Correlaciones multiestratigráficas en el límite Jurásico-Cretácico en el noreste de México

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1991v51n1a4

Thierry Adatte¹, Wolfgang Stinnesbeck², Hans Hubberten³, Jurgen Romane¹

¹Institut de Géologie, 11 rue, Emile Argand, 2007 Neuchâtel, Suiza
²Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Ap. Postal 104. 67700 Linares, N.L., México
³Alfred Wegener Institut für Polar-und Meerersforschung. Forschungsstelle Potsdam, Telegrafenberg A 43. 0-1561 Postdam. Alemania

 

Resumen

Tradicionalmente se pensó que el límite Jurásico-Cretácico en el noreste de México coincidía con el contacto entre las formaciones La Casita y Taraises.

Se estudiaron detalladamente varios perfiles, incluidas estas dos formaciones, que pertenecen a tres dominios paleogeográficos: la cuenca de Durango en el noroeste (San Pedro de Gallo), la zona norte del mar mexicano, cerca de Saltillo (Puerto Piñones y Sierra de Jabalí) y el área de Monterrey-Linares (Iturbide).

La correlación entre estos perfiles se basa en el análisis de microfacies, micropaleontología, macropaleontología, isótopos de oxígeno y carbono, mineralogía de la roca completa y minerales de arcilla, mostrando que el límite litoestratigráfico está claramente diácrono entre el Berriasiano Temprano y Medio.

Todas las especies de calpionélidos conocidas de México (Bonet, 1956; Trejo, 1980) se encuentran también en Europa. No es posible determinar con precisión el límite Jurásico-Cretácico, como fue definido en 1973 por el Coloquio de Lyon-Neuchatel. La casi ausencia de Crassicollaria podría ser explicada por factores paleoclimáticos o paleogeográficos, no así por razones diagenéticas; mientras que la falta de la microfacies con Saccocoma no puede deberse a cambios genéticos. A partir de la parte superior de la zona B, las zonas estándar de Rome/Sümeg son identificadas. La C está muy reducida y la parte basal de la D (Calpionellopsis) parece faltar en algunas localidades. Sin embargo desde la parte superior de la subzona con Simplex (D1) hasta el Valanginiano Inferior pueden establecerse correlaciones precisas con Europa.

 La aparición de faunas ricas en calpionélidos y ammonites mediterráneos corresponde, bien a cambios en el espectro de minerales de arcilla o en la composición de los isótopos estables (carbón y oxígeno). Estos cambios se deben a un importante evento paleo-oceanográfico en el Berriasiano Inferior (zonas de calpionélidos B superior a C).

 

 

Abstract

Four profiles, three of them in the Sierra Madre Oriental and one, 400 km farther NW in the Durango Basin, have been measured and sampled in detail, in order to ascertain the stratigraphic position of the boundary between the La casita and Taraises Formations. Calpionellids show that this boundary is diachronus, situated in the Lower Berriasian. Late Tithonian Mediterranean faunal elements are, however, largely (Crassicolaaria in the case of calpionellids) or completely missing (Saccocoma, Chitinoidella). Calpionellids are still more or less sporadic in the lower part of zone B, but become frequent its upper part. This indicates an important turnover in oceanographic conditions (currents and/or temperature), which appears also clearly in a change of the composition of clay-mineral associations (increase of chlorite, decrease of kaolinite). Analyses of stable isotopes point in the same directions, as well as the simultaneous appearance of Mediterranean ammonite genera. Calpionellid Zones C to D1 are reduced or incomplete in this part of the Sierra Madre Oriental.

The succession of calpionellid species corresponds perfectly to that known from Mediterranean realm. This allows precise transatlantic correlations, it appears that the ammonite genera Durangites and Hildoglochiceras extend to the lowermost Berriasian (lowermost Zone B), whereas Kossmatia and Substeueroceras extend farther up into the Berriasian.

 

Introducción

1.1 Objetivos

Dentro de las geociencias, el estudio estratigráfico y paleontológico relacionado con sedimentos cretácicos actualmente es de gran interés (por ejemplo los proyectos del IGCP 242: Cretácico de América Latina, 262: Cretácico de la Tetis, y el proyecto CRER, todos de la UNESCO). En estos programas México tiene un papel clave por su posición en el oeste de la Tetis, entre la provincia boreal y la tetisiana. A pesar de esa importancia, nuestros conocimientos científicos sobre las faunas mexicanas son todavía escasos. La contribución presente pretende aumentar nuestros conocimientos referentes a la estratigrafía y taxonomía de la fauna mexicana, así como facilitar la correlación regional, además intenta correlacionar estas zonas micro y macropaleontológicas con las curvas de isótopos de oxígeno y de carbono, y geoquímica. Los datos adquiridos aquí podrían contribuir a la búsqueda de hidrocarburos en nuestra región, ya que la formación La Casita (corresponde a la caja) es considerada como roca generadora de hidrocarburos en gran parte de México.

 

1.2 Antecedentes

Las bases para la subdivisión estratigráfica del Mesozoico del noreste de México fueron elaboradas por Böse (1923a, b; Böse y Cavins, 1927) y Burckhardt (1906, 1912, 1919-1921, 1930) trabajos regionales más recientes incluyen autores como Imlay (1936, 1937, 1938, 1940a, b, 1943a, b, 1952); Imlay et al., 1948; Humphrey, 1949; Carrillo-Bravo, 1961: Cantú, 1968; Padilla y Sánchez, 1978, 1982, 1985, 1986; Wilson et al., 1984; Michalzik, 1988; Götte, 1990; Götte y Michalzik, 1992, y Longoria, 1984, 1991.

Las dataciones bioestratigráficas son, por otro lado, poco precisa. No obstante el intenso estudio de ammonites de edades tithonianas y neocomianas, zonaciones basadas en macrofósiles sólo fueron establecidas por pocos autores (por ejemplo, Burckhardt, 1930; Imlay, 1944, 1980; Verma y Westermann, 1973; Cantú Chapa, 1989), y los resultados son discutidos (controversia en el cap 3.3).

Bonet (1956) da la primera síntesis para la microfaunas cretácicas, Trejo (1970) estudió el nanoplancton y ha publicado una monografía sobre las calpionelas de México (Trejo, 1976) la cual muestra que las especies son idénticas a las de la cuenca mediterránea. La zonación propuesta por el mismo autor (1980) corresponde en gran parte con las utilizadas en la cuenca mediterránea (Remane, 1985, 1986; Remane et al.; 1986; Figura 1).

Las zonaciones mexicanas se basan ante todo en materiales provenientes de perforaciones petroleras, Cantú Chapa (1967, 1969) ha sido el único en intentar la correlación ammonites calpionela, pero utiliza criterios caducos, lo cual ha dejado más preguntas que respuestas.

Figura 1. Tabla de correlación de zonas de ammonites mediterráneos con zonas de calpionélidos (A hasta B) de la región Vocontioniana (Francia, Europa), y con el Estándar de Roma/Sümeg.

 

1.3 Trabajos realizados

En el noreste de México fueron levantados a detalle los siguientes perfiles (Figura 2):

 

Iturbide N.L., (IT)
Puerto Piñones, Coah. (PP)

Sierra de Jabalí Coah. (SJ)

San Pedro de Gallo, Dgo. (PG)

San Lucas, N.L. (SL)

Las secuencias fueron levantadas capa a capa; se tomaron muestras a intervalos de 10 a 50 cm en todas las unidades litológicas y se buscaron macrofósiles de cada muestra litológica se hicieron láminas delgadas para estudiar la microfacies como también la microfauna. También se hicieron, por cada muestra, análisis geoquímicos (rocas completas, minerales de arcilla e isótopos).

Figura 2. Localización geográfica de los perfiles estudiados. Perfiles: IT: Iturbide. SJ: Sierra de Jabalí. PP: Puerto Piñones, PG: San Pedro de Gallo, SL: San Lucas.

 

Localización y litología de los perfiles estudiados

2.1 Iturbide (IT)

El perfil de Iturbide (IT) se encuentra al lado norte de la carretera federal 70, que va de Iturbide a Linares, unos 200 m antes de entrar al cañón Santa rosa (Figura 2).

Existe un trabajo micropaleontológico sobre este perfil publicado por Blauser (1981).

268 m fueron medidos (Figura 3) incluidas la parte superior de la Fm. La Casita (210 m, horizonte 1 a 19.3) y la inferior de la Fm. Taraises (60 m, horizonte 20.1 a 29.2).

La Fm. La Casita muestra su aspecto característico, es decir, la alternancia típica de lutitas y limolitas negras a amarillas, con algunos bancos arenosos y con concreciones calcáreas. La transición hacia la Fm. Taraises es gradual, y queda marcada por la aparición de bancos métricos de calizas y margas.

Aún cuando la parte inferior de la Fm. La Casita de Iturbide es conocida por su abundante fauna de ammonites, dentro del perfil levantado sólo se encontraron escasos ejemplares de Glochiceras y de Metahaploceras Mazapilense (Burckhardt) (IT4), procedentes de concreciones de la parte superior de la formación. En la Fm. Taraises también, los macrofósiles son escasos, encontrándose solamente cortes de Bochianites (en el banco 27.1) y algunas impresiones indeterminables.

 

2.2 Puerto Piñones (PP)

Este perfil se encuentra situado en el corte de la línea ferroviaria Saltillo-Concepción del Oro, a unos 70 Km al sur de Saltillo, aproximadamente a 5 km de la estación Carneros (Figura 2).

La secuencia en este lugar comprende la cima de la Fm. Zuloaga (oxfordiano superior al Kimmeridgiano inferior), la Fm. La Caja (equivalente a la Fm. La casita) y la parte inferior de la Fm. Taraises.

Litológicamente, la cima de la Fm. Zuloaga comprende calizas oolíticas con bioclastos de epinoideos, Braquiópodos, ostreas, belemnites y peloides fecales (Favreina). Sobreyacen en forma transicional calizas, margas y lutitas con bivalvos y belemnites ya pertenecientes a la Fm. La Caja. Ésta tiene un espesor de 90 m, y consiste en lutitas y limolitas, con intercalaciones de bancos fosfóricos y concreciones calcáreas. La fauna recolectada incluye belemnites (abundantes en el horizonte 8) ammonites (Figura 5), aptychos, bivalvos (Pinna, buchia, Entolium, lucina) y escasos braquiópodos (cerebratula).

La microfauna consiste típicamente de radiolarios y calciesferas (Figura 3).

En Puerto Piñones la Fm. La caja se presenta con un espesor mucho más reducido comparado, por ejemplo con Iturbide (Figura 4). El grado bajo de la pigmentación probablemente está relacionado con capas fosfáticas que fueron encontradas en varios niveles a lo largo de la secuencia.

La parte media de la Fm. La Caja muestra además lutita negras a amarillas con concreciones. En la cima de esta formación gradualmente sube el contenido calcáreo; constituye así la transición hacia la Fm. Taraises sobreyacente.

La Fm. Taraises muestra calizas micríticas de color gris a  amarillo, con intercalaciones de marga. Su espesor visible es de 24 m. Macrofósiles, principalmente ammonites abundan en los niveles 20 a 29; además se detectaron ejemplares aislados de Inoceramus y Entolium.

 

Figura 3. Sucesión de las microfacies cilios perfiles Iturbide, Puerto Piñones. Sierras de Jabalí y San Pedro de Gallo.

Figura  4. Courrelación bioestratigráflca de los perfiles Iturbide, Sierra de Jabalí, Puerto Piñones y San Pedro de Gallo.

 

2.3 Sierra de Jabalí (SJ)

El perfil levantado se encuentra aproximadamente 25 km al sur del perfil Puerto Piñones, unos 8 km al sureste del pueblo Gómez Farías, al lado sur de la Sierra de Jabalí (Padilla y Sánchez, 1993). El acceso es por una terracería transitable sólo en periodos secos por un vehículo de doble tracción (Figura 1).

En este lugar la Fm. La Casita muestra espesores aproximadamente 50 m, de los cuales 37 fueron incluidos, en el perfil levantado (niveles 1 a 22). La litología comprende lutitas, limolitas con escasos bancos calcáreos y fosforíticos, además concreciones calcáreas (Figura 3).

Sobreyace a la Fm. La Caja, en forma transicional, la Fm. Taraises (niveles 23 a 43), de por lo menos 30 m de espesor, con una litología de calizas y margas.

Algunos horizontes (por ejemplo, 19, 21; 26, 27, 28) contiene una macrofauna abundante de bivalvos, belemnites y ammonites (Figura 5). Se indica la presencia del Titoniano superior y del Berrasiano en este perfil.

 

2.4 San Pedro de Gallo, Durango (PG)

El perfil está localizado aproximadamente a 10 km al norte de San Pedro de Gallo. Durango, al flanco sur del cerro La Peña (Figura 1). De esta manera se encuentra casi a 400 km al oeste de los perfiles mencionados anteriormente.

San Pedro de Gallo es conocido en la literatura geológica de México por el trabajo clásico de Burckhardt (1912) sobre faunas del Jurásico superior y el límite Jurásico Cretácico. En 1988, Contreras et al., revisaron la bioestratigrafía y sedimentología del Jurásico en esta región.

El perfil levantado comprende casi 100 m, los primeros 68 m pertenecientes a la Fm. La Casita y el resto a la Fm. Taraises. El contacto entre ambas formaciones es gradual (arbitrariamente entre horizonte 20 y 21); la litología cambia de lutitas, limolitas, escasas capas fosfática y areniscas finas en la base, hacia calizas y margas en la cima de la secuencia (Figura 3).

Los horizontes 1 a 5 contienen una abundante fauna de ammonites (Figura 5). Hacia la cima sólo se han encontrado impresiones no determinables de ammonites, con la excepción de un Himalayites sp. en el banco 19.3

La microfauna consiste en radiolarios, ca1ciesferas y calpionelas (compárese Figura 3).

 

Figura 5. Distribución de géneros y especies de ammonites con importancia en los perfiles Puerto Piñones. Sierra de Jabalí y San Pedro de Gallo.

 

3. Análisis de los resultados

3.1. Microfacies

El estudio de las láminas delgadas ha permitido el reconocimiento de 12 diferentes microfacies (Figura 3). Con excepción de la facies F12, todas son características de un mar abierto. Es posible diferenciar entre:

-una cuenca moderadamente profunda, dominio hemipelágico

 -una zona abierta con talud y la plataforma externa

Es evidente que la posición de estas microfacies sobre un perfil teórico es, hasta cierto punto, arbitraria, ante todo, si vemos el dominio de cuenca, donde las asociaciones faunísticas están más influidas por la temperatura del agua, la oxigenación y las corrientes, que por la profundidad. Sin embargo, esta representación ha mostrado ser muy útil para buenas correlaciones.

 

3.1.1. Lista de las microfacies observadas:

Dominio de cuenca (facies pelágica y hemipelágica: Figura 3).

Figura 6. Resultados geoquímicos. La Roca completa en los perfiles Iturbide, Sierra de Jabalí, Puerto Piñones y San Pedro de Gallo.

 

Microfacies F I

Biomicrita con numerosos calpionélidos, filamentos, pocas calciesferas y restos de ammonites.

Microfacies F2

Biomicrita con numerosas espículas de esponjas,  calpionélidos, abundantes filamentos, restos de ammonites y de equinodermos, escasos foraminíferos aglutinantes y  Nodosariidae.

Microfacies F 3

Biomicrita constituida exclusivamente de radiolarios fuertemente recristalizados y calciesferas en una matriz limolítica (F 3 A). o, más escaso, de radiolarios bien preservados en una matriz micrítica (F 3 B); ambos con algunos peloides, filamentos y escasos calpionélidos.

Microfacies F 4

Biomicrita con igual contenido de calpionélidos y radiolarios. Microfacies F 5 Micrita, muy pobre en calpionélidos y radiolarios, escasos foraminíferos pequeños aglutinados.

Microfacies F 6

Micrita (6 a) o arcilla limolítica con cuarzo fino (F 6 B) azoico, además de muy escasos radiolarios y filamentos.

 

Dominio de la plataforma externa (ambiente circalitoral; Figura 3)

Microfacies F 7

Intramicrita con granos fosfáticos, escasa fauna (espículas, de esponjas, pequeños foraminíferos, restos de bivalvos, ammonites, escasos calpionélidos y radiolarios).

Microfacies F 8

Biopelmicrita con numerosos restos de equinodermata y pequeños foraminíferos circalitorales.

Microfacies F 9

Biomicrita con alto contenido de aptychos y restos de bivalvos.

Microfacies F 10

Biopelmicrita del tipo F 3 mezclado con elementos de la plataforma, como Cayeuxia (algae), foraminíferos bentónicos infralitorales, gasterópodos y bivalvos; ésta es muy parecida a la "facies de trasgresión" de Amaud-Vanneau (1980).

Microfacies F 11

Micrita arenosa o arenisca micrítica, con un contenido alto de granos gruesos de cuarzo y escasos elementos externos como serpúlidos.

 

Dominio de plataforma externa (ambiente infralitoral)

Microfacies F 12

Pelintrabiosparita con equinodermos, Favreina (peloides fecales), foraminíferos infra1itorales (NalltiloclIlina) y gasterópodos. Esta microfacies está restringida a la Fm. Zuloaga, que aparece debajo de la Fm. La Casita (por ejemplo. Puerto Piñones, Figura 3).

 

3.1.2. Evolución de las microfacies, correlación entre los perfiles

Iturbide (IT); Fig. 3.

De la base hacia la cima, la Fm. La Casita y la parte inferior de la Fm. Taraises son caracterizadas por radiolarios y microfacies casi azoicas, con muy pocos calpionélidos y escasos ammonites (F 3 - F 5 - F 6) (Fig. 17). Estas microfacies corresponden seguramente a zonas relativamente profundas de una plataforma abierta. La ausencia de bentos se debe a condiciones anóxicas cerca del sustrato de cuencas más pequeñas, separadas una de la otra por alto-fondos o islas. Esta parte de la sección es fechada por calpionelas como correspondiente a la zona A (?) y B (3.3.1.). Facies con abundantes calpionélidos (F I - F 2) aparecen aproximadamente a 30 m arriba del contacto litológico entre las formaciones La Casita y Taraises, y corresponden a la parte superior de la zona B.

 

Puerto Piñones; Fig. 3.

En la base del perfil, la transición de la Fm. Zuloaga hacia la Fm. La Casita corresponde a un cambio transiciona] del paleo-ambiente, desde una plataforma externa (F .12) hacia condiciones circalitorales de un ambiente abierto (F 4 -F 8); este último marcado primero por una sedimentación silicoclástica y después fosfática (F 7). Las partes media y superior de la Fm. La Caja, muestran microfacies fosfáticas con radiolarios, muy escasos calpionélidos y ammonites. Según las calpionelas, la parte superior de la Fm. La Caja ya pertenece a la zona A (?) y zona B. Microfacies ricas en calpionélidos y ammonites aparecen en los últimos metros de la Fm. La Casita (zona B. superior).

Sierra de Jabalí; Fig. 3.

La parte inferior de la secuencia presenta la misma sedimentación silicoclástica y fosfática que ya vimos en el perfil Puerto Piñones. La presencia de escasas ammonites y radiolaria probablemente refleja condiciones de un ambiente abierto, pero no muy profundo. Faunas con abundantes calpionélidos (F 1- F 2) están presentes en la parte superior de la Fm. La Casita (zona B hasta C), y realmente dominan en los últimos metros de esta formación y en la de Taraises (zona C - D I - D 2).

Figura 7. Contenidos relativos de fi1osilicatos (fracción 2 micrones) en los perfiles Sierra de Jabalí y Puerto Piñones.

 

San Pedro de Gallo: Fig. 3.

Los calpionélidos aparecen en los niveles más bajos del perfil dentro de la Fm. La Casita, pero los radiolarios dominan sobre ellos o están en la misma cantidad (F 3-F 4). Esta parte pertenece ya a la zona C. No existe la microfacies fosfática (F 7) en esta sección. Facies típicas de calpionélidos (F I - F 2) están en los últimos metros de la Fm. La Casita, pero los radiolarios son también muy abundantes incluso dentro de la Fm. Taraises (F 4). Esta parte inferior de dicha formación corresponde a la zona de calpionélidos D l.

 

3.1.3. Conclusiones primarias, basadas en las microfacies

Las secciones IT, PP Y SJ muestran evoluciones de microfacies similares: las facies con abundantes calpionélidos aparecen al final de la zona B o al inicio de la zona C. Esta isocronía en la sucesión de las microfacies contrasta con la diacronía de límite litológico entre las formaciones La Casita y Taraises, el cual puede encontrarse arriba (S1, PP) o debajo de la llegada de los calpionélidos (IT; Fig. 4).

Excepto de F 12, todas las microfacies observadas son características de un ambiente abierto poco profundo o de la cuenca. La coexistencia de ammonites, radiolarios y calpionélidos, así corno la escasez de fauna bentónica, sugieren que las numerosas capas fosfáticas no son el resultado de upwelling, sino más bien de corrientes oceánicas transversales (como las del margen continental europeo durante el Cretácico Medio; Delamette, 1988). Una importante elevación del nivel marino podría explicar la desviación de estas corrientes sobre la plataforma existente (Fm. Zuloaga), como se conoce en el caso de la Corriente del Golfo de México (Pinet y Popenoe, 1982; Delamette. 1988). Tal evento influiría en la sedimentación sobre la parte distal sumergida de la plataforma, y se explicaría de esta manera:

-Las secuencias condensadas (bien desarrolladas durante los períodos de alto nivel marino)

-La coexistencia de series dilatadas (IT) y muy reducidas (S1, PP) dependientes de una topografía preexistente (Rifting del Oxfordiano y apertura del Golfo de México).

De esta manera llegamos al siguiente modelo sedimentario: la Fm. La Casita se extiende del Kimeridgiano Inferior hasta el Berriasiano Inferior; para este último período ha sido postulada la elevación general del nivel del mar (Haq et al.. 1988). Ésa podría ser la causa de la desviación de las corrientes oceánicas sobre las partes distales de la plataforma. Un cambio importante en las condiciones hidrológicas, como corrientes y/o temperaturas (véase abajo por los cambios en la mineralogía y los isótopos), es notable hacia la cima de la Fm. La Casita. Al mismo tiempo, los calpionélidos son más frecuentes. Sedimentos más calcáreos aparecen en la Fm. Taraises, donde encontramos calizas de calpionelas típicas.

En San Pedro de Gallo, las series condensadas y fosfáticas persisten hasta la zona C (Figura 3). La ubicación paleogeográfica de esta cuenca (más hacia el noroeste) podría explicar la llegada posterior de las facies ricas de calpionelas (zona D 1). Es notable, también, que los radiolarios estén presentes, en cantidades significantes, hasta la cima del perfil.

 

3.2. Análisis geoquímicos

Análisis de difracción de rayos X de la roca completa y del residuo insoluble fueron efectuados en todas las muestras de los perfiles IT. PP, SJ y PG (Figuras 7-9), estas fueron preparadas mediante el procedimiento de Kubler (1987). Después de la decarbonatación, las fracciones < 2. y 2 a 16 micrones del residuo insoluble fueron separadas por centrifugación, según el método descrito por Rumley y Adatte (1983), y analizadas luego (en preparaciones orientadas) con un difractómetro Scintag 2000.

 

3.2.1. Roca completa

Los contenidos de los minerales principales en los perfiles IT. PP y SJ, calculados por el Método Estándar Externo, están ilustrados en la Figura 6. Los minerales reconocidos y estimados cuantitativamente por este método son calcita. dolomita, cuarzo, feldespato potásico, plagioc1asa, yeso, pirita, goetita y filosilicatos. La mayoría de los no cuantificados corresponde a este último grupo de los minerales de arcilla.

La distribución de los minerales principales concuerda con las microfacies observadas. La parte superior de la zona B (llegada de las microfacies con abundantes calpionélidos) se caracteriza por una reducción clara de filosilicatos y de cuarzo, y un incremento de calcita. Goetita, pirita y feldespatos están restringidos a la Fm. La Casita. Yeso y dolomita tienen un origen post-sedimentario. La parte inferior de la Fm. Taraises se caracteriza principalmente por un alto contenido de calcita, y uno bajo de cuarzo y filosilicatos.

Figura 8. Contenidos relativos de filosilicatos en el perfil San Pedro de Gallo (fracción 2 micrones), en comparación con las microfacies.

 

La sección de San Pedro de Gallo no muestra la misma tendencia. La calcita domina en el perfil entero, con bajos contenidos de cuarzo y filosilicatos. Este perfil corresponde, por otro lado, a las zonas de calpionélidos e yo 1.

 

3.2.2. Residuo insoluble, fracciones <2 y 2-16 micrones

Ln fracción < 2 es caracterizada por la presencia de capas mixtas (ilita-esmectita con 40 a 90% de capas de esmectita), mica, clorita y caolinita (Figuras 7 y 8 para contenidos relativos de filosilicatos en los perfiles PP, SJ y PG). La presencia de estas capas mixtas, (1S) con una alta proporción de capas expansibles, la presencia de caolinita así como los valores medidos de la cristalinidad de la ilita, indican que las secuencias estudiadas no quedaron muy afectadas por diagénesis de sepultamiento o por tectónica. En este caso (y al contrario del perfil de Iturbide) en la distribución de los minerales de arcilla puede ser usada por reconstrucciones paleogeográficas o correlaciones.

Mientras que los IS y la mica están presentes en todas las muestras, la distribución de clorita y de caolinita es más significativa. En SJ y PP fue observado un incremento importante de la clorita durante las zonas de calpionélidos B y C (Figuras 7-9). La caolinita muestra una tendencia contraria. Este mineral es bien representado en la parte inferior de la Fm. La Casita y en la zona de calpionélidos D 1.

Como en el caso de las microfacies, la distribución de estos minerales de arcilla refleja condiciones paleogeográficas y/o paleoclimáticas diferentes. La aparición (o el incremento) de la clorita corresponde bien a la llegada de faunas abundantes de calpionélidos. Este hecho podría ser la consecuencia de un cambio importante de las fuentes detríticas, que resultan de nuevas condiciones hidrodinámicas o hidrológicas (desvío de corrientes y/o clima).

En San Pedro de Gallo la clorita aparece en la parte superior de la zona C. siempre asociada con caolinita. Más tarde (zona D 1), en la parte superior del perfil, los dos minerales se correlacionan bien con las microfacies, las cuales muestran una alternancia de microfacies ricas en calpionélidos y ricas en radiolarios (Figura 8). Mientras que la presencia de la caolinita corresponde a las microfacies ricas en radiolarios, la clorita parece estar asociada a las ricas en calpionélidos. Hasta el momento, esta correlación sólo fue observada en la cuenca de Durango, en donde parece reflejar repetidos cambios de clima o corriente.

Los filosilicatos de la fracción 2 -16 micrones se comportan de igual manera que la fracción más pequeña (Figuras 8-9). Estos presentan más o menos la misma tendencia. Las intensidades en bruto de cuarzo son incrementadas en la Fm. Taraises, aunque el contenido de cuarzo de la roca total baja en esta formación. Eso significa que el cuarzo de 2 - 16 micrones está vinculado con la sedimentación carbonatada. En las capas fosfáticas esta fracción sólo está compuesta por apatita carbonato-fluórico.

Figura 9. Distribución de filosilicatos (fracciones 2 micrones y 2-16 micrones) y minerales en grano (fracción 2-16 micrones) en los perfiles Sierra de Jabalí y Puerto Piñones, en intensidades brutas.

 

3.2.3. Isótopos estables

Análisis de los isótopos estables de δ¹³C y de δ ^l8O fueron efectuados por medio de un espectrómetro de masa Finnigan MAT 251 con preparación automática de carbonatos. Al usar entre 60 y 300 µg, la reacción se efectúa en 75°C, goteando ácido orthofosfórico sobre las muestras individuales. Desviaciones patrón de los análisis son < 0.04°/00. 0.06°/00 para carbón y oxígeno, respectivamente (Hubberten y Meyer, 1989). Las relaciones de isótopos están indicadas en notaciones δ versus VPDB, la escala δ, por ejemplo, fue calibrada usando NBS19 como muestra de referencia (Hut, 1987).

Los estudios incluyeron los perfiles Iturbide, Sierra de Jabalí, Puerto Piñones y San Pedro de Gallo (Figura 10). Los datos de IT y PP muestran una tendencia hacia valores más altos desde -5 a -1 δ¹³C PDB, y de -7 a -4 δ^l8O PDB en la parte superior de la zona de calpionélidos B.

El incremento del δ¹⁸O puede estar relacionado con una disminución de la temperatura del agua durante la sedimentación de la parte más alta de la Formación La Casita y de la parte inferior de la Formación Taraises. Los valores observados en la parte inferior de la Formación La Casita probablemente resultan de una alteración secundaria debida a aguas meteóricas (Veizer. 1983).

La elevación de los valores de δ¹³C, detectados en la parte superior de la zona B, indica un incremento de la producción oceánica, y está relacionada con la llegada de abundantes calpionélidos (y nannocónidos). Aparentemente, el cambio en la composición de estos isótopos estables se debe al cambio paleogeográfico importante reconocido en este nivel (3.1 y 3.2).

Los valores registrados en las zonas C a D 1 del perfil San Pedro de Gallo confirman los obtenidos en los niveles equivalentes de los perfiles IT, SJ y PP, mostrando así su independencia de la litología.

 

3.3. Bioestratigrafía

Un estudio bioestratigráfico combinado basado en calpionélidos y ammonites pareció prometedor por las siguientes razones:

Todas las especies de calpionelas figuradas por Bonet (1956) y Trejo (1976, 1980) en el este de México se encuentran también en la región mediterránea. La zonación de Trejo (1980) difiere sólo en algunos detalles del estándar mediterráneo (Figura 1). Datos de Cuba presentados por Furrazola-Bermúdez y Kreisel (1973) concuerdan bien; además, según Pop (1976, 1986), los Cárpatos rumanos pueden correlacionarse con Cuba hasta a nivel de subzonas.

La mayoría de los materiales mexicanos con calpionélidos procede de perforaciones petroleras. Secciones detalladas de superficie no han sido publicadas, lo que podría explicar en parte las discrepancias. Ahora estamos en condiciones de presentar datos de cinco perfiles con muestras capa a capa de calpionélidos y ammonites.

Estudios previos de ammonites del Titoniano y Neocomiano Inferior en México incluyen los de Castillo y Aguilera (1895), Burckhardt (1906, 1912, 1919121, 1930), Bose (1923A), Imlay (1937, 1938, 1940, 1942, 1943, 1980), Peña Muñoz (1964), Cantú Chapa (1963, 1967, 1968, 1971, 1976, 1982, 1989), Verna y Westermann (1973), Contreras (1977) y Contreras et al., (1988).

Se concluyó que:

a) Los géneros de ammonites del Titoniano Superior parecen estar limitados en gran parte a las Américas (por ejemplo, Verna y Westermann, (1973: 150); lo que impide una correlación directa con las faunas contemporáneas de Europa.

b) Los calpionélidos no tienen valor estratigráfico en México (Cantú Chapa, 1989).

c) Podría existir un hiato sedimentario en áreas grandes del noroeste de México entre la Fm. La Casita/La Caja (de edades presumidas del Kimmeridgiano al Titoniano Superior) y la Fm. Taraises del Cretácico Inferior (frecuentemente considerada como limitada al Valanginiano hasta Hauteriviano Inferior; por ejemplo, Verna y Westermann, 1973; Jeletzky. 1984; Young, 1985). Según Imlay (1944: 1027), en la parte norte-central de México el Berriasiano sólo ha sido identificado en la sierrita del Chivo, cerca de Symon, Zacatecas, y en los alrededores de San Pedro de Gallo, Durango.

Es de explicarse que como resultado de estas dificultades surgieron controversias sobre el alcance estratigráfico de las faunas mexicanas y de su correlación (compárese Jeletzky, 1984; Zeiss, 1983, 1984, 1986; Oloriz y Tavera, 1989).

 

3.3.1. Calpionélidos

3.3.1.1. Comentados sobre las especies de calpionelas observadas

Preservación

En las calizas micríticas de la Fm. Taraises, generalmente, se presenta cierta recristalización de la matriz. A pesar de eso, fue posible una determinación exacta de los alcances estratigráficos de las especies de calpionélidos. Sólo era problemática la evaluación cuantitativa de las frecuencias relativas, algunas veces, sobre todo en el caso de Tintinnopaella carpathica.

En las partes más calcáreas de la Fm. La Casita la determinación de los calpionélidos no presentó mayores dificultades, como en la Fm. Taraises. En las lutitas café oscuras, ricas en materia orgánica que caracterizan gran parte de la Fm. La Casita, los calpionélidos se presentan en un estado de preservación extraordinario. Éste ha sido figurado anteriormente en Trejo (1976, Lám. 13-15). Las lóricas son rellenadas por algunos cristales de calcita, el sedimento no entró al interior de la concha. Eso es extraño, porque la abertura oral grande normalmente forma un pasaje fácil para el sedimento de grano fino. En el estado de preservación denominado aquí, el collar está mal preservado, así que las determinaciones específicas o incluso genérica son difíciles.

Faltan casi totalmente las asociaciones típicas con Crassicollaria, y ninguna Chitinoidella fue observada. La facies de Saccocoma también falta. Ambas están bien representadas en Cuba (Bronnimann, 1953, 1955, Y Myczinsky y Pszczolkowski, 1990). Es difícil decidir si estas ausencias en la Sierra Madre Oriental son reales o resultan de la diagénesis. Una disolución diagenética de calpionélidos parece posible, pero es muy difícil creerlo en el caso de restos de equinodermos (Saccocoma).

Comentarios taxonómicos referentes a las especies de calpionélidos observadas.

La mayoría de las especies de importancia taxonómica es bien conocida. Su determinación fue discutida en extenso por Remane (1985).

 

Género Calpionella Lorenz

Sólo las dos especies clásicas, Calpionella alpina Lorenz 1902 y Calpionella elliptica Cadisch 1932, son mantenidas aquí. En láminas delgadas, la transición de una especie a la otra parece perfectamente continua, como fue mostrado por Remane (1962, 1963, 1985); sin embargo, la mayoría de las formas transicionales son artefactos, resultados de secciones oblicuas de C. elliptica, Nagy (1986) ha introducido 11 especies nuevas de Calpionella. intentando ordenar esta variabilidad aparente. Sólo los holotipos fueron ilustrados, y no se presentó ninguna diagnosis diferencial. Los holotipos de C. grandalpina y C. longalpina son prácticamente idénticos. y otros muy similares. Considerando la presencia de formas adicionales intermedias (cfr. Remane. 1985) no figuradas por Nagy (1986), una separación de estas especies resulta imposible, ya que no permite el reconocimiento de rangos estratigráficos objetivos. Una subdivisión informal de C. alpina en tres variedades (Remane, 1963. 1985) parece ser la solución más práctica para propósitos estratigráficos.

Figura 10. Resultados isotópicos (¹³C y ¹⁸O) de los perfiles Iturbide, Sierra de Jabalí, Puerto Piñones y San Pedro de Gallo.

 

Calpionella alpina Lorenz (Lám. l. Figs. 1-3)
Sinonimia mexicana:
1953 Calpionella alpina Lor. -Bronnimann, Figs. 1-6
1953 Calpionella elliprica Cad. -Bronnimann. Fig. 26
1956 Calpionella alpina Lor. - Bonet. Lám. 14. Figs. 1-2
1976 Calpionella alpina Lor. - Trejo. Lám.4, Figs. 1-2; Lám. 8, Fig. 8; Lám. 12. Figs. 5-17, 23; Lám. 13, Figs. 6-8 ?
1976 Calpionella alpina Lor. - Trejo. Lám. 4, Fig. 3; Lám. 12, Figs. 22-23
1976 Calpiollella elliptica Cad. - Trejo. Lám. 12. Fig. 21.

C. alpina está bien representada en nuestro material mexicano. No se observaron representantes de la forma grande característica para la zona A (=zona Estándar a Crassicollaria).

En las zonas C y D, C. alpina es claramente más frecuente que en la cuenca mediterránea.

Calpionella elliptica Cadisch (Lám. l. Fig. 4)
Sinonimia mexicana:
non 1953 Calpionella elliptica Cad. - Bronnimann. Figs. 23-26
1976 Calpionella elliptica Cad. - Trejo. Lám. 4, Fig. 16
non 1976 Calpionella elliptica Cad. - Trejo, Taf. 12, Fig. 21.

Las referencias de C. elliptica frecuentemente no son confiables. Eso explica probablemente la naturaleza contradictoria de datos compilados por Cantú Chapa (1980). En nuestro material, C. elliptica es siempre escasa y se presenta sólo esporádicamente. Su valor estratigráfico es, de tal manera, limitado. La zona o subzona a C. elliptica de la región sur-mediterránea no está delimitada bajo estas condiciones.

Género Calpionellites Colom

Calpionellites darderi (Colom). (Lám. 1. Fig. 4
Sinonimia mexicana:
1953 Calpionellites darderi (Col.) - Bronnimann. Fig. 16
? 1953 Calpionellitesdarderi (Col.) - Bronnimann. Fig. 18
1956 Calpionellites darderi (Col.) - Bonet, Lám. 16. Fig.2
1976 Calpionellites darderi (Col.) - Trejo, Lám. 18, Fig.2
non 1976 Calpionellites darderi (CoL) -Trejo, Lám. 18. Fig. 5

La única forma con la cual Ct. darderi puede confundirse es con su precursor directo. Remaniella murgeanui (Pop) - R. dadayi auct. Esta transición, sin embargo, es tan rápida que el error estratigráfico es prácticamente insignificante.

Mientras que los perfiles PP. SJ. PG e IT no alcanzaron hasta la zona Estándar con Calpionellites, Ct. darderi fue observada en las secciones de San Lucas y de la Huasteca, en SL ocurrieron juntos con Calpionellites oblonga en la parte basal de la zona con Calpionellites. Esta presencia es notable, porque e tlartleri fue determinada con seguridad a pesar de la maja preservación del material. Ct. darderi es un indicador interesante para correlaciones de larga distancia..

Género Calpionellopsis Colom

A raíz de la revisión de Remane (1965) existe un acuerdo general sobre la definición de este género y su subdivisión en dos especies: Calpionellopsis oblonga (Cadisch) y Calpionellopsis simplex (Colom); Cantú Chapa (1989) desentierra a Calpionellites neocomiensis Colom, un nombre obsoleto que pudiera corresponder sea a Cs. oblonga, sea a Cs. simplex.

Como en el caso del género Calpionella, las 11 especies nuevas de Calpionellopsis introducidas por Nagy (1986) no son de gran ayuda para trabajos estratigráficos; por lo tanto, seguimos usando sólo las dos especies clásicas mencionadas arriba.

Calpionellopsis oblonga (Cadish) (Lám. l. Figs. 7-8)
Sinonimia mexicana:
1953 Tintinnopsella oblonga (Cad.) - Bronnimann, Figs. 19-21
1956 Tintinnopsella oblonga (Cad..) - Bonet, Lám. 18. Figs. 1-2
1976 Calpionellopsis oblonga (Cad.) - Trejo. Lám. 4, Figs. 4-5, 10-13.23; Lám. 5, Fig, 3; Lám. 6, Fig. 1 ?
1976 Calpionellopsis oblonga (Cad.) - Trejo, Lám. 4. Figs. 6-8; Lám. 5. Figs. 17-18; Lám. 9, Fig. 7
non 1976 Calpionellopsis oblonga (Cad.) - Trejo, Lám. 6. Fig. 8; Lám. 18, Fig. 13
Calpionellopsis oblonga es común en cuatro de los perfiles estudiados (IT, PP, SL, S1), es un marcador excelente también en las series mexicanas.

Calpionellopsis simplex Colom (Lám. l. Fig. 6)
Sinonimia mexicana:
1956 Calpionellites neocomiensis (Col.) - Bonet, Fig. 2
1976 Calpionellopsis simplex (Col.) - Trejo, Lám. 4, Fig. 18; Lám. 18, Figs. 16, 18-20 1976 Calpionellopsis oblonga (Cad.) -Trejo, Lám. 18, Fig. 13 ?
1976 Calpionellopsis simplex (Cad.) - Trejo. Lám. 4. Fig. 9; Lám. 18. Fig. 17

Esta importante especie esta bien representada en la mayoría de los perfiles estudiados.

Género Crassicollaria

Este género sólo se presenta de manera esporádica en las lutitas café-oscuras, ricas en materia orgánica de la Fm. La Casita. Las lóricas están rellenas con esparita, y el collar generalmente está mal preservado. Bajo estas condiciones no son posibles determinaciones específicas seguras. De acuerdo con la morfología general y el tamaño de las lóricas, o Crassicollaria intermedia (Dur. Delga) o Crassicollaria massutiniana (Col.) están presentes; ambas especies están limitadas a la zona Estándar a Crassicollaria (= zona A). Todas las Crassicollaria figuradas por Trejo (1976, Láms. 2, 13, 14. 15) muestran la misma extraña preservación.

 

Género Remaniella Catalano

Este género es escaso en nuestro material, mucho menos frecuente que en los estratos contemporáneos del dominio mediterráneo. En los niveles incluidos en nuestros perfiles, sólo Remaniella cadischiana (Col.) fue observada.

Sinonimia mexicana:
1976 Remaniella cadischiana (Col.) -Trejo. Lám. 4. Fig. 24; Lám. 6. Fig. 6: Lám. 17, Figs. 9-14
1976 Remaniella dadayi (Knauer) - Trejo, Lám. 17, Figs. 16-17.19; Lám. 18, Fig. 1.

Género Tilltinnapsella Colom

Tintinnopsella carpathica (Murg y Fil.), (Lám. I, Fig. 10-11 Sinonimia mexicana:

1953 Tintinnopsella carparthica (Murg y Fil.) - Bronnimann. Figs. 13·15
1956 Amphorellina subacuta (Col.) - Bonet, Fig. 3a
1956 Tintinnopsella carparthica (Murg y Fil.) - Bonet. Lám. 17, Figs. 1-2
1976 Tintinnopsella carpathica (Murg y Fil.) - Trejo. Lám. 6, Fig. 3; Lám. 8, Figs. l. 16; Lám. 12, Figs. 35-36. 40; Lám. 16, Figs. 1-14
1976 Tintinnopsella longa (Col.) - Trejo, Lám. 16, Figs. 16-17; Lám. 17, Figs. 2-3.

Como en el dominio mediterráneo, una variedad más grande de Timinnapsella carpathica aparece en la parte más alta de la zona Estándar a Calpianella. Resultado de la escasez de estas formas y de su mala preservación el nivel justo de su aparición es, sin embargo, difícil de determinar.

Tintinnopsella longa (Colom) (Lám. 1, Fig. 12)
Sinonimia mexicana:
1976 Tintinnopsella longa (Col.) - Trejo. Lám. 5, Figs. 4.8.10; Lám. 6, Fig. 5; Lám. 17, Figs. 4-5.
? 1976 Tintinnopsella longa (Col.) - Trejo, Lám. 5, Figs. 7, 9; Lám. 17, Fig. 1
non 1976 Tintinnopsella longa (Col.) - Trejo, Lám. 5, Figs.6, 11,21; Lám. 17, Fig. 1

Tintinnopsella  longa sólo se presenta esporádicamente en nuestro material. su valor estratigráfico es limitado.

 

3.3.1.2. Sucesión de las faunas mexicanas de Calpionelidos

Después de una somera revisión al microscopio, las láminas delgadas más prometedoras de los perfiles IT, PP. SJ y PG fueron examinadas sistemáticamente, línea por línea, para obtener una imagen objetiva de las frecuencias relativas de las especies.

De las faunas más pobres sólo se hizo un análisis detallado, si fue necesario, para localizar un límite zonal. Los resultados se presentan en la Figura 11.

Iturbide (IT); Fig. 11

La facies de Saccoma falta por completo. y no se observó ninguna  Chitinoidella. No es posible decir si eso resulta por un hiato estratigráfico (muy poco probable), disolución diagenética (poco probable) o por factores paleobiogeográficos o paleoclimatológicos.

La primera aparición de calpionélidos con pared hialina es difícil de detectar. Desde el nivel IT 1.1. hasta la capa IT 6.1 nada indica su presencia. La muestra IT 6.2 contiene microfósiles que pueden ser atribuidos a Crassicollaria intermedia. Por otro lado, determinaciones precisas, por lo general, son imposibles debido a que en el material estudiado, el collar no es visible. En la lámina IT9.1 las Crassicollaria son demasiado grandes para atribuirlas a Crassicollaria parvula (forma que persiste hasta niveles altos de la zona Estándar a Calpionella). Como su presencia es inobjetable, este nivel fue atribuido -con cierta cautela-a la zona A (= zona Estándar a Crassicollaria).

Figura 11. Frecuencias relativas de especies de calpionélidos y edad de las asociaciones faunísticas, según las zonas de calpionélidos vocontianas de Remane, 1963, 1985. Los perfiles de Iturbide, Sierra jabalí, Puerto Piñones y San Pedro de Gallo.

 

En las muestras siguientes las calpionelas son mal preservadas y muy escasas o ausentes, como en el caso de IT 12.1, que es un packsrolle con radiolarios. Fijar la edad no es posible bajo estas condiciones.

La muestra IT 13.2 contiene únicamente ocho especímenes de Calpionella alpina, lo que no es suficiente para fecharla con seguridad; pero la muestra IT 15.3 contiene 27 C. alpma, por lo cual seguramente nos encontramos ya en la parte inferior de la zona a Calpionella (= B), según criterios mediterráneos. IT 17.3, 20 m arriba de IT 15.3 y 35 m arriba de IT 13.2. nos proporcionó la primera fauna significante estadísticamente - 65 secciones determinables, 90% de ellas son C. alpina-. Nuevamente, las muestras IT 19.1 (6 C. alpina), 20.3, 4 y 21.1 (Packsrolle con radiolarios) resultaron muy pobres. De hecho, sólo desde IT 25.1 entramos en una sucesión continua de típicas calizas con calpionélidos, la mayoría de ellas con faunas ricas y variadas. C. alpina domina claramente hasta IT 26.2 (inclusive).

El género Calpionellopsis aparece en la muestra IT 26.3 (casi 2 m más arriba) y queda bien representado hasta la cima de la sección.

Tintinnopsella carpathica está bien representada desde IT 21.2 hasta arriba. Cálculos sobre su frecuencia son posibles desde IT 25.1 en adelante. En IT 25.2 aparecen formas grandes por primera vez; se vuelven más frecuentes a partir de IT 26.1.

En esta sucesión, la zona Estándar con Crassicollaria (= zona A) no está documentada claramente, ni su límite con la siguiente zona Estándar a Calpionella. Pero es desde este momento que las calpionelas son bien representadas, la sucesión de especies coincide con el esquema mediterráneo: las zonas Estándar de calpionella y de Calpionellopsis pueden ser identificadas.

La parte superior de la zona a Calpionella está, por otro lado, incompleta, o por lo menos condensada; la base de la zona Vocontiana C es definida por una expansión de formas largas de T. carpathica. Sólo las muestras IT 26.1 e lT 26.2 pertenecieron de esta manera a la zona C, si admitimos que las frecuencias altas de C. alpina (76 a 77%) son anormales. El espesor máximo de la zona C es alrededor de 2 m, comparado con los 80 m para la zona B.

La parte basal de la zona a Calpionellopsis, donde C simplex existe sin C. oblonga (=D I inferior = subzona Estándar con Simplex de Remane tl al., 1986), falta en Iturbide; pero hasta la muestra IT 27.1 C. simplex domina sobre C. oblonga. En términos de la zonación Vocontiana (Le Hegart y Remane, 1968; Remane, 1985), el intervalo IT 27.1 a 28.1 corresponde a la transición de DI a D 2.

Lámina I. Figs. 1-3. Calpionella alpina Lorenz; Fig. 4. Calpionella elliptica (Cadisch); Fig. 5. Calpionellites darderi (Colom); Fig. 6. Callpionellopsis simplex (Colom); Figs. 7·8. Callpionellopsis oblonga (Cadisch): Fig. 9. Crassicollaria sp.; Figs. 10-11. Tintinnopsella carpathica (Murg y Fil)

 

Sierra de Jabalí (S1); Figura. 11

La sucesión de faunas es muy similar a la que observamos en Iturbide, aunque el espesor general de la secuencia es considerablemente más reducido. No fueron detectadas ni Saccoma ni Chitinoidella. La primera fauna indiscutible de calpionelas resulta de las muestras SJ 20.3 con 11 C. alpina y una Crassicollaria sp. presentes. Probablemente ya pertenece a la zona B. En SJ 20.3 y SJ 23 observamos otra vez la extraña preservación con lóricas rellenas con calcita espática. Las faunas de SJ 27 y SJ 28 nos proporcionan datos estadísticamente significativos con más de 50 ejemplares, y permiten la atribución a la zona B. Todavía falta la variedad grande de T. carpathica. Ésta aparece en la muestra SPJ 35, donde también Calpionella elliptica está presente. Es ésa la primera asociación que indica la zona C. La misma asociación fue detectada en la muestra SJ 39.1 -ninguna Calpiollellopsis simplex entre casi 200 cortes determinados.

El límite C/D está localizado entre SJ 39.1 y 40.2. El espesor de la zona C (5 a 6 m) es considerablemente más elevado que en Iturbide (aproximadamente 2 m). La base de la zona O también está más completa. Cs. simplex aparece (en nivel SJ 40.2) antes que Cs. oblonga (SJ 42). Desde SJ 43.1 en adelante, C. oblonga es más frecuente que Cs. simplex.

Estos datos indican que la transición de la zona a Calpionella (-B + C) hacia la zona con Calpionellopsis (= D) es más completa que en Iturbide; todas las subzonas (también la subzona Simplex de Remane et al., 1986) están presentes. La Zona C parece ligeramente reducida, así corno también DI (ante todo su parte inferior).

 

Puerto Piñones (PP); Figura. 11

A sólo 25 km al noroeste de la sierra de Jabalí, esta sección proporciona informaciones adicionales. Las primeras calpionelas dudosas fueron observadas en la muestra PP 15.3. La presencia de algunas formas grandes de Crassicollaria sp (Cr. massutiniana?) en una fauna de 33 especímenes parece indicar la zona A: el predominio claro de C. alpina podría ser un artefacto debido a una preservación diferente. De todas maneras. PP 21.1. aproximadamente 5 m más arriba, indudablemente pertenece a la zona B, Resultado de frecuencias altas anormales de C. alpina, el límite B/C es dificil de determinar, pero PP 22.2 seguramente pertenece a la zona C. Nuevamente, ésta es bastante reducida; entramos a la zona O con la muestra PP 25.1.

Como en la sierra de Jabalí, Cs. simplex antecede a Cs. oblonga (la primera aparición en PP 30). Hasta el nivel 44, Cs. simplex predomina sobre Cs. oblonga.

Lámina II. La clave citada con los ammonites de las láminas II y III está compuesta por la abreviación de la formación (LC: La Casita; TA: Taraises), la abreviación de 1a localidad (PG: San Pedro de Gallo, PP: Puerto Piñones, SJ: Sierra de Jabalí), del nivel estratigráfico del hallazgo y de los números de depósito del catálogo de tipos de la Facultad de Ciencias de la Tierra de la UANL. Fig. 1. Substeueroceras Koeneni tfabulatum Vena y Westermann: LC PG 2/239, vista lateral, x l. Fig. 2. Kossmartia aff bifurcata (Aguilera); LC SJ 26/294, x l; a: vista ventral: b: vista lateral. Fig. 3. Jabronella (Erdenella) isaris (Pomel); LC PG 3/227, vista lateral x l. Fig. 4. Substeueroceras durangene (Burckhardt); LC PG 2/244, vista lateral x l. Fig. 5, Durangites sp.; LC SJ 19/210, vista lateral. x l. Fig. 6. Himalayites sp.: TA PG 19/614, vista lateral, x 1. Fig. 7. Hildoglochiceras (Salinites) grossicotatum Imlay; LC PP 19.3/226, vista lateral, x 2. Fig. 8. Spiticeras (Negreliceras) laeve (Burckhardt): LC PG 2/268, vista lateral, x 1.

 

San Pedro de Gallo (PG); Figura. 11

Esta localidad está situada a alrededor de 400 km al oeste de la Sierra Madre Oriental, de tal manera que extiende el dominio de calpionélidos considerablemente al oeste.

En la muestra PO 1.1, la presencia de calpionélidos es dudosa. En el nivel PO 2.1 no son muy frecuentes; pero una fauna buena ha sido obtenida claramente y pertenece a la zona C (presencia de la variedad grande de T. carpathica), Obviamente, en San Pedro de Gallo las facies ricas en calpionélidos se inician más tarde que en el este, en la Sierra Madre Oriental.

El límite superior de la zona C se marca con la primera aparición de Cs. simplex en la muestra PO 19.2. El resto de la secuencia pertenece a la parte inferior de la subzona O I (subzona con Simplex de Remane el al., 1986), Cs. oblonga no fue observada. En tcxla la sucesión domina claramente C. alpina, lo que es anormal comparado con asociaciones mediterráneas de la misma edad. No obstante, la sucesión de las especies es exactamente la misma. La sección de San Pedro de Gallo es de importancia especial, porque muestra que la condensación en el intervalo C a D 1 (ante todo en Iturbide) es un fenómeno sedimentario, y no debido a una distribución cronológica diferente de las especies.

3.3.1.3. Conclusiones sobre la sucesión de las calpionelas

La. zonificación propuesta por Trejo (1980) con base en calpionelas adopta la zona a Crassicollaria; mientras que las zonas Estándar a Calpionellopsis y Calpionellites son agrupadas junto con la parte más elevada de la zona con Calpionella hacia una única zona de Tintinnopsella; la cual se subdivide en ocho, más tarde en siete subzonas.

Según nuestras observaciones, sólo la zona a Crassicollaria queda problemática No obstante la casi ausencia de Crassicollaria, con aparente o real presencia de una zona de Crassicollaria, sólo puede ser detectada por hallazgos aislados. Esta unidad no tiene valor práctico en el noroeste de México.

La zona de Calpionella está caracterizada por la presencia casi constante de C. alpina, mientras que otras especies son escasas. De esta manera, el límite inferior no puede ser determinado con exactitud. En cuanto al límite superior, queda mejor caracterizado por la primera aparición de Cs. simplex. En otras palabras, la zona Estándar de Calpionella se aplica bien a las sucesiones mexicanas. No existe la necesidad de usar una zona a Calpionella restringida como lo hace Trejo (1980), quien incorpora subzona de C. elliptica en la zona sobreyacente de Tintinnopsella. Si consideramos los hallazgos escasos y esporádicos de C. elliptica en el noroeste de México, una subzona basada en esta especie sería de poco valor práctico.

De esta manera, la zona a Tintinnopsella de Trejo (1980) puede no ser considerada; las zonas de Calpionellopsis y Calpionellites del estándar mediterráneo se aplican perfectamente bien a la sucesión mexicana de especies. Incluso, las subzonas de la zona de Calpionellopsis pueden ser reconocidas -ambas subzonas Estándar a Simplex y Oblonga resp., las subzonas Yocontianas O 1 y D 2; probablemente también D 3, porque Trejo (1976) ilustra formas muy típicas de Lorenziella hungarica.

3.3.2. Ammonites

Asociaciones más o menos bien preservadas de ammonites fueron identificadas en los perfiles PP, SJ y PO. En Iturbide son escasos los ammonites en la parte Titoniana de la sección, y son preservados generalmente como impresiones indeterminables.

A pesar de que las determinaciones específicas no han sido terminadas, podemos concluir varios puntos sobre la taxonomía y la secuencia (de abajo hacia arriba).

 

3.3.2.1. Sucesión de faunas en los perfiles estudiados Puerto Piñones

Las siguientes asociaciones de ammonites fueron identificadas en la parte alta de la Fm. La Casita (La Caja) y de la Fm. Taraises (Figura. 5):

PP 19.3

Hildoglochiceras (Salinites) grossicostatum

 

Imlay (Lám. 2, Fig. 7)

 

Hildoglochiceras (Salinites) sp.

 

Corongoceras sp.

 

Durangites sp,

PP 21

Berriasella sp.

 

Delphinella obtusenodosa (Retowski)

 

? Substeueroceras kellumi Imlay

PP 22

Berriasella sp., cfr. B, oppeli (Kilian); (Lám. 3, Fig. 2)

 

Kossmatia sp.
Protallcyloceras alf. barrancenseCantú Chapa; Lám. 3, Fig. 9)

PP 25

Phylloceras sp.
Neocosmoceras aff. flabelliformeLe Hegart (Lám. 3, Fig. 4)
Tirnovella densestriata (Burckhardt)
Tirnovella sp. (Lám. 3, Fig. 5)
Spiticeras (Kilianiceras) sp.
Spiticeras (Negreliceras) sp.

 

Los fósiles del nivel PP 25 proceden de una capa arcillosa intercalada entre dos bancos calcáreos. La mayoría de los especimenes fue afectada por disolución; algunos individuos se presentan reducidos a la mitad.

Lámina III. Fig. 1. Substeueroceras durangense (Burckhardt); LC PG 1/245, vista lateral, x 1. Fig. 2. Berriase1la sp. cfr B. oppeli (Kilian); TA PP 22/648, vista laleral, x 1. Fig. 3. Kossmatia aff. bifurcata (Aguilera); TA SJ 27/623, vista lateral, x 1. Fig. 4. Neocosmoceras aff. flabelliforme Le Hegart; TA PP 25/615, x 1. a: vista lateral; b: vista ventral. Fig. 5. Tirnovella sp.; TA PP 25/658,vista lateral, x l. Fig. 6. Proniceras aff. victoris (Burckhardt); LC SJ 19/213, vista lateral, x 1.5. Figs. 7-8. Delphinella obtusenodosa (Retowski); 7. TA SJ 26/610,vista lateral, x 1. 8. TA SJ 27/611, vista lateral, x l.; Fig. 9. Protancyloceras aff. barrancense Cantú Chapa; TA PP 22/292,vista lateral, x 1.2.

 

Sierra de Jabalí

Las siguientes asociaciones de ammonites fueron detectadas en la cima de la Fm. La Caja y la transición hacia la Fm. Taraises (Fig. 5):

SJ 2	Kossmatia sp.
SJ 19	Pseudosubplanites sp. Proniceras aff.jimulcense Imlay Proniceras aff. victorisBurckhardt (Lám, 3, Fig.6) Himalayites sp. A Durangites spp. (Lám. 2. Fig. 5) Substeueroceras catorcense Verma y Westennann
SJ 26	Delphinella obtusenodosa (Retowski) (Lám. 3. Fig. 7
	Substeueroceras kellumi Imlay
	Kosmatia aff. bifucata (Aguilera) (Lám. 2, Fig.2)
SJ 27	Pseudosubplanites grandis (Mazenot) Berriasella sp. Delphinella obmsenodo.m (Retowski) (Lám. 3. Fig. 8) Kossmatia aff. bifurcata (Aguilera)
SJ 28	Delphinella obtusenodosa (Retowski)

Adicionalmente, Hildoglochiceras (Salinites), grossicostatum y Mallbosiceras sp. fueron colectados en la cercanía del perfil; su posición estratigráfica queda desconocida hasta el momento.

San Pedro de Gallo

Las siguientes asociaciones de ammonites fueron identificadas en la parte inferior de la sección, correspondientes a la parte superior de la Fm. La Caja (Fig. 5). En la Fm. Taraises sólo se encontraron fragmentos indeterminables.

PG 1	Phylloceras sp. Pterolytoceras sp. Vinalesites sp. Himalayitidae. gen. et sp. indet. Substeueroceras durangenese (Burckhardt) (Lám. 3. Fig. 1)
PG 2	Phylloceras sp. Vinalesites sp Schaireria sp. Substeueroceras durangenese (Burckhardt) (Lám. 2. Fig. 4) Substeueroceras kelllumi Imlay Substeueroceras koeneni tabulatum Verna y Westermann (Lán, 2. Fig. 1) Spiticeras (Negreliceras) laeve (Burckhardt) (Lám. 2. Fig. 8)
PG 3	Phylloceras  sp. Jabronella (Erdenella) isaris (Pomel) (Lám. 2. Fig. 3)
PG 5	Substeueroceras durangenese (Burckhardt)
PG 19	Himalayites sp. B (Lám, 2, Fig. 6)

Los siguientes géneros y subgéneros son reportados por primera vez en el noroeste de México: Berriasella (Picteticeras), Delphinella, Pseudosubplanites, Dalmasiceras, Tirnovella, Malbosiceras, Jabronella, Schaireria y Pterolytoceras (Láms. 2 y 3).

 

3.3.2.2. Conclusiones sobre la sucesión de ammonites

Tomando en cuenta los datos litológicos y micropaleontológicos (calpionélidos), la siguiente sucesión (preliminar) generalizada de ammonites fue establecida (de abajo hacia arriba: Fig. 5; Láms. 2 y 3):

 

Fm. La Caja/La Casita

a) Una asociación que incluye a Durangites spp., Proniceras spp., Himalayites sp. A, Pseudosubplanites sp. y Substeueroceras catorcense (SJ 19)
Contemporáneo o ligeramente más joven encontramos a (PP 19.3) Hildoglochiceras (Salinites) sp., H. (Salinites) sp., Corongoceras sp. y Durangites sp.
Es probablemente una asociación paralela a la de Kossmatiao -Durangites - Corongoceras de Imlay y Jones (1970), y de Verna y Westermann (1973).

b) La siguiente asociación, determinada en los niveles PP 20 y 21, y SJ 26 hasta 28, incluye a Berriasella sp., Pseudosubplanites grandis. Delphinella obtusenodosa, Kosmatia aff. bifurcatay Substeueroceras kellumi. Esta asociación podría ser equivalente a la zona de Substeueroceras Berriasella de Verna y Westermann (op. cit.). Por otro lado. D. obtusenodosa y P. grandis son bien conocidas en Europa, donde indican el Berriasiano inferior (la última especie es generalmente aceptada como el indicador zonal).

c) En el nivel PP 22 encontramos una asociación que incluye a Berriasella sp., Kosomatia sp. y Protancyloceras aff. barrancellse. Esta asociación parece ser ligeramente más joven que la anterior; su correlación, sin embargo, es difícil.

d) La fauna recolectada en San Pedro de Gallo (PG 1 a 5) incluye abundantes Substeueroceras (S. durangenese, S. kellumi y S. koenenli tabulatuum), juntos con Spiliceras (Negreliceras) laeve, Jabronella (Erdenella) isaris, Schaireria sp., Phylloceras sp., Vinalesites sp. y Pterolytoceras sp.
La presencia común de Substeueroceras (por ejemplo. S. koeneni tabulatum) sugiere una correlación con la parte alta de la Fm. La Caja (=Casita), Fm. de la Sierra de Catorce (Substeueroceras - Berriasella de Verna y Westermann. 1973), que en este lugar es considerada como Titoniano superior. S. (N) laeve y J. (E.) isaris que faltan en la Sierra de Catorce, sugieren por otro lado una edad barriasiana de nuestros hallazgos de San Pedro.

 

Fm. Taraises

e) La asociación faunística más joven en los perfiles IT, PP, SJ y PG resulta hasta ahora del nivel PP 25, donde se encontraron Neocosmoceras sp., cfr. N. flabelliforme, Tirnovella densestriata, Tirnovella sp., Spiticeras (Kilianiceras\) sp., S. (Negreliceras) sp. y Phylloceras sp.

Asociaciones comparables del noroeste de México fueron hasta ahora reportadas sólo en San Pedro de Gallo, donde Burckhardt (1912) las consideró pertenecientes al Berriasiano.

 

3.3.3. Conclusiones basadas en la bioestratigrafía

La sucesión de calpionelas en el noroeste de México es estrictamente análoga a la establecida en el dominio mediterráneo; las zonas B hasta E son fácilmente detectables en las secciones estudiadas. La calibración de las asociaciones de ammonites presentes en SL, PP, SIy PG con las "edades" controladas con calpionelas resuelve las controversias existentes sobre los alcances estratigráficos de los ammonites mexicanos.

En el noroeste de México los calpionélidos del Titoniano superior están prácticamente ausentes. No aparecen antes de la zona B (parte inferior de la zona Estándar a Calpionella. De esta manera no será posible determinar con exactitud el límite Jurásico-Cretácico, como fue recomendado por el Coloquio de Lyon-Neuchatel, en 1973 (es decir, a la base de zona combinada Jacobi Grandis). Es posible, sin embargo, mostrar que el límite entre las formaciones La Casita y Taraises es diácrono y no corresponde ni a este límite Jurásico-Cretácico ni al Jurásico-Cretácico clásico, situado en la mitad de la zona 13.

Este resultado confirma los puntos de vista de Zeiss (1983, 1984, 1986) y de Oloriz y Tavera (1989) con respecto a las faunas mexicanas; mientras que las correlaciones de Verna y Westermann (1973). Jeletzky (1984) y Cantú (1967, 1968, 1982, 1989) no pueden ser mantenidas: Durangites, Kossmatia. Substeueroceras (incluida Parodontoceras) e Hildoglochiceras obviamente alcanzan a l1egar hasta el Berriasiano basal. Lo mismo pasa con Himalayites, Protancyloceras y Vinalecites (según Cantú Chapa. 1989. Figs. 19 y 21, limitados al Titoniano superior).

Nuestros datos (y primeros resultados obtenidos del centro de México, Adatte et al., 1992) muestran claramente que Cantú Chapa (1989) está equivocado al pensar que los calpionélidos no tienen ningún valor estratigráfico en México. Por el contrario, considerando su alto potencial para correlaciones transatlánticas, permiten una calibración exacta de las zonas de ammonites en México, de esta manera se pondrá fin a las controversias entre los estratígrafos que trabajan con ammonites.

Los primeros calpionélidos son escasos y esporádicos. Facies típicas con muchas calpionelas no aparecen antes de la transición entre zona B a C. Este hecho parece ser relacionado con un cambio oceanográfico importante, el cual también queda documentado por cambios importantes en las asociaciones de los minerales de arcilla y en los registros isotópicos estables. En el mismo tiempo existe un aumento significante de elementos mediterráneos en las faunas de ammonites.

El hecho de que las zonas mediterráneas de calpionélidos, a partir de la zona B, sean perfectamente aplicables en las series sedimentarias mexicanas permite una calibración precisa de las faunas mexicanas de ammonites del Berriasiano hasta Valanginiano Desde el momento en que se conoce con más detalle esta fauna, la correlación transatlántica directa por medio de ammonites será mejorada significativamente.

 

Agradecimientos

Los autores desean expresar sus sinceros agradecimientos al Fondo Nacional Suizo (beca de investigador avanzado para T.A., No. 820-22041) y a la Secretaría de Educación Pública (convenio 90-0212-543-01 de W.S) por el apoyo financiero otorgado. Al Laboratorio de Petrografía y Geoquímica del Instituto de Geología de Neuchatel-Suiza, y al Laboratorio Geológico de la Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónoma de Nuevo León. México, agradecemos la ayuda técnica en la preparación de las muestras.

 

Referencias

ADATTE, T., W. STINNESBECK, H. HUBBERTEN y J. REMANE, 1992. The Jurassic-Cretaceous boundary in Northeastern and Central México - A multistratigraphical approach. VIII Congr. Latinoamericano de Geología, Salamanca 1992. Actas tomo 4: 23-29.

ARNAUD-VANNEAU, A. 1980. Micropaleontologie, paléoecologie et sédimentologie d'une plateforme carbonatée de la marge passive de la Thethys: L'Urgonien du Vercors septentrional et de la Chartreuse (Alpes occidentales). Gëologie Alpine. 11. 2 vol., 866 p.

BLAUSER, H.W., 1981. The statigraphy of the Taraises Formation, Lower Cretaceous, Mexico. In: C.J. SMITH: Lower Cretaceous stratigraphy and structure. Northeastern Mexico. West Texas Geol. Soc. publ., 81·74; 37·42.

Bonet, F. 1956 Zonificación microfaunística de las calizas cretácicas del este de México. Bol. Asoc. Mex. Geol. Petr. 8: 389-488

BÖSE, E. 1923. Algunas faunas cretácicas de Zacatecas, Durango y Guerrero. Bol. Inst. Geol. México. 42. 219 p., 19 lám.

—, 1923. Vestiges of an ancient continent in Northeast Mexico. Am. J. Sc., 5 (6): 127-136. 194-214. 310.334.

BOSE, E. y D.A. CAVINS, 1927. The Cretaceous and Tertiary of Southern Texas and Northern Mexico. Univ. <Texas Bull., 2748: 7-142.

BRÖNNIMANN, P., 1953. On the occurrence of Calpionellids in Cuba. Ecolog. geol. Helv., 46: 263-268.

BRÖNNIMANN, P., 1955. Microfossils incertae sedis from the Jurassic and Cretaceous of Cuba. Micropaleont., 1: 28·51.

BURCKHARDT. C., 1906. La faune Jurassique de Mazapill avec un appendice sur les fossiles du Crétacique inférieur. Inst. Geol.  Mexico, Bol.23: 1-216, Lám. I-XLlII.

—, 1912. Faunes Jurassiques el Crétaciques de San Pedro de Gallo (Etat de Durango. Mexico). Inst. Geol.  Mexico, Bol. 29: 1-260, Lám. I-XLVI.

—, 1919-1921. Faunas jurásicas de Symon (Zacatecas) y faunas cretácicas de Zumpango del Río (Guerrero). Inst. Geol.  Mexico, Bol. 33.

—, 1930. Etude synthétique sur le Mesozoique Mexicain. Soc. Paléont. Suisse Mém., 49-50. 280 p.

CANTÚ-CHAPA, A., 1963. Etude biostatigraphique des ammonites du Centre et de l'Est du Mexique (Jurassique-Crétacé). Mém. Soc. Geol. France (n. sér.). Mém. 99, Tomo XLII. 102 p., 8 láms.

—, 1967. El límite Jurásico en Mazatepec, Puebla. Inst. Mex. Petróleo. Secc. Geol. Monogr. 1. 1: 3-24.

—, 1968 Sobre una asociación Proniceras – Durangites "Hildoglochiceas", del noreste de México. Inst. Mex. Petróleo. Monogr. 2:19-26.

—, 1971. La Serie Huasteca (Jurásico medio- superior) del centro este de México. Rev. Inst. Mex. Petróleo. 3 (2): 17-40.

—, 1976. El contacto Jurásico-Cretácico, la estratigrafía del Neocomiano, el Hiato Hauteriviano superior-Eoceno inferior y las Ammonites del Pozo Bejuco 6 (centro-este de México). Bol. Soc. Mex. XXVII: 60.83.

—, 1982. The Jurasic-Cretaceous boundary in Eastern Mexico. J. Petrol. Geol., 4(2): 311-318

—, 1989. Precisiones sobre el límite Jurásico-Cretácico en el subsuelo del este de México. Rev. Soc. Mex. Paleont., 2 (1): 26-69.

CARRILLO-BRAVO, J., 1961. Geología del Anticlinorio Huizachal-La Peregrina al noroeste de Ciudad Victoria. Tamps. Bol. Asoc. Mex. Geol. Petr., 13 (1-2): 1-98.

CASTILLO, A.D. y J.G. AGUILERA. 1895. Fauna fósil de la Sierra de Catorce, San Luis Potosí. Com. Geol. México, Bol. 1: IX + 55, ..Lám. 1-23.

CONTRERAS MONTERO, B., 1977. Bioestratigrafía dc las formaciones Taraises y La Peña (Cretácico Inferior), de La Goleta, Coahuila y Minillas, Nuevo León. Rev. Inst. Mex. Petr., 9 (1); 8-29.

CONTRERAS MONTERO, B., A. MARTÍNEZ CORTÉS y M.E. GÓMEZ LUNA, (1988). Bioestratigrafía y sedimentología del Jurásico Superior en San Pedro de Gallo. Durango, México. Rev. Inst. Mex. Petr., 20(3): 5-49.

DELAMETTE, M., 1988. L'evolution du domaine helvétique (entre Bauge et Morcles) de l'Aptien supérieur au Turonien: séries condensées, phosphorites et circulations oceaniques (Alpes occidentales franco-suisse). Publ. du Dept. Géol. et Pat. de l'Univ. de Geneve 5: 316 p.

FURRAZOLA BERMÚDEZ. G. y K. KREISEL. 1973. Los tintínidos fósiles de Cuba. Rev. Tecnológica 1/73: 27-44.

GÖTTE, M., 1990. Halotektonische Deformationsprozesse in Sulfatgesteinen der Minas Viejas-Formation (Ober-Jura) in der Sierra Madre Oriental, Nordost-Mexiko. Inaug.-Diss., TH-DARMSTADT: 270 p.

GÖTTE, M. y D. MICHALZIK. 1992. Stratigraphic relations and facies secuences of an Upper Jurassic evaporitic ramp in the Sierra Madre Oriental (Mexico). Zbl. Geol. Paläont. Teil I, 1991 (H. 6): 1445-1466.

HAQ, B.U., J. HARDENBOL. y P.R. VAIL., 1988. Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level change. In: Sea-Level Changes. SEPM. Spec. Publ., 41: 26-108.

HUMPHREY. W.E., 1949. Geology of the Sierra de los Muertos area (with description of Aptian cephalopods from the La Peña Formation). Geol. Soc. Am. Bull., 60: 89-176.

—, 1956. Tectonic framework of Northeast, Mexico. GCAGS Trans. 6: 25-35.

HUBBERTEN, H.W. y G. MEYER, 1989. Stable isotope measurements on foraminifera tests: experiences with an automatic commercial carbonate preparation device. Terra Abstracts, 1.2: 80-81.

HUT, G.,1987. Stable isotope reference samples for geochemical and hydrological investigations IAEA Rept., 1987, 42 p., Viena.

IMLAY, R. W., 1936. Evolution of the Coahuila Península, Mexico. Part IV. Geology of the Western part of the Sierra de Parras. GSA Bull., 47: 1091-1152.

—, 1937. Lower Neocomian fossi1s from the Miquihuana region, Mexico. J. Paleont., 11:552-574.

—, 1938. Ammonites of the Taraises formation of Northern Mexico. Geol. Soc. Am. Bu11., 49: 539-602.

—, 1940. Neocomian faunas of Northern Mexico. Ibid., 51:117.190.

—, 1942. Late Jurassic fossils. from Cuba and their economic significance. Geol. Soc. Amer. Bull., 53: 1417-1477.

—, 1943. Jurassic formations of the Gulf region. Am. Ass. Petr. Geol. Bu11., 27: 1407-1533.

—, 1943. Upper Jurassic fossils from the Placer de Guadalupe district, Chihuahua, Mexico. J. Paleont., 17: 527-543.

—, 1944. Correlation of the Cretaceous formation of the Greater Antilles, Central America and Mexico, Geol, Soc. Am. Bull., 55: 1005-1045.

—, 1952. Correlation of the Jurassic formation of North America, exclusive of Canada. Geol. Soc. Am. Bull., 63: 953-992.

—, 1980. Jurassic paleobiogeography of the Conterminous United States in its Continental Setting. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap. 1062, 134 p.

IMLAY, R.W., E. CEPEDA, M. ÁLVAREZ Jr. y T. DÍAZ. 1948. Stratigraphic relations of certain Jurassic formations in Eastern Mexico. Am. Ass. Petr. Geol. Bu11., 32: 1750-I761.

JELETZKY, J.A., 1984. Jurassic-Cretaceous boundary beds of Western and Arctic Canlada and the problem of the Tithonian-Berraissian stages in the Boreal Realm. Geol. Ass. Canada Spec. Pap. 27: 175-255.

KUBLER. 1987. Cristallinité de l'illite, methodes normalisées de preparations, methodes normalisées de mesures. Cahiers de l’inst. Geol. Neuchatel, Suiza, sér. ADX.

LE HEGARAT, G., J. REMANE, 1968. Tithonique supérieur et Berriasien de la bordure cévenole. Correlations des ammonites et des calpionelles. Geobios, 1; 7-70.

LÓPEZ OLIVA, J.G. (en prensa). Zonación del Cretácico inferior en el Braquianticlinal sur de la Sierra del Fraile. Nuevo León, por medio de Calpionelidos. Rev. Soc. Mex. Paleont, 3.

MICHALZIK, D. 1988. Trias bis tiefste Unter-Kraide der nordöstlichen Sierra Madre Oriental. Mexiko. Inaug.- Diss. TH-Darmstadt: 247 p.

MYCZINSKI, R. y A. PSZOLKOWSKI, 1987. Tithonian stratigraphy in the Sierra de los Organos, Western Cuba: Correlation or the ammonite and microfossil zones. Atti. II Conv. Int. F.E.A.: 405-415, Pergola.

NAGY. I., 1986. Investigation of calpionellids of the Mecsek Mountains (S. Hungary). Acta Geol. Hung., 29: 45-64.

OLORIZ, F. y J.M. TAVERA. 1989. The significance of Mediterranean ammonites with regard to the traditional Jurassic-Cretaceous boundary. Cretaceous Res., 10: 221-237.

PADILLA Y SÁNCHEZ, R.J., 1978. Bosquejo geológico-estructural de la Sierra Madre Oriental en el área Linares-Galeana-San Roberto, estado de Nuevo León. Rev. Inst. Geol. UNAM. México. 2 (1): 45-54.

—, 1982. Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepcion del Oro, Sa1tillo and Monterrey, Mexico. Ph.D. Diss., Univ. Texas at Austin: 217 p.

—, 1983. Carta geológica de México. Serie de 1:1.000.000. Hoja La Ventura 14 R-J (8). Inst. de Geología, UNAM.

—, 1985. Las estructuras de la Curvatura de Monterrey, estados de Coahuila. Nuevo León, Zacatecas y San Luis Potosí. Rev. Inst. Geol. UNAM, México. 6(1): 1-20.

—, 1986. Post-paleozoic tectonics of northeast Mexico and its role in the evolution of the Gulf of Mexico. Geof. Int., 25 (1): 157-206.

PEÑA MUÑOZ, M.J., 1964. Amonitas del Jurásico superior y del Cretácico inferior del extremo oriental del estado de Durango. México, Paleont. Mexicana, 20, 33p. 10 pls.

PINET, P.R. y POPENOE, 1982. Blake Plateau: control of Miocene sedimentation patterns by large scale shifts of the Gulf stream axis. Geology, 10(6): 266-270.

POP. G., 1976. Tithonian -Valanginian calpionellid zones from Cuba. Rev. roum. géol. géophys. geogr., 18: 109-125.

—, 1986. Calpionellids and correlation of Tithonian-Valanginian formations. Acta geol. Hung., 29: 93-102.

REMANE. J., 1962. Zur Calpionellen-Systematik. N Jb. Geol. Paläont. Mh., 1:8-24.

—, 1963. Les Calpionelles dans les couches de passage Jurassique-Crétacé de la fosse vocontienne. Trav, Lab. Géol. Grenoble. 39: 39-82.

—, 1965. Neubearbertung der Gattung Callpionellopsis Col. 1948 (Protozoa. Tintinnina ?). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 27-49.

—, 1985, Calpionellids. In: H. Bolli. J. Saunders y Perch-K. Nielsen (eds.): Plankton stratigraphy. Cambridge. Univ. Press, Chapt. 12: 555-572.

—, 1986. Calpionellids and the Jurasic-Cretaceous boundary. Acta Geol. Hungarica, 29 (1-2): 15-26.

REMANE, J., D. BAKALOVA-IVANOVA, K. BORZA, J. KNAUDER, I. NAGY. G. POP y E. TARDI-FILACZ. 1986. Agreement on the subdivision of the standard calpionellíd zones defined at the IInd planctonic conference, Rome 1970. Acta Geol. Hung., 29 (1-2): 5-I4

RUMLEY, G. y T. ADATTE. 1983. Methode rápid de séparation des fractions u et 2-16 u pour l'aanalyse par difraction X. Cahiers, de I'Institut de Géologie, sér. A-G. 4 p.

TREJO, H.M., 1960. La familia Nannoconidae y su alcance estratigráfico  en América. Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., 12 (9,10): 259-314.

—1976. Tintínidos mesozoicos de México (taxonomía y datos paleobiológicos). Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., 27 (10-12): 329·449.

—1980. Distribución estratigráfica de los tíntinidos mesozoicos mexicanos. Rev. Inst. Mex. Petrol., 12 (4): 4·13.

VAIL, P.R., R.M. MITCHUM, T.H. SHIPLEY y R.T. BUFFLER, 1980. Unconformities of the North Atlantic. Phil. Trans. R. Soc. London, London, A. 294: 137-155.

VEIZER. J., 1983, Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates. In: R.J. REEDER (ed.): Rcviews in Mineralogy vol. II: Carbonates; Mineralogy and chemistry. Mineral. Soc. Am.

VERNA. H.M. y G.E.G. WESTERMANN. 1973. The Tithonian (Jurassic) ammonite fauna and statigraphy of Sierra Catorce, Bull. Amer. Paleont., 63 (No. 277): 107-320.

WILSON, J.L., W.C. WARD y J.M. FTNNERAN (eds.). 1984. A field guide to Upper Jurassic and Lower Cretaceous carbonate platform and basin systems. Monterrey-Sa1tillo area, northeast Mexico. Gu1f Coast Sect. SEPM: 76 p.

YOUNG, K., 1985. Late Valanginian northern Mexico and Texas subsurface. 2nd. intern. Cephalopod Symp., Tübingen, 16-23 julio. Abstract.

ZEISS. A., 1983. Zur frage der equivalenz der Stufen Tithon/Berrias Portland in Eurasien und Amerika. Ein Beitrag zur Klorung der welweiten Korrelalion der Jura/Kreide Grenschichten in marinen Bereich. Ziteliana, 10: 427-438.

—, 1984. Comments by A. ZEISS F.R.G., Erlangen. En: G.E.G. Weestermann (ed.): Jurasic-Cretaceous Biochronology and Paleogegraphy of North America. Geol. Asoc. Canada Spec. Pap., 27: 250-253.

—, 1986. Comments on a tentative correlation chart for the most important marine provinces at the Jurassic/Cretaceous boundary. Act. Geol. Hungarica. 29 (1-2): 27-30.

 

 

Prospección minera del área "El Limón", Municipio de Cocula, Guerrero

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1991v51n1a3

Julián Núñez B. * y Germán Arriaga G. **

*Instituto de Geología, UNAM, Ciudad Universitaria Coyoacán, 04510 México, D.F.
**Facultad de Ingeniería, UNAM, Ciudad Universitaria, Coyoacán, 04510 México, D.F.

 

Introducción

El distrito minero El Limón se localiza a unos 46 kilómetros al sur, 30° oeste de la ciudad de Iguala, en terrenos del municipio de Cocula, estado de Guerrero, y sobre lamargen septentrional del río Balsas (veáse Lámina 1). El estudio consistió en un muestreo sistemático a cada dos metros de las vetas mineralizadas en el interior de 33 minas; se obtuvieron muestras de canal perpendiculares a las estructuras mencionadas. Para el análisis de las rocas y de los minerales se realizaron los pertinentes estudios de petrografia, mineragrafía, microsonda electrónica de barrido y oclusiones fluidas. El objetivo de tales estudios fue conocer la temperatura de formación de los yacimientos; asimismo, se investigó detalladamente la composición mineralógica con el propósito de tener ideas más precisas sobre la génesis de los yacimientos. También se hicieron pruebas metalúrgicas para determinar la recuperación de oro y plata en gramos por tonelada, así como los porcentajes de plomo, zinc y cobre. Las oclusiones fluidas se analizaron en muestras de calcita. En general, las fallas (vetas) o fracturas de mayor importancia en el distrito se presentan en franjas orientadas al noroeste 30°.

El distrito se localiza en la parte centro oriental de la subprovincIa de la cuenca Balsas-Mexcala, la cual forma parte de la Sierra Madre del Sur. Esta cuenca tiene dimensiones de 600 km de largo por 150 km en su parte más ancha; queda limitada al norte por el Eje Neovolcánico, al sur por la Vertiente del Sur,al este por la Meseta de Oaxaca y al oeste por la Meseta del Norte (véase lámina 2). Las rocas expuestas en el distrito pertenecen a las formaciones Morelos, Cuautla y Mexcala, todas ellas de edad cretácica (véase láminas 3 y 4). Las rocas intrusivas aflorantes son: dacita de biotita, microgranito calcoalcalino, microtonalita y granodiorita, que se manifiestan en forma de diques. La variación en la composición de los cuerpos intrusivos se debe principalmente a fenómenos de diferenciación magmática. Las apófisis presentan diferencias texturales: pasan desde holocristalina porfÍdica a microcristalina. En vista de las caracterlsticas del emplazamiento de las rocas intrusivas en la Formación Mexcala, se les asigna una edad de fines del Cretácico a principios del Terciario temprano. También se tienen rocas metamórficas de contacto como mármol, skam y hornfels.

 

Paragénesis y sucesión.

Los minerales se analizaron en el microscopio mineragráfico y en la microsonda electrónica de barrido. Se presentan por orden de abundancía decreciente:

Galena (PbS). Es la principal mena de plomo. Existe en formas granulares diseminadas o masivas. Se presenta de manera abundante en amplios sectores, asociada a la freibergita, esfalerita y pirita. Este mineral se puede encontrar dentro de la pirita. No es raro observarlo como relleno de vetillas. La galena ocupa en las áreas mineralizadas aproximadamente de 10 a 20% de abundancia.

Pirita (FeS₂). Es un mineral ampliamente distribuido; se presenta en cristales de contorno eudrales o subeudrales y en agregados masivos. Generalmente, en las superficies pulidas se encuentran cristales aislados diseminados y masivos en menor proporción. La pirita ocupa aproximadamente de 5 a 10% de abundancia en zonas mineralizadas.

Esfalerita (ZnS). Es la principal mena del zinc; se encuentra asociada en menor proporción a la galena. Se presenta en forma granular y en cristales diseminados finos. La esfalerita ocupa aproximadamente de 4 a 8% en cuanto a abundancia en áreas de mineralización.

Calcolpirita (CuFeS₂). Se presenta asociada a la galena y esfalerita en formas granulares o diseminada. En algunas superficies se puede ver cómo la calcopirita reemplaza a la pirita. El porcentaje de abundancia de la calcopirita en áreas mineralizadas va de 3 a 9%.

Argentita (Ag₂S). Se encuentraen forma de inclusiones microscópicas en la galena; entre más pequeños son los cristales de galena aumenta el contenido de plata.

Arsenopirita (FeAsS). Es un mineral en forma de cristales granulares, se puede encontrar asociado a la galena y esfalerita en menor proporción.

Freibergita (Sb₄S₁₃) (CuFeZnAg)₁₂. Se presenta en forma de inclusiones microscópicas en la esfalerita y galena. A medida que la galena se hace más pequeña en los cristales, aumenta su contenido de plata.

Oro (Au). Ocurre en finos cristales diseminados, de contornos anedrales, generalmente asociados al cuarzo en forma nativa.

De acuerdo con los minerales y sus características texturales descritas anteriormente, se propone una sucesión de la paragénesis del distrito El Limón, municipio de Cocula, Guerrero (véase Lámina 5).

 Lámina 1

Lámina 2

 

Lámina 3

Lámina 4

 

Tipos de alteraciones. Las altas temperaturas del cuerpo granodiorítico intrusivo, así como las diferentes reacciones químicas que tuvieron lugar durante la intrusión de las soluciones hidrotermales, dieron lugar a que las rocas encajonantes sufrieran cambios y alteraciones que afectan a las rocas que están en contacto con los yacimientos minerales. Asimismo, existen modificaciones de la mineralización por fenómenos supergénicos. Entre las alteraciones más comunes destacan las siguientes:

Oxidación. Es una guía aceptable hacia zonas mineralizadas; las aguas meteóricas, al actuar sobre los minerales de mena, como sulfuros primarios, pueden originar una asociación de minerales caracteristicos de oxidación. Las fracturas y juntas son buenos conductos para permitir el paso a las soluciones oxidantes. Se forman los siguientes minerales: hematita, limonita, cerusita y hemimorfita.

Argilitización. Los minerales esenciales que presenta esta alteración son los arcillosos y la sericita; a veces se encuentran, en pequeña escala, en otros minerales como calcila y pirita. La variedad de arcillas presentes es del grupo del caolín. Esta alteración sirve como guía en zonas mineralizadas, ya que se puede seguir en la traza de las estructuras, además afecta principalmente a los feldespatos. La ocurrencia de la argilitización es limonita (véase Lámina 6 de la sección idealizada de una veta).

 

Lámina 5

 

Carbonatación. Se localiza eerca de la veta; es la formación de cualquier tipo de carbonato; con este término se incluyen la calcita, la rodocrosita e indicadores de determinados tipos de yacimientos minerales. La carbonatación es buena guía.

Silicificación. Esta alteración se presenta en rocas carbonatadas de intenso fracturamiento y asociada a vetas. Los minerales que alteran estas rocas son principalmente el sílice y el feldespato potásico, y provocan un cambio en su textura original. La alteración (véase Lámina 6), se encuentra en las zonas adyacentes a las vetas; significa que, a medida que se aproxima más a la veta, la roca fracturada pierde progresivamente su textura original. La silicificación puede continuar a profundidad, se considera como una buena guía de mineralización.

Lámina 6

 

Cloritización. Esta alteración tiene amplia distribución superficial; afecta todas las rocas en mayor o menor grado. La clorita se presenta por grandes manchones de coloración verde claro, en cristales anedrales de diversos tamaños; reemplaza a los minerales máficos y accidentalmente a las plagioclasas en grado mayor. La cloritización es generalmente una guía hacia otra alteración.

Marmolización. Es una alteración que se presenta a lo largo del contacto entre calizas y rocas ígneas intrusivas; da como resultado una recristalización de los carbonatos de calcio constitutivos de estas últimas por efectos de las temperaturas originadas durante la intrusión granodiorítica.

Sericitización. Esta alteración generalmente afecta a las plagioclasas, feldespatos potásicos en granodioritas, andesitas, etcétera; se presenta en casi todo tipo de rocas.

Puede ser una guía generalízada, pero en algunos distritos está en contacto con la mineralización y resulta buena guía sobre todo con pórfidos copríferos. En este caso es una guía que nos lleva a otra.

Propilitización. Se caracteriza por los siguientes minerales: epidota, clorita, calcita y pirita. Esta alteración genera cambios importantes en las rocas, en forma de reemplazamiento de plagioclasas por epidota y calcita, o los minerales máficos originales son sustituídos por epidota, pirita y algunas veces calcita (véase Lámina 6).

Guías Míneralógicas. Los afloramientos de las vetas se presentan con oxidaciones bien marcadas; se tienen sombreros de fierro cuyos espesores oscilan entre los 10 y los 15 metros; estas zonas son de color pardo rojizo y ocre, y su afloramiento coincide con las trazas de las vetas. Los materiales son semideleznables y porosos, por lo tanto, constituyen verdaderos sombreros de fierro perfectamente bien diferenciados. El material se presenta con abundantes cavidades (moddes) originadas por los sulfuros disueltos en el proceso oxidante. Los principales constitoyentes de mena son cerusita y hemimofita.

Minerales hipogénicos. En la zona de yacimientos minerales son:

a) Pirita, epidota, clorita; como guías a escala del distrito minero.

b) Abudantes ramaleos de vetillas de calcita, cercanos al yacimiento.

c) Ramaleos de vetillas de calcita con sulfuros de galena y blenda, en la vecindad inmediata.

Guías litológicas. Rocas sedimentarias: las principales mineralizaciones del distrito se encuentran en forma de vetas dentro de las calizas con una mineralización polimetálica En la cercanía de las vetas se presenta una fuerte dolomitización de las calizas y en ocasiones una fuerte marmolización. En San Agustín, Gabi y Tres Estrellas las rocas hipabisales, como microgranitos calcoalcalinos, se presentan en vetas polimetálicas y diseminaciones auríferas. Esta última característica es importante porque puede tratarse de cuerpos de oro diseminado, de bajas leyes pero de gran tonelaje.

Guías estructurales. En el distrito minero El Limón se tiene una mineralización frecuente en vetas intraplutónicas. La mayor parte de ellas se presenta alojada en franjas orientadas al noroeste 30°, las vetas ocurren como relleno en fallas o fracturas dentro de esas franjas; estas fallas o fracturas tienen una orientación generalizada al noreste 40°.

Hipótesis genética. Con base en las características geológicas presentes y con ayuda de laboratorio se proponen las siguientes ideas acerca del depósito: se deduce que la mineralización en el distrito es posterior a la formación de las rocas encajonantes, por tanto, los yacimientos son epigenéticos. Asimismo, es el resultado del relleno de fracturas, fallas y cavidades debido a la precipitación quimica de sustancias transportadas por la circulación de soluciones mineralizadas con cierta temperatura. En los yacimientos del distrito existe una asociación clara de los siguientes minerales: galena-esfalerita-pirita-calcopirita. Éstos tienen una cristalización de temperaturas que varían de los 200 a 300°C. En el distrito minero El Limón, Guerrero, los resultados finales fueron los siguientes: el rango de temperatura está comprendido entre 215 y 270°C, la presión oscila entre 100 y 200 bars, el promedio de salinidad está entre 6.4 y 7.5% weq.NaCl. Esta salinidad es característica de ciertos yacimientos de tipo sulfuros masivos y vetas polimetálicas; si se tienen en cuenta la temperatura y la presión mencionadas, es posible que el depósito se encuentre en una zona de poca a mediana profundidad.

 

Bibliografía

HERNÁNDEZ, G.J.J., 1980. Exploración geológica minera del área por Ag, Ph, ZIl, Au, La Brígida, proyecto ampliación San Francisco, municipio de Cocula, Guerrero: Consejo de Recursos Minerales. México, D.F.

PANTOJA, A.J., 1970. Geología del río Balsas entre Mezcala y Ciudad Altamirano, estado de Guerrero: Instituto de Geologia, UNAM.

RAISZ, E.L., 1964. Physiographic provinces and landforms of México: Office of Naval Research, Cambridge Mass., USA.

TEJA, S.M.A. de la y C.F.A. ARCEO, 1985. Estudio geológico de semidetalle del área del Limón (Au, Ag. Ph), municipio de Cocula. Guerrero: Consejo de Recursos Minerales. México. D.F.

El Alogrupo Los San Pedros (=Alogrupo La Boca) del noreste de México y sus relaciones tectono-estratigráficas y paleogeográficas

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1991v51n1a2

Jaime Rueda Gaxiola

Instituto Mexicano del Petróleo Eje Central Lázaro Cárdenas No. 15. 07730, México 14, D.F.

 

Resumen

La aplicación del Método Palinoestratigráfico, apoyado por los análisis estratigráfico arquitectónico y de difracción y fluorescencia de rayos X, permitió determinar la edad, las condiciones tectono-estratigráficas y diagenéticas de los Lechos Rojos aflorantes en el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina; concluyendo que las formaciones Huizachal (sensu Carrillo Bravo, 1961) y La Boca (sensu Mixon et al., 1959) constituyen el Alogrupo que en 1991 se denominó La Boca, formado por las aloformaciones Huizachal y La Boca (Rueda Gaxiola et al.. 1989, 1991a. b, c, d, e). La Formación La Joya constituye la base del Grupo Zuloaga.

Se propone cambiar el nombre al de Alogrupo Los San Pedros, para no violar los artículos 7 y 30 del Código Estratigráfico de Norteamérica. Considerando que su identificación superficial y en el subsuelo permite correlacionarlo con el Grupo Huayacocotla propuesto por Schmidt-Effing en 1987, se deduce que ambos se depositaron en la Fosa Huayacocotla-EI Alamar, relacionada con el origen del Golfo de México, basado en la Hipótesis del Desplazamiento del Batolito de Chiapas hacia el sureste (Rueda Gaxiola et al., 1990a), donde el Alogrupo representa la sedimentación dominantemente continental y el Grupo a la marina.

 

Introducción

Con base en la aplicación del Método Palinoestratigráfico, creado en el Instituto Mexicano del Petróleo, apoyado por el Método de Análisis Estratigráfico Arquitectónico, fue posible determinar la edad y las condiciones tectono-sedimentarias de las secuencias de Lechos Rojos de la Formación La Boca (sensu Nixon elal., 1959) o Formación Huizachal (sensu Carrillo Bravo 1961).

 

Aspectos geológicos

A partir de los resultados del estudio de 329 muestras, colectadas en II secciones en la región del Anticlinorio de Huizachal-Peregrina principalmente con un nucleador portátil, y en las observaciones de campo, fue posible llegar a la conclusión de que la Formación La Boca~Formación Huizachal en realidad constituye un Alogrupo que en 1991 denominamos La Boca (Rueda Gaxiola et al., 1991 a, b, c, d, e). Este Alogrupo incluye a las aloformaciones Huizachal y La Boca que afloran en el cañón de La Boca constituyendo una secuencia de 1960 metros: 1840 de La Boca y 120 de Huizachal, separadas por una discordancia angular de bajo ángulo (Rueda Gaxiola et al., 1990). En esta localidad, la sección propuesta como tipo descansa discordantemente sobre las rocas marinas de la Formación Guacamaya y es sobreyacida discordantemente por las calizas de la Formación Zuloaga.

En el valle de Huizachal se encontró únicamente a la Formación Huizachal, sobreyacida discordantemente por los Lechos Rojos de la Formación La Joya, que es la base de la secuencia transgresiva del Jurásico medio-tardío del denominado Grupo ZuIoaga, recientemente revisado por Giitte, 1990.

Sin embargo, la designación del nombre La Boca para el Alogrupo no fue muy acertada, porque originó que se cayera en una violación a los artículos 7 y 30 del Código Estratigráfico de Norteamérica, el cual establece que el nombre del Alogrupo no debe ser el de alguna de sus aloformaciones. Como consecuencia, se propone aquí el cambio del nombre de Alogrupo La Boca por el de Alogrupo Los San Pedros, quedando constituido por las aloformaciones Huizachal y La Boca.

 

Los nombres de estas aloformaciones son los establecidos previamente por Carrillo Bravo en 1961 para la Formación Huizachal y por Mixon et al., 1959, para la Formación La Boca. Sin embargo, hay que aclarar que esta última únicamente comprende las rocas que estratigráficamente están situadas sobre las de la Aloformación Huizachal y subyace discordantemente por las rocas del Jurásico medio y superíor. Esta aclaración es pertinente porque Mixon et al. establecieron en 1959 el nombre La Boca para designar la secuencia sedimentaria completa que aflora en el cañón de La Boca, arriba de las rocas marinas paleozoicas de la Formación Guacamaya.

Además, hay que recordar que los Lechos Rojos de las formaciones La Boca y La Joya fueron agrupados por estos autores en el Grupo Huizachal. Finalmente, es pertinente que las localidades y secuencias tipos de las aloformaciones aquí propuestas como formadoras del Alogrupo Los San Pedros sean las mismas establecidas por Carrillo Bravo, 1961 en el valle de Huizachal y por Mixon et al., 1959, en el cañón de la Boca.

El nombre Los San Pedros corresponde al del pueblo maderero que se encuentra en la parte alta del cañón de La Boca y al del río que lo labró.

 

El Alogrupo Los San Pedros, litología y ambiente sedimentario

La secuencia del Alogrupo comprende rocas sedimentarias cuya composición yestructura indican un origenprincipalmente fluvial, clasificadas como limolitas líticas, litarenitas volcánicas, conglomerados cuarzosos y subarcosas de colores rojo, café rojizo, blanco rojizo y verdes en la Aloformación Huizachal. En la Aloformación La Boca, las rocas son conglomerados ígneos y metamórficos, litarenitas, limolitas cuarzosas de colores rojo, café verdoso, gris rojizo, rojo grisáceo, verde café y verde, incluidaen su base una secuencia de conglomerados gruesos, con intercalaciones de lutitas y areniscas con restos de troncos de árboles. Es necesario hacer esta división litoestratigráfica porque Mixon et al. consideraron en 1959 que toda la sección comprendia sólo a la Formación de La Boca.

Los estudios microscópicos de los residuos palinológicos permitieron determinar que en la muestra L.R. 359, constituída por una roca de grano fmo intercalada entre los conglomerados de la base de la Aloformación La Boca, hay evidencias de un ambiente marino: matería algácea, quistes de dinoflagelados y acrítarcas, dentro de un residuo que contiene otros palinomorfos de origen continental como esporas, prepolen y polen de gimnospermas. Estas evidencias fueron corroboradas por la presencia de glauconita por medio de estudios de rayos X, en rocas con alto contenido de dolomita y calcita.

 

Edad

El conjunto de palinomorfos indica que la edad de la Aloformación La Boca es Sinemurense temprana (posiblemente hasta Toarciense) y permitió correlacionarla con la Formación Huayacocotla que aflora en el Anticlinorío del mismo nombre, cuyo contenido paleoflorístico es similar en las rocas del subsuelo cortadas en las estribaciones de la Sierra Madre Oriental, en las regíones petroleras de Tampico y de Poza Rica, donde descansan sobre los Lechos Rojos de la Aloformación Huízachal (Rueda Gaxiola, 1975, Rueda Gaxiola et al., 1990).

 

Ambienfe tectónico

Los resultados de los análisis macroscópicos y microscópicos del residuo palinológico, petrográficos, mineralógico y elemental por rayos X de las rocas y de los residuos palinológicos han permitido saber que la Aloforrnación Huizachal representa a las rocas de la Etapa de Rifting y la Aloformación La Boca a las de la Etapa Post-rifting de la Formación de la Fosa Huayacocotla-EI Alamar. Por lo tanto, la primera puede presentar una mayor distribución geográfica que la segunda, ya que ésta está confinada por los límites de la fosa con rápida subsidencia. Ésta corresponde a un Aulacógeno, como lo consideró Schmidt-Effing en 1980 y cuya extensión fue esquematizada por Salvador en 1987. La otra unidad de Lechos Rojos, denominada Formación La Joya, que aflora en el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina, corresponde a otra edad y a otro ambiente tectono-sedimentario. En efecto, esta Formación es la unidad basal de ambiente continental dominante del Grupo Zuloaga que cubre discordantemente al Alogrupo Los San Pedros.

 

Distribución geográfica

Con base en la conclusión de que la Aloformación La Boca del Alogrupo Los San Pedros es correlacionable con el Grupo Huayacocotla propuesto por Schmídt-Effing 1980, se dedujo que ambos se depositaron en una misma cuenca que denominarnos Fosa de Huayacocotla-EI Alamar (RuedaGaxiolaet al., 1991), relacionada con el origen del Golfo de México, donde las rocas marinas del Grupo Huayacocotla al sur y las dominantemente continentales de laAloforrnación LaBocaal norte representan dos facies dentro de la cuenca con variaciones de norte a sur. La comprobación de laexistenciade estafosa sebuscó elaborando curvas de sepultamíento ybuscando la continuidad de las unidades litoestratigráficas hacia el sur. La realízación de las curvas permitió saber que la historia de las unidades que afloran en el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina y en el de Huayacocotla es similar, muestran los mismos eventos tectónicos en los mismos tiempos geológicos; por otra parte, la búsqueda de la continuidad de las unidades en el subsuelo ha sido fructífera porqúe se han podido identíficar las palinozonas del alogrupo hacia el sur, así como las demás unidades correspondientes al Jurásico Superior y al Cretácico Inferior, tomando como base su caracterización palinológica y geoquimica, y las variaciones de los parámetros con relación a los cambios de las condiciones de sedimentación de un medio continental a uno marino.

Toda la información obtenida ha permitido encontrar que la zona de transición nítida entre ambas facies se encuentra situada en una región al sur de los Cardiel 101 y Naranjo 101, donde se identifica todavía a la Aloformación La Boca, pero con una granulometria más fina que hacia el norte (cañón La Boca). Esta región se halla hacia el norte del pozo Tula 1, donde ya se encuentra una litología francamente marina del Grupo Huayacocotla Esta zona de transición se sitúa, grosso modo, a la latitud de la desembocadura del río Tamesí, que parece indicar la posición de una de las dos fallas que permitieron el desplazamiento de bloques de la corteza, después de que la fosa fue colmatada. Este movimiento originó en tiempos del Liásico Tardío-Dogger Medio que las rocas de la fosa fueran plegadas, levantadas y erosionadas, como ha quedado expuesto en los anticlinorios arriba citados, los cuales manifiestan que el esfuerzo fue tan grande que se rompió la corteza, divídiendo la fosa en dos grandes bloques que fueron inclinados hacia el norte. Esta gran falla se muestra actualmente en la posición del río Pánuco-río Tamuín, originando una depresión limitada al oeste por la sierra recién formada e inclinada hacia el este; esto permitió la formación de la llamada Cuenca de Tampico-Misantla, que comenzó a llenarse desde el norte a partir del Jurásico Medio y fue transgrediendo hacia el sur, como sucedió con el bloque del norte. Esta depresión permitió el depósito de los sedimentos que posteriormente se convertirían en las rocas generadoras y acumuladoras de esta famosa cuenca petrolera de México.

 

Bloques tectónicos y cuencas

El bloque del norte fue denominado Bloque de Huizachal-Peregrina y el del sur Bloque de Huayacocotla. El primero está limitado al norte, aproximadamente sobre el paralelo 25° norte, por el sistema de fallas este-oeste, del SistemaTransversal de Parras que, probablemente durante el Triásico tardio, permitió el desplazamiento izquierdo del Batolito de Coabuila y la formación de la Fosa de Huayacocotla-El Alamar. Además, por la Fosa de Sabinas, con rumbo noroeste-sureste, originada también durante el Jurásico medio, que recibió sedimentos continentales, marinos y continentales hasta el Cretácico y parte del Terciario; en esta fosa fue perforado el pozo Peregrina I.

El Bloque de Huayacocotla está inclinado hacia el norte, como lo indican las profundidades actuales de la Formación Huayacocotla y los valores del I.A.T. y de Reflectancia de la Vitrinita; sufre un hundimiento progresivo que se incrementa durante el Cretácico cuando sobre él se forma la plataforma de Valles-San Luis Potosí y el Atolón de la Faja de Oro, con desarrollos arrecifales que requerían un fuerte hundimiento. El límite al sur de este bloque es el sistema de fallas del Cinturón Volcánico Transmexicano, cuya formación proviene probablemente desde el Triásico tardío, cuando se forma la Fosa de Huayacocotla-El Alamar.

La existencia de estos grandes bloques tectónicos originó también la formación de dos grandes cuencas que evolucionaron sobre ellos y fueron el lugar de depósito de dos secuencias sedimentarias transgresivas semejantes que se inician en el Jurásico medio, provenientes de aguas del Golfo de México en formación, pero con variaciones locales importantes que se manifiestan en los nombres diferentes que han recibido como unidades litoestratigráficas y en sus propiedades como rocas generadoras y almacenadoras de hidrocarburos, y que diferencian a la Cuenca de Tampico--Misantla de las contiguas.

 

Origen del Golfo de México

La precisión de la determinación de los limités tectónicos de los bloques de Huizachal-Peregrina y de Huayacocotla permitirá explicar con mayor facilidad la Formación del Golfo de México, tomando como base la Hipótesis del Desplazamiento del Batolito de Chiapas en el Bloque de Chiapas-Yucatán hacia el sureste (Rueda Gaxiola et al., 1991a), por medio del sistema de fallas noroeste,sureste que nace en el actual Cinturón Volcánico Transmexicano y une las localidades de Córdoba, Tierra Blanca, Tuxtepec y Juchitán para introducirse hacia el golfo de Tehuantepec y bordear el limite suroeste del estado de Chiapas. La determinación de estos límites también permitirá delimitar la distribución del Alogrupo Los San Pedros, del Grupo Zuloaga que lo cubre en el Bloque de Huizachal-Peregrina y de las formaciones del Jurásico medio que cubren discordantemente al Grupo Huayacocotla en el bloque del mismo nombre.

 

Bibliografía

CARRILLO BRAVO, 1., 1961. Geología del Anticlinorio de Huizachal Peregrina al noroeste de Ciudad Victoria, Tamps. Bol. Asoc. Mex. Geol. Petr., XlII (1-2): 1-99.

GOTIE, M., 1990. Halotektonische Deformationprozesse der Minas· Viejas Formation (Ober-Jura) in der Sierra Madre Oriental, NorostMexiko. Dipl. Geol/. Dss. Fachgbereich Geowissenschafien und Geographie der Technischen Hochscule Darmstadt: 1-270.

MIXON, R.B., G.E. MURRAY y T.G. DÍAZ, 1959. Age and correlation of Huizachal Group (Mesozoic) State of Tamaulipas, Mexico. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., XLIII: 751-771.

RUEDA GAXIOLA, J., 1975. El estudio de los constituyentes orgánicos e inorgánicos de las formaciones Huayacocotla (Liásico), Rosario (Jurásico medio) del este de México y su relación con la tectónica, generación y entrampamiento de hidrocarburos. Proyecto C-3019. Subd. Tecnolog{ade Exploración IMP.: 1·219.

RUEDA GAXIOLA, J., E. LÓPEZ OCAMPO, M.A. DUEÑAS y J.L. RODRÍGUEZ BENITEZ, 1989. Investigación palinoestratigráfica en la Región de Huizachal-Peregrina, Tamaulipas. Proyecto C-3503. Subd. Tecnología de Exploración IMP.: 1-255.

RUEDA GAXIOLA, J., E., LÓPEZ OCAMPO, M.A. DUEÑAS y J.L. RODRÍGUEZ BENITEZ, 1991a. Las fosas de Huizachal-Peregrina y de Huayacocotla; dos partes de un Graben relacionado con el origen del Golfo de México. In: R. Robinovich Kogan, y M.L. CARREÑO (Edits). Memoria de la Convención sobre la Evolución Geológica de México. Instituto de Geología, UNAM: 189-192.

RUEDA GAXIOLA, J., E, LÓPEZ OCAMPO, M.A. DUEÑAS, M. MINERO, G. URIBE y M. GUERRERO, 1991b. Investigación palinoestratigráfica de los Lechos Rojos triásico-jurásicos del Anticlinorio de Huizachal-Peregrina y su relación tectono-sedimentaria con la secuencia triásico-jurásica del Anticlinorio de Huayacocotla. Proyecto CAO-3507. Subd. Tecnol. de Explor. I.M.P.: 1·142.

RUEDA GAXIOLA, J., M.A. DUEÑAS y J.L. RODRÍGUEZ BENíTEZ, 1991c. La edad y ambiente sedimentario del Alogrupo La Boca (Anticlinorio Huizachal-Peregrina)" con base en la aplicación del Método Palinoestratigráfico. In: S.P. Verma, et al. (Edits.). Actas Fac. Ciencias Tierra. UANL. Linares (6): 167-172.

RUEDA GAXIOLA, J. M. MINERO y G. URIBE, 1991. El análisis por rayos X del residuo palinológico confirma que su color y abundancia son parámetros básicos para identificar unidades litoestratigráficas. In: SP. VERMA et al. (Edits.). Actas Fac. Ciencias Tierra, UANL. Linares (6): 179-182.

RUEDA GAXIOLA, J., 1991. El potencial de hidrocarburos en los Lechos Rojos del Alogrupo La Boca, con base en la aplicación del Método Palinoestratigráfico. In: S.P. VERMA et al. (Edits.). Actas Fac. Ciencias Tierra. UANL. Linares (6): 195·198.

RUEDA GAXIOLA, J., E. LÓPEZ OCAMPO, M.A. DUEÑAS y J,L. RODRÍGUEZ BENITEZ, 1991d. Palinoestratigrafia, tectónica y potencial de hidrocarburos del Alogrupo la Boca en el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina, Tamaulipas. In: S.P. Verma et al. (Edits.). Actas Fac. Ciencias Tierra. UANL. Linares (6): 203-205.

RUEDA GAXIOLA, J. M. MINERO YG. URIBE, 1991e. Las condiciones de depósito, tectónicas, climáticas y diagenéticas del Alogrupo La Boca (Anticlinorio de Huizachal-Peregrina), a partir del análisis de difraccióny fluorescencia de rayos X. In: S.P. Verma et al. (Edits.). Actas Fac. Ciencias Tierra, UANL. Linares (6): 207-209.

SALVADOR, A., 1987. Late Triassic-Jurassic paleogeography and origin of Gulf of Mexico Basin. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., LXXI (4): 419-451.

SCHMIDT-EFFING, R., 1980. The HuayacocotlaAulacogen in Mexico (Lower Jurassic) and the origin of the Gulf of Mexico. In: R.H., Pilger (Ed.). The origin of the Gulf of Mexico and the early opening of the Central North Atlantic Ocean. Proc. Symp. Louisiana Sta/e University (1 J: 79-86.

Excavación de Galerías de Inyección, Drenaje e Inspección del Proyecto 3 Hidroeléctrico Zimapán

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1991v51n1a1

Ing. Vicente Arévalo Mendoza

Cadereyta de Montes, Qro.

 

Resumen

Actualmente se encuentra en proceso de construcción el Proyecto Hidroeléctrico Zimapán, localizado en el límite de los estados de Querétaro e Hidalgo, el cual aprovechará el potencial hidroeléctrico del río Moctezuma para atender las demandas de electricidad de la región central del país.

Este proyecto prevé la construcción de una cortina de concreto tipo arco-bóveda de 200 metros de altura que se alojará dentro del cañón del "Infiernillo", aproximadamente a 300 metros aguas abajo de la confiuencia de los ríos Tula y San Juan.

Dentro del contexto general del proyecto esta estructura tiene gran relevancia, ya que su finalidad es contener el agua almacenada en el embalse de la presa; por tal motivo es importante no sólo asegurar el buen funcionamiento estructural de la cortina, sino también el del macizo rocoso que la contendrá.

Vale la pena destacar que un macizo de roca es un medio no homogéneo que es afectado por una serie de factores, como son fallas, fracturas, carsticidad, etcétera, que provocan un determinado grado de permeabilidad, lo cual es indeseable en la zona cercana a la cortina; esto hace necesaria la creación de una pantalla impermeable, cuya finalidad sea evitar la filtración hacia la zona inmediata aguas abajo de la cortina, impidiendo así la posible inestabilidad de bloques en ese lugar por el incremento de presión hidrostática, además de la consecuente fuga de agua del embalse.

Para generar la pantalla impermeable se ha propuesto un tratamiento que persigue, además de reducir la permeabilidad, disminuir la deformabilidad e incrementar la resistencia del macizo; el procedimiento consiste en rellenar los huecos del medio en tratamiento mediante la inyección de mezclas cementantes que se conducen a través de una barrenación previa. Para llevar a cabo este tratamiento se requiere de ciertas vías de ejecución, denominadas galerías de inyección.

Debido a la imposibilidad de asegurar la total impermeabilidad de la pantalla de inyección es necesario conceder una vía de desalojo eficiente del agua que haya logrado atravesarla, esto se consigue mediante la excavación y realización de las galerías de drenaje.

Por otra parte, para llevar a cabo inspecciones periódicas que peermitan vigilar el comportamiento de la cortina, ya sea por inspección ocular simplemente, o bien para monitorear el desarrollo de la misma, es necesaria la excavación de las denominadas galerías de inspección, las cuales se conectan directamente con las galerías alojadas en el interior de la cortina.

En este trabajo se presenta una descripción general del proceso de excavación de las galerías de inyección, drenaje e inspección del P.R. Zimapán.

 

 l. Generalidades

I.1 Localización

El Proyecto Hidroeléctrico Zimapán se encuentra ubicado en las imnediaciones del río Moctezuma (límite entre los estados de Querétaro e Hidalgo), en el cañón del Infiernillo, coordenadas geográficas 99°30' de longitud oeste y 20°40' de latitud norte. La zona de la boquilla es el lugar donde se concentra mayor cantidad de estructuras, como son la cortina, obra de toma, obra de excedencias, obras de desvío y también las galedas de inyección, inspección y drenaje que se tratan en este trabajo.

El cañón del Infiernillo está conformado por calizas dolomíticas y dolomías brechoides de la Formación El Doctor, que por contacto tectónico sobreyace a una alternancia de calizas arcillosas, lutitas calcáreas y areniscas de la Formación Soyatal. Ocasionalmente se presentan entre los estratos, capas delgadas de material arcilloso.

 

I.2 Geología del sitio

En referencia a las condiciones geológicas del sitio donde se excavan las galerías descritas en este trabajo, se presenta una síntesis a continuación.

Estructuralmente, el cañón es un homoclinaI de 10° de buzamiento de margen derecha a izquierda y hacia aguas abajo. Tiene una altura de 400 m con ambas paredes casi verticales y una anchura de 9m en el cauce y 270 m en su parte superior.

Según estudios realizados en esta área, la roca presenta recuperaciones del 91% y RQD de 81% en promedio, en tanto que la velocidad compresional oscila entre los 5000 y los 5100 m/s, y la permeabilidad es de menos de 0.7 unidades Lugeon, es decir, se trata de una roca de buena competencia y baja permeabilidad. En la zona somera de las laderas se presentan fisuras finas casi paralelas a la superficie de la roca, éstas son provocadas por efectos térmicos y la descompresión de esta zona; sin embargo, dichas fisuras no se consideraron para el diseño de las galerías debido a que esta zona se eliminaría con las excavaciones para el empotramiento de la cortina.

Figura 1. Localización del P.H. Zimapán.

 

Existe otro sistema de fisuración que aparece en dirección diagonal al eje del río, que al combinarse con el anterior, en la zona de aguas abajo del eje de la cortina, logra delimitar una serie de cuñas potencialmente inestabies y propensas a la acción de presiones intersticiales de agua que pudieran ocasionarse en esta zona; uno de los objetivos del proyecto de inyección y drenaje es evitar o, por lo menos, disminuir la concentración de agua en dichas discontinuidades.

 

 
Figura 2. Perfil estructural de la boquilla.

Por otra parte, en el macizo rocoso hay oquedades cársticas que, a pesar de no contar con un gran tamaño, sí representan una de las principales vías para la circulación de agua; por tal motivo es necesario rellenar mediante la inyección este tipo de ductos, evitando así la fuga de agua del embalse y la presencia de la misma en lugares indeseables.

Es evidente que en un macizo rocoso de estas características, pueden escaparse a la inyección, algunas oquedades cársticas que quedarían sin sellar; por ello se debe considerar la ejecución de las galerías de drenaje que permitan dar salida eficiente al agua que logre atravesar la pantalla de inyección.

A continuación se muestra un registro de la carsticidad deteetadaen Iazana, destacando los tamaños relativamente pequeños que se presentan.

I.3 Principios generales de diseño de las galerias

El diseño del sistema de inyección y drenaje persigue los siguientes objetivos fundamentales:

1. Limitar las fugas de agua del embalse

2. Minimizar las presiones de agua abajo de la cortina y en la zona inmediata aguas abajo de la misma.

3. Asegurar la estabilidad de los apoyos de la cortina.

Con respecto al drenaje se perforarán barrenos de 3 pulgadas de diámetro, sin ningún revestimiento, los cuales se ejecutarán con máqninas de rotación y serán lavados con agua a presión para eliminar los residuos de lodo o de la perforación.

Es importante mantener los drenes llenos de agua para evitar el acceso de aire en ellos, lo cual ocasionaría la formación de carbonato de calcio, que podría tapar los drenes, por lo que es necesario que éstos tengan una inclinación mínima hacia el interior del macizo

Por otra parte, para la creación de la pantalla impermeable será necesaria la inyección de tres series de barrenación intercaladas entre sí; los barrenos primarios deben tener una separación de 12 metros, mientras que los secundarios presentan la distancia media, asimismo los de la tercera serie; para decidir si es necesaria la inyección de los barrenos subsecuentes a la primera serie, se debe analizar la cantidad de fluido que se inyectó en ésta, de tal manera que se revise si es forzosa la inyección de las siguientes series.

Las galerlas de inyección están separadas cada 48 metros; con esto logran cubrir el área de inyección con barrenos de 24 metros que, debido a su longitud, tienen pocas posibilidades de desviación, lo que facilita su ubicación y ejecutar eficientemente la pantalla.

La pantalla de inyección tiene dirección hacia aguas arriba a cada lado del cañón, de tal forma que el empuje de agua sea dirigido hacia el macizo. La orientación de las galerías se determinó basándose en la intención de cortar el mayor número de discontinuidades posible, de acuerdo con los estudios geológicos realizados en la zona.

Las galerías de inyección se revestirán de concreto hidráulico con el fm de resistir la presión hidrostática exterior; no asi las galerias de drenaje que se mantendrán sin revestimiento para funcionar como drenes adicionales.

Figura 3. Registro de oquedades cársticas en empotramiento.

 

Figura 4. Esquema de inyección tipo.

 

 

ll. Descripción del proyecto de las galerías

ll.1. Estrategias de excavación

La zona en donde se localizan las galerias de inyección, drenaje e inspección del P.H, Zimapán se encuentra sujeta a una serie de restricciones, provocadas por otras obras quese desarrollan paralelamente a la excavación de éstas; tal es el caso de la excavación para el empotramiento en las laderas de la boquilla y la propia colocación de concreto en la cortina; por tal motivo, al llevar a cabo los programas para la excavación de las galerías, se propusieron varias estrategias que permitieran ejecutar la obra de modo que interfiriera lo menos posible con los trabajos antes descritos.

Debido a lo anterior, el programa de trabajo incluye la excavación de dos túneles de acceso en el nivel inferior 1373 msnm, que permiten la comunicación con la zona de galerias sin interferir con los trabajos en la cortina; además de un par de contrapozos que se alojarán en cada margen, cuya finalidad es posibilitar el acceso a los niveles superiores de las galerías. A continuación se pueden observar dos esquemas que representan en forma general la distribución de éstas, vistos desde aguas arriba y en planta; cabe mencionar que en el perfil se observan proyecciones ortogonales de las galerias con respecto al eje de la cortina.

Figura 5. Esquema de las galerias.

 

El primer frente de excavación fue el túnel de acceso de la margen derecha, el cual tuvo una longitud total de 333 m en sección portal de 3.3 x 3.3 m; a partir de este acceso se derivaron las galerias del nivel I 373, todas ellas con sección tipo herradura de 2.8 x 3.3 -3.4 m, así como un crucero que permitió la colocación de la rima para la máquina contrapocera que· excavaría el pozo de esta margen. Posteriormente se procedió a ejecutar el acceso de la orilla izquierda y las galenas correspondientes al nivel I 373, incluido el crucero para el contrapozo de la misma margen.

Apartir de las actividades anteriores, la estrategia prevé el ataque de las galerías restantes del nivel más bajo al superior, con el fin de que la colocación de concreto en la cortina se realizara al concluirse la excavación de los niveles inferiores, como se puede apreciar en el programa presentado a continuación.

Figura 6. Programa, general de obra.

 

II.2. Proceso de excavación

El procedimiento de excavación utilizado es el convencional, el cual se realiza a base de una barrenación mediante perforadoras neumáticas con pierna telescópica y el uso de explosivos. A continuación se presenta el ciclo de excavación en forma general.

- Amacise del frente y acomodo de rezaga.
- Marca topográfica de la sección.
- Arrimado de equipo.
- Barrenación de la sección superior.
- Rezagado del material producto de la voladura anterior.
- Marca de la sección inferior.
- Barrenación de la sección inferior (incluye la cuña).
- Sopleteado de los barrenos.
- Carga de alto explosivo cebado (Emulsión).
- Carga de bajo explosivo (ANFO).
- Conexión de noneles.
- Retiro de equipo.
- Detonación.
- Ventilación.

 

Figura 7. Secciones tipo y diagrama de voladura.

 

La extracción de la rezaga se realiza ya sea mediante cargadores mineros de bajo perfil de 0.7 m³ de capacidad o cavos de aproximadamente 1m³, según lo permitan las circunstancias del frente.

En seguida se presentan las secciones de excavación correspondientes a los accesos y las galerias, así como el patrón general con el que se ejecutan las voladuras.

 

II.3. Avances, consumos y tiempos

Los rendimientos reales obtenidos hasta la fecha de elaboración de este trabajo se pueden apreciar en las siguientes gráficas, así como la distribución de tiempos y consumos.

Figura 8. Volúmenes de excavación

 

Figura 9. Consumo de explosivos

 

Figura 10. Tiempos de excavación galería 1493 M.I
(Tiempos por ciclo)

 

Figura 11. Tiempos de excavación galería 1397 M.D
(Tiempos por ciclo)