a la Investigación (FAI). Se agradece el apoyo del laboratorio Arizona LaserChron Center de la Universidad de Arizona en Tucson, así como el financiamiento del traslado y estancia en dicho laboratorio a través del Programa Integral de Fortalecimiento Institucional (PIFI) de la Facultad de Ingeniería (UASLP). Los autores agradecen las revisiones y valiosas sugerencias de los árbitros Alexander Iriondo y Bodo Weber, quienes han contribuido enormemente a mejorar este artículo.

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Manuscrito recibido: Junio 18, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Mayo 14, 2010.
Manuscrito aceptado: Septiembre 23, 2010.

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 183-199. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2011v63n2a4

Estudio petrográfico y geoquímico del Complejo Plutónico El Peñuelo (Cinturón de Intrusivos de Concepción del Oro), noreste de México

 Petrographic and geochemical study of the El Peñuelo intrusive (Concepción del Oro Intrusive Belt), Northeastern Mexico

 Fernando Velasco–Tapia^1,*, Reneé González–Guzmán¹, Gabriel Chávez–Cabello¹, Javier Lozano–Serna¹ y Martín Valencia–Moreno²

¹ Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Carretera Linares–Cerro Prieto km 8, 67700 Linares Nuevo León.
² Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México; Luis Donaldo Colosio y Madrid s/n, Campus UNISON, 83000 Hermosillo, Sonora.

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Resumen

El presente estudio reporta información petrográfica y geoquímica del Complejo Plutónico El Peñuelo (CPEP), perteneciente al Cinturón de Intrusivos de Concepción del Oro (CICO, noreste de México). El CPEP es una estructura semi–circular, constituida por tres centros de emplazamiento, ubicada en el extremo oriental del CICO y en la extensión norte de la traza del sistema de fallas Taxco–San Miguel de Allende. Sin embargo, el complejo no fue deformado por la actividad de este sistema de fallas. El CPEP está constituido por rocas intrusivas que varían desde cuarzo monzodiorita a cuarzosienita, siendo ésta última la unidad que cubre la mayor parte de la superficie del complejo. El CPEP se emplazó en rocas sedimentarias marinas del Cretácico superior. La cuarzosienita es cortada por diques de cuarzomonzodiorita y mesosienita porfíritica. Además, esta unidad contiene enclaves microgranulares de monzodiorita distribuidos de forma irregular y diques pegmatíticos cortan al resto de las unidades litológicas. La asociación mineralógica en el CPEP presenta cantidades variables de plagioclasa + feldspato alcalino + cuarzo ± anfíbol + biotita ± ortopiroxeno + clinopiroxeno + óxidos de Fe–Ti. Las rocas intrusivas tienen una composición química en SiO₂= 45.7–72.0 %, Mg# = 39.2–60.2 y n–Fe = 0.54–0.73. Presentan patrones de tierras raras, normalizados a condrita, enriquecidos en elementos ligeros [(La/Yb)N = 6–11] sin anomalías de Eu. Los diagramas multielementos, normalizados a manto primordial, muestran patrones de enriquecimiento en elementos LILE en relación a los HFSE. Su geoquímica de elementos traza es similar a la de granitoides de alto Ba–Sr: (a) una alta concentración de Ba (= 594–2302 ppm) y Sr (= 444–2192 ppm); (b) una baja concentración de Y (= 10–46 ppm) y Nb (= 6–17 ppm); y (c) valores altos para las relaciones Sr/Y (= 25–85) y La/Yb (= 8.9–16.5). El origen del CPEP se ha relacionado a la fusión parcial de un manto litosférico enriquecido, en condiciones post–orogénicas, seguida de cristalización fraccionada acoplada con asimilación de material cortical.

Palabras clave: Noreste de México, granitoides de alto Ba–Sr, magmatismo post–orogénico.

Abstract

This work presents the petrographic and geochemical data for the El Peñuelo Plutonic Complex (EPPC), which is an intrusive that belongs to Concepción del Oro Intrusive Belt (COIB; Northeastern Mexico). The EPPC is a semi–circular structure, constituted by three emplacement centers, situated in the eastern part of the COIB and the northern extension of the Taxco–San Miguel de Allende fault system. However, the complex was not affected by the activity of this fault system. The EPPC is constituted by intrusive rocks varying from quartz monzodiorite to quartz syenite, the latter covering most of the complex surface. The EPPC was emplaced in Upper Cretaceous marine sedimentary rocks. The quartz syenite is cut by quartz monzodioritic and porphyritic meso–syenitic dykes. Also, this unit contains irregularly distributed monzodioritic microgranular enclaves. Additionally, pegmatitic dykes cut the rest of the lithologic units. The EPPC mineralogical assemblage shows variable quantities of plagioclase + alkaline feldspar + quartz ± amphibole + biotite ± orthopyroxene + clinopyroxene + Fe–Ti oxides. Intrusive rocks have a chemical composition of SiO₂ = 45.7–72.0 %, Mg# = 39.2–60.2, and n–Fe = 0.54–0.73. They show chondrite–normalized REE patterns enriched in light elements [(La/Yb)N = 6–11] with no Eu anomalies. Primitive Mantle–normalized multi–element diagrams show LILE enriched patterns relative to the HFSE. Their trace–element geochemistry is comparable to high–Ba–Sr granitoids: (a) high Ba concentration (= 594–2302 ppm) and Sr (= 444–2192 ppm); (b) low concentrations of Y (= 10–46 ppm) and Nb (= 6–17 ppm); and (c) high values for Sr/Y (= 25–85) and (La/Yb = 8.9–16.5) ratios. The origin of EPPC has been related to partial melting of an enriched lithospheric mantle, in a post–orogenic setting, followed by fractional crystallization coupled to crustal assimilation.

Keywords: Northeastern Mexico, high–Ba–Sr granitoids, post–orogenic magmatism.

1. Introducción

La historia geológica del Mesozoico al Terciario en el norte de México se caracteriza por el emplazamiento de un gran número de cuerpos intrusivos desde Baja California hasta Tamaulipas (e.g., Hoffer, 1970; Anderson y Silver, 1974; Clark et al., 1982; Nick, 1988; Morton–Bermea, 1990, 1995; Elías–Herrera et al., 1991; McDowell y Mauger, 1994; Stein et al., 1994; Ramírez–Fernández, 1996; González León et al., 2000; McDowell et al., 2001; Valencia–Moreno et al., 2001, 2003, 2006; Molina Garza et al., 2008; Ramos–Velázquez et al., 2008). Desde el Cretácico, principalmente, esta actividad magmática se ha relacionado con el complejo proceso de interacción entre el margen occidental de Norteamérica y la placa Farallón, que ha involucrado la generación de magmas de tipo arco continental (Coney y Reynolds, 1977; Clark et al., 1982; Damon et al., 1983; Humpreys et al., 2003). Adicionalmente, cambios en la velocidad de convergencia y del ángulo de subducción de la placa oceánica derivaron, durante el Mioceno, en condiciones de una tectónica distensiva que se reflejaron en el desarrollo de magmatismo intraplaca y fallamiento extensional sincrónico (Aranda–Gómez et al., 2005; Rangin et al., 2008).

De forma particular, entre Melchor Ocampo, Zacatecas, y el extremo occidental de Galeana, Nuevo León, se distribuye un grupo de complejos intrusivos caracterizados por un alineamiento general E–W (Figura 1) y que se han denominado colectivamente Cinturón de Intrusivos de Concepción del Oro (CICO; Chávez–Cabello et al., 2007). De acuerdo con la división propuesta para la Sierra Madre Oriental (SMOr) por Eguiluz de Antuñano et al. (2000), los intrusivos que constituyen el CICO se distribuyen entre los límites de la terminación oriental del Sector Transversal de Parras y el inicio de la Saliente de Monterrey (SM) en su extremo occidental (Servicio Geológico Mexicano, 2000a). Estudios areomagnéticos realizados en el CICO (Servicio Geológico Mexicano, 2000b) han revelado la existencia de anomalías magnéticas de gran magnitud y amplitud, las cuales se pueden asociar con los cuerpos intrusivos que afloran parcialmente. Estos cuerpos magmáticos están constituidos por troncos, diquestratos, diques, lacolitos y facolitos que, en general, cubren un intervalo de composición de diorita a sienita (Roger et al., 1957, 1963; Castro–Reino, 2004). Padilla y Sánchez (1982) asignó una edad relativa de emplazamiento del Oligoceno–Mioceno para el CICO, ya que algunos episodios de actividad magmática cortan estructuras laramídicas del Paleoceno–Eoceno (por ejemplo, los ejes de los pliegues de los anticlinales mayores). Castro–Reino (2004) reportó edades K–Ar terciarias para las rocas del CICO entre 35 y 40 Ma. Sin embargo, Mujica–Mondragón y Jacobo–Albarrán (1983) reportaron que los cuerpos sieníticos que afloran entre Coahuila, Nuevo León y Zacatecas (CICO) tienen edades K–Ar de 75 ± 6 Ma. Por otra parte, los intrusivos del CICO fueron emplazados en rocas sedimentarias de composición calcárea y margosa, las cuales se caracterizan por mostrar aureolas de metamorfismo de contacto pequeñas alrededor de los cuerpos intrusivos. Esta asociación ha dado lugar a mineralizaciones polimetálicas en forma de vetas, chimeneas y cuerpos irregulares, que incluyen metales base (Pb, Zn, Cu, Fe) y metales preciosos (Au y Ag), que han sido estudiados por varios autores (e.g., Chase, 1909; Krieger, 1940; Roger et al., 1957, 1963; De Cserna, 1976; COREMI, 1997; Castro–Reino, 2004).

Para incrementar el conocimiento acerca del magmatismo en el noreste de México, el presente estudio se enfocó en la caracterización mineralógica y geoquímica del Complejo Plutónico El Peñuelo o El Pedregoso (CPEP; Figura 1), un complejo plutónico situado en el extremo oriental del CICO. La información generada fue utilizada, considerando el marco geológico–estructural regional, para proponer un modelo conceptual inicial a fin de explicar el origen de este cuerpo intrusivo.

2. Marco geológico–estructural

El CPEP (Figuras 1 y 2) se encuentra parcialmente erosionado y se ubica geográficamente en el límite de los estados de Coahuila, Nuevo León, San Luis Potosí y Zacatecas, entre las coordenadas geográficas: 24°32'00'' a 24°37'00'' N y 100°46'00'' a 100°51'00'' W, cubriendo un área de aproximadamente 60 km². Se ubica en el extremo oriental del CICO y está situado además sobre la extensión al norte de la traza del sistema de Fallas Taxco–San Miguel de Allende (SFTSMA, orientado N–S; Figura 1). Cabe destacar que el SFTSMA separa una zona de plataformas continentales marinas de una amplia zona de mayor batimetría (Mar Mexicano; Alaniz–Álvarez et al., 2002). Esta discontinuidad paleogeográfica de edad cretácica controló la localización de fallamiento cenozoico de rumbo N–S y NNW–SSE y, anteriormente al fallamiento, el emplazamiento de cuerpos intrusivos con yacimientos minerales asociados, como Santa María de la Paz y Real de Catorce. A diferencia de la mayoría de las estructuras que conforman el CICO, el CPEP no muestra en superficie que corte estructuras laramídicas de la SMOr, aunque sus rocas encajonantes corresponden a rocas del Cretácico Superior (Formación Indidura; Turoniano inferior–Santoniano). Por otro lado, tampoco se observa que esté afectado por la extensión relacionada al SFTSMA, el cual fue claramente activo entre San Miguel de Allende y Taxco a partir del Mioceno Medio (Pérez–Venzor et al., 1996; Alaniz–Álvarez et al., 2002), posiblemente debido a la gran distancia que existió (> 1000 km) entre el borde continental activo durante el Mioceno y el área de estudio.

El CPEP es una estructura semicircular, en planta, definida por tres centros de emplazamiento (Figura 2), los cuales han sido objeto de cartografía geológica, muestreo y análisis geoquímico. Presenta una serie de extensiones radiales, que podrían reflejar la misma disposición espacial de los conductos alimentadores. Estos estarían aproximadamente en concordancia con la orientación dominante del fracturamiento tensil regional, presente en las estructuras laramídicas que circundan y que podrían estar sepultadas en la zona. La información aeromagnética disponible para el área de estudio (Servicio Geológico Mexicano, 2000b), sugiere que las rocas máficas del complejo (mesosienitas porfídicas y cuarzo monzodioritas; índice de color M' = 45–61, Tabla 1, según LeMaitre et al., 2002), cuya exposición es limitada en superficie, así como alguna litología melanocrática que no aflora, serían las responsables de la respuesta magnética. Cabe señalar que la información detallada asociada a los principales elementos estructurales en el área de estudio y el modelo de emplazamiento de los plutones será presentado posteriormente.

3. Litología y análisis petrográfico

Se llevó a cabo un muestreo extensivo (aproximadamente 4 kg de muestra libre de alteración) en 29 sitios, el cual cubrió el espectro litológico del CPEP. Se realizó un análisis petrográfico, basado en la metodología propuesta para rocas graníticas de Melgarejo i Draper (1997), que incluye la determinación de tipo de textura, características particulares y abundancia de los diferentes minerales (conteo de ~300 puntos/muestra, en un área aproximada de 4 cm x 2.5 cm y con separación de ~1 mm). En la Tabla 1 y la Figura 3 se presentan, respectivamente, las características petrográficas distintivas de las unidades litológicas cartografiadas en el área de estudio y su clasificación de acuerdo al diagrama QAPF (Le Maitre et al., 2002).

3.1 Roca encajonante

Los estratos calcáreo–arcillosos de la Formación Indidura (Cenomaniano–Turoniano; Duque–Botero y Maurrasse, 2008) constituyen la roca encajonante que aflora alrededor del CPEP. La unidad está constituida por calizas arcillosas de tipo mudstone–wackstone de color gris obscuro que intemperiza a color rojo, cuyas capas varían entre 10 y 40 cm de espesor, intercaladas con estratos de 30 a 70 cm de lutitas y limolitas calcáreas. El espesor total de la unidad en el área de estudio no se determinó, debido a que la base y el techo no afloran en su totalidad. La Formación Indidura se ha interpretado como un depósito de sedimentos en un medio batial a sublitoral de cuenca en donde prevalecieron condiciones reductoras, confirmadas por la presencia de nódulos de fierro y la acumulación de materia orgánica (Kelly, 1936; Jones, 1938; Tristán–González y Torres–Hernández, 1994; Duque–Botero y Maurrasse, 2008).

En el área de estudio, la Formación Indidura presenta una deformación asociada al emplazamiento magmático, como lo evidencian algunos pliegues con longitudes de onda de escala de decenas de centímetros y el desarrollo de foliaciones tectónicas paralelas al contacto plutón–roca encajonante. En los bordes de los sectores N y principalmente SW del intrusivo, se reconoció una aureola de contacto, que se presenta principalmente en forma de endoskarn (Figura 2; color café). El endoskarn se caracteriza por mostrar una textura poiquilítica, que incluye fenocristales de feldespatos alcalinos, plagioclasas, clinopiroxenos, granates, anfíboles, wollastonita y remanentes de calcita (Figura 5A). En otras localidades, el exoskarn está presente y se encuentra cortado por intrusiones sieníticas y diques aplíticos de espesores < 6 cm (Figura 4A), aunque también puede encontrarse en forma de xenolitos dentro del cuerpo intrusivo.

3.2 Litología del cuerpo intrusivo

Considerando relaciones de campo, constituyentes minerales y rasgos texturales, el CPEP se encuentra integrado por los siguientes tipos litológicos (Figura 3), en orden de menor a mayor contenido de sílice: (1) meso–sienita porfídica (MSP); (2) cuarzomonzodiorita (CMD); (3) cuarzomonzonita (CM); (4) cuarzosienita (CS), con dos variedades: cuarzosienita porfídica (CSP) y cuarzosienita microcristalina (CSM); (5) diques pegmatíticos (DP); y (6) autolitos microdioríticos (MD), presentes en la CM y CS. La CMD representa la unidad ígnea más antigua y la CS es la más abundante (Figura 2). Las características distintivas de cada unidad litológica, observadas en campo y en lámina delgada, se describen en los siguientes apartados siguiendo el criterio de menor a mayor contenido de sílice.

3.2.1 Meso–sienita porfídica (MSP)

Ocurre en forma de diques, cuyos espesores varían de 1 hasta máximo 40 m, expuestos en los sectores N y SE, únicamente en la parte SE el cuerpo podía ser cartografiable por su espesor (Figura 2; color celeste). Esta unidad ígnea incluye una gran cantidad de fenocristales euedrales de ortoclasa (~5–15 cm de diámetro) alineados, embebidos en una matriz máfica microcristalina o afanítica (Figura 4B). Se infiere una interacción física con la CSP ya que, dentro de la MSP, los cristales de ortoclasa presentan bordes de desequilibrio con la matriz que los contiene.

El estudio petrográfico de esta unidad reveló una textura porfídica holocristalina (Figura 5B). Su característica petrográfica distintiva es la presencia de fenocristales de ortoclasa euedral (25–37 %) de 0.5 a 1.5 mm de longitud, dentro de los cuales pueden ocurrir inclusiones minerales de plagioclasa y feldespato potásico de 0.1 a 0.5 mm de largo. La plagioclasa (11–14 %), cuyo diámetro varía entre 0.5 y 1.2 mm, exhibe formas euedrales, con maclado polisintético y de Carlsbad, así como subedrales, caracterizadas por albitización. El resto de la mineralogía está compuesta por anfíboles anedrales (9–12 %) de 0.3 a 1.0 mm de diámetro, biotita subedral (8–10 %) de 0.3 a 2.4 mm de diámetro máximo, ortopiroxenos subedrales (8–10 %) de 0.3 a 1.0 mm de longitud, clinopiroxenos subedrales (6–13 %) de 0.3 a 0.7 mm de longitud, y titanita euedral (3–10 %) de 0.2–0.7 mm de diámetro. Este arreglo mineralógico se complementa con acumulaciones de microcristales de cuarzo (< 2 %, < 0.5 mm de diámetro) y minerales opacos diseminados (7–12 %).

3.2.2 Cuarzomonzodiorita (CMD)

Aflora en el complejo N en forma de cuerpos tabulares de 800 m x 200 m y 400 m x 70 m, algunos de ellos paralelos al perímetro de CSP y de aspecto radial (Figura 2; color azul). La CMD exhibe una textura fanerítica y tonalidad gris en muestra fresca. Se presenta generalmente como un cuerpo sumamente erosionado entre los límites de los sectores N y SW del CPEP. Generalmente se observa intrusionada por una gran cantidad de diques pegmatíticos y vetas aplíticas (Figura 4C). Adicionalmente, esta unidad litológica ocurre, al E del sector SW y al SW del sector N, de forma esporádica y en afloramientos no representables a la escala del mapa. Los minerales que componen la CMD son de grano medio y contienen formas irregulares que no sobrepasan los 2 cm. Sin embargo, se han identificado agregados de minerales máficos, principalmente anfíboles y piroxenos, formando texturas cumulíticas. A diferencia de la MSP, en esta unidad no se observa una orientación preferencial para los cristales.

El análisis petrográfico (Figura 5C) revela una textura inequigranular holocristalina localmente poiquilítica, conformada por plagioclasa, feldespato alcalino, anfíbol y biotita. La plagioclasa (25–40 %) se presenta en forma euedral (0.5–2.0 mm de diámetro) y exhibe maclado polisintético y de Carlsbad. El feldespato alcalino (11–13 %) se presenta en forma de cristales euedrales a subedrales de 0.8–2.0 mm de diámetro. Los anfíboles (8–15 %) se presentan como cristales subedrales a anedrales de 0.5–2.4 mm de longitud, con pleocroísmo intenso de color café. La biotita (8–17 %) ocurre en forma euedral de 0.5 a 3.0 mm de diámetro máximo. La mineralogía de la roca se complementa con minerales opacos (11–12 %), ortopiroxenos (8–11 %), clinopiroxenos (< 4 %) y cuarzo (< 3 %). La titanita (< 6 %, 0.4–0.7 mm de diámetro) es accesoria en esta unidad.

3.2.3 Cuarzomonzonita (CM)

Se presenta como una unidad de grano medio con tonalidades verde–grisáceas en muestra fresca (Figura 2, en color magenta, y Figura 4D). Aflora principalmente en la parte centro y S del complejo intrusivo, rodea a los sectores SW y SE, también aparece en la parte centro y S del sector N, generalmente en niveles topográficos bajos formando una estructura cercanamente anular con diques radiales. Los contactos litológicos son intrusivos tipo corte de cuchillo con zonas de brechas magmáticas (~0.5–20 m), debido al fracturamiento de la roca encajonante durante el emplazamiento magmático. Los minerales constituyentes principales, en orden de abundancia: plagioclasas, anfíboles y piroxenos, que con frecuencia muestran orientación preferencial cerca y en el contacto de la CM con las rocas que la encajonan (Figura 4D).

La CM se caracteriza por una textura inequigranular holocristalina (Figura 5D), constituida principalmente por plagioclasa subedral (25–40 %, 0.3–2.0 mm de diámetro), con zonación oscilatoria mostrando maclas polisintéticas y de Carlsbad, el feldespato alcalino presente (25–41 %, 0.3–4.1 mm de diámetro) ocasionalmente presenta texturas pertíticas. La biotita (4–11 %) exhibe formas principalmente euedrales de 0.5 a 1.8 mm de diámetro máximo, un hábito hojoso, e inclusiones de minerales máficos. El anfíbol (1–8 %) se presenta en forma de cristales (0.5–2.4 mm de longitud) subedrales y anedrales de color café, con inclusiones de minerales máficos dentro de los cristales de mayor tamaño, confiriéndole una textura tipo poiquilítica. El cuarzo (3–5%) se presenta como granos subedrales de 0.3–0.5 mm o en formas anedrales de 0.5–1.0 mm de diámetro, con extinción ondulante y desarrollo de pequeñas fracturas. La mineralogía se complementa con ortopiroxenos (0.5–11 %) y clinopiroxenos (1–9 %) de 0.2–1.0 mm de longitud, titanita euedral (1–7 %, 0.2–0.7 mm de diámetro) y minerales opacos diseminados.

3.2.4 Cuarzosienita (CS)

Es la unidad más abundante en superficie, aflorando en los tres centros de emplazamiento. Se presenta en dos variedades: (a) cuarzosienita porfídica (CSP; Figura 2, color rojo), y (b) cuarzosienita microcristalina (CSM; Figura 2, color rosa). En algunas localidades, los cristales constituyentes de la roca muestran una orientación preferencial, principalmente en los bordes del sector N, cerca del contacto con la roca encajonante. La CSP (Figura 4E) exhibe tonalidades grises en muestra fresca. Su característica principal es la ocurrencia de fenocristales euedrales de ortoclasa. En muestra de mano se pueden distinguir además piroxenos y hornblenda (< 2 cm).

La textura dominante de la CS es porfídica holocristalina (Figura 5E), con una predominancia de feldespatos alcalinos (42–55 %, 0.5–1.5 mm de diámetro), principalmente como ortoclasa, y esporádicamente microclina con texturas pertíticas. La plagioclasa (13–22 %, 0.5–1.0 mm de diámetro) es principalmente euedral con maclado polisintético y de Carlsbad, y también presenta formas subedrales con zonaciones oscilatorias. El cuarzo (3–5 %) ocurre como pequeños granos subedrales de 0.2–0.5 mm de diámetro, con cristales de 1.0 mm rellenando espacios entre los minerales. La hornblenda (9–11 %) se presenta de formas subedrales y euedrales, de color café y con longitudes de 0.3–0.8 mm. La biotita (1–9 %, 0.3–0.8 mm de diámetro máximo) exhibe una forma euedral con hábito hojoso y pleocroísmo intenso. La titanita (3–5 %) se presenta de forma euedral romboidal, con tamaños de 0.2 a 0.5 mm. La mineralogía restante consiste en ortopiroxenos (5–11 %, 0.1–1.0 mm de longitud), clinopiroxenos (4–11 %, 0.2–1.0 mm de longitud) y pequeños cristales diseminados de minerales opacos con alto magnetismo (7–12 %, 0.1–0.5 mm de diámetro) .

De forma esporádica, principalmente en los sectores N y SE, la CSP contiene enclaves máficos microgranitoides (< 50 cm; Figura 4F), de forma lenticular y paralelos a la foliación magmática. Algunos de estos enclaves microgranitoides también se encuentran en la CM. En el diagrama QAPF (Figura 3; Tabla 1), los enclaves máficos microgranitoides se localizan en el campo de la monzodiorita (MD). Se caracterizan por una textura equigranular holocristalina, con una clara disminución en el tamaño de grano en comparación con la roca que los contiene (Figura 5F). Su mineralogía está dominada por cristales subedrales de plagioclasas (36–38 %), que muestran un maclado polisintético y de Carlsbad (0.2–0.5 mm de diámetro), feldespatos alcalinos (12–14 %), acompañado generalmente por cristales de cuarzo que los rodean (< 2 %, < 0.3 mm de diámetro). Los enclaves máficos microgranitoides también incluyen piroxenos (22–24 %, 0.2–0.3 mm de longitud), hornblenda (5–7 %, 0.1–05 mm de longitud) con bordes alterados a clorita, y biotita euedral (1–3 %, 0.1–0.3 mm de diámetro máximo). La mineralogía se complementa con pequeños cristales de minerales opacos (óxidos de Fe–Ti) dispersos dentro de los enclaves máficos (11–13 %, ~0.1 mm de diámetro).

La CSM presenta una textura inequigranular de grano fino, color gris claro en muestra fresca, que intemperiza a tonalidades ocre y amarillentas. Generalmente los afloramientos muestran un aspecto bandeado (Figura 4G). Aflora principalmente en el borde de los centros de emplazamiento en las porciones N y SE. En esta unidad litológica se puede distinguir ortoclasa, plagioclasas y hornblenda. Además, en algunos afloramientos la roca exhibe bandas de ortoclasa paralelas a la foliación.

El estudio petrográfico de la CSM (Figura 5G) revela una textura inequigranular holocristalina conformada de cristales euedrales a subedrales de feldespatos alcalinos (45–54 %, 0.3–1.2 mm de diámetro), predominando la ortoclasa sobre la microclina (0.3–0.5 mm de diámetro). Las plagioclasas se presentan como cristales euedrales tabulares con maclado polisintético y de Carlsbad, o como fenocristales subedrales, caracterizada por un zonado oscilatorio (12–18 %, 0.3–1.2 mm de diámetro). El cuarzo se presenta en cristales anedrales (5–8 %, 0.2–0.5 mm de diámetro), con extinción ondulante. La hornblenda se presenta en cristales subedrales a anedrales de color café (< 2 %, 0.3–1.0 mm de diámetro); en una muestra los anfíboles constituyen hasta el 9 % de la roca. La biotita exhibe formas euedrales (3–8 %, 0.3–0.8 mm de diámetro máximo). La titanita se presenta de forma euedral romboidal (1.9 %, 0.2–0.5 mm de diámetro). Los ortopiroxenos exhiben tonalidades amarillas a verdes (3–5 %, 0.3–0.5 mm de longitud), mientras que los clinopiroxenos muestra tonos verdes pálidos a incoloros (0.5–5 %, 0.3–1.0 mm de longitud). Son comunes los minerales opacos (7–14 %, 0.1–0.5 mm de diámetro).

3.2.5 Diques pegmatíticos (DP)

Existe un número importante de diques pegmatíticos (Figura 2, color morado, y Figura 4H) emplazados tardíamente dentro del CPEP. Estos diques a su vez están cortados por vetillas de composición aplítica, presentes a través de todo el complejo. De acuerdo con las observaciones de campo, se puede inferir que los diques aprovecharon el fracturamiento extensional preexistente en la zona, lo cual se puede ver más claramente en el Cerrito de Uribes, una estructura ubicada al S del sector SW del CPEP.

Los DP presentan una textura fanerítica equigranular (0.1–0.3 mm de diámetro), dominada por feldespatos alcalinos (71–73 %) en formas euedrales con maclado de Carlsbad (Figura 5H). El segundo mineral en importancia es el cuarzo (13–15 %), presentándose como cristales intersticiales. Las plagioclasas (4–5 %) se presentan en formas tabulares, con un maclado polisintético o de Carlsbad. La mineralogía se complementa con cantidades menores de ortopiroxenos, clinopiroxenos, anfíboles, biotita y titanita (< 3 %). Pueden apreciarse también pequeñas cantidades de minerales opacos (óxidos de Fe, 2–3 %).

4. Geoquímica

4.1 Geoquímica analítica

Una vez establecidas las características petrográficas, se seleccionaron 18 muestras para determinar su composición en elementos mayores y traza aplicando métodos instrumentales. Para los análisis químicos, ~0.5 kg de cada muestra fueron triturados hasta obtener fragmentos de 0.5–1.0 cm3. El tamaño de los fragmentos se redujo a < 0.5 mm3 en un triturador de tipo Siebtechnik EB 7/6 y, finalmente, cada muestra fue pulverizada a un tamaño de partícula de 33–75 µm en un molino de ágata de tipo Siebtechnik Ts 100.

Adicionalmente, se realizó la separación de un enclave de MD, desde la muestra V1406. Para este fin se utilizó una cortadora con disco diamantado y se retiró la matriz de la roca que lo contenía, hasta dejarlo libre de impurezas, obteniendo una muestra de ~ 8 x 3 cm.

La composición de elementos mayores y traza se determinó en los laboratorios comerciales ActLabs–Skyline (Ancaster, Canadá), aplicando la metodología 4LithoResearch. La determinación de elementos mayores consistió en mezclar la muestra con un fundente "met–tet" (metaborato – tretraborato de litio) en una relación 1:4. La mezcla resultante fue fundida en un horno de inducción a ~1100 °C. El líquido de fusión se mezcló en caliente con una solución de HNO3 5 % ultra–puro y una serie de estándares internos, hasta disolución completa (~30 min). La solución resultante fue analizada en un sistema Thermo Jarrell–Ash ENVIRO II ICP–OES, el cual fue previamente calibrado utilizando una combinación de materiales de referencia geoquímica (U.S. Geological Survey: dolerita DNC–1, diabasa W–1, basalto BIR–1, jasperoide GXR–1, sedimento GRX–2; Geological Survey of Canada: gabro WMG–1; British Geological Survey: sedimento LKSD–3; Geological Survey of Poland: apatita CTA–AC–1). En general, la precisión analítica reportada fue < 2 % para todos los elementos mayores, mientras que los límites de detección estuvieron en niveles de 0.01 %.

La composición en elementos traza, incluyendo tierras raras, se determinó aplicando, en primera instancia, un proceso de fusión y disolución similar al utilizado para elementos mayores. A la solución resultante se le añadió un estándar interno, que incluyó los elementos a analizar. Posteriormente, la muestra fue diluida con agua ultrapura y se introdujo en un sistema Perkin–Elmer SCIEX ELAN 6000 ICP–MS. Al igual que en el análisis de elementos mayores, el sistema analítico ICP–MS fue calibrado aplicando una serie de materiales de referencia geoquímica. La precisión analítica para la mayoría de los elementos analizados fue de 5–12 %, mientras que los límites de detección variaron entre 0.5 y 10 ppm.

4.2 Características geoquímicas de las rocas intrusivas

La composición geoquímica de las muestras analizadas se presenta en las Tablas 2 y 3. Esta información fue compilada en el paquete comercial STATISTICA for MS WINDOWS 7.0 (Statsoft, Inc., Tulsa, Oklahoma, 1984–2004). Los datos de elementos mayores fueron procesados utilizando el programa SINCLAS (Verma et al., 2002, 2003) para normalizar los datos a una base seca, así como para calcular la norma CIPW (Wilson, 1989; Rollinson, 1993).

De acuerdo con la clasificación de Frost et al. (2001), con la excepción de MSP y una CM, las rocas del CPEP presentan características comparables a las de los granitoides cordilleranos (Figura 6A), con una relación FeO/(FeO + MgO) < 0.7. Según el parámetro MALI (Modified Alkali Lime Index), basado en la relación [Na2O + K2O – CaO] (Figura 6B), éstas muestran un carácter cálcico a alcalino. Las litologías MSP, MD (con excepción de V1406), CMD y CM muestran nefelina y olivino normativos, mientras que las rocas incluidas en los grupos CSP, CSM y DP son normativas en cuarzo (Tabla 2). De acuerdo a sus relaciones molares de Al/[Ca – 1.67P + Na + K] < 1 y [Na + K]/Al < 1, pueden considerarse como magmas de tipo metaluminoso (Figura 6C), lo cual es consistente con la ausencia de corindón normativo (Tabla 2). En contraste, los DP (~72–73 % de feldespato alcalino) se ubican en el campo peraluminoso e incluyen corindón en su norma CIPW.

Las rocas del CPEP presentan patrones de tierras raras, normalizados a condrita (Boynton, 1984): (a) enriquecidos en tierras raras ligeras o LREE (Figura 7A), con una relación de (La/Yb)_N = 6.0 –11.4 que, en general, disminuye con el incremento de SiO₂ (Figura 7B); (b) una ausencia de anomalías de Eu ([Eu/Eu*]_N ~ 0.9–1.0; Eu* = (Sm_N*Gd_N)^½). Sin embargo, el enclave de monzodiorita V1406 muestra una ligera anomalía negativa de Eu, que podría indicar un magma que estuvo en equilibrio con plagioclasa (D_Eu = 1.1; Rollinson, 1993); (c) un empobrecimiento relativo en Gd–Ho, que es más marcado en las rocas sieníticas, que podría asociarse a una fraccionación de anfíbol (D_Gd–Ho, magmas máficos a intermedios = 1.4–3.0; magmas félsicos = 10–13; Rollinson, 1993); y (d) un patrón relativamente plano hacia las tierras raras pesadas o HREE. Otra observación importante en los patrones normalizados de los magmas del CPEP (Figura 7A) es la disminución de la concentración de tierras raras totales (ΣREE) con el aumento de SiO2, lo que descarta la cristalización fraccionada como proceso dominante de evolución magmática.

La descripción de las características geoquímicas de las rocas analizadas se complementa con los patrones multielementos normalizados al manto primordial (Palme y O'Neill, 2003). Estos patrones se caracterizan por mostrar un enriquecimiento con respecto al manto primordial (Figura 8), especialmente de elementos altamente incompatibles (por ejemplo, Rb y Sr), con un descenso general en concentración conforme se incrementa la compatibilidad. Los patrones de todas las unidades litológicas muestran anomalías negativas de elementos incompatibles de campo electrostático fuerte, tal como Nb–Ta y Ti, siendo más marcadas en las rocas relativamente más félsicas (CSP, CSM y DP) y que también incluyen una anomalía negativa muy marcada de fósforo. Al igual que lo observado en los diagramas de tierras raras, se registra una disminución en concentración de las litologías máficas a félsicas.

5. Modelo de génesis magmática

Aunque los granitoides representan el tipo de roca más abundante en la corteza continental (Clarke, 1992; Rudnick y Gao, 2003), su petrogénesis es un tema complejo (e.g., Chappell y White, 1974; Reverdatto y Kalinin, 1980; Castro, 1987; Borodin, 1988; Maniar y Piccoli, 1989; Barbarin, 1990, 1999; Frost et al., 2001) e involucra diversos factores que incluyen el ambiente tectónico, el tipo de fuente inicial del magmatismo (manto y/o corteza), las condiciones de fusión parcial y los procesos de evolución magmática, tales como cristalización fraccionada, cristalización fraccionada con asimilación de material cortical y mezcla de magmas.

De acuerdo a la clasificación de Frost et al. (2001), las características geoquímicas del CPEP corresponden a granitoides de tipo cordillerano (tipo–I según la clasificación clásica de Chappell y White, 1974): (a) son dominantemente magnésicos (Figura 6A; Mg# > 39, Tabla 1), (b) presentan características cálcicas a alcalinas (Figura 6B), que son típicas para plutones ubicados en las partes internas de cinturones batolíticos (Bateman y Dodge, 1970); y (c) presentan un carácter metaluminoso (con excepción de los DP; Figura 6C), congruente con la presencia de anfíboles y clinopiroxenos, así como con la ausencia de muscovita o fases ferromagnesianas sódicas (Tabla 1). Esto es consistente con la ausencia de coridón normativo, característico de rocas hiperaluminosas, como se observa para los DP (Tabla 2).

El origen de los granitoides cordilleranos ha sido asociado a ambientes tectónicos de arco (Chappell y White, 1974; Barbarin, 1999). Diagramas de discriminación indican, con la excepción de MD y MSP, una asociación de las rocas intrusivas del CPEP a granitoides tipo I (Figura 9A), que son generados en un ambiente de arco continental normal (Figura 9B y D). Una relación Ta/Yb > 0.1 (Figura 9C) es típica para magmas de arco continental (Pearce et al., 1984). Por otra parte, Brown et al. (1984) demostraron que el incremento de la relación Rb/Zr con el aumento de Nb e Y corresponde al grado de madurez de un arco. En el caso del CPEP, una relación Rb/Zr < 1.8 (Figura 9D) es indicativo de un arco en condiciones normales de madurez.

Sin embargo, en contraste con lo observado en granitoides tipo I típicos, las rocas intrusivas del CPEP presentan: (a) una alta concentración de Ba (= 594–2302 ppm) y Sr (= 444 – 2192 ppm); (b) una baja concentración de Y (=10–46 ppm) y Nb (= 6–17 ppm); y (c) un alto valor para las relaciones Sr/Y (= 25–85) y La/Yb (= 8.9–16.5). Estas características son comparables a las reportadas para granitoides post–orogénicos de alto Ba–Sr, tal como se observa en las Figuras 9B (Pearce, 1996) y 10 (Tarney y Jones, 1994; Fowler y Henney, 1996; Fowler et al., 2001). La literatura señala que estos granitoides se originan por fusión parcial de un manto litosférico enriquecido, en condiciones post–orogénicas, seguida de asimilación cortical (Tarney y Jones, 1994; Qian et al., 2003; Fowler et al., 2008).

Este modelo es consistente con el marco tectónico de la región en el Cretácico Superior: una subducción sub–horizontal de la placa Farallón bajo Norteamérica, que resultó en la migración de la actividad magmática hacia el E del continente (Clark et al., 1982; Humpreys et al., 2003). El área en donde se ubica el CPEP se encontraba alejada de la zona de trinchera y la secuencia sedimentaria había sido deformada por el evento laramídico e intrusionada por los cuerpos magmáticos. Estos muestran relaciones de corte (post–tectónico) con respecto a los ejes anticlinales regionales en la zona (por ejemplo, el intrusivo Rocamontes; Chávez–Cabello et al., 2007; Delgado–García y Morales–Acosta, 2010). De esta forma, la región podría considerarse en condiciones post–orogénicas.

Las rocas del CPEP con SiO2 < 53% (MSP, MD, CMD y CM) presentan Mg# = 44–60 (Tabla 2), por lo que podrían considerarse como líquidos derivados de la fusión parcial del manto y evolucionados, en principio, por cristalización fraccionada de minerales ferromagnesianos (Rollinson, 1993). Cabe destacar que el alto contenido de K₂O = 3.5–4.0 % (Tabla 1), así como las altas concentraciones en Sr y Ba (Tabla 2) para estas rocas, podría ser un indicativo de la derivación desde un manto metasomatizado. Durante el proceso de emplazamiento, los líquidos máficos derivados del manto habrían experimentado además un cierto grado de asimilación de material cortical. La CSP, que es la litología más importante a nivel afloramiento, se caracteriza por SiO₂ = 55–60 % y Mg# = 46–50, acompañados de altos valores de K₂O = 3.7–5.6 %. Esta unidad litológica contiene enclaves microgranitoides de MD y además es cortada por diques de MSP (Figura 2).

Por otra parte, una variación de Th/Yb = 1.6–9.6 de rocas máficas a félsicas del CPEP, asociada a una más restringida en Ta/Yb = 0.3–0.5 (Figura 9C) es probablemente indicativo de una evolución magmática por cristalización fraccionada acoplada a la asimilación de material cortical. La importancia del proceso de asimilación se refuerza ya que en los diagramas normalizados de tierras raras (Figura 7A) y multi–elementos (Figura 8), no se observa un incremento en las concentraciones de elementos incompatibles con el aumento del SiO₂, un fenómeno esperado en sistemas magmáticos que evolucionan sólo por cristalización fraccionada (Rollinson, 1993). De esta forma, los DP que presentan la concentración más alta de SiO₂ (= 70–72 %) en el CPEP, tienen las concentraciones más bajas de REE (Figura 7A).

Adicionalmente, el contacto entre las unidades ígneas cartografíadas sugiere que CM, CSP, CSM y los DP, muestran relaciones de corte abruptas que permiten distinguir que su emplazamiento ocurrió en diferentes tiempos y en donde las unidades previamente emplazadas ya se habían enfriado. Sin embargo, la CSP y la CSM muestran contacto transicional, siendo la última una variedad textural de grano más fino de la primera, debido a su enfriamiento más rápido por la relación de contacto directo con las rocas que encajonan al complejo intrusivo.

6. Conclusiones

El CPEP, que forma parte del Cinturón de Intrusivos de Concepción del Oro (noreste de México), está constituido de granitoides que cubren un espectro composicional amplio. Estas litologías poseen características petrográficas y geoquímicas de granitoides de alto contenido en Ba y Sr. Durante el Cretácico Superior al Terciario, periodo en el que posiblemente se emplazaron las unidades que componen a este intrusivo, la placa Farallón subducía bajo la costa occidental del norte de México. El origen de los granitoides en esta localidad puede explicarse a partir de un modelo complejo que involucra la fusión parcial del manto litosférico enriquecido, en condiciones post–orogénicas. Durante su ascenso y emplazamiento, los magmas experimentaron un proceso de cristalización fraccionada acoplada con asimilación de material cortical. Para corroborar el modelo conceptual sería necesario contar con información de composición química de minerales, relaciones isotópicas Sr–Nd–Pb y la aplicación de una metodología geocronológica adecuada a las diferentes litologías que conforman el CPEP.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido realizado con fondos CONACyT dentro del proyecto "Magmatismo, deformación y metalogenia Laramide: análisis de la subducción y el papel de la litósfera en el norte de México" (Clave V49528–F). Los autores agradecen los comentarios de Luis A. Delgado Argote y un revisor anónimo, que han permitido mejorar el manuscrito original.

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Manuscrito recibido: Junio 15, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Junio 1, 2010.
Manuscrito aceptado: Julio 8, 2010.

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA Vol 63, Núm. 2, 2011, P. 171-181. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2011v63n2a3

Estratigrafía, análisis de secuencias y control estructural en la Formación Yegua, Cuenca de Burgos, noreste de México

Stratigraphy, sequence analysis, and structural control of the Yegua Formation, Burgos Basin, Northeastern Mexico

Samuel Eguiluz de Antuñano^1,+,*

¹ Geólogo consultor. 197 Slade Lane, Manchester, M19 2AE, Reino Unido.
⁺ Dirección actual: Coordinación de Vinculación, Instituto de Geología, Ciudad Universitaria, 04510 Coyoacán, México, D. F.

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Resumen

La Formación Yegua (Eoceno) en la Cuenca de Burgos se divide en tres unidades. La unidad Yegua inferior es arenisca de ambiente litoral y, bajo un análisis de secuencias, representa una etapa de nivel alto, cuya cima es cortada por una superficie de discordancia o límite de secuencia regional. Esta superficie de discordancia marca un límite de secuencia de alrededor de 39.5 Ma. La unidad Yegua intermedia es una facies compleja; consiste en areniscas de abanicos de piso, canales y discordancias internas, que corresponden a un sistema de depósito bipartito compuesto por una fase de nivel bajo y una cuña progradante, además de una fase de transgresión. La unidad Yegua superior corresponde a una etapa de nivel alto y subyace a una facies de inundación que pertenece a la base de la Formación Jackson. La Formación Yegua posiblemente refleja el acarreo final de sedimento hacia el Golfo de México ancestral como resultado del levantamiento y deformación orogénica de Laramide, en el noreste de México.

Palabras clave: Estratigrafía, Cuenca de Burgos, Formación Yegua.

Abstract

The Yegua Formation (Eocene) in the Burgos Basin is divided into three units. The lower Yegua is sandstone deposited in a near shore environment of a highstand systems tract (HST), whose top is truncated by a prominent unconformity and regional sequence boundary at around 39.5 Ma. The middle Yegua is a complex facies, which consists of basin–floor fan sandstones, channels, and unconformities corresponding to a lowstand systems tract and prograding wedge, but also includes a transgressive systems tract. The upper Yegua represents a HST, which underlies the maximum flood surface that constitutes the base of the Jackson Formation. The Yegua Formation possibly reflects the final sediment influx towards the ancestral Gulf of Mexico resulting from Laramide age uplift and orogenic deformation in Northeastern Mexico.

Keywords: Stratigraphy, Burgos Basin, Yegua Formation.

1. Introducción

El área de estudio se ubica en el noreste de México, en los estados de Tamaulipas y Nuevo León, con el río Bravo como límite norte. La Cuenca de Burgos pertenece a la Provincia Geológica del Golfo de México y colinda con las fajas plegadas de Sabinas y la Sierra Madre Oriental (Figura 1).

Este trabajo se basa en un estudio de los plays Yegua y Jackson realizado en Petróleos Mexicanos (archivo interno) por un equipo de trabajo bajo la dirección del autor. El trabajo que se presenta aquí tiene el propósito de describir la estratigrafía y el significado del ambiente de depósito de la Formación Yegua (Eoceno; Bartoniano – Priaboniano Temprano) para contribuir al conocimiento de la evolución geológica regional. La metodología utilizada consistió en analizar las características litológicas de la Formación Yegua, tanto en superficie como en subsuelo, mediante el estudio de afloramientos, núcleos y registros de pozos, sísmica, micropaleontología de foraminíferos y la integración de trabajos publicados. En la Cuenca de Burgos no hay trabajos previos publicados sobre este intervalo estratigráfico; tampoco existen estudios de otros grupos fósiles que apoyen la interpretación de bioeventos. La edad geocronológica en millones de años (Ma) y la ubicación de las biozonas de foraminíferos son tomadas de Berggren et al. (1995) y Luterbacher et al. (2004).

2. Estratigrafía del Eoceno

2.1. Litoestratigrafía

La litoestratigrafía del Eoceno de la Planicie Costera de Texas y Cuenca de Burgos está basada en el estudio de afloramientos descritos desde finales del siglo XIX y principios del siglo XX. La división estratigráfica incluye, de la base a la cima, los grupos Wilcox y Claiborne y la Formación Jackson (Plummer, 1932). El Grupo Claiborne se subdivide en los subgrupos Mount Selman y Cook Mountain. El primero está constituido, de la base a la cima, por las formaciones Reklaw, Queen City y Weches y el segundo, por la Formación Sparta en la base y la Formación Crockett en la cima (Figura 2). La Formación Carrizo es la unidad estratigráfica más antigua del Grupo Claiborne, mientras que la Formación Yegua es la unidad más joven. Esta última formación sobreyace a la unidad Crockett y subyace a los estratos Jackson o Moodys Branch. La Formación Yegua es equivalente a la Formación Cockfield en Luisiana.

El Grupo Claiborne que aflora en Texas fue dividido por Kennedy (1892) en dos partes. La unidad inferior incluyó desde la Formación Carrizo hasta la Formación Weches, y puede correlacionarse sin dificultad desde el oriente hasta el suroccidente de Texas. La parte superior del Grupo Claiborne (serie Cook Mountain) nuevamente incluyó a los estratos Weches en la base y, en la parte media y la cima, los estratos Sparta y Crockett, presentes en el centro y oriente de Texas, pero en el suroccidente de Texas es difícil darles seguimiento en superficie. La dificultad consiste en que el miembro arenoso basal (Sparta) de esta división superior está ausente. La división de Kennedy (1892) carece de claridad y Dumble (1894) se apoyó en esa estratigrafía para modificar su definición original para la Formación Yegua. La situación referida ocasionó que en el suroccidente de Texas quedara indiferenciado el miembro superior del Grupo Claiborne (Plummer, 1932).

Penrose (1890) nombró como Fayette a la sección de estratos que sobreyacen a la Formación Crockett. Kennedy (1892) designó como depósitos Lufkin a las capas más jóvenes del Grupo Claiborne y en el mismo año Dumble (1892) consideró como Yegua a los mismos estratos referidos como Fayette por Penrose (1890). Posteriormente, Dumble (1894), apoyado en los trabajos de Kennedy (1892), desafortunadamente incluyó dentro de los estratos no marinos de Yegua a algunos estratos marinos de la Formación Crockett y creó una confusión que ha permanecido vigente hasta nuestros días. En esta imprecisión también estuvieron las descripciones realizadas por Kennedy (1895), al incluir dentro de la Formación Yegua estratos de las formaciones Crockett y Sparta. Simultáneamente, Vaugham (1896) nombró como "Cocksfield Ferry" en Luisiana a estratos aproximadamente equivalentes a la Formación Yegua original de Dumble (1892). Posteriormente, Deussen (1914) restringió el uso de Formación Yegua (como inicialmente lo propuso Dumble, 1892) para nombrar solamente a los estratos no marinos ubicados entre las capas marinas Claiborne, abajo, y las capas Jackson, arriba, e indicó la equivalencia de la Formación Yegua con las capas Cocksfield Ferry definidas por Vaugham (1896). Divisiones menores de la parte superior del Grupo Claiborne fueron rechazadas por el Servicio Geológico de los Estados Unidos (Plummer, 1932).

Para resolver las dificultades estratigráficas en el Grupo Claiborne del suroccidente de Texas, Eargle (1968) propuso usar los nombres Laredo y Pico (este último propuesto previamente por Gardner, 1938, en Eargle, 1968) como equivalentes de la Formación Sparta, pero esta proposición no fue aceptada. En el suroeste de Texas, los trabajos geológicos resolvieron usar el nombre de Cook Mountain para los estratos que sobreyacen a la Formación Weches y designar como Yegua a las capas comprendidas entre las formaciones Jackson y Cook Mountain; por consiguiente, el nombre Crockett está en desuso y la Formación Yegua incluye a estratos tanto marinos como continentales.

La estratigrafía del suroccidente de Texas fue extrapolada a la Cuenca de Burgos, en donde es aplicada, con algunas variaciones, por geólogos de la industria petrolera de México. La división estratigráfica del Eoceno en la Cuenca de Burgos está compuesta por las unidades Reklaw, Queen City, Weches, Cook Mountain, Yegua y Jackson. A la unidad Carrizo se le incorpora en los estratos Wilcox, mientras que el Grupo Claiborne y el subgrupo Mount Selman han caído en desuso. El nombre Cook Mountain se emplea como formación, mientras que los nombres Pico, Sparta, Laredo y Crockett no se reconocen. La Formación Yegua, hasta antes de este trabajo, se había mantenido como una unidad indivisible, mientras que Grupo Jackson se usa en la Cuenca de Burgos con el rango de formación y se divide informalmente en tres miembros, inferior, medio y superior (Figura 2).

Desafortunadamente, la imprecisa definición de los grupos y formaciones en Texas fue aplicada en México, lo que dificulta hacer correlaciones entre ambas áreas y comprender la evolución geológica del noreste de México de manera integral.

El nombre de Formación Yegua en la Cuenca de Burgos tiene dificultades en su uso por varias razones. La primera consideración es el resultado de adoptar una nomenclatura imprecisa que sigue la redefinición de Dumble (1894), quien incluyó estratos arenosos marinos de la Formación Crockett, con características litológicas diferentes, dentro de los estratos continentales de la Formación Yegua. Otra inconsistencia resulta de la muy restringida presencia de capas continentales de esta formación, tanto en la superficie como en el subsuelo, en la Cuenca de Burgos. Las capas comprendidas entre las unidades estratigráficas Cook Mountain y Jackson son depósitos litorales o marinos francos, con diferentes litologías. Las capas continentales están muy restringidas en superficie y las capas continentales del miembro medio de la Formación Jackson, que afloran en las cercanías del vertedero de la Presa Marte R. Gómez, Tamaulipas, fueron referidas inapropiadamente como la Formación Yegua. Una tercera consideración es que al incluir los estratos de la Formación Crockett dentro de la Formación Yegua, el subgrupo Cook Mountain no puede ser subdividido y, por lo tanto, es relegado a un estatus de formación, mientras que la Formación Yegua permanece con su mismo estatus. Antes de este estudio, en la Formación Yegua no se distinguían sus diferentes ambientes de depósito. Por lo anterior, el nombre Yegua ha sido usado para incluir capas ubicadas por su posición estratigráfica y no por sus características litológicas.

2.2. Bioestratigrafía

La bioestratigrafía del intervalo Eoceno está dada por foraminíferos bentónicos y planctónicos, que varían según su posición relacionada con la distribución de facies dentro de las secuencias de depósito de la planicie costera del oeste del Golfo de México. En la Cuenca de Burgos no existen estudios de otros grupos fósiles que colaboren con la interpretación de bioeventos.

De acuerdo a varios autores (Edwards, 1990; Rosen et al., 1994; Ewing y Vincent, 1997b; Ewing, 2007), la base del Grupo Jackson, representado por la Formación Moodys Branch, contiene la presencia de Globigerinatheka semiinvoluta, que está asociada, de acuerdo a su ambiente de depósito, con Textularia dibollensis, Camerina moodybranchensis, Glandulina laevigata, Anomalina hemisphaerica y A. perforata. Para Rosen et al. (1994), el conjunto bioestratigráfico puede situarse en parte de la zona planctónica P 16. Luterbacher et al. (2004) ubican la base de la biozona P 16 en 35.2 Ma, que pertenece al piso Priaboniano (Eoceno Tardío). En la Cuenca de Burgos, el conjunto de Globigerinatheka semiinvoluta (Keijzer), con Camerina moodybranchensis y Textularia dibollensis Cushman, se presentan en el miembro inferior del Grupo Jackson (Figura 2) y se ubican en la biozona P 16 (Segura et al., 2006).

La Formación Yegua en este trabajo se divide en tres unidades litoestratigráficas. Las unidades superior y media contienen Nonionella cockfieldensis, Globigerinatheka barri, seguidas de Discorbis yeguaensis, Eponides yeguaensis Cushman y Nodosaria mexicana; en la base son más comunes Anomalina umbonata y Globigerina yeguaensis Applin. Este conjunto de foraminíferos representa la biozona P 15 y parte de la biozona P 14. La base de la unidad Yegua intermedia descansa sobre una prominente discordancia regional y contiene foraminíferos retrabajados que proceden de la base de la biozona P 14. La mezcla de conjuntos faunísticos puede confundir e interpretarse de maneras inconsistentes. La unidad inferior de Yegua, que subyace a la discordancia regional, se caracteriza por su contenido de Truncorotaloides rohri, T. topilensis, los que a su vez sobreyacen a Ceratobulimia eximia (biozona P 14), foraminífero característico de la Formación Cook Mountain (Figura 2).

Rosen et al. (1994) indican que en Texas y Luisiana la Formación Yegua puede dividirse en una unidad superior y otra inferior. La unidad superior está representada por abundancia de Globigerinatheka barri y, en la zona de inundación, la presencia de Nonioella cockfieldensis y escaso Discorbis yeguaensis, seguida por Eponides yeguaensis y E. mexicana, que ocurren en la cuña progradante de nivel bajo de esta secuencia, mientras que en el borde de la plataforma se presentan de forma común Gyroidina octacamerata y Bathysiphon eocénica. Rosen et al. (1994) señalan que Nodosaria mexicana aparece normalmente abajo de Eponides yeguaensis cuando la cuña progradante se expande. Según esos autores (Rosen et al., 1994) el conjunto de foraminíferos representa la biozona P 15 y agregan que en esta unidad superior la abundancia de formas bentónicas arenosas da idea de una rápida tasa de depósito. Para Swenson (1977) y Rosen et al. (1994) la unidad inferior de la Formación Yegua está representada por la presencia de Anomalina spp. y Eponides yeguaensis; menos comunes son Eponides guayabalensis y Nodosaria mexicana, con abundancia de Anomalina umbonata en la sección condensada de la superficie de máxima inundación de esta secuencia. Rosen et al. (1994) calibran a esta unidad inferior con Truncorotaloides rhori, Globorotalia lehneri y Globorotalia renzi. Además mencionan que Ceratobulimia eximia puede ocurrir raramente en la parte inferior de esta sección y concluyen que todas las faunas de la unidad inferior de Yegua en Texas y Luisiana corresponden a la parte superior de la biozona P 14, mientras que la parte inferior de esta biozona contiene Clavulinoides guayabalensis y Truncorotaloides topilensis asociados a Globorotalia spinulosa y G. bullbrooki, este último contenido en una segunda unidad condensada y representativo de la biozona P 13.

En el presente trabajo se considera que el conjunto Anomalina/Truncorotaloides rhori–T. topilensis puede corresponder en tiempo con el depósito marino de la Formación Crockett, cuyas capas superiores fueron tomadas por Dumble (1894) como la base de su redefinida Formación Yegua, mientras que para Rosen et al. (1994) corresponden a la base de lo que refieren como Yegua inferior.

En la Cuenca de Burgos, la cima de la Formación Cook Mountain es arcillosa y representa una superficie de inundación. Se caracteriza por la presencia de Ceratobulimia eximia, mientras que Orbitolinoides beckmanni (biozona P 13) y Asterigerina texana (biozona P 12) se encuentran en la parte inferior de esta formación (Figura 2). Los estratos de Cook Mountain sobreyacen a la Formación Weches, que se asigna a la biozona P 11 por la presencia de Textularia smithvallensis (Rodríguez–Lozano, 1999).

Los conjuntos de foraminíferos descritos para la Formación Yegua en la Cuenca de Burgos y en Texas se sitúan en el Eoceno medio y tienen como característica la presencia de biozonas subtropicales y tropicales (Livas–Vera, comunicación personal). Luterbacher et al. (2004) colocan la base de la biozona P 15 en 38.0 Ma, la de P 14 en 39.6 Ma, y la de P 13 en 40.8 Ma, todas ellas en el Bartoniano, mientras que la base de la biozona P 12, en 43.6 Ma, pertenece al Lutetiano.

En este estudio, la discordancia regional en la base de la unidad Yegua medio está determinada por el conjunto paleontológico y la posición estratigráfica. Esta discordancia es un prominente límite de secuencia correlativo con el cambio del nivel del mar propuesto por Haq et al. (1988) en 39.5 Ma. La resolución entre los datos de paleontología e isotopía impide una mayor definición para ubicar la edad de esta discordancia.

Lagoe y Layman (1994) identifican en la Formación Yegua de Texas y Luisiana cinco biofacies mayores representadas, de la base a la cima, por nerítico externo (Uvigerina spp.), nerítico medio (Eponides mexicanus), nerítico interno a medio (Textularia spp.), nerítico interno (Forilus bantkeni), y marino marginal (Ammobaculitas hockleyensis). En la Cuenca de Burgos, la asociación de Anomalina/Truncorotaloides rhori representa ambientes nerítico interno a nerítico medio. El sistema de depósito está truncado por una discordancia; sobre ésta hay ambientes que se profundizan variando de marino marginal a nerítico medio, representados por Nodosaria/Discorbis y Gyroidina sp./Eponides sp., repitiendo un ambiente somero en la cima con la presencia de Nonionella sp.

Holroyd (2002) reporta la presencia de un vertebrado antracotérido (Artiodactyla: Mammalia), género Heptacodon, en la Formación Yegua en Texas. Esta especie parece ser la más primitiva de las cuatro especies conocidas de Heptacodon. Este organismo terrestre es ubicado en el Eoceno Medio tardío (periodo Duchesneano de las edades de mamíferos terrerstres de Norteamérica; Luterbacher et al., 2004). La posición de este fósil en la biozona Du 1 se correlaciona con la biozona P 14 (38.2 a 39.3 Ma, Figura 2). Heptacodon, en adición a los organismos planctónicos, confirma una regresión y el paso estratigráfico entre estratos marinos y continentales de la Formación Yegua.

3. Presentación de los datos

La correlación de las secciones regionales transversales a la cuenca (Figuras 3, 4 y 5) muestra un marco geológico ilustrativo en ellas. Al poniente, las secciones muestran que el límite inferior de Yegua corresponde a una litología de arenisca granocreciente, limitada en su cima por una discordancia que puede seguirse regionalmente. La base de este cuerpo arenoso inicia sobre la arcilla de la Formación Cook Mountain; el conjunto de ambas litologías corresponde a una secuencia granocreciente, progradante, de nivel alto (Highstand Systems Tract, HST), que cierra el ciclo genético, con su límite de secuencia en la parte superior, dado por una discordancia regional. Con apoyo de foraminíferos, en el presente trabajo se asume que esta discordancia puede corresponder aproximadamente a 39.5 Ma. Asimismo, se considera que este cuerpo de arenisca granocreciente es estratigráficamente equivalente a la Formación Crockett y se propone que sea denominada unidad Yegua inferior.

Con apoyo en el registro paleontológico, estudio de núcleos de barrenos, afloramientos y distribución de arenas en los bloques estructurales, se elaboró el modelo de depósito (Figura 6).

La discordancia de 39.5 Ma, hacia el oriente de las secciones, echado abajo en la cuenca, corta a capas más antiguas y, de occidente a oriente, llega a eliminar gradualmente a sedimentos de Yegua inferior, Cook Mountain, Weches e incluso a la cima de Queen City. La discordancia 39.5 Ma es una marca regional y un límite de secuencia muy constante en toda el área (Figura 7), pero sólo en la porción central y occidente de ésta, es posible controlar su paso, ya que hacia el oriente, por las fallas de mayor crecimiento (Y, J y V), no puede controlarse esta discordancia a profundidad.

Yegua intermedia es un depósito de espesor delgado al poniente (250 m), pero se engrosa al oriente en las proximidades de la falla de expansión Q, y en la falla Y llega a alcanzar más de 700 m (Figura 8). Esta cuña está compuesta principalmente por material arcilloso con cuerpos de areniscas erráticas de difícil correlación distribuidas en su base como abanicos de piso y derrumbes; tiene sobrelapamiento (onlap) sobre la discordancia de 39.5 Ma (Figura 9). La parte media y la cima de esta sucesión de estratos de Yegua intermedia presentan numerosos canales o valles de incisión (Figuras 3 y 4) con varias discordancias internas observadas con sísmica, algunas de las cuales tienen continuidad por decenas de kilómetros, pero son difíciles de seguir de una sección a otra.

Sobre la litología de Yegua intermedia, en la cima de Yegua y abajo de los estratos de Jackson inferior (con control litológico y paleontológico), se presenta una sección, mayormente arenosa granocreciente, que en este trabajo se denomina como Yegua superior. El espesor de este cuerpo arenoso es de aproximadamente 250 m.

Por la dificultad para individualizar a las unidades Yegua intermedia y superior, en este trabajo se les muestra agrupadas en las secciones regionales (Figuras 3, 4 y 5). Las unidades Yegua intermedia y superior se profundizan al oriente por efecto de fallas de crecimiento, pero hacia el sur del área de estudio su cima está erosionada profundamente y queda cubierta en discordancia por sedimentos de la Formación Jackson superior (Figuras 3, 4 y 5). En esta posición no es posible diferenciar a la Formación Yegua en unidad superior o unidad intermedia, pero se puede inferir que estos depósitos no pertenecen a Yegua inferior, ya que están descansando sobre la discordancia de 39.5 Ma, debida a la esosión de rocas de las formaciones Cook Mountain, Weches, Queen City o más antiguas (Figura 5). Hacia el norte del área, el contacto entre Yegua y Jackson inferior es concordante, marcado por un cambio litológico y controlado por su contenido paleontológico, mientras que al sur del área, la Formación Jackson superior descansa en contacto erosivo adelgazando a Yegua intermedia.

La Formación Yegua en la parte sur del área es muy compleja. A partir de la falla regional Z, existe un cambio sedimentológico, estratigráfico y estructural drástico, afectado por profundas erosiones, controladas posiblemente por fallas o levantamiento estructural. La correlación se dificulta aún más por la sísmica 2D con poca resolución.

4. Análisis de secuencias

Varios autores han analizado las secuencias depositadas en el intervalo Yegua de Texas y Luisiana (Edwards, 1990; Hull, 1995; Luneau et al., 1995; Meckel y Galloway, 1996; Ewing y Vincent, 1997a,b; Ewing, 2007). Esos autores reconocen superficies de inundación dentro de la Formación Yegua, que interpretan como marcas que pueden seguirse por decenas de kilómetros en la Planicie Costera del Golfo de México. Edwards (1990) describió numerosos ciclos de alta frecuencia en las formaciones Yegua y Cook Mountain, y sugiere que estos ciclos pudieran corresponder a parasecuencias. Algunos ciclos los interpretó como efectos de deslizamientos controlados por gravedad (Ciclos C), y otros ciclos controlados por eustasia (Ciclos B). Edwards (1990), propone que el conjunto sedimentario tiene control tectónico (Ciclos A) y sugiere que algunas superficies discordantes dentro de la Formación Yegua corresponden a cañones, o bien fueron formadas por deslizamientos de gravedad en la plataforma continental (Kim et al., 2003). Adicionalmente, Edwards (1990) y Meckel y Galloway (1996) sugieren que la mayoría de las discordancias no son continuas y, por lo tanto, tienen limitado uso como marcas regionales, mientras que las superficies de inundación encuentran consistencia para su correlación regional en todo Texas y Luisiana, con excepción del condado de Oak, Texas (Ewing y Vincent, 1997b).

Estas correlaciones de secuencias en Texas ayudan a reconocer diferentes ambientes de sedimentación. Echado arriba de la cuenca, las facies de plataforma presentan deltas, pero las facies de frente deltaico están desplazadas echado abajo, hacia aguas profundas de la cuenca, y quedan separadas por zonas de bypass. Meckel y Galloway (1996) reconocen en Texas varias superficies de inundación, que son marcas regionales que separan ciclos de depósito de cuarto orden. Esos autores proponen que los intervalos 1 y 2 (Yegua inferior) y 4 (Yegua intermedia) constituyen secuencias en donde predomina un mayor aporte de sedimentos que el espacio de acomodo. El espacio de acomodo domina en el intervalo 6 de su correlación (cima de Yegua) y los intervalos pre–Yegua ocurrieron bajo condiciones dominadas por un bajo aporte de sedimentos y bajo nivel del mar, mientras que hay condiciones de equilibrio en los intervalos 3 y 5, que subyacen a los intervalos 4 y 6.

En la Cuenca de Burgos hay pocos datos bioestratigráficos con la resolución adecuada para el control de secuencias estratigráficas (Rodríguez–Lozano, 1999; Segura et al., 2006). La identificación de estas secuencias se realizó mayormente en base a la sísmica de 2 y 3 dimensiones, patrones de curvas de registros de pozos, estudio de núcleos de pozos y afloramientos. De acuerdo a estas herramientas, la unidad Yegua inferior es una sucesión arenosa granocreciente a la cima. Por su facies y correlación se interpreta de ambiente litoral que progradó al oriente y constituye una estadía de nivel alto (Highstand Systems Tract, HST). Su contacto inferior es una transición con las arcillas de Formación Cook Mountain, mientras que su contacto superior está truncado por una discordancia regional (Figuras 3, 4, 5, 7 y 9). Los datos paleontológicos indican que Yegua inferior corresponde a la base de la biozona P 14 y se correlaciona con la Formación Crockett (ahora en desuso).

La discordancia sobre Yegua inferior es un límite de secuencia (Sequence Boundary, SB) prominente, por posición estratigráfica entre las unidades Yegua inferior y Yegua intermedia, que la limitan (Figuras 2 y 9). La discordancia se correlaciona con el límite de secuencia de 39.5 Ma propuesto por Haq et al. (1988), considerado como un límite de segundo orden. Esta discordancia al occidente erosionó las cimas de la unidad Yegua inferior y la Formación Cook Mountain, al oriente erosionó unidades tan antiguas como las Formaciones Reklaw y Queen City, mientras que al sur y suroeste erosionó unidades más antiguas que las citadas.

La Formación Yegua intermedia se ubica sobre la superficie de erosión propuesta en este trabajo y arriba citada. Yegua intermedia es una sucesión de estratos que corresponden a una unidad predominantemente arcillosa, marcada en la firma geofísica de registros de pozos por una curva irregular y valores de rayos gama altos, y con gran complejidad sedimentaria por sus discordancias y deformación internas. Esta secuencia presenta areniscas de piso de cuenca, erráticos cuerpos de areniscas en canales y slumps. Se considera en su base como un depósito en etapa de nivel bajo (Lowstand Systems Tract, LST), seguido por una etapa transgresiva (Transgressive Systems Tract, TST). Su base tiene cuñas (onlap) que cubren a estratos de Yegua inferior cortados por la discordancia. Yegua intermedia puede contener secuencias de tercer orden vistas en sísmica y de cuarto orden en núcleos y afloramientos, pero en este trabajo no se alcanzó esta resolución mayor, como ha sido identificada en Texas por otros autores (Ewing y Vincent, 1997b; Edwards, 1990; Meckel y Galloway, 1996). La cima de Yegua superior no es del todo nítida, puede ser concordante o discordante según su posición con respecto a la polaridad sedimentaria de la cuenca. Cuando Yegua superior subyace a Jackson inferior generalmente se presenta granocreciente, su firma geofísica permite reconocerla y en este trabajo se denomina como Yegua superior. Esta unidad litológicamente es predominantemente arenosa, depositada en ambiente litoral, pero no siempre está bien definida, por lo que hay incertidumbre de que corresponda a un depósito de nivel alto (HST) o a un depósito transgresivo (TST), en transición hacia el miembro arcilloso de la Formación Jackson inferior, que se identifica como una zona de inundación.

Las correlaciones de Meckel y Galloway (1996) desde Texas a la Cuenca de Burgos no son del todo claras, pero en base a su trabajo se puede hacer preliminarmente el intento de considerar que Yegua inferior de este trabajo es correlacionable con los intervalos 1 y 2 de esos autores. La unidad Yegua intermedia de este escrito (un complejo de varias secuencias de frecuencia alta) pudiera ser correlativo a los intervalos de 3 a 5 y, por lo tanto, Yegua superior sería correlativa con el intervalo 6 de esos autores.

Ewing y Vincent (1997b) proveen un marco regional lógico de correlación, que indica la interrelación entre múltiples límites de secuencias y superficies de inundación para la Formación Yegua en Texas. Ese trabajo muestra un límite de secuencia ubicado alrededor de 39.5 Ma que subyace a un depósitos de cuña progradante asociado con abanicos de piso y sistemas de margen de plataforma. La zonificación de biofacies y variaciones ambientales mostradas por Ewing (2007) son similares a las que ocurren en la Cuenca de Burgos. La correlación preliminar entre las secuencias de ambas áreas sugieren (a) que el tramo entre la cima de Ceratobulimia eximia y el límite de secuencia Y–50 puede ser un depósito correlativo con los estratos de Yegua inferior de este trabajo, (b) que sobre Yegua inferior hay un límite de secuencia regional, que en este trabajo puede situarse aproximadamente en 39.5 Ma, y (c) que los estratos situados sobre esta discordancia corresponden con las marcas entre Y–40 y Y–10 de Ewing (2007) y son correlacionables con la las unidades intermedia y superior de la Formación Yegua de este trabajo.

5. Deformación estructural

Hull (1995) indicó que los depósitos de Yegua en Texas tienen tasas de sedimentación promedio de 350 m (164 ft) por millón de años, los cuales son muy altos comparados con las tasas de depósitos de otras unidades del Eoceno Medio y Superior, pero comparables a la tasa de sedimentación de los depósitos del Eoceno Inferior y Paleoceno. Rosen et al. (1994) observaron también este rasgo. En la Cuenca de Burgos, los espesores de Yegua, parcialmente erosionada, son delgados echado arriba de la cuenca, mientras que echado abajo los espesores son gruesos, con tasas promedio de 280 m (919 ft) por millón de años. Hull (1995) atribuye la tasa de sedimentación alta a factores climáticos. Galloway et al. (2000) proponen que el depósito de la Formación Yegua fue controlado por pulsos tectónicos del levantamiento de la Sierra Madre Oriental, apoyándose en los estudios de Yurewicz et al. (1997), que consideraron al incremento de calor del manto con actividad ígnea como evidencia. Chávez–Cabello (2005) indica que la deformación Laramide de la Cuenca de Sabinas terminó en el Eoceno y aporta datos estructurales e isotópicos (⁴⁰Ar/³⁹Ar en hornblenda y biotita) que sugieren que la deformación ocurrió entre 44 Ma y no menos de 39.97 ± 0.04 Ma. Gray et al. (2001) proponen que la exhumación de la cubierta sedimentaria pudo ocurrir en el Oligoceno, edad del emplazamiento del Cinturón Magmático del Este de México, coincidente con el levantamiento del Arco del Salado (Eguiluz, 2007).

El límite de secuencia propuesto aquí, alrededor de 39.5 Ma, es una importante discordancia regional que, junto con la compleja sedimentación de Yegua intermedia, tentativamente pudiera ser relacionado con la edad de la deformación Laramide (Eguiluz, 2004, 2007) y el depósito de la Formación Yegua, reflejar cambios sedimentarios por tectónica, o la combinación de factores climáticos y tectónicos. Las mayores dificultades para establecer una aproximación mejor en la Cuenca de Burgos son las discrepancias que existen entre edades absolutas y edades relativas usadas para ubicar a las formaciones estratigráficas, la carencia de datos paleontológicos con mayor resolución, las definiciones litoestratigráficas inapropiadas y la escala geocronológica y su resolución según las escalas usadas por diversos autores.

6. Conclusiones

En este trabajo se analizó la estratigrafía de la Formación Yegua en la Cuenca de Burgos y se propone dividir a esta formación en tres unidades. Yegua inferior corresponde a una secuencia de nivel alto (HST), con su cima cortada por una discordancia regional, que corresponde a un límite de secuencia situado alrededor de 39.5 Ma.

Yegua intermedia es una unidad estratigráfica compleja, con discordancias internas, canales, deslizamientos de sedimentos y abanicos de piso marino; por posición estratigráfica está situada sobre el límite de secuencia de 39.5 Ma y forma un sistema de nivel bajo y transgresivo complejo. Se reconoce como Yegua superior a una secuencia posiblemente de nivel alto (HST) que subyace al miembro inferior de la Formación Jackson. Cuando no se reconoce esta secuencia de nivel alto, se dificulta hacer la diferenciación de las unidades Yegua intermedia y Yegua superior.

Con base en el análisis de secuencias y con apoyo de núcleos de pozos, afloramientos y espesores, se propone un modelo sedimentario para la Formación Yegua. El modelo se aproxima a definir ambientes de planicie costera, litorales, de abanico de delta y de estuario, de facies someras al occidente y profundas al oriente.

Se identificó una discordancia regional prominente como límite de secuencia de segundo orden por las características litológicas y edades de las unidades que la limitan, así como el entorno geológico regional. Se propone que el depósito de la Formación Yegua puede reflejar la etapa final de edad de deformación Laramide. Estudios adicionales de otras unidades estratigráficas en la Cuenca de Burgos son necesarios para confirmar este postulado.

Agradecimientos

Gracias al Dr. Juan Montalvo Arieta y al Dr. Gabriel Chávez Cabello por invitar al autor a participar con la publicación de este trabajo, para incrementar el conocimiento geológico del noreste de México. A Octavio Pola, Gabriel Ramos, Javier Solano, Angélica Tristán y Lawrence Meckel, que colaboraron en el estudio del los plays Yegua y Jackson. A los revisores, Margarita Livas Vera, Valente Ricoy Páramo, Alberto Segura Treviño, Andrés Boni Noguez y María Chapela, que con su conocimiento y entusiasmo orientaron al autor para mejorar el contenido de lo aquí expuesto. El autor agradece al editor Antoni Camprubi i Cano por sus acertados comentarios y esmerada revisión de este trabajo. A Petróleos Mexicanos se agradece el permiso para difundir el conocimiento geológico de nuestro país.

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Manuscrito recibido: Abril 16, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Julio 24, 2010.
Manuscrito aceptado: Octubre 19, 2010.

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Magnetoestratigrafía de la Formación San Marcos del Cretácico Inferior, Coahuila, México: Implicaciones tectónicas y paleogeográficas

Magnetostratigraphy of the Lower Cretaceous San Marcos Formation, Coahuila, Mexico: tectonic and paleogeographic implications

Irving Rafael Arvizu–Gutiérrez¹, Gildardo Alonso González–Naranjo¹,Roberto Stanley Molina–Garza^{2, *} , Gabriel Chávez–Cabello³

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1–742, Querétaro, Querétaro, 76001, México.
² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1–742, Querétaro, Querétaro, 76001, México.
³ Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Linares.

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Resumen

Se realizó un estudio magnetoestratigráfico de la Formación San Marcos en la parte central de Coahuila, en dos localidades a lo largo de la Falla San Marcos. En estas localidades aflora una secuencia de conglomerados, areniscas inmaduras y lodolitas rojas, cementadas por hematita; esta secuencia de ambiente continental está asignada al Cretácico Temprano. Todos los especímenes, de un total de 35 sitios, fueron sujetos a procesos de desmagnetización por campos alternos y térmico, siendo este último el más efectivo para aislar la magnetización característica (alta temperatura). La componente característica fue aislada entre 625 ° y 660 °C, se identificaron magnetizaciones de polaridades normal e inversa con una dirección media general de Dec = 352.7 °, Inc = 55.5 °, N = 3 localidades (18 sitios), k = 27.07, α₉₅ = 6.8 °. Este resultado sugiere una pequeña rotación horaria con respecto la dirección promedio del Cretácico esperada, calculada de la curva de vagabundeo polar aparente para Norteamérica. Sin embargo, los datos sugieren que existieron rotaciones relativas entre las localidades muestreadas y que las rotaciones son respecto a ejes verticales locales. La zonación de polaridad magnética identificada sugiere que la edad aproximada de la Formación San Marcos comprende desde el Barremiano Temprano al Aptiano Temprano. La correlación con la escala magnética de polaridad global sugiere que esta unidad se relaciona con la Formación Cupido y que el depósito de las facies transgresivas litorales de la Formación Las Uvas y la inundación de la Paleo–isla de Coahuila en la localidad de Potrero Colorado se produjeron durante el Aptiano Temprano. La mejor correlación con la escala magnética global de polaridad sugiere que la zonación observada corresponde al intervalo de M5n (normal) a M0r (inverso) dentro de un rango de aproximadamente 131–125 Ma. La tasa de sedimentación que indica esta correlación, asumiendo una tasa constante, es relativamente baja (~30–50 m/Ma) para un ambiente de tectónica activa y es más acorde a regiones donde el acomodamiento se debe a ajustes isostáticos entre bloques corticales (Bloque de Coahuila y Cuenca de Sabinas).

Palabras clave: Cretácico, Coahuila, Cuenca de Sabinas, magnetoestratigrafía.

Abstract

We report the results of a magnetostratigraphic study of the San Marcos Formation in central Coahuila, at two localities along the San Marcos Fault. These localities are characterized by outcrops of a sequence of conglomerates, immature sandstone and red mudstone, cemented by hematite; the sequence was deposited in a continental environment, and has been assigned to the Early Cretaceous. All specimens, from a total of 35 paleomagnetic sites, were subjected to alternating field and thermal demagnetization, the latter being the most effective in isolating the (high temperature) characteristic magnetization. The characteristic component is unblocked between 625° and 660 °C. Both normal and reverse polarity magnetizations are represented, and the overall mean is of Dec = 352.7 °, Inc = 55.5 °, N = 3 localities (18 sites), k = 27.07, α₉₅ = 6.8 °. This result suggests a small clockwise rotation with respect to the expected reference direction for the Cretaceous, estimated from the apparent polar wandering curve for cratonic North America. However, the data suggest that there was relative rotation between localities, and the observed rotations are more likely explained as local vertical–axis rotations. The magnetic polarity zonation in the San Marcos Formation suggests that this unit represents the Early Barremian through Early Aptian. The correlation to global magnetic polarity timescale suggests that this unit is correlative with Cupido Formation, and that the transgressive littoral facies of the Las Uvas Formation, as well as flooding of Coahuila paleo–island at Potrero Colorado, occurred in the Early Aptian. The best correlation with the global magnetic polarity time scale corresponds to the interval from M5n (normal) to M0r (inverse) approximately between 131–125 Ma. The sedimentation rate indicated by this correlation, assuming a constant rate, is relatively low (~30–50 m/Ma) for an active tectonic environment and is more consistent with a region where accommodation is achieved by isostatic adjustment between crustal blocks (Coahuila Block and Sabinas Basin).

Keywords: Cretaceous, Coahuila, Sabinas Basin, magnetostratigraphy.

1. Introducción

La sedimentación durante el Mesozoico en el noreste de México está fuertemente controlada por una configuración del basamento heredada de una tectónica extensional ligada a la apertura del Golfo de México (Wilson, 1990; Goldhammer, 1999; Eguiluz de Antuñano, 2001). Este artículo provee información adicional sobre la evolución de los sistemas deposicionales de esta región en el Cretácico Temprano. Nuestro conocimiento de la evolución paleogeográfica del NE de México está basado, principalmente, en el estudio de secuencias marinas clásticas y carbonatadas (Salvador, 1987; Goldhammer, 1999; Lehmann et al., 1999), ya que su contenido faunístico permite establecer edades relativas con cierta precisión. Las secuencias continentales depositadas en las márgenes de los bloques emergidos han recibido, en cambio, menos atención posiblemente debido a dificultades en determinar su edad de forma precisa. Los registros continentales pueden proporcionar información adicional sobre condiciones tectónicas regionales, por la respuesta combinada de los sistemas fluviales a cambios en el nivel base y en el relieve en las zonas emergidas. Tal es el caso de la Formación San Marcos, en el sur–centro de Coahuila, depositada en la margen norte de la Paleo–isla de Coahuila (Figura 1).

La Formación San Marcos consiste principalmente de arenisca inmadura granular, cementada por hematita. El nombre de Formación San Marcos fue propuesto por McKee et al. (1990) para la unidad que Imlay (1940) había llamado Arcosa San Marcos y que aflora en el valle San Marcos (VSM) al norte de la falla del mismo nombre. Aunque a la Formación San Marcos se le ha asignado una edad del Cretácico Temprano (Neocomiano), en base a correlaciones litoestratigráficas, su edad precisa no se conoce. Eguiluz de Antuñano (2001) sugiere que en el subsuelo de la Cuenca de Sabinas la Formación San Marcos cambia lateralmente hacia las facies de carbonatos de alta energía de la Formación Menchaca, cuya edad biostratigráfica corresponde al Berriasiano (Imlay, 1940). La Formación San Marcos sobreyace la Formación Barril Viejo en el subsuelo de la Cuenca de Sabinas y en el anticlinal de La Gavia, a unos 75 km al sureste del valle de San Marcos. La Formación Barril Viejo contiene fauna del Hauteriviano (Eguiluz de Antuñano, 2001).

La Falla de San Marcos (FSM) en Coahuila central está íntimamente ligada al depósito de la Formación San Marcos, en el margen sur de la Cuenca de Sabinas. La falla fue definida primeramente por Charleston (1981) quién sugirió, al igual que Padilla y Sánchez (1982), desplazamientos laterales izquierdos durante el Jurásico a lo largo de la falla mediante interpretación de imágenes de satélite. Los primeros trabajos a detalle realizados dentro de la región de la FSM son de McKee et al. (1984, 1990), los cuales determinaron períodos de actividad de la falla en el Jurásico, el Cretácico Temprano y el Terciario, así como periodos de inactividad en el Jurásico más tardío y durante la mayor parte del Cretácico. El énfasis del trabajo de McKee y colaboradores es en la estratigrafía y proveniencia de la cuña clástica marina y continental del Mesozoico depositada al norte de la Falla de San Marcos, en el bloque hundido, producto de la misma actividad de la falla.

El objetivo de realizar un estudio de magnetoestratigrafìa en la Formación San Marcos tiene tres propósitos principales: (1) tener una edad más precisa del depósito de la formación, (2) establecer con mejor precisión su correlación con depósitos marinos, y (3) conocer la tasa de sedimentación y así dilucidar las condiciones que dieron lugar al depósito. Actualmente se puede acotar la edad de la Formación San Marcos entre el Titoniano y el Aptiano, por el contenido de amonites (McKee et al. 1990) dentro de las Capas Tanque y Cuatro Palmas que la subyacen, y, por la Formación Cupido que le sobreyace. Según Lehmann et al. (1999), a través de estudios bioestratigráficos y estratigrafía isotópica, la Formación Cupido es una unidad transgresiva en un rango temporal del Hauteriviano al Aptiano (Cretácico Temprano). Al sobreyacer a la Formación San Marcos, existe un periodo de tiempo muy grande en el cual se puede ubicar estratigráficamente la Formación San Marcos dentro del Neocomiano (McKee et al., 1990). Conocer con mejor detalle las condiciones de depósito de la Formación San Marcos es importante por ser interpretada ésta como el registro de una etapa de reactivación de la FSM en el Cretácico Temprano (McKee et al., 1990) y por ende de rejuvenecimiento de la Cuenca de Sabinas.

El uso de la magnetoestratigrafía como herramienta de correlación y fechamiento se basa en dos principios generales. El primero es que, en el momento de su formación, las rocas adquieren una magnetización remanente paralela a la dirección del campo magnético ambiental (el campo geomagnético). El segundo es que el campo geomagnético alterna entre estados de polaridad normal y polaridad inversa. La secuencia de cambios de polaridad define la escala global de polaridad geomagnética. Así es posible correlacionar la secuencia de cambios de polaridad grabada en una sección estratigráfica con la escala global.

2. Marco geológico y estratigráfico

En Coahuila se reconocen tres elementos paleogeográficos principales: el Bloque de Coahuila al sur, la Cuenca de Sabinas en la región central y la Plataforma Burros–Peyotes al norte (Figura 1). Además, hay algunos elementos positivos menores dentro de la Cuenca de Sabinas, como la Isla de La Mula (Jones et al., 1984) y la Isla de Monclova (Eguiluz de Antuñano, 2001). La distribución de facies durante la mayor parte del Cretácico estuvo controlada por estos elementos (Wilson, 1990; Goldhammer, 1999). La secuencia estratigráfica de la región fue establecida originalmente por Burckhardt (1930) e Imlay (1940). El límite sur de la Cuenca de Sabinas se traza generalmente a lo largo de la FSM, aunque la parte más profunda de la cuenca se encuentra unos 50 km al norte en la región de la ciudad de Monclova.

En el VSM, localizado en la parte central de Coahuila, se encuentra expuesta la Falla San Marcos (Figura 2; McKee y Jones, 1979; Charleston, 1981; McKee et al., 1984; 1990). La FSM ha sido claramente documentada en el NE de México, tanto por evidencias estratigráficas (McKee et al., 1990) como geofísicas y estructurales (Charleston, 1981; Padilla y Sánchez, 1982; Chávez–Cabello et al., 2005, 2007; Gray et al., 2008). La falla tiene una longitud mínima de 300 km y una dirección ~N62 °W (McKee et al., 1990). Pertenece a un grupo de lineamientos que han sido identificados o postulados para el NE de México como la Falla La Babia (Charleston, 1974, 1981), la zona de fractura Saltillo–Torreón (Murray, 1959), y el lineamiento Torreón–Monterrey (De Cserna, 1970, 1976). La FSM limita a dos regiones contrastantes estructuralmente (Figura 2), al norte el Cinturón Plegado de Coahuila (CPC) y al sur el Bloque de Coahuila (BC).

McKee et al. (1990) interpretaron la parte inferior de la sección clástica del valle de San Marcos, de edad Jurásica, como una secuencia depositada bajo condiciones marinas (en sus primeros 2000 m de espesor), pero observaciones de Equisetum sp. en posición de crecimiento, grietas de desecación y estratificación cruzada de tipo cuchara muestran depósito en ambientes continentales, al menos para parte de la sección. La secuencia Jurásica fue dividida en tres unidades litoestratigráficas informales (McKee et al., 1990): capas Las Palomas, capas Sierra El Granizo, y capas Tanque Cuatro Palmas (Figura 3). Esta última representa facies litorales y lutitas de mar abierto del Titoniano, y es la única con contenido fósil diagnóstico. Las capas Tanque Cuatro Palmas son correlacionables con la Formación La Casita del Kimmeridgiano–Titoniano en el norte y NE de México. Por su posición entre dos unidades clásticas conglomeráticas continentales, las capas Tanque Cuatro Palmas representan una etapa de inactividad de la FSM (McKee et al., 1990).

En el Cretácico Temprano, durante una primera reactivación con componente normal de la FSM se depositó al norte de esta falla la Formación San Marcos, con un espesor máximo de ~1000 m. Unidades correlacionables con ésta se depositaron al sur (Formación Carbonera) y al norte (Formaciones La Mula, Menchaca y Pátula) del Bloque de Coahuila. La Formación San Marcos se depositó bajo condiciones continentales y carece de fósiles con valor bioestratigráfico. Los detritos que componen a esta formación provienen del Bloque o Isla de Coahuila y de las capas de edad Jurásica que actuaron como fuente de detritos reciclados (McKee et al., 1990).

A la Formación San Marcos le sobreyace la Formación Cupido, compuesta por depósitos de una plataforma carbonatada bordeada por un franja de arrecife (Lehmann et al., 1999). En el área de estudio, la Formación Cupido está representada por depósitos intermareales y lagunares del interior de la plataforma (Lehmann et al., 1999). El contacto entre las Formaciones San Marcos y Cupido es transicional: la transición está marcada por areniscas y limos intercalados, con tonalidades de color verde olivo. Estas facies son similares a las descritas para la Formación Las Uvas en el Bloque de Coahuila.

Durante el Terciario Temprano sobrevino el evento de deformación regional Laramide, que reactivó nuevamente a la FSM, con un comportamiento inverso que provocó el levantamiento del bloque al norte de la FSM y la inversión de la Cuenca de Sabinas. Por lo anterior, ocurrió el levantamiento de los conglomerados de las capas Las Palomas y sierra El Granizo, principalmente, los que se encuentran yuxtapuestos sobre rocas marinas calcáreas del Cretácico en el flanco NE de la sierra El Granizo, a lo largo de la traza de la FSM (McKee et al., 1988; Chávez–Cabello et al., 2005).

2.1 La Formación San Marcos

La litología característica de la Formación San Marcos corresponde a arcosa gruesa. Los granos de arena están pobremente clasificados y están soportados en una matriz de arena fina y limo. Las unidades conglomeráticas son comunes y muchos de los clastos están representados por gravas o guijarros de rocas volcánicas con algunos fragmentos de cuarzo, caliza y rocas plutónicas. En su parte inferior, en afloramientos al oriente del Potrero Colorado, son comunes, si no exclusivos, bloques de composición granodiorítica derivados directamente del basamento del BC que aflora sobre la traza de la FSM. Estos conglomerados muestran una burda estratificación, ocasionalmente estratificación gradada y estratificación planar. En la parte superior de la Formación San Marcos existen cuerpos ampliamente lenticulares de arenisca intercalados con depósitos finos. La secuencia en su parte media incluye varios ciclos de escala decamétrica con una clara tendencia granodecreciente hacia la cima. Los ciclos están compuestos por arenisca conglomerática en la base, horizontes tabulares de arenisca bien clasificada, limos y arcilla localmente alterada por pedogénesis en la cima. El contacto superior con la Formación Cupido es transicional, marcado por una alternancia de areniscas rojas y verdosas con limos, mostrando mejor clasificación que la secuencia inferior e interpretadas como facies litorales. El contacto con la unidad inferior está expuesto en el área de Potrero Colorado. Aquí sobreyace un paquete de arenisca roja de origen eólico asignado a las capas Colorado (informal) que McKee et al. (1990) correlacionan con las capas Tanque Cuatro Palmas por su posición estratigráfica, aunque las capas Colorado representan facies continentales de ambientes eólicos y de wadi, y no dunas costeras como sugieren McKee et al. (1990).

Los ambientes de depósito de la Formación San Marcos se interpretan como abanicos aluviales y bajadas (depósitos compuestos por flujos laminares y de detritos) en su parte inferior, con depósitos fluviales en su parte superior (McKee et al., 1990). Estos ambientes de depósito se encontraban sobre una región emergida en el interior de la plataforma Cupido según el modelo de Lehmann et al. (1999). González–Naranjo et al. (2008) sugieren que existió fallamiento activo durante los depósitos de, al menos, la parte inferior de la Formación San Marcos. La parte más alta de la Formación San Marcos es litológicamente similar a la Formación Las Uvas del Bloque de Coahuila y parece haberse depositado en ambientes transicionales. Así, la Formación San Marcos se hace claramente más fina hacia su parte superior, indicando una disminución en el relieve en la fuente y pendientes más suaves en los sistemas fluviales que alcanzan a desarrollar sistemas de meandros.

3. Métodos de muestreo y laboratorio

La Formación San Marcos se muestreó en dos localidades a lo largo de la Falla San Marcos (Figuras 4 y 5). La primera localidad se encuentra en el valle San Marcos (Figura 4), donde se obtuvieron 13 sitios en una secuencia de conglomerado, arenisca y lodolita roja fluvial de una secuencia de aproximadamente 100 m de espesor expuesta en una pequeña mesa dentro del valle. Por otro lado, en el Potrero Colorado se muestreó la secuencia inferior de la formación en la parte oriental del potrero (11 sitios) y la parte superior de la formación en la parte centro–occidental (11 sitios). La columna estratigráfica muestreada en la parte este de Potrero Colorado expone aproximadamente 150 m de facies de arenisca conglomerática con una estratificación burda de la Formación San Marcos, mientras que la sección de la parte centro–occidental es de aproximadamente 250 m, pero por lo abrupto del terreno el intervalo de muestreo es más abierto. Las secciones del valle San Marcos y la parte centro–occidental de Potrero Colorado consisten en depósitos fluviales, alcanzando la sección de Potrero Colorado la transición con la Formación Cupido (facies Las Uvas). Cada sitio incluye de 5 a 7 muestras orientadas, y un sitio paleomagnético está restringido a un solo nivel estratigráfico (igual a una capa). El muestreo se hizo preferentemente en arenas de grano medio a fino. El intervalo promedio entre sitios es de aproximadamente 15 m.

Las muestras paleomagnéticas fueron perforadas en campo usando una perforadora portátil y fueron orientadas in situ utilizando tanto brújula magnética como solar (con un error de orientación < 1 °). En el laboratorio se prepararon especimenes estándares (2.5 cm de diámetro y 2.1 cm de alto) para las mediciones de la magnetización remanente natural (MRN) y los procesos de desmagnetización. La actitud de las capas fue determinada para cada una de las unidades estratigráficas para realizar las correcciones estructurales subsecuentes a los análisis.

Algunas muestras piloto fueron sujetas a desmagnetización progresiva de campos alternos (usando un desmagnetizador AF LDA–3A con tres capas de aislamiento con metal "mu"), y el resto fueron sujetas a desmagnetización térmica entre 8 y 20 pasos (usando un horno ASC TD–48SC). Se utilizaron inducciones máximas de 120 mT y temperaturas de 680 °C, respectivamente. Para la medición de la MRN se utilizó un magnetómetro de giro AGICO–JR–5A. Parte de las muestras fueron desmagnetizadas en el laboratorio de la Universidad de Nuevo México, E.U.A., utilizando un magnetómetro criogénico (2G–Enterprise Superconducting), un desmagnetizador AF (2G–Enterprise three–axis automated sample handler) y por último un desmagnetizador térmico (Schonstedt–D Furnace and 2G Controllers).

La composición vectorial de la MRN fue analizada de forma visual mediante diagramas ortogonales de desmagnetización (Zijderveld, 1967) y las componentes de magnetización fueron determinadas usando el análisis de componentes principales (Kirschvink, 1980). Algunas direcciones medias fueron calculadas usando los análisis de trayectorias de círculos mayores (McFadden y McElhinny, 1988). Las direcciones promedio de cada uno de los sitios fueron calculadas usando las estadísticas de Fisher (1953). Algunos de los problemas encontrados durante el análisis fueron la desintegración de las muestras durante la desmagnetización, por lo que algunas muestras fueron excluidas del cálculo final de la dirección media. Por otro lado, en ocasiones el número de muestras por sitio fue insuficiente para calcular una dirección media confiable y, finalmente, en pocos casos se observó un comportamiento inestable

4. Resultados

4.1 Valle San Marcos

La magnetización remanente natural de las rocas de la Formación San Marcos en el valle San Marcos es de una intensidad moderada (del orden de varios mA/m) y normalmente consiste de dos componentes vectoriales (Figura 6). La componente de baja temperatura de bloqueo (menor a 450 °C) tiene una dirección hacia el NNW o NNE y una inclinación moderadamente positiva; en cambio, la de alta temperatura se dirige hacia el NW con inclinación similar a la anterior o ligeramente más alta (Figura 6a). La dirección in situ promedio de la componente de baja temperatura es de D = 8.5 °, I = 51.7 ° (n = 33 muestras). Inducciones de 120 mT no remueven una fracción significante de la MRN (Figura 6b). Pocas muestras fueron desmagnetizadas por campos alternos, pues en general este método no separa las magnetizaciones presentes en las muestras. En cambio la componente característica se define en un rango aproximado de 625–665 °C, lo que indica que la magnetización reside principalmente en hematita. La temperatura máxima de bloqueo es mayor a 665 °C. En algunas muestras se calcularon trayectorias de círculos mayores para determinar la dirección de magnetización característica (Figura 6c). Estas muestras corresponden a direcciones de polaridad inversa, dirigidas al SE y con inclinaciones negativas (Figura 6e). Un gran número de muestras están afectadas por descargas eléctricas (rayos), las cuales se identifican como magnetizaciones de baja estabilidad (baja coercitividad) y direcciones erráticas. Estas magnetizaciones secundarias son fácilmente eliminadas durante el proceso de desmagnetización.

En un sitio es posible reconocer 3 componentes de la MRN, el sitio FSM 5 (Figuras 6d y 6e). De hecho, el sitio FSM 5 tiene direcciones de la magnetización característica de ambas polaridades; después de remover una magnetización secundaria dirigida al Norte y de inclinación positiva, es posible identificar componentes de polaridad inversa entre 300 ° y 665 °C y polaridad normal entre 665 ° y 680 °C. Los sitios FSM 1, FSM 5 y FSM 13 (Figura 6e) dentro de la Formación San Marcos registran entonces, en algunos de sus especímenes, magnetizaciones de polaridad inversa (Tabla 1). Cerca del 50% de las muestras obtenidas fueron útiles en los análisis paleomagnéticos. Estas uestras definen direcciones características o círculos mayores con valores MAD (maximum angular deviation) menores a 10°. La dirección media para la componente característica de esta localidad, corregida estructuralmente, es de D = 346 °, I = 49.6 °, N = 5 sitios, k = 105.7, α₉₅ = 7.5 ° (Tabla 1).

4.2 Potrero Colorado

La magnetización remanente natural de las muestras del Potrero Colorado ha sido descrita en una publicación reciente (González–Naranjo et al., 2008), por lo que sólo los rasgos más sobresalientes se resumen en los siguientes párrafos. La MRN tiene intensidades moderadas (10^–3 A/m), al igual que las del valle San Marcos, y también se reconocen dos componentes de magnetización: una de baja temperatura, con temperaturas máximas de bloqueo en el laboratorio entre 580 ° y 600 °C, y otra de alta temperatura, la cual se remueve por completo cerca de los 680 °C (Figuras 7 y 8).

Existe un gran número de muestras en las cuales no es posible aislar la componente de alta temperatura mediante la desmagnetización térmica, ya que a temperaturas > 600 °C el comportamiento de las muestras es inestable. Es por ello que se optó por utilizar el método de trayectorias de círculos mayores para determinar la componente característica (González–Naranjo et al., 2008). La polaridad de la magnetización es, sin embargo, fácilmente interpretable a partir de las trayectorias de círculos mayores. Para los cálculos finales solo fueron utilizados 7 sitios para el flanco oriental y 6 sitios para el occidental.

4.2.1 Flanco Oriental

La mayoría de las muestras del flanco oriental tienen un comportamiento uniforme durante la desmagnetización, definiendo trayectorias de círculos mayores. La magnetización de más baja temperatura es espuria y se remueve cerca de los 300 °C. Una magnetización de temperatura intermedia de bloqueo se remueve entre 300 ° y 500 °C y se dirige hacia el N–NE con una inclinación positiva (Figura 7a y 7b). La dirección in situ promedio de la componente de temperatura intermedia es de D = 1.7 °, I = 43.9 ° (n = 51 muestras). En cambio la componente de alta temperatura, véase el ejemplo en la muestra 35 Gz (Figura 7b), no se define en el proceso de desmagnetización y por ello se calcularon trayectorias de círculos mayores para determinarla. En los ejemplos, en redes estereográficas, se pueden observar claras trayectorias de desmagnetización que definen círculos mayores con buena precisión (MAD < 10°). A bajas temperaturas la dirección resultante se encuentra en el hemisferio norte y posteriormente a altas temperaturas migra hacia el hemisferio sur con trayectorias hacia inclinaciones negativas (Figura 7b). La dirección media de esta localidad, corregida estructuralmente, para la componente característica es de D = 192.0 °, I = –53.3 °, N = 7 sitios, k = 43.6, α₉₅ = 9.2 ° (Tabla 1). Se considera que el comportamiento inestable a altas temperaturas se debe a la alteración de fragmentos líticos presentes en las muestras.

4.2.2 Flanco Occidental

En el flanco occidental del área de Potrero Colorado (Figura 5), casi todas las muestras tienen una dirección hacia el NW; esto puede observarse en la muestra 42Ez (Figura 8a). Las inclinaciones varían de intermedias a altas con un comportamiento relativamente estable de las direcciones durante el experimento de desmagnetización. Ocasionalmente, la trayectoria de desmagnetización observada entre 580 ° y 640 °C no está dirigida al origen (Figura 8a y 8b), por lo que la dirección característica se calculó sin incluir las temperaturas > 640 °C. La dirección media característica corregida estructuralmente es de D = 333.6°, I = 58.0°, N = 6 sitios, k = 28.3, α₉₅ = 12.8° (Tabla 1).

La magnetización remanente que reside en hematita en rocas sedimentarias de ambientes continentales puede tener un origen químico o detrítico. Una magnetización de temperatura alta y de rango discreto de bloqueo (por ejemplo, 650 ° a 680 °C) se asocia generalmente a hematita especular que puede tener origen detrítico (Larson y Walker, 1982). De igual manera, una magnetización de temperaturas menores y distribuidas (por ejemplo, 300 ° a 620 °C) se asocia generalmente a hematita pigmentaria de grano fino (cuyo origen es químico). El comportamiento de las muestras de la Formación San Marcos sugiere contribuciones de ambas fuentes, hematítica detrítica y química.

5. Correlación con la Escala de Polaridad Geomagnética

Las zonas de polaridad identificadas en cada una de las columnas estratigráficas muestreadas son comparadas con la Escala de Polaridad Geomagnética de Gradstein et al. (2005) en la Figura 9. Para construir la zonación de polaridad magnética, el límite entre dos zonas de distinta polaridad se establece en un punto intermedio entre sitios adyacentes con polaridad distinta. La presencia de dos polaridades en un mismo sitio se interpreta como el registro de intervalos de polaridad de corta duración comparados con el tiempo de adquisición de una magnetización química. Una fracción de hematita de origen químico puede, por ejemplo, grabar la polaridad dominante (normal), mientras que sólo la fracción detrítica graba con fidelidad el corto intervalo de polaridad inversa. Tal es el caso por ejemplo de magnetizaciones inversas en el sitio FSM 5 (Figuras 6d y 6e), donde la polaridad normal se interpreta como adquirida en un tiempo posterior al depósito durante el intervalo de polaridad dominantemente normal del Aptiano. Esta observación es común cuando ocurren eventos cortos de polaridad durante el proceso de adquisición de la remanencia en lechos rojos (Larson y Walker, 1982).

En el flanco este del Potrero Colorado se muestreó la parte basal de la Formación San Marcos que en esta zona se caracteriza por presentar conglomerado de guijarros y arenisca de grano grueso a medio, con escasas intercalaciones de limonita café–rojiza (Figura 9). Esta sección se encuentra a pocos metros del contacto con el basamento expuesto del BC. Dentro de la columna muestreada (100 m) se identificaron dos zonas de polaridad normal (sitios 32n, 37 y 38; Figura 9) además de una zona de aparente larga duración definida por 7 sitios de polaridad inversa (28–31 y 33–36). Las zonas se numeraron de la base a la cima, usando pares para los intervalos normales y añadiendo el prefijo PO (Figura 9). La presencia de polaridades inversas confirma que la sección es del Aptiano o más antigua, es decir, anterior al Largo Intervalo Normal del Cretácico (Opdyke y Channell, 1996).

En la localidad en la parte norte del valle de San Marcos, donde se colectaron 15 sitios en la Formación San Marcos, el muestreo se realizó en parte de la columna que aflora de manera continua por aproximadamente 100 m, pero no aflora la base de la sección. La sección muestreada se encuentra en la parte NW del valle San Marcos (Figura 4), por lo que representa la parte media de la formación. La base de la sección está cubierta, pero aflora a unos 15 km al este, cerca de la localidad conocida como Loma El Cuevudo, donde sobreyace a las capas Tanque Cuatro Palmas. La posición de la columna muestreada respecto a estos afloramientos y la actitud de las capas sugieren que no es un espesor considerable el que subyace a la columna muestreada. Este espesor se estima en ~100 m. En la localidad de muestreo se aprecia la alternancia de conglomerado y arenisca gruesa con limonita y arenisca fina; conforme se asciende estratigráficamente va disminuyendo el conglomerado (Figura 9). Los datos obtenidos muestran un periodo de polaridad normal relativamente largo entre dos polaridades inversas, intervalos marcados por los sitios FSM 1 y FSM 13 (Figura 9), e interrumpido por un corto evento de polaridad inversa (sitio FSM 5). Las zonas de polaridad se numeraron de la base a la cima, con el prefijo SM (Figura 9).

La columna estratigráfica muestreada en el flanco oeste del Potrero Colorado fue de aproximadamente 300 m (González–Naranjo et al., 2008), donde se muestrearon 11 sitios que cubrieron la mayor parte de la columna (Figura 9), la cual incluye a la parte más superior de la Formación San Marcos en ésta localidad. La sección tiene una litología general de areniscas–lutitas y conglomerados que hacia la parte superior es transicional a la Formación Cupido con la presencia de areniscas, limolitas y horizontes limo–arcillosos de color verdoso intercalados con calizas en la parte más alta de la secuencia (Figura 9), que se interpretan como las facies de la Formación Las Uvas. Solamente se encontró un sitio de polaridad inversa (50), casi en la cima de la columna, y el resto fueron sitios de polaridad normal en los sitios 41–49, 51 y 52. La zona de polaridad se numeró continuando con la zonación del flanco este de Potrero Colorado.

La correlación con la escala magnética de polaridad es relativamente simple. La zonación en la Formación San Marcos está dominada por polaridad normal. Además, los intervalos de polaridad inversa son relativamente cortos en duración comparados a los intervalos de polaridad normal. Solamente la zona PO1, en la sección este de Potrero Colorado corresponde a un intervalo relativamente largo (por su espesor). Esas características son típicas de la zonación del intervalo Barremiano–Aptiano, anterior al Largo Intervalo Normal del Cretácico. La zona de polaridad normal en la posición más baja de la columna se correlaciona con la parte superior del cron de polaridad M5n, mientras que el resto de las zonas de polaridad inversa corresponderían a los crones de polaridad M3r, M1r y M0r (zonas SM1, SM3 y SM5). El intervalo del extremo superior, en la sección centro–oeste de Potrero Colorado y dentro de las facies Las Uvas, subyace a la zona de polaridad normal M"–1"r. Por lo tanto, se le puede asignar a la columna muestreada una edad del Barremiano Temprano al Aptiano Temprano (131–125 Ma; Gradstein et al., 2005).

Cabe notar que la correlación con los crones de la secuencia del Hauteriviano es poco probable, pues en ella los intervalos de polaridad normal e inversa son de aproximadamente la misma duración (M6 a M10). Igualmente, la correlación con la secuencia del Valanginiano está más bien caracterizada por la predominancia de polaridad inversa con intervalos cortos de polaridad normal y tampoco asemeja a la secuencia reconocida en la Formación San Marcos. Existe una correlación relativamente buena entre la secuencia del Berriasiano y parte de la secuencia de la Formación San Marcos, pero considerando la edad Aptiana para la parte alta de la Formación Cupido, el contacto transicional entre las Formaciones San Marcos y Cupido y el dominio de polaridades normales en la secuencia superior, una edad del Berriasiano es de probabilidad baja.

Si se interpreta el intervalo de polaridad normal en las capas basales de la Formación San Marcos como del Barremiano Temprano, no hay necesidad de hacer variar la tasa de sedimentación de forma notable dentro de la sección para correlacionar el resto de ella a la escala geomagnética de polaridad. Así, si consideramos por ejemplo que la sección en el valle de San Marcos se depositó principalmente durante el cron M1, con una duración de aproximadamente 3 Ma, podemos determinar la tasa de sedimentación de la Formación San Marcos durante la reactivación de la FSM en el Cretácico Temprano, siendo de aproximadamente 33.3 m/Ma. Por supuesto, esto no quiere decir que la tasa de acumulación sea constante; la interpretación correcta es que los cambios en dicha tasa no son grandes durante el período de acumulación.

La correlación obtenida con la escala magnética de polaridad global significa que durante el depósito de la Formación San Marcos hubo una tasa de sedimentación relativamente baja en comparación a las que existen para ambientes extensionales y de tectónica activa típicos. Se concluye que la depositación de la Formación San Marcos se debió principalmente a una subsidencia diferencial entre el Bloque de Coahuila y la Cuenca de Sabinas durante el Cretácico Temprano producto de los ajustes isostáticos en ese tiempo, que resultaron en reactivación de la falla. La tasa de sedimentación de la Formación San Marcos en el Potrero Colorado es similar a la del valle San Marcos, pero ligeramente menor.

La Figura 9 también muestra la correlación entre la secuencia de polaridad en la Formación San Marcos y la sección marina de cuenca de la Caliza San Ángel, en el área de Monterrey (Clement et al., 2000). Esta sección comprende la secuencia que subyace a la Formación La Peña, del Aptiano Tardío. La Caliza San Ángel es ligeramente más antigua, extendiendo su rango estratigráfico hasta el Hauteriviano. Para las facies de plataforma del Barremiano–Aptiano (Formación Cupido) no existen datos magnetoestratigráficos. Esta secuencia fue generalmente remagnetizada durante la deformación de finales del Cretácico y principios del Terciario. Sin embargo, la estratigrafía física y los datos bioestratigráficos y quimioestratigráficos presentados por Lehmann et al. (1999) permiten incorporar el sistema de la Plataforma Cupido en el diagrama cronoestratigráfico de la Figura 1. La presencia de Globigerinelloides algerianus y Dufrenoya sp. en la Formación La Peña indica una edad del Aptiano Tardío (Lehmann et al., 1999). Además, dentro de la Formación Cupido, estos autores reportan el amonoideo Eodesmoceras sp. y los foraminíferos Neotrocholina sp. y Vercorsella sp., del Barremiano. Con base en esto, el rango estratigráfico es claramente del Barremiano al Aptiano Temprano.

Los datos magnetoestratigráficos sugieren que las facies fluviales de baja energía en la Formación San Marcos y las facies transgresivas de línea de costa de la Formación Las Uvas, presentes en su cima, se depositaron durante la fase de inundación que causaron la retrogresión y retroceso (backstep) de la plataforma Cupido, propuestos por Lehmann et al. (1999). Este evento de inundación es diacrónico y está marcado por la unidad transgresiva Cupidito (Wilson y Pialli, 1977); de esta manera, los ambientes marinos alcanzan el margen norte de la Paleo–isla de Coahuila en Potrero Colorado en el Aptiano Temprano (como muestra la estratigrafía física anterior al depósito de la Formación La Peña).

6. Implicaciones tectónicas

La Tabla 1 resume las direcciones medias obtenidas para las localidades muestreadas en la Formación San Marcos. Las localidades en el Potrero Colorado fueron reportadas por González–Naranjo et al. (2008). En ese trabajo se interpretan las direcciones discordantes en la base de la sección (flanco oriental del Potrero Colorado), como producto de la deformación asociada a la reactivación de la FSM. Los sitios en esa sección indican una rotación horaria, y se propuso un modelo con un relevo entre segmentos de la FSM para explicar la rotación. Los datos para la secuencia más joven de la formación son concordantes, por lo que se propone que la actividad de la falla cesó durante el depósito de la Formación San Marcos.

Para la localidad en el valle de San Marcos la dirección media, aunque definida por un número pequeño de muestras útiles, sugiere también la presencia de una rotación horaria de 5.8° ± 12.1°, pero ésta no es estadísticamente significativa. Considerando que rocas del Jurásico Superior en el valle de San Marcos, al pie de la sierra El Granizo, son concordantes con la dirección de referencia para el cratón de Norte América (Arvizu–Gutiérrez, 2006), interpretamos la rotación observada en la Formación San Marcos como concordante. Sin embargo, una pequeña rotación local relacionada a la reorientación aparente del eje del anticlinal de la sierra de San Marcos–Pinos en su terminación occidental no puede descartarse completamente (Figuras 2 y 4). Los pliegues a lo largo de la FSM en esta región (sierra la Fragua, valle de San Marcos y la Gavia) se han interpretado como pliegues por inversión de falla de basamento durante la inversión de la Cuenca de Sabinas (y reactivación de la FSM; Chávez–Cabello, 2005).

7. Conclusiones

La Formación San Marcos fue muestreada en dos localidades a lo largo de la falla San Marcos donde se obtuvieron 3 columnas estratigráficas representativas de la formación (parte basal, media y superior). Se reconocieron dos componentes principales: una de baja y otra de alta temperatura, ambas dirigidas hacia el N–NW. La componente característica se observa en un rango de temperaturas de bloque entre 625 ° y 660 °C, lo cual sugiere que la magnetización reside en hematita. La dirección media de la componente característica es de Dec = 352.7 °, Inc = 55.5 °, N = 3 localidades (18 sitios), k = 27.07, α₉₅ = 6.8 °. La dirección media es discordante, pero los datos sugieren que existieron rotaciones relativas entre las localidades muestreadas y que las rotaciones son respecto a ejes verticales locales.

La magnetoestratigrafía general realizada en la Formación San Marcos proporciona una edad más precisa de ésta formación dentro del Cretácico Temprano, la cual es de una edad del Barremiano Temprano al Aptiano Temprano (131–125 Ma). Asumiendo que la tasa de sedimentación es relativamente uniforme, ésta es relativamente baja (33–48 m/Ma) comparada con lo que ocurre comúnmente en los ambientes extensionales activos. La depositación de la Formación San Marcos se debió principalmente a una subsidencia diferencial entre el Bloque de Coahuila y la Cuenca de Sabinas durante el Cretácico Temprano, producto de ajustes isostáticos que dispararon la reactivación de la Falla de San Marcos.

Agradecimientos

Agradecemos al Dr. José Jorge Aranda Gómez por la beca otorgada por la cual IAG realizó la campaña de muestreo en el marco proyecto CONACyT clave 47401–T. RMG agradece el apoyo del proyecto PAPIIT–UNAM IN121002–3. Agradecemos las cuidadosas revisiones de Tim Lawton y Konstantin Krivosheya, así como el trabajo de los editores de este volumen.

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Manuscrito recibido: Marzo 3, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Septiembre 1, 2009.
Manuscrito aceptado: Noviembre 4, 2009.