5901

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 133-145

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a11

Los tepetates y su dinámica sobre la degradación y el riesgo ambiental: el caso del Glacis de Buenavista, Morelos

Jorge Gama-Castro^1,*, Elizabeth Solleiro-Rebolledo¹, David Flores-Román¹, Sergey Sedov¹, Héctor Cabadas-Báez², Jaime Díaz-Ortega²

¹ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria 04510, México, D.F.
² Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México,Ciudad Universitaria 04510, México, D.F.

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Resumen

El término tepetate se refiere a un horizonte endurecido, ya sea compactado o cementado, que se encuentra comúnmente en los paisajes volcánicos de México, subyaciendo a suelos o bien aflorando en superficie. Estos horizontes constituyen un elemento que participa activamente en la dinámica ambiental, ya que sus características físicas, mecánicas y químicas, tan restrictivas para el desarrollo de la vegetación (alta densidad, bajas conductividad hidráulica y retención de humedad así como pobre fertilidad). Su presencia, en consecuencia, representa un problema desde el punto de vista del manejo agrícola, ya que estas capas endurecidas, dificultan la labranza, siendo costosa su rehabilitación. Por otro lado, los tepetates debajo de suelos, producen discontinuidades litológicas, impiden la infiltración del agua y favorecen el escurrimiento lateral, marcando una superficie en donde se promueven los deslizamientos. Asimismo, el tepetate puede favorecer la erosión e impedir la recarga de acuíferos. Por esta razón, el objetivo del trabajo es presentar una visión sinóptica de los tepetates en México, mostrando la necesidad de renovar su investigación, considerando el alto grado de complejidad que presentan estos materiales para su estudio e interpretación. Particularmente se hace énfasis en los mecanismos de formación y se proporcionan datos concretos de los tepetates del Glacis de Buenavista, Morelos, que representa un estudio de caso, pero cuya ocurrencia no se constriñe a este sitio, sino que es un fenómeno que se repite en los paisajes volcánicos mexicanos, especialmente en los piedemontes. Su asociación con suelos arcillosos les confiere una firma espectral fácilmente reconocible en imágenes de satélite, por lo que su reconocimiento es relativamente fácil, de tal manera que representa una metodología sencilla que permite hacer evaluaciones más rápidas y confiables.

Palabras clave: tepetates, degradación, riesgo ambiental, remediación, Glacis de Buenavista.

Abstract

The name tepetate refers to indurated horizons, compacted or cemented, that are found in Mexican volcanic landscapes, underlaying soils or outcropping in the surface. These horizons represent an element that participates actively in the environmental dynamic, because of their characteristics (high density, low porosity, hydraulic conductivity, water holding capacity and poor fertility). These layers represent a problem in agriculture because its hardness difficults tillage and their remediation is expensive. Tepetates under soils produce lithological discontinuities that can generate landslides and erosion, because they block water infiltration, favoring lateral run off. Another environmental hazard is the limited aquifer recharge. In this paper a general overview of the tepetates and formation processes is presented, providing results from a study case in the Glacis de Buenavista, Morelos, but that are very common in the pediments of volcanic landscapes. In this area tepetates are related to clayey soils, both easily recognizable by their spectral signature in Landsat images, representing a methodology that can be used easily.

Keywords: tepetates, degradation, environmental hazard, remediation, Glacis de Buenavista.

1. Introducción

El término tepetate, en su acepción más elemental, ha sido inadecuadamente conceptualizado como “una capa muy dura que aflora o que eventualmente subyace a un suelo y que se caracteriza por su baja porosidad, limitada actividad biológica y bajo nivel de fertilidad, el cual demerita o impide su uso agrícola”. La presencia de tepetates no representa únicamente un impedimento a la capacidad actual y potencial del suelo para producir de modo cualitativo y cuantitativo, bienes o servicios, también afecta, directa o indirectamente, al medio ambiente, reduciendo su aptitud para satisfacer las necesidades establecidas o implícitas (Flores-Román et al., 1990; Gama-Castro et al., 2006).

Los primeros trabajos sobre tepetates en México corresponden a las investigaciones de Shaw (1929) y Salazar (1938). Desde entonces, las dos líneas más representativas de dichos estudios son las referentes a su caracterización y cartografía (Valdés, 1970; Pacheco, 1979; Nimlos y Ortiz- Solorio, 1987; Dubroeucq et al., 1989; Rodríguez et al., 1999) así como la relativa a su rehabilitación e incorporación a la producción agrícola (García, 1961; Figueroa, 1975; Trueba, 1979; Quantin et al., 1993). Empero, recientemente, la investigación acerca de los tepetates ha sido extrapolada y vinculada a diversas disciplinas de las Ciencias de la Tierra, como son la paleopedología, estabilidad ambiental y cambio climático, entre otras (Geissert y Dubroeucq, 1990; Flores-Román et al., 1996; Escamilla-Sarabia et al., 2002; Solleiro-Rebolledo et al., 2003).

Es indudable que los aportes derivados de esas líneas de investigación, han contribuido significativamente al conocimiento básico y aplicado de los tepetates de México. Sin embargo, resulta sorprendente que con excepción de algunos pocos trabajos (Rey, 1979; Trueba, 1979; Ortíz-Solorio, 1986; Prat et al., 1997; Oropeza et al., 1997) no existe a nivel nacional, un acervo más amplio y confiable que relacione de modo cognoscitivo a los tepetates, con la dinámica de degradación del suelo y establezca su potencialidad como un riesgo ambiental.

Se sabe que la presencia de tepetates en México, concatenada a otra serie de limitantes, en las que destacan la erosión, el exceso de sales y la aridez, han determinado que de los 2 000 000 km2 que aproximadamente comprende la superficie del territorio nacional, sólo una cuarta parte puede ser utilizada para la agricultura y la ganadería y que menos de 0.04% pueda ser dedicada a plantaciones forestales. El resto de esta superficie está ocupada por desiertos y eriales (2,151,106 ha) zonas urbanas (463,479 ha) y cuerpos de agua (2,265189 ha) en su mayoría contaminados, así como áreas degradadas o perturbadas, en las que predominan los tepetates (2,2235,474 ha) (INEGI, 2003).

El análisis de las imágenes satelitales que cubren el territorio nacional, sugiere que este proceso de degradación del suelo, así como los riesgos ambientales que conlleva, avanzan con mayor rapidez que las medidas tomadas para su prevención y control.

Tratando de contribuir con la resolución de dicha problemática, el objetivo principal de este trabajo consiste en proporcionar una visión global sobre los tepetates en México y su incidencia sobre la calidad de vida, es decir, sobre la calidad de los alimentos, del agua y del aire.

2. Definición y distribución de los tepetates

Tepetate es un término que tiene un amplio rango semántico en el uso popular y técnico. Deriva del náhuatl tepétlatl, vocablo compuesto por las raíces tetl que significa piedra y pétlatl, petate (Figura 1). Literalmente se le ha traducido como “petate de piedra”; “parecido a piedra” o “roca suave”. Para los aztecas, este término estaba contenido en su clasificación de materiales y representaba el taxón de un tipo de suelo agrícola difícil de labrar (Gibson, 1996). En contraste, al arribo de los españoles, el término tepetate fue sinónimo de suelo no agrícola, por su baja calidad (Ortiz- Solorio, 1999).

Desde épocas Precolombinas, esta capa endurecida, en ocasiones cementada, ha representado para México y la mayoría de los países del arco volcánico centro y suramericano, un problema que incide sobre la calidad y productividad del suelo y de su contexto ambiental (Williams y Ortíz-Solorio, 1981; Cervantes et al., 2005; Gama-Castro et al., 2005). En consecuencia, también ha sido descrita en la mayoría de los países de América con nombres locales; por ejemplo: en Centroamérica, se le llama talpetate; en Colombia hardpán, duripán y cangagua en la parte sur del país, este último término se utiliza también en Ecuador; en Perú se le denomina hardpán y en Chile cangagua, moromoro, tosca y ñadis (Zebrowski, 1992).

Por otra parte, en Estados Unidos a las capas compactadas o cementadas, exclusivamente por procesos pedológicos, se les considera como materiales para-líticos (análogos a roca) y en ellos se incluyen a los fragipanes (capa compactada) y a los duripanes (capa cementada por SiO2). Los primeros, en contacto prolongado con el agua colapsan su estructura, en tanto que los segundos, bajo condiciones similares, mantienen su estabilidad estructural por tiempo indefinido (SSS-USDA, 1998). El término pan, se aplica a capas compactadas, endurecidas (hardpan) o que presentan contenidos altos de arcilla (claypan), por lo que son relativamente impermeables al agua, al aire y al crecimiento radicular. Dichas capas, pueden tener un origen pedogenético (edáfico) o bien ser formadas por procesos geológicos en el momento de su emplazamiento o por cambios diagenéticos.

Figura 1. Glifos alusivos a diferentes tipos de tepetates (Códice Vergara, siglo XVI). En la cosmovisión náhuatl, el término tepetate involucra en su contexto, un profundo conocimiento etnopedológico que integra a 15 diferentes materiales, asociados con limitantes y riesgos para el suelo y su ecosistema (Williams 1980).

En el caso particular de México, Flores-Román et al. (1990) estimaron que aproximadamente el 30% del territorio nacional estaba afectado en mayor o menor grado por la presencia de tepetates (Figura 2). Esta estimación incluía en su contexto, a todas aquellas capas que presentaban diferentes grados de endurecimiento. Entre ellas, capas compactadas, pero no cementadas (fragipanes); capas cementadas por SiO2 (duripanes); por CaCO3 (petrocálcico); por CaSO4 (petrogípsico); por Fe2O3 (petroplintitas) y por diversas sales (petrosálico).

Figura 2. Distribución espacial de los tepetates en el Territorio Nacional, según Flores-Román et al. (1992).

Posteriormente, Zebrowski (1992) estimó con base en la cartografía de INEGI, que los tepetates, particularmente los duripanes, cubrían un área de 30 700 km2. En ese mismo año, Guerrero et al., (1992) estimaron una cobertura de 140 000 km2, incluyendo no sólo duripanes, sino a horizontes petrocálcicos y petrogípsicos. En general, el problema común en estas estimaciones es la escala y la intensidad de muestreo, las cuales resultan inapropiadas para establecer medidas preventivas y correctivas, dentro de un ordenamiento territorial.

De acuerdo con los principios establecidos por Oldeman (1988) resulta indudable que esta heterogeneidad, discordante tanto en métodos como en estimaciones, no solo impide evaluar con exactitud el riesgo que representan los tepetates en el ecosistema, sino que además, limita severamente el tomar medidas correctivas para su rehabilitación y manejo. En la actualidad un inventario confiable acerca de la superficie ocupada por los tepetates, pudiera ser viable con herramientas como la teledetección, los sistemas de información geográfica y el análisis automatizado de imágenes, combinado con trabajo de campo. Un ejemplo de ello se ilustra en la Figura 3 que muestra la distribución y variabilidad espacial de los tepetates localizados en el cerro San Lucas, Valle de Teotihuacan, Estado de México. En esta imagen de satélite se observan las firmas espectrales las cuales fueron automáticamente analizadas, mediante el uso del software Image-Pro Plus versión 4.1. Mediante dicho análisis se obtuvieron patrones característicos que posteriormente fueron validados en campo.

Se estima que la distribución de los tepetates, está condicionada por los factores topografía, material parental y clima, este último, principalmente de tipo semiárido, aunque también suelen presentarse en climas más húmedos, como es el caso del estado de Veracruz, donde tienden a formar suelos, una vez que el tepetate se intemperiza (Flores- Román et al., 1992; Peña y Zebrowski, 1992; Gutiérrez- Castorena y Ortíz-Solorio, 1992). En general, se localizan en altitudes comprendidas entre 1 800 y 2 800 m.s.n.m. De modo prioritario, se presentan en geoformas erosionales (piedemontes) constituidas principalmente por materiales de origen volcánico (piroclásticos) de edad cuaternaria. Estas geoformas, topográficamente están caracterizadas por pendientes superiores a 5-10 %, que muestran una longitud y orientación variables.

Dependiendo de la posición que ocupen los tepetates en el perfil de la pendiente, pueden estar subyaciendo a un suelo bien desarrollado, por ejemplo en la cima, o bien, estar sepultados por una delgada capa de pedisedimento, mezclado con aluvión y coluvión, en el pie de pendiente o aflorando en la espalda de la pendiente (Figura 4).

Aunque existen muchas discrepancias al respecto, de acuerdo con Zebrowski (1992) los tepetates se forman, de modo preferencial, en climas subhúmedos (precipitación anual <800 mm) caracterizados por una estación seca que dura de cuatro a seis meses (Dubroeucq et al., 1989; Servenay et al., 1996) donde la tasa de evapotranspiración generalmente es mayor que la precipitación. Se sabe que los tepetates no afloran en las zonas de riego y tampoco en los bosques bien conservados, bien por que no existen bajo el suelo o por que este último está protegido de la erosión, no se ha eliminado y, en consecuencia, la capa endurecida permanece en el subsuelo.

Figura 3. Distribución y variabilidad espacial de los tepetates localizados en el cerro San Lucas, Valle de Teotihuacan, Estado de Mexico. En esta figura se observan diferentes firmas espectrales, caracterizando cada una, la distribución espacial de los tepetates y su profundidad relativa en el suelo. Imagen cortesía de Julia Pérez-Pérez.

Figura 4. Distribución de los tepetates en función del perfil de pendiente. En esta figura se observa un paisaje típico del Glacis de Buenavista, Morelos. En ella, se ilustra la dinámica de la pendiente. En los sitios más estables desde el punto de vista geomorfológico, es posible encontrar suelos relictos (paleosuelos) en tanto que en los sitios menos estables (espalda) sólo se encuentra el tepetate aflorando. La parte correspondiente al pie de la pendiente se caracteriza por sus procesos acumulativos-erosivos.

3. Caracterización de los tepetates

En 1996, durante el III Simposio Internacional de Suelos Volcánicos Endurecidos, celebrado en Quito, Ecuador, se propuso caracterizar a los tepetates como un horizonte endurecido, de origen volcánico, cuyo material parental está básicamente constituido por materiales piroclásticos bajo forma de caídas, o flujos, o bien como suelos volcánicos degradados.

Con base en las investigaciones realizadas por diferentes autores (v.g. Etchevers et al., 1992; Gutiérrez-Castorena y Ortíz-Solorio, 1992; Miehlich, 1992; Peña y Zebrowski, 1992; Peña et al., 1992) resulta posible inferir que independientemente de su origen, los tepetates siempre presentan, dentro de un rango de oscilación, propiedades físicas, mecánicas y químicas que le son comunes entre sí. Destaca su compactación o cementación, que se reflejan en densidades aparentes altas (1.7-1.9 g/cm3), una porosidad baja de 13 a 24% (Figura 5), así como conductividades hidráulicas y retención de humedad bajas. Estas características, impiden o limitan significativamente la incorporación, rápida de plantas primarias, debido a que limitan su crecimiento radicular lo que propicia una baja cobertura vegetal y la posterior erosión del suelo. Como se observa en la Tabla 1, la susceptibilidad de estos materiales a la erosión (Factor K) en todos los casos es alta y concuerda con lo encontrado por Prat et al. (1997).

De acuerdo con los trabajos realizados sobre las propiedades físicas, los tepetates exhiben una matriz compuesta por arena, limo y menores porcentajes de arcilla (Miehlich, 1992; Peña y Zebrowski, 1992), sin embargo en ocasiones pueden presentar contenidos altos de esta fracción (Tabla 1). Esta variabilidad constituye una problemática para los trabajos encaminados a la rehabilitación de los tepetates, ya que cada clase textural genera un comportamiento físico y mecánico independiente, el cual, indudablemente, requiere de una investigación específica.

Un ejemplo de la variabilidad en el comportamiento mecánico de los tepetates ha sido evaluado con relación a su resistencia a la compresión simple. De acuerdo con los resultados de Flores-Román et al., (1996), generalmente los fragipanes tienen una resistencia menor a 10 kg/cm2 y los duripanes mayor que 25 kg/cm2 siendo estos últimos los que sufren mayor deformación. Nimlos y Hillery (1990) también muestran este comportamiento variable en los diferentes tipos de tepetates analizados, cuya resistencia, además, disminuye cuando se incrementa el contenido de humedad.

Los análisis efectuados en cuanto a sus propiedades hidráulicas revelan que los valores más bajos de infiltración se tienen en los duripanes, variando de 10 cm/h en el suelo superficial hasta 2 cm/h cuando se llega al tepetate (Flores-Román et al., 1992). Los resultados encontrados por Nimlos y Hillery (1990) coinciden con una baja conductividad hidráulica, que va de 5.4 x 10-4 hasta 130 x 10-4 cm/h siendo los materiales con carbonatos los que exhiben los valores más altos. Aunado a estas características físicas, se debe señalar que los tepetates también poseen propiedades químicas que les confiere una baja fertilidad natural, aún cuando algunos de ellos pueden tener una composición mineralógica, potencialmente rica en cationes intercambiables, los porcentajes de materia orgánica y nitrógeno total son pequeños (Flores-Román et al., 1996), la primera que se requiere para la retención de nutrimentos y el segundo que representa un elemento esencial para el desarrollo vegetal (Tabla 2). Estas deficiencias en materia orgánica se deben a que la baja porosidad que los tepetates tienen, de manera que la vegetación difícilmente puede colonizarlos. Sin embargo, también es posible que después de su emplazamiento no haya habido tiempo suficiente para que pudieran ser afectados por la biota.

Figura 5. Microfotografías del grado de compactación y cementación en un tepetate. a) Detalle de la matriz de un tepetate, compuesta principalmente por fracciones de limo, arcilla y en pequeñas proporciones arena, con una baja porosidad. b) Matriz de un tepetate, compuesta por materiales finos de limo y arcilla, que mantiene cementados a fragmentos de rocas volcánicas. Fotografías tomadas con microscopio petrográfico, luz natural.

4. Origen de los tepetates

El conocimiento actual sobre la génesis de los tepetates, de modo similar al conocimiento relativo a la extensión que ocupan en el territorio nacional y su tasa de avance como factor de degradación, muestra un grado significativo de incertidumbre. Así, de acuerdo con los diferentes estudios realizados sobre sus propiedades diagnósticas, es posible inferir que éstos presentan tres probables orígenes:

4.1. De origen geológico

Los primeros estudios realizados en México acerca del origen de los tepetates, reportaron que éstos se podían constituir a partir de diferentes materiales piroclásticos que mostraban distintos grados de intemperismo físico y químico, e inclusive lahares. Por ejemplo, Salazar (1938), Llerena (1947) y García (1961) consideraron a los tepetates del valle de México como tobas “pumosas” del Terciario o Cenozoico en proceso de intemperismo. Valdés (1970) mencionó que los tepetates de la cuenca de México se formaron por el arrastre aluvial de un fanglomerado que posteriormente se consolidó, y Heine y Schönhals (1973) citaron que el origen de los mismos era por depósitos de loess posteriores a grandes glaciaciones. Sin embargo, de acuerdo con Rodríguez et al. (1999) los resultados expuestos por dichos autores, no fueron suficientemente precisos y dejaron ambigüedades sobre la génesis de las capas endurecidas, concluyendo que los tepetates pueden tener orígenes diversos.

Zebrowski (1992) reconoce dos procesos geológicos para explicar el endurecimiento de los horizontes:

A. Consolidación-compactación simple o por la hidroconsolidación de materiales volcánicos transportados por el agua. En ambos casos, siempre existe un incremento en la densidad aparente del material, una mayor dureza y consecuentemente, una disminución de la porosidad.

B. Endurecimiento de los materiales volcánicos en el momento de su depósito y posterior enfriamiento, este es el caso de los flujos piroclásticos.

4.2. De origen diagenético-pedológico

Varios autores como: Nimlos (1990); Flores-Román et al. (1992); Miehlich (1992); Quantin (1992) y Bertaux y Quantin (1994) entre otros, afirmaron que los tepetates se originan a partir de antiguos depósitos de cenizas volcánicas depositadas in situ o retrabajadas, que sufrieron tanto procesos diagenéticos (hidroconsolidación), como pedogenéticos (v.g. argilización; silificación) que contribuyeron a su compactación y/o cementación. En estas investigaciones, también se coincidió al considerar que los productos secundarios generados por el intemperismo de la ceniza son principalmente amorfos (SiO2; Al2O3) y en menor grado arcillas. Al respecto, Hidalgo et al. (1992) consideraron que una parte de esta sílice, forma ópalo-A orgánico e inorgánico, el cual se incorpora a los minerales de arcilla. Los cambios en el régimen de humedad del suelo, debido a su degradación, propician un incremento en su compactación y endurecimiento de las arcillas ricas en ópalo-A, las cuales forman el tepetate.

De hecho, se ha determinado que el endurecimiento secundario ocurre bajo condiciones templadas o semiáridas (Geissert, 1992), lo que permite la liberación de compuestos que al lixiviarse y depositarse, actúen como cementantes (v.g. sílice libre, carbonato de calcio). Éstos, son particularmente eficientes si en la matriz del horizonte en que se depositan, son absorbidos por la arcilla. 4.3. Formados como un producto de la degradación física del suelo

Tabla 1. Características físicas diagnósticas en los tepetates.


Tipo de Tepetate SSS-USDA 1998	Densidad Aparente (gr/cm3)	Porosidad (%)	Conductividad Hidráulica (μm/s)	Retención de Humedad (%)	Erodabilidad (Factor K)	Clase Textural Porcentajes de
Tipo de Tepetate SSS-USDA 1998	Densidad Aparente (gr/cm3)	Porosidad (%)	Conductividad Hidráulica (μm/s)	Retención de Humedad (%)	Erodabilidad (Factor K)	Arena	Limo	Arcilla

Fragipán^*1	1.70	21.0	4.5	5.0	0.28	80.13	9.23	10.64
Fragipán^*1	Alta	Baja	Moderada	Muy baja	Moderada	Arena migajosa
Fragipán^*1	1.90	15.0	0.1	11.0	0.37	39.00	45.50	15.50
Fragipán^*1	Alta	Baja	Baja	Baja	Alta	Migajón franco
Fragipán^*1	1.96	13.0	0.07	12.0	0.33	30.19	39.40	30.41
Fragipán^*1	Alta	Baja	Baja	Baja	Moderada	Migajón arcilloso
Duripán^*2	1.80	19.0	<0.01	9.0	0.45	9.00	65.00	26.00
Duripán^*2	Alta	Baja	Muy baja	Muy baja	Alta	Migajón limoso
Duripán^*2	1.92	20.0	0.04	10.5	0.33	23.00	42.00	35.00
Duripán^*2	Alta	Baja	Baja	Baja	Moderada	Migajón arcilloso
Duripán^*2	1.90	24.0	<0.01	10.2	0.40	22.00	60.00	18.00
Duripán^*2	Alta	Baja	Muy baja	Baja	Alta	Migajón limoso

*1 Flores-Román et al., 1992,
*2 Flores-Román et al., 1996.

Según la FAO-PNUMA (1980) los factores que propician la degradación física del suelo y la posterior formación de tepetates, se dividen en:

1. Naturales. Están constituidos por el factor climático y el factor edáfico. El primer factor, se refiere a escasez de lluvias y/o a la torrencialidad de las mismas. El factor edáfico comprende a la alteración no antropogénica de las características diagnósticas del suelo (consolidación, compactación, cementación). Ambos factores, pueden propiciar alteraciones notables en la cubierta vegetal y en la dinámica de la biota del suelo.

2. Antrópicos. En este concepto se incluyen aquellos síntomas que resultan de las actividades antrópogénicas y/o tecnogénicas. Los causales más comunes son: (i) deforestación por efecto de la tala inmoderada, (ii) sobreexplotación de la vegetación, lo que propicia un decremento en el porcentaje de la cubierta vegetal, (iii) sobrepastoreo, el cual genera compactación del suelo por carga confinada, y (IV) actividades industriales y urbanizadoras.

De acuerdo con la FAO-PNUMA (1980) este tipo de degradación se caracteriza por propiciar en el suelo la acción de diversos procesos, destacando los siguientes: (i) deterioro severo de la estructura del horizonte superficial del suelo (horizonte A) lo cual lo hace muy susceptible a la erosión; (ii) pérdida del horizonte A, debido a la erosión; (iii) afloramiento del horizonte subyacente y exposición a variaciones en su contenido de humedad por humedecimiento y secado reiterados, lo cual ocasiona su consolidación y compactación (hidroconsolidación) y (iv) disminución de su porosidad, e incremento de su densidad y dureza, debido a la compactación. En estas condiciones, la matriz del horizonte compactado, puede posteriormente ser cementada por la precipitación de diferentes lixiviados, principalmente sílice libre (SiO2). En este aspecto se debe señalar que, en realidad, son pocos los trabajos en los que se documenta claramente la presencia de este tipo de sílice, con excepción de los efectuados por Poetsch (2004). De hecho, Hidalgo et al. (1992) concluyen que la cantidad de sílice libre es muy pequeña, por lo tanto no explica por si sola la cementación de los tepetates de la Sierra Nevada.

5. Los tepetates como un factor de degradación del suelo y de riesgo ambiental. El Glacis de Buenavista, Morelos: un caso de estudio

Un ejemplo que ilustra el riego ambiental propiciado por la presencia de los tepetates, se localiza en el espacio geográfico ocupado por el Glacis de Buenavista (GBV). Esta unidad terrestre se extiende entre los estados de Morelos y México, constituyendo un piedemonte que ocupa una superficie aproximada de 20,272 ha la cual está comprendida entre los 1,100 a los 2,800 m de altitud (Escamilla-sarabia et al., 2002). Desde el punto de vista geomorfológico, el GBV constituye un abanico volcaniclástico, caracterizado por una red de drenaje paralelo-asimétrica (Figura 6). La fuente principal de sedimentos es el volcán Zempoala, ubicado al norte de esta geoforma. Su origen está asociado a cambios de regímenes climáticos, procesos de gelifracción y de ladera (Martínez y López, 2005). La investigación realizada por Ortiz (1977) sitúa al GBV en el Holoceno, en tanto que Palacio- Prieto (1982) le atribuye una edad pliocénica. Los tipos climáticos que caracterizan al GBV de norte a sur, son tres: templado subhúmedo, semicálido subhúmedo y el cálido subhúmedo. Estos tipos climáticos junto con los gradientes altitudinales, determinan la distribución espacial de la vegetación. En las partes más altas de GBV, caracterizadas por la presencia de un clima templado, predomina el bosque de coníferas. A medida que decrece la altitud y se incrementa la temperatura, dicho bosque va siendo sustituido por el bosque mixto, bosque de juníperos, selva baja y finalmente, bosque de galería. En general el área presenta diferentes tipos de procesos de degradación de suelos y deterioro ambiental, la erosión hídrica es predominante (Figura 4).

Figura 6. Localización y distribución altitudinal del Glacís de Buenavista (GBV), Morelos.

Tabla 2. Características químicas diagnósticas en los tepetates


Tipo de tepetate SSS-USDA	Materia orgánica	Nitrógeno total	Bases intercambiables (meq 100g suelo)				Saturación de bases	pH H₂O
1998	(%)	(%)	Ca⁺⁺	Mg⁺⁺	Na⁺	K⁺	(%)	1:2.5

Fragipán^*1	0.10	0.03	19.0	11.0	0.9	0.3	100.0	6.40
Fragipán^*1	Muy pobre	Pobre					Alta
Fragipán^*1	0.10	0.01	11.0	10.0	0.3	0.7	65.0	6.90
Fragipán^*1	Muy pobre	Pobre					Media
Fragipán^*1	0.80	0.03	10.0	8.0	1.1	0.2	100.0	7.10
Fragipán^*1	Muy pobre	Pobre					Alta
Duripán^*2	0.06	0.01	17.2	12.7	2.6	1.2	87.0	6.40
Duripán^*2	Muy pobre	Pobre					Alta
Duripán^*2	0.05	0.01	8.6	7.7	2.3	0.6	87.0	6.20
Duripán^*2	Muy pobre	Pobre					Alta
Duripán^*2	0.02	0.01	5.1	2.1	0.7	0.2	65.0	5.60
Duripán^*2	Muy pobre	Pobre					Media

*1 Flores-Román et al., 1992,
*2 Flores-Román et al., 1996.

Con excepción de algunos suelos relictos (paleosuelos) formados durante el Pleistoceno Tardío-Holoceno, la mayoría de los suelos modernos se caracterizan por su escaso espesor y desarrollo débil, siendo su principal limitante de calidad, la presencia de un tepetate en su perfil, el cual con mucha frecuencia aflora (Figura 4). Los estudios realizados por Solleiro-Rebolledo et al. (2003) permiten establecer que los tepetates que caracterizan esta área, se formaron a partir de flujos hiperconcentrados de materiales piroclásticos, fechados en 12,190 años A.P. Además, se evaluó con base en FAO-PNUMA (1980) y FAO-UNESCO (1984) que la presencia de tepetates, deteriora, en diferentes grados, la aptitud natural del suelo para funcionar dentro de los límites de este ecosistema, lo que genera riesgos a los demás elementos de su contexto ambiental.

Los principales procesos de degradación del suelo y riesgos colaterales observados, en esta geoforma, se sintetizan en la Figura 7. De hecho, la presencia de los tepetates en superficie es indicativa de la degradación de suelos y un riesgo para su ecosistema. A su vez, los diferentes tipos secundarios de degradación que genera dicho proceso, potencialmente coadyuvan a la formación o exposición de nuevos.

Como se ha mencionado, la mayoría de los tepetates presentes en el GBV se presentan aflorando o se localizan a unos cuantos centímetros bajo la superficie del suelo. En todos los casos, representan una severa limitante al crecimiento radicular de la vegetación, la infiltración del agua y el paso del aire. De acuerdo con FAO (1991) éstas características propician un escaso desarrollo de vegetación y por consiguiente, de la biomasa, lo que genera una producción pobre de materia orgánica por área/tiempo (Tabla 2). Dicha deficiencia se incrementa debido a la intensa acción antropogénica que caracteriza al área. Ésta incluye un indiscriminado cambio en el uso del suelo, tala inmoderada, quema de pastizales y sobrepastoreo (caprino y vacuno). Todas estas prácticas, además de propiciar una baja cobertura vegetal de suelo, la cual en algunas de las áreas es nula, favorecen una erosión acelerada (Figuras 4, 5 y 8). Dichas áreas, denominadas “sitios críticos” (Bergsma et al., 1996) requieren de un control inmediato para evitar que la degradación se propague a otras áreas aledañas (Figura 8).

Figura 7. Interacción de la dinámica de los tepetates con la degradación del suelo y su riesgo ambiental.

Figura 8. El Glacís de Buenavista como ejemplo de degradación del suelo y retrogresión del ecosistema. Esta fotografía ilustra la extensión que ocupan las áreas severamente erosionadas (1) en las que afloran los tepetates (2). La deforestación (3) el cambio de uso del suelo con fines agrícolas (4) y el sobrepastoreo (5) son los principales agentes que propiciaron este deterioro ambiental.

Por otra parte, el contenido pobre de materia orgánica que presentan estos suelos y los tepetates asociados a ellos (Tabla 2) propicia un decremento en la población y en la actividad metabólica de la fauna y flora del suelo.

En cuanto a la degradación física, la mejor evidencia se tiene por la escasa formación de agregados inestables, lo cuales le confieren al suelo y de modo especial a los tepetates, una estructura débil, poco porosa y con frecuencia compactada. Esto se traduce a su vez, en una limitada infiltración retención, transporte y distribución del agua y del aire, así como de compuestos orgánicos, químicos y minerales en el suelo.

Aunado a lo anterior, se estimó en forma cuantitativa, que los bajos porcentajes de materia orgánica, los altos contenidos de arenas y limo, la baja permeabilidad y la deficiente estructura que presentan los tepetates y suelos (Tablas 1 y 2) les confiere un riesgo alto de susceptibilidad a la erosión (Factor K) y al movimiento de masas (Flores Román et al., 1992 y 1996).

5.1. Los tepetates como un factor generador de erosión hídrica, contaminación y salinidad y/o sodicidad secundarias

La baja permeabilidad que caracteriza a los tepetates, el gradiente en que se localizan y la gran longitud de las pendientes que ocupan, aunado a una escasa cobertura vegetal y a una precipitación alta (>800 mm) resultan en un severo escurrimiento superficial y un intenso drenaje lateral cuando un suelo sobreyace al tepetate. En el primer caso, la escorrentía genera erosión, ya que disgrega, remueve y transporta, pendiente abajo, grandes volúmenes de suelo que en algunas áreas pueden estimarse, de acuerdo a la metodología propuesta por FAO-PNUMA (1980) en 50 t/ha/año.

Dicho fenómeno comprende la erosión por salpicadura, la erosión laminar y la erosión en cárcavas así como diversos tipos de movimientos de masas, entre ellos: corrientes de lodo, solifluxión y deslizamientos. Estos últimos son frecuentes, de modo particular, cuando al tepetate le sobreyace un suelo de textura arcillosa con un bajo índice de límite líquido (Figura 9).

Normalmente, los materiales transportados son depositados en la base de la pendiente, propiciando la contaminación de los cuerpos de agua, construidos por los campesinos para su uso como abrevaderos, granjas piscícolas o fuentes para la irrigación.

Figura 9. Hidroerosión, deslizamientos y drenaje lateral. Se observa la presencia de un suelo muy arcilloso (1) caracterizado por su índice alto de plasticidad y su bajo límite líquido, lo que propicia deslizamientos parciales de este material (2). Dicho suelo, sobreyace a un tepetate casi impermeable (3) condición, que junto con la pendiente (4) favorece una escorrentía alta y la formación de un drenaje lateral (5) el cual se desarrolla entre el suelo y el tepetate.

En el caso del drenaje lateral, éste se presenta debido a la abrupta diferencia de permeabilidad que existe en el contacto que limita al suelo del tepetate. En estas condiciones, especialmente si prevalece localmente un gradiente de pendiente >3%, el agua filtrada a través del suelo, se desliza sobre el tepetate a favor de la pendiente (drenaje lateral) (Figura 9).

En campo se observó que si la pendiente es plana (<1%) o casi plana (<3%) el agua se estanca, favoreciendo condiciones de anaerobiosis e hidromorfismo (redox) en el subsuelo, restrictivas para el crecimiento radicular de los cultivos. La micromorfología de estos materiales evidencia dichas condiciones. Los suelos que sobreyacen a los tepetates en estas condiciones, muestran fuertes rasgos de hidromorfismo, en forma de moteados grises (Figura 10a) y acumulaciones de manganeso (Figura 10b).

Además, se debe resaltar que la formación de un drenaje lateral, frecuentemente tiende a abatir la fertilidad natural del suelo, ya que contribuye al lavado y pérdida de sales solubles (desbasificación) de la materia orgánica contenida en él, así como de sus elementos texturales más finos, como es el caso de los limos y de las arcillas. Esta pérdida de bases se observa claramente en los suelos por sus bajas relaciones molares bases/alúmina, oscilando de 0.03-0.11 (Escamilla-Sarabia et al., 2002) y bajos valores de capacidad de intercambio catiónico de 11 a 22 mequ/100 g y de pH entre 5 y 6 (Solleiro-Rebolledo et al., 1999). Este proceso, colateralmente, también genera la destrucción de la estructura del suelo que está en contacto con el tepetate, sustituyéndolo gradualmente por una capa arenosa muy erodable y muy colapsable ante cargas confinadas (v.g. maquinaria agrícola). Cuando esta capa se colapsa, tiende a compactarse adquiriendo características análogas al tepetate que sobreyace.

Potencialmente, las sales que son transportadas por el drenaje natural pueden depositarse en la base de la pendiente, creando un riesgo de salinidad y sodicidad secundarias para los cultivos que ahí se localizan. Sin duda este riesgo se maximiza cuando además de las sales, el drenaje lateral también transporta agroquímicos y pesticidas provenientes de la parte alta del Glacis.

6. Consideraciones generales sobre la habilitación de los tepetates en México

Una vez que los tepetates afloran en un área, ésta no puede ser utilizada con fines agrícolas. Por lo tanto, es necesario modificar las características físicas y químicas del tepetate para mejorar su calidad productiva. Desde hace vario siglos, los tlaxcaltecas tenían conocimiento sobre la problemática que representan los tepetates, así como la forma para incorporarlos a la agricultura (Ruíz, 1987). Una de estas formas era por medio de la quema de las pencas de maguey y la adición de las cenizas al tepetate, con lo cual incorporaban nutrimentos; otra forma consistía en el cultivo de especies resistentes. Arias (1992) menciona que el laboreo y la fertilización de los tepetates existen desde tiempos prehispánicos. Esto se realizaba a través de relleno con suelo fértil o preparando el terreno mediante el rompimiento de la costra superior, la pulverización de terrones y la fertilización a través de la quema de hojas de maguey.

Como se ha mencionado, una de las principales limitantes de los tepetates es su estructura masiva y alta dureza, por lo que se considera que para iniciar con una habilitación para uso agrícola es necesario primero roturarlo por medio de herramientas comunes como pico, cincel y martillo o en algunos casos se ha hecho con maquinaria. Sin embargo, aún después de su roturación, es notable la ausencia de agregados, por lo que requieren de prácticas agrícolas adecuadas (Navarro y Flores, 1997; Prat et al., 2002).

En el caso del Glacis de Buenavista, no se han realizado medidas de rehabilitación, aunque en zonas aledañas, en donde se presentan tepetates de características similares, se han hecho experimentos detallados para volverlos productivos (Velásquez et al., 2001; García, 2005). En dichas investigaciones los autores han roturado el tepetate, usado enmiendas con estiércol de bovino, composta y vermicomposta, plantado higuera y pasto Rhodes, obteniéndose un buen grado de agregación y aumento en el contenido de materia orgánica. Sin embargo la adición de materia orgánica y prácticas de labranza mínima debes ser continua para evitar su endurecimiento posterior. Por lo tanto, estos procesos llegan a ser sumamente costosos, consecuentemente su uso es limitado.

Figura 10. Rasgos hidromórficos que presentan los suelos del Glacis sobre los tepetates en el sitio de la Figura 9. a) Ped que muestra moteados de color gris por procesos de reducción y lavado de hierro. b) Ped con acumulaciones de óxidos de manganeso.

7. Conclusiones

El estudio de los tepetates en México es un aspecto que coadyuva al entendimiento de la dinámica de la degradación del paisaje, ya que por sus propiedades (baja porosidad, fertilidad, retención de humedad, conductividad hidráulica) impiden el desarrollo radical y la infiltración de agua. Asimismo promueven el escurrimiento superficial y subsuperficial, que produce deslizamientos y erosión.

Estos horizontes endurecidos son comunes en el Eje Neovolcánico, presentándose principalmente en los piedemontes de las sierras volcánicas. En el Glacis de Buenavista, Morelos, subyacen a suelos arcillosos, en una superficie de baja inclinación (5°). Estos tepetates representan flujos hiperconcentrados formados a fines del Pleistoceno, que se encuentran sobre los depósitos de la Formación Cuernavaca, la cual constituye un abanico volcaniclástico con materiales procedentes del volcán Zempoala. Estas diferencias producen materiales con propiedades físicas y mecánicas muy contrastantes que contribuyen a intensificar la erosión hídrica y los movimientos de masas. Desde el punto de vista agrícola, los suelos arcillosos que sobreyacen a los tepetates poseen una baja fertilidad, por lo que los campesinos los abandonan, iniciándose una erosión intensa. En consecuencia, los tepetates afloran, de tal forma que el Glacis presenta un paisaje sumamente degradado, sin cobertura vegetal, sin suelos y con pocas posibilidades de rehabilitar el sistema, pues no hay recarga de agua en el acuífero ya que el escurrimiento es más fuerte que la infiltración mínima. Rehabilitar un sistema de este tipo es costoso y de largo tiempo.

Agradecimientos

Este trabajo se hizo con recursos de los proyectos PAPIIT IN112205. Se agradece los comentarios de M.C. Gutiérrez Castorena y de Gerd Werner, asimismo las sugerencias aportadas por Carolina Jasso Castañeda los cuales enriquecieron el trabajo.

Referencias bibliográficas

Arias, R.H., 1992, Rehabilitación de tepetates una alternativa para la producción agropecuaria y forestal: Terra 10, 309-317.

Bergsma, E.P., Charman, F., Gibbons, H., Hurni, W.C., Moldenhauer, and Panichapong, S., 1996, Terminology for soil erosion and conservation: Soil and Water Conservation of the International Society of Soil Science, 313.

Bertaux, J. and Quantin, P., 1994, Relation géométrique et variations minéralogiques des différents termes d’une sécuence d’ altération de tufs pyroclastiques de la région de Texcoco (Mexique), en Transactions of the 15th International Congress of Soil Science: Acapulco, Mexico, 5, 232-233.

Cervantes, V., Gama-Castro, J., Hernández, G. and Meave, J., 2005, The land classification system of San Nicolás Zoyatlan (México) Nahuatl Indigenous community: Human Ecology Review, 12, 44-59.

Dubroeucq, D., Quantin, P. y Zebrowski, C., 1989, Los tepetates de origen volcánico en México. Esquema preliminar de clasificación: TERRA 7, 3-12.

Escamilla-Sarabia, G., Solleiro-Rebolledo, E., Sedov, S. y Gama-Castro, J., 2002, Tepetates del Glacís de Buenavista, Morelos: Interacción de procesos geomorfológicos y pedogenéticos: Investigaciones Geográficas, Boletín del Instituto de Geografía, UNAM, 48, 76- 89.

Etchevers, D.J., Rosa, M., López-Claude, Zebrowski y Peña, D, 1992, Características químicas de tepetates de referencia de los estados de México y Tlaxcala, México: TERRA 10, 171-182. Food and Agriculture Organization of the United Nations, y Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente (FAO-PNUMA), 1980, Metodología provisional para la evaluación de la degradación de los suelos: Rome, 86.

Food and Agriculture Organization of the United Nations, y United Nations Educational, Scientific and Cultural Organization (FAO-UNESCO), 1984, Proteger y Producir. Conservación del suelo para el desarrollo: Rome, 40.

Food and Agriculture Organization of the United Nations (FAO), 1991, Guidelines: land evaluation for extensive grazing. Soils Bulletin 58: Rome.

Figueroa, S, B., 1975, Pérdida de suelo y nutrimentos y su relación con el uso del suelo en la cuenca del río Texcoco. Colegio de Posgraduados, Chapingo, México, Tesis de Maestría en Ciencias.

Flores-Román D., González-Velázquez, A., Alcalá-Martínez, J. R. y Gama- Castro, J.E., 1990, Los Tepetates: Revista del Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática, 3, No. 4.

Flores-Román, D., Alcalá-Martínez, J, R., González-Veláquez, A. y. Gama-Castro, J, E., 1992, Suelos con fragipán de origen volcánico en clima semicálido y subhúmedo, El caso del Noreste del estado de Morelos: 151-163.

Flores-Román, D., Alcalá Martínez, J., R., González-Veláquez, A. and Gama-Castro, J, E., 1996, Duripans in the subtropical and temperate subhumid climate of the Trans-Mexico Volcanic Belt: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 13 (2), 228-239.

Gama-Castro, J,E., MCClung, E., Solleiro-Rebolledo, E., Ibarra, E., Sedov, S., Jasso, C., Vallejo, E., Puig, T. and Cabadas, H., 2005, Incorporation of Ethnopedological knowledge in the study of soils in the Teotihuacan valley, Mexico: Journal of Eurasian Soil Science, 38, 95-98.

Gama-Castro, J,E., Solleiro-Rebolledo, E., Sergey, S. y Cabadas-Baez, H., 2006, El Recurso Suelo: en Patrones de utilización, deterioro y restauración de los recursos naturales de México. Edit. Facultad de Ciencias, UNAM. (en prensa).

García, E.A., 1961, Estudio de los suelos tepetatosos y las posibilidades de recuperación agrícola: Chapingo, México, Escuela Nacional de Agricultura, Tesis Licenciatura.

García, A., 2005, Habilitación de un tepetate por efecto de mejoradotes biológicos: Tesis de maestría. Posgrado en Ciencias Biológicas, Instituto de Geología, UNAM. 101 pp.

Geissert, A., 1992, Los tepetates de Xalapa, Veracruz México: relación con el relieve modelado actual y esquema cronológico: TERRA 10, 221-225.

Geissert, D. y Dubroeucq D., 1990, Los tepetates del área de Xalapa, Veracruz y su relación con la paleosuperficie. Una perspectiva cronológica: TERRA 8, 148-155.

Gibson, Ch. 1996. Los Aztecas bajo el dominio español, 1519-1810: Editorial Siglo XXI, S.A. de C.V., 13ª edición, México, D.F.

Guerrero, E., Luna-Mosqueda J.L. y Caballero-Ochoa E., 1992, Distribución de los tepetates de la República Mexicana escala 1:4,000,000: TERRA 10, 131-136.

Gutierrez-Castorena, y Ortiz-Solorio, C.A., 1992, Caracterización del tepetate blanco en Texcoco, México: TERRA, 10, 202-209.

Heine, K. and Schönhals, E. 1973. Entstehung und Alter der “toba”- Los tepetates y su dinámica ambiental. 145 Sedimente in Mexiko. Eiszeitalter und Gegenwart 23/24, 201- 215.

Hidalgo, C., Quantin P., Zebrowski, C., 1992, La cementación de tepetates: estudio de la silicificación: TERRA 10, 192-201. Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática, (INEGI), 2003, Información Nacional sobre Perfiles de Suelo, Versión 1.2., México, 25.

Llerena, L.D., 1947, El distrito de conservación del suelo y agua de Chapingo, México: Chapingo, México, Escuela Nacional de Agricultura, tesis de licenciatura.

Martínez, G. y López, J., 2005, Caracterización de las unidades ambientales biofísicas del Glacís de Buenavista, Morelos, mediante la aplicación del enfoque geomorfológico morfogenético: Investigaciones Geográficas, Boletín del Instituto de Geografía, UNAM, 48, 34- 53.

Miehlich, G., 1992, Formation and properties of tepetate in the central highlands of Mexico: TERRA 10, 137-144.

Navarro G., H y Flores, D.S., 1997, Manejo agronómico diferencial de la asociación maíz-haba en tepetate de quinto año de uso agrícola. In: Tercer Simposio Internacional: Suelos Volcánicos y Endurecidos, en Zebrowski, C., Quantin, P y Trujillo, G. (eds.), ORSTOM. Quito, Ecuador. 287-295.

Nimlos, T.J., 1990, Morphology, genesis and classification of soils formed over Mexican Tepetate: Soil Survey Horizonts, 30 (3) 72-77.

Nimlos, T.J. and Ortiz-Solorio, C.A., 1987, Tepetate the rock mat: Soil Water Conservation, 42, 83-86.

Nimlos, T.J. and Hillery, P.A. 1990. The strength/moisture relations and hydraulic conductivity of Mexican tepetate. Soil Science, 150:425- 430.

Oldeman, L.R., 1988, Guidelines for general assessment of the status of human-induced soil degradation. Working paper 88/4: International Soil Reference and Information Centre (ISRIC), Wageninen, 151p.

Oropeza, J.L., Ríos, B. y Salazar J.D., 1997, Uso de modelos matemáticos de erosión hídrica para la optimización de la rehabilitación de tepetates con fines agrícolas, en Zebrowski, C., Quantin, P., Trujillo, G. (Eds.), Suelos volcánicos endurecidos. III Simposio Internacional. Quito, Ecuador, 384-396.

Ortiz, P.M., 1977, Estudio geomorfológico del Glacis de Buenavista, estado de Morelos., Boletín del Instituto de Geografía, UNAM, México, 8, 25-40.

Ortiz-Solorio, C.A., 1986, Evaluación de la velocidad de desertificación en la cuenca del rio Texcoco (efecto de la tecnología aplicada, inversiones y factor humano: México: Colegio de Postgraduados, Montecillo, México, tesis de Maestría en Ciencias.

Ortiz-Solorio, C.A. 1999. Los levantamientos etnoedafológicos: Colegio de Postgraduados, Montecillo, México, Tesis de Doctor en Ciencias. Pacheco, L.M.C., 1979, Cartografía y caracterización mineralógica de los tepetates del oriente del Valle de México: México, Universidad Autónoma de Chapingo, Tesis Licenciatura.

Palacio-Prieto, J.L., 1982, Análisis geomorfológico de la región de Cuernavaca-Tenancingo-Ixtapan de la Sal, estados de Morelos y México: México, Facultad de Filosofía y Letras, División de estudios de Posgrado, UNAM, Tesis de Maestría,

Peña H.D., Miranda, M.E., Zebrowski, C. y Arias, M. H., 1992, Resistencia de los tepetates de la vertiente occidental de la Sierra Nevada: TERRA, 10, 164-177.

Peña, H.D., y Zebrowski, C., 1992, Los suelos y tepetates de la vertiente occidental de la Sierra Nevada: TERRA, 10, 151-163.

Poetsch, T., 2004. Forms and dynamics of silica gel in a tuff-dominated soil complex: Results of micromorphological studies in the Central Highlands of Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 21 (1), 195-201.

Prat, C., Baez, A. y Márquez, A., 1997, Erosión y escurrimiento en parcelas de tepetate en Texcoco, México, en Zebrowski C., Quantin, P., Trujillo, G. (Eds.), Suelos volcánicos endurecidos. III Simposio Internacional. Quito, Ecuador, 378-384.

Prat C., Ordaz V., Rugada J.A., 2002, Impacto de la roturación y del manejo agronómico de un tepetate sobre su estructura: TERRA 21, 109-115.

Quantin, P., 1992, L´ induration des materiaux volcaniques pyroclastiques en America Latine: processus geologiques et pedologiques: TERRA, 10: 24-33.

Quantin, P., Arias, A., Etchevers, J.D., Ferrera, R., Oleshko, K., Navarro, H., Werner G. y Zebrowski C., 1993, Tepetates de México: caracterización y habilitación para la agricultura (Informe científico final del Proyecto TS2-A 212-C CEE/ORSTOM): TERRA 10, 178-182.

Rey, C.J.A., 1979, Estimación de la erodabilidad de los tepetates en la cuenca del río Texcoco en base al factor K: Chapingo México, Colegio de Postgraduados, tesis de Maestría en Ciencias.

Rodríguez, S., Gutiérrez-Castorena, M.C., Hidalgo, C. y. Ortiz-Solorio, C.A., 1999, Intemperismo en Tepetates y en cenizas volcánicas y su influencia en la formación de Andisoles: TERRA, 17, 97-108.

Ruíz, F.J,. 1987, Uso y manejo de los tepetates para el desarrollo rural: Universidad Autónoma Chapingo. Chapingo, México, 222 pp. Salazar, L., 1938, Elementos de Geología: Universidad Nacional Autónoma de México pp. 192-33.

Servenay, A., Prat, C., Sorani V. y González, E., 1996, Estudio espacial de los tepetates del eje neovolcánico mexicano: metodología para un programa de investigación. en Zebrowski, C., Quantin, P., Trujillo, G. (Eds.), Suelos volcánicos endurecidos. III Simposio Internacional. Quito, Ecuador, 149-153.

Shaw, F.Ch. 1929. Extracto de las Conferencias sobre Formación, Clasificación y Utilización de los SuelosIn: Boletín del Colegio Agrológico de Meoqui, Chihuahua. México. pp. 24-36.

Solleiro-Rebolledo E., Gama-Castro J.E., Palacios-Mayorga S., Sedov, S., Shoba S.A., 1999. Late Pleistocene paleosols in Central Mexico: genesis and paleogeographic interpretation: Eurasian Soil Science 32: 1077-1083.

Solleiro-Rebolledo E., Sedov, S., Gama-Castro, J.E., Flores-Román, D. and Escamilla-Sarabia, G., 2003, Paleosol-Sedimentary sequences of the Glacis de Buenavista, Central Mexico: Interaction of late Quaternary pedogenesis and volcanic sedimentation: Quaternary International 106-107: 184-201.

SSS-USDA, 1998, Keys to Soil Taxonomy. Eighth edition USDA. Soil Conservation Service. U.S. Government Printing Office. Washington, D.C.

Trueba, C.A., 1979, Reincorporación de terrenos degradados a la producción: Secretaría de Agricultura y Recursos Hidráulicos. Dirección General de Conservación del Suelo y del Agua. México, D.F.

Valdés, L.A., 1970, Características morfológicas y mineralógicas de los suelos de tepetate de la Cuenca de México: México, tesis de Maestría en Ciencias.

Velásquez, A., Flores, R.D. y Acevedo, O., 2001, Formación de agregados en tepetate por influencia de especies vegetales. Agrociencia 35, 311 – 320.

Williams, B.J., 1980, Pictorial representation of soils in the Valley of Mexico: evidence from the codex Vergara: Geosciences and Man, 21, 51-61.

Williams, B.J. y Ortiz-Solorio, C., 1981, Middle American folk soil taxonomy: Annals of the Association of American Geographers, 71, 335-358.

Zebrowski, C., 1992, Los suelos volcánicos endurecidos en América Latina, en TERRA, 10, 15-23.

Manuscrito recibido: Abril 30, 2007
Manuscrito corregido recibido: Junio 20, 2007
Manuscrito aceptado: Julio 3, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 125-132

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a10

Obtención y caracterización de ferritas ternarias de manganeso por mecanosíntesis

Francisco Prieto-García^1,*, Félix Sánchez de Jesús², María Aurora Méndez-Marzo², Graciela García-Barrera³, Alberto José Gordillo-Martínez¹

¹ Centro de Investigaciones Químicas. Universidad Autónoma del Estado de Hidalgo,Carretera Pachuca-Tulancingo km 4.5, 42090, Ciudad Universitaria, Pachuca, Hidalgo, México.
² Centro de Investigaciones en Materiales y Metalurgia. Universidad Autónoma del Estado de Hidalgo,Carretera Pachuca-Tulancingo km 4.5, 42090, Ciudad Universitaria, Pachuca, Hidalgo, México.
³ Centro de Estudios Académicos sobre Contaminación Ambiental. Universidad Autónoma de Querétaro, Cerro Las Campanas s/n. Santiago de Querétaro, México.

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

Resumen

Partículas cristalinas de MnFe₂O₄ fueron sintetizadas por molienda y mezclado en un molino de bola, obteniéndose a partir de mezcla estequiométrica de manganosita (MnO) y hematite (α-Fe₂O₃). El proceso de mecanosíntesis fue realizado a temperatura ambiente en recipientes de acero endurecido y con frascos del carburo de tungsteno. El análisis cuantitativo de las fases se realizó por difracción de rayos X del polvo. El método de Rietveld fue utilizado para estudiar las transformaciones químicas producidas por la acción de la molienda de los polvos.

La fase de espinela del compuesto cristalino MnFe₂O₄ comienza a aparecer después de 10 h de molienda y alcanza su contenido máximo (fracción molar aproximadamente 0.8) después de 35 h de molienda. Una prolongada molienda indujo a una contaminación severa en la mezcla del polvo con hierro metálico cuando se utilizó el recipiente de acero inoxidable endurecido. La contaminación con Fe se origina en el interior del recipiente por el deterioro de las bolas. La fricción de las bolas puede inducir una reacción redox entre Fe(III) y el hierro metálico, transformando la fase de la espinela sintética MnFe₂O₄ en una fase del tipo wustita (Fe, Mn)O. La permeabilidad magnética a los diferentes tiempos de molienda lo demuestra.

Palabras clave: Ferrita del manganeso; Mecanosíntesis; Ferrita cristalina; Permeabilidad magnética; Método de Rietveld.

Abstract

Crystalline MnFe₂O₄ particles were synthesized by a high-energy ball milling technique, starting from a manganosite (MnO) and hematite (α-Fe₂O₃) stoichiometric powder mixture. The mechanosynthesis process was performed at room temperature both in hardened steel and in tungsten carbide vials. X-ray powder diffraction quantitative phase analysis by the Rietveld method was used to study the chemical transformations promoted by the milling action. The crystalline MnFe₂O₄ spinel phase begins to appear after 10 h of milling and reaches its maximum content (≈0.8 molar fraction) after 35 h of milling. A prolonged milling time induces a dramatic contamination of the powder mixture, when hardened stainless steel was adopted, due to metallic iron originating from vial and balls debris. Ball milling is able to induce a redox reaction between FeIII and metallic iron, transforming the MnFe₂O₄ spinel phase into a wüstite type (Fe, Mn)O phase. Magnetic permeability in different time of miller demonstrates.

Keywords: Manganese ferrite; Mechanosynthesis; Nanostructured ferrite; Magnetic permeability; Rietveld method.

1. Introducción

Las ferritas representan unos de los materiales más ampliamente estudiados por sus características eléctricas y magnéticas. Estos materiales se utilizan en la industria eléctrica y electrónica para la fabricación de dispositivos y de componentes tales como centro magnético de alta densidad de los cabezales de lectura y grabación. Además del uso tradicional, un interés renovado ahora está emergiendo en diversos campos tales como ciencia biomédica (Saferikova y Safarik, 2001; Bergey et al., 2002) o en investigaciones en materias energéticas sostenibles.

Se ha probado que algunas ferritas se pueden utilizar con éxito en el agua a baja temperatura en los ciclos termoquímicos (Tamaura et al., 1995; Tamaura et al., 1999).

Una mezcla de ferrita de manganeso y de carbonato de sodio reacciona entre 800-1000 °C produciendo ferrita cuaternaria de sodio y manganeso, CO2 e hidrógeno, siguiendo la reacción que se propone (1):

2MnFe₂O₄(s) + 3Na₂CO₃(s) + H₂O = 6Na(Mn1/3Fe2/3)O₂(s) + 3CO₂(g) + H₂

(1)

al finalizar la producción de hidrógeno, los reactivos iniciales se pueden regenerar a 600°C, cerrando el ciclo según la reacción (2)

6Na(Mn1/3Fe₂/3)O₂(s) + 3CO₂(g) = 2MnFe₂O₄(s) + 3Na₂CO₃(s) + 0.5O₂

(2)

En el primer paso, la ferrita de Mn(II) es oxidada por la presencia del agua a Na(MnIII 1/3Fe₂/3)O₂ y el hidrógeno se produce junto con el bióxido de carbono. Entonces, el ion sodio mezclado en los óxidos de manganeso y hierro, reacciona con bióxido de carbono; durante el proceso se desprende oxígeno y la ferrita del manganeso se regenera. Varios métodos sintéticos han sido desarrollados para obtener polvos de ferrita. Los ejemplos significativos son las reacciones de estado sólido de alta temperatura (Tamaura et al., 1998; Kaneko et al., 2002) de precursores del óxido o de los hidróxidos coprecipitados (Kodama et al., 1996), de los oxalatos (Bremer et al., 1992; Guillot et al., 1997), de los citratos (Gajbhiye y Balaji, 2002), así como los procesos que promueven la precipitación directa de la fase espinela sintética de la micela y de los sistemas reversos de la micela (Carpenter et al., 1999; Liu et al., 2000; Sun et al., 2004).

Recientemente ha sido demostrada la eficacia de la técnica por molienda en molinos de bola de gran energía, para la obtención de ferritas nanoestructuradas por mecanosíntesis y por la activación mecánica del MnO y su mezcla con α-Fe₂O₃ (Albani et al., en prensa), según la reacción (3).

MnO +α-Fe₂O₃ = MnFe₂O₄

(3)

Cuando la ferrita de manganeso está mezclada con carbonato de sodio, se puede producir la reducción del agua, según lo descrito en la reacción (1) a 700°C, un valor de temperatura más bajo que lo obtenido para el reactivo microcristalino obtenido de forma tradicional (Tamaura et al., 1995). A pesar de ese resultado positivo, la mezcla nanocristalina obtenida presenta una eficiencia de reacción cercana al 60% (Albani et al., en prensa). Este resultado se relaciona con la difusión del oxígeno que se produce dentro del frasco durante el proceso de mecanosíntesis, causando una oxidación parcial de Mn(II) a Mn(III). Por consiguiente, solamente una fracción del manganeso contenido en el polvo sigue siendo capaz de producir el hidrógeno del agua.

Con la finalidad de obtener una ferrita de manganeso lo más pura posible, la mecanosíntesis del compuesto fue realizada bajo condiciones experimentales controladas de modo que la difusión del oxígeno en los frascos se evitara. El proceso en estado sólido de la síntesis fue supervisado cuantitativamente usando difracción de rayos X de polvo (DRX) para las muestras que se obtienen a diferentes tiempos de molienda y aplicando un análisis cuantitativo de la fase por el método de Rietveld en los espectros de DRX. Un método similar fue aplicado recientemente en otras ferritas nanocristalinas en los trabajos de Bid y Pradhan (2003; 2004).

Las muestras seleccionadas fueron probadas para evaluar la eficacia de las ferritas obtenidas en la reacción de producción de hidrógeno.

2. Metodología experimental

2.1. Proceso de molienda

El proceso de mecanosíntesis por molienda se realizó usando un molino planetario de bolas (Fritsch Pulverisette 5), equipado con frascos cilíndricos de acero endurecido (250 cm3) y con enfriamiento por aire comprimido. Para evitar los fenómenos oxidativos asociados a la difusión del oxígeno, las tapas estándares de los frascos fueron substituidas por tapas especiales, equipadas con una válvula hermética en las juntas y un anillo en la base. De esta manera, los frascos podían mantener un nivel de vacío de 1 mbar durante el tiempo de molienda. La síntesis fue realizada llenando el frasco con 10 g de mezcla estequiométrica de α-Fe₂O₃ y MnO (en ambos casos, Aldrich, con pureza de 99%). Las bolas de acero inoxidables fueron de 15 mm de diámetro y una relación peso de polvo/bola de 1/10. El vacío del sistema de 1 mbar permite estimar que el contenido en oxígeno es de alrededor 0.2 mbar. La velocidad de rotación fue de 320 rpm. Para prevenir un calentamiento excesivo de los frascos, los experimentos fueron realizados alternando 10 minutos de molienda con 10 minutos de reposo (Magini et al., 1993).

2.2. Análisis por Difracción de rayos X (DRX)

La efectividad de la mecanosíntesis y su evolución fue evaluada por DRX en un difractómetro PHILIPS, modelo PW-1710-BASED, con fuente de radiación CuKα, λ = 0,15406 nm, filtro de níquel, portamuestra de Aluminio, tensión del generador y corriente de 40 KV y 30 mA, respectivamente, con barridos de ángulos (2θ) de 5 a 40º a un tamaño de paso de 0.02º en un tiempo de 30 segundos. La identificación cualitativa de las fases fue realizada por comparación, usando la base de datos PDF-2 (PCPDF-WIN, 1998). El análisis cuantitativo fue realizado sobre la base de los refinamientos del método propuesto por Rietveld (Rietveld, 1967; Young, 1993), utilizando el software de MAUD (Lutterotti et al., 2003) y la base de datos de ICSD (FIZ Karlsruhe, 1999).

El análisis cuantitativo de las fases de los sólidos que fueron obtenidos durante las transformaciones químicas y a diferentes tiempos de molienda, fue realizado por aplicación del método de Rietveld (Madsen et al., 2001). Usando una muestra molida por 10 h, los parámetros de la celda unidad y otros datos cristalográficos, fueron refinados y relacionados con ambos productos y reactivos. Los resultados del refinamiento así obtenidos, fueron utilizados para el modelo de la muestra molida por 25 h y los resultados de esta muestra fueron aplicados a la muestra molida por 35 h y todas las muestras restantes, fijando en estos casos los parámetros de la celda para las fases que aparecieron durante la reacción de mecanosíntesis (reacción 3).

2.3. Análisis químico

Los contenidos de hierro y manganeso en las muestras sintetizadas fueron medidos por análisis espectrofotométrico de absorción atómica (EAA) en un equipo Perkin Elmer, modelo ANALYST 100, con llama acetileno-aire, flujo de aire de 0.8-1.1 L/min y flujo de acetileno de 0.8 a 1.2 L/min. Se realizó una curva de calibrado con disolución patrón y mediante el programa FIT-2 con ajuste de regresión lineal obteniéndose valores de r2=0.9981 y r2=0.9916 para el caso del hierro y manganeso, respectivamente.

2.4. Análisis de permeabilidad magnética de las ferritas

A los polvos de las ferritas sintetizadas a diferentes tiempos de molienda se les evaluó la permeabilidad magnética. Con ayuda de una bobina fabricada para tales propósitos; 100 vueltas de hilo de cobre, con 31.7 mm de largo y 16.7 mm de ancho. Este dispositivo permite medir el voltaje inducido que es directamente proporcional al valor de la inducción magnética provocada por la muestra (L). Después de medir la inducción del voltaje en la celda vacía (L0), los polvos se colocaron en tubos de ensayos de vidrio de 100 mm de largo y 8 mm de diámetro interior, se compactaron adecuadamente y se taparon con algodón. Se colocaron en el interior de la bobina cada uno de los tubos conteniendo las muestras y se medió la inducción magnética provocada por la muestra (L). Los resultados de las mediciones se procesaron de usando la formula siguiente:

μ_rel = 1 + C(L - L₀). 10⁴/n.π.b²

(I)

donde:

μ_rel: Permeabilidad magnética relativa
L: Inducción magnética en la muestra, μH
L₀: Inducción magnética en el vacío, μH
n: Número de vueltas del hilo de cobre en la bobina
C: Largo del enrollado en la bobina
b: Diámetro interior de los tubos de vidrio donde se colocó la muestra.

La susceptibilidad magnética (χ) se determinó a partir de la permeabilidad magnética relativa, según la expresión:

μ_rel = 1 + 4πχrel

(II)

Los valores de la susceptibilidad magnética relativa de las sólidos (ferritas) obtenidos se compararon con las de una magnetita pura (Fe3O4), cuyo valor (adimensional) es 10 veces superior a la del vacío y se expresará en tanto por ciento según:

% χ = χ_rel/10 · 100 = χ_rel · 10

(III)

2.6. Análisis de tamaño de partículas

Las ferritas sintetizadas fueron evaluadas en un analizador de tamaño de partículas por rayos Laser LS13-320 de la marca Beckman Coulter. Muchas tecnologías utilizan la dispersión de luz para tener información sobre los materiales. Entre estas tecnologías, la luz de dispersión elástica (ELS) es el principal método utilizado para la caracterización de tamaños de partículas en un rango de micrones o milímetros. En ELS la luz dispersada tiene la misma frecuencia que la luz incidente, y la intensidad de la luz dispersada es una función de las propiedades ópticas de las partículas y sus dimensiones (Beckman Coulter, 2001). Se trabajaron en suspensión con agua con el módulo para suspensiones líquidas.

3. Resultados y discusión

3.1. Identificación de fases

La Figura 1 muestra los espectros de DRX de los polvos de ferritas sintetizadas, secuenciadas en base a los distintos tiempos de molienda. Se puede observar que a tiempo 0 h, inicio de los experimentos, solo se presentan mezcla de las fases de α-Fe₂O₃ [carta de difracción 33-664] y MnO [carta de difracción 7-230]. A partir de las 10 h de molienda la fase principal que se aprecia corresponde a la espinela cúbica de MnFe₂O₄ [carta de difracción 10-319], ya mayoritaria, aunque con la presencia de las fases anteriores. A partir de este tiempo las fases anteriores van desapareciendo hasta que a las 35 h sólo se observa la fase de la ferrita de manganeso estequiométrica.

A partir de 50 h de molienda, se aprecia una nueva fase identificada como (FeO)_x(MnO)_1−xasí como la fase de Fe metálico. Simultáneamente a la aparición de estas impureza, disminuye la fase MnFe₂O₄ hasta que a 85 h de molienda desaparece totalmente y prevalece como una única fase (FeO)_x(MnO)_1−x.

En un trabajo reportado [14], los autores identificaron una ferrita del tipo cuaternaria (MnII0.39FeIII 0.61)[MnII0.31 MnIII0.53FeIII1.15]O4.04, con la presencia de Mn(II) y Mn(III) y la composición obtenida fue asociada con la contaminación por oxígeno durante el proceso de molienda. En este trabajo, se aplicó un control cuidadoso del sistema que ha permitido evitar la contaminación por oxígeno en los frascos de reacción, por los cual no es atribuible o justificable la presencia de Mn(III). Después de 50 h de molienda, el MnO y el α-Fe₂O₃ ya han desaparecido totalmente. En el mismo tiempo, nuevos picos aparecieron y se corresponden al pico principal del Fe metálico [carta de difracción 6-696]. Los picos bien definidos que se observan en 16.5, 18.7 y 26.6° del ángulo 2θ, pueden ser asignados a un óxido mezclado de manganeso y hierro que pudiera tener una estructura del tipo wustita [carta de difracción 77-2356]. Su contenido aumenta con el tiempo y después de 85 h de molienda, se convierte en la única especie distinguible.

El proceso de molienda fue realizado a presión de 0.2 mbar de O2. A esta presión, la fase del mangano-wustita puede coexistir con la jacobsita solamente a temperaturas superiores a los 1450°C según se ha reportado (Bonsdorf et al., 1998). Durante la molienda, la temperatura en los frascos fue menor de 60°C así mismo, el aumento puntual atribuible a la fricción de choques entre las bolas no debió exceder en 5°C, valor calculado por aproximación adiabática del volumen estimado y según proponen otros autores (Maurice y Courtney, 1990; Magini e Iasonna, 1995), considerando el material en polvo, como material cerámico.

Durante la mecanosíntesis, la temperatura es baja para asumir que pueda ocurrir la descomposición de la jacobsita (MnFe₂O₄) por reducción de Fe(III) en presencia de oxígeno. Por los resultados de los análisis de absorción atómica, se pudo observar un aumento significativo de la relación molar de Fe/Mn (hasta 2.6) hasta las 50 h de molienda, según se muestra en la Tabla 1. Este resultado indica la existencia de una contaminación notable por el hierro proveniente de las bolas de acero, que empieza a desaparecer a partir de las 70 horas.

Figura 1. Difractogramas de las ferritas sintetizadas por mecanosíntesis a diferentes tiempos de molienda y a partir de una mezcla estequiométrica de MnO–Fe2O3 (1:1 % mol). Fases: 1) Fe2O3, 2) MnO, 3) MnFe₂O₄, 4) (FeO)x(MnO)_1−xy 5) Fe.

Tabla 1. Resultados de análisis por absorción atómica de Fe y Mn a diferentes tiempos de molienda en horas (h), relación [Fe]/[Mn].


mgMn/g	mg Fe/g	[Fe]/[Mn]	Tiempo molienda (h)

42.84	66.92	1.56	0
58.64	64.02	1.09	10
57.66	65.16	1.13	25
42.14	77.54	1.84	35
30.88	79.97	2.59	50
41.44	76.04	1.83	70
59.94	64.14	1.07	85

3.2. Análisis cuantitativo de fases

La Figura 2 muestra el análisis de las fases, como resultado del proceso del refinamiento en la muestra molida para 25 h (se muestra como ejemplo representativo del refinamiento realizado a las muestras por el método Rietveld).

En la Tabla 2, se muestran resultados de dicho proceso de refinamiento. Las fracciones molares de las fases de polvo obtenidas del análisis por el método de Rietveld en función del tiempo de molienda (ver Figura 3), indica que la fracción del jacobsita aumenta a expensas de la hematites y de la manganosita en las etapas de molienda tempranas, alcanzando su valor máximo (79 % mol), después de 35 h de molienda. Después de 50 h, el contenido de la fase de espinela sintética disminuye por debajo de 50 % mol y en el mismo tiempo, una cantidad considerable de hierro metálico está presente en la mezcla del polvo (16 % mol).

El hierro metálico que se origina por la fricción y choque entre las bolas y con el interior del frasco de molienda, es detectable a partir de las 35 h de molienda llegando a ser relevante a las 50 h, debido a la acción de la molienda prolongada de grandes cantidades de la espinela de MnFe₂O₄, al parecer propician una erosión apreciable de las piezas (bolas). Cuando el hierro alcanza un alto nivel de contaminación, pueden ocurrir reacciones químicas indeseadas en las interfaces de las partículas de Fe/MnFe₂O₄. Significativos son los resultados obtenidos del análisis de la muestra molida para 85 h. Según lo demostrado en el patrón de DRX (Figura 1), solamente la fase tipo wustita es, al parecer perceptible, mientras que el análisis cuantitativo aplicando el método de Rietveld, indica la presencia de una cantidad considerable de jacobsita no reactiva (aproximadamente el 40 % mol).

La fase de jacobsita desaparece debido a una descomposición progresiva que ocurre en los interfaces de Fe/ferrita. El hierro metálico en presencia de la ferrita aparentemente propicia un proceso mecanoquímico; después de 50 h de molienda, la fase ferrita es predominante (99.5 % peso) y la relación molar Fe/Mn aumenta sensiblemente.

Figura 2. Señalados con (o) los patrones de difracción experimentales, señalados con (-) los calculados para la mezcla MnO-Fe₂O₃ molida por 25 h en frasco de acero endurecido. La línea de abajo representa la diferencia entre los datos calculados y experimentales.

Tabla 2. Parámetros principales para la red, obtenidos del análisis de DRX y el método Rietveld para MnO, Fe₂O₃, MnFe₂O₄, MnxFe1−xO y Fe. Tiempo de molienda en horas (h), relación Fe/Mn.


Tiempo de molienda (h)	Fe₂O₃ a (nm)	MnO a (nm)	MnFe₂O₄ a (nm)	MnxFe_1-xO a (nm)	Fe a (nm)	Relacion Fe/Mn calculada

0	0.503	0.445				2.04
10	0.503	0.445	0.846			2.04
25	0.503	0.445	0.846			2.04
35	0.503	0.445	0.846		0.287	2.04
50	0.503		0.846	0.438	0.287	2.83
70			0.846	0.438	0.287	2.77
85			0.846	0.438	0.287	2.96

3.3. Análisis de la Permeabilidad Magnética

Los resultados de las evaluaciones de permeabilidad magnética de las ferritas obtenidas se observan en la Figura 4. Se aprecia una sensible permeabilidad magnética que inicia un ascenso en la medida en que comienza la aparición de la fase MnFe₂O₄ a partir de las 10 h de molienda, aunque mucho más baja que para una magnetita pura (96.0 kHz). Destacan en dicha Figura los valores correspondientes a tiempo de molienda de 35 h, con valores mayores de 80 kHz (83.3), coincidiendo con los resultados de mayor porcentaje de fracción molar de MnFe2O4 obtenida, lo que permite corroborar que el tiempo de 35 h de molienda puede ser considerado como tiempo óptimo para el proceso que rinde la mayor proporción de ferrita estequiométrica de Mn(II). Este resultado se corresponde gráficamente con la Figura 3 para la aparición y desaparición de la MnFe₂O₄.

Según las series experimentales se lograron obtener valores de permeabilidades magnéticas para las ferritas de manganeso desde 39.0 hasta 83.3 kHz. Estos resultados permiten compararlas con la magnetita (Fe₃O₄) con un valor de permeabilidad magnética de 96.0 kHz, esto se corresponde desde un 40.6 % hasta un 86.8 % de similitud en esta propiedad.

3.4. Análisis del tamaño de partículas

Los tamaños de partículas de los sólidos que se han obtenido, se pueden apreciar en la Tabla 3, donde se muestra una gran variación con el tiempo de molienda. Se puede observar que en el inicio del proceso los tamaños promedios corresponden a los esperados para la mezcla de MnO y α-Fe₂O₃. A partir de las 10 h de molienda se observó un incremento del tamaño promedio de las partículas que debe estar asociado a la presencia de la fase de la espinela cúbica de MnFe2O4 que empieza a aparecer. En la medida en que desaparece la fase de MnO principalmente, las dimensiones promedio de las partículas disminuyen hasta llegar a las 35 h de molienda donde se alcanza el menor tamaño promedio así como la menor variabilidad de éstos (mejor homogeneidad en general). Posteriormente y con la aparición de otras fases como (FeO)_x(MnO)_1−xy la fase de Fe, el tamaño promedio de nueva cuenta muestra un incremento, así como mayores variabilidades.

4. Conclusiones

Se ha demostrado la posibilidad del proceso de obtención de una ferrita estequiométrica de manganeso por la vía de mecanosíntesis. En este proceso en estado sólido, se pudo evaluar la composición de la mezcla sólida, con auxilio de la difracción de rayos X y usando el análisis cuantitativo de fases aplicando el método de Rietveld. La producción máxima de ferrita estequiométrica de manganeso (cerca de 80 mol%) se obtuvo después de 35 h de molienda, considerándose este tiempo como el de óptima eficiencia alcanzada. A este mismo tiempo se alcanza la máxima permeabilidad magnética de este sólido, así como el menor tamaño promedio de partícula y la mayor homogeneidad. La contaminación por hierro proveniente de las herramientas de acero inoxidable (bolas e interior del frasco de molienda) no puede ser ignorada, ya que propicia la aparición de Fe metálico como fase no deseada. Debido a la contaminación por hierro, la ferrita sintetizada se descompone, dando como resultado una fase de mangano- wustita (Fe_1-xMn_xO) de Fe(II) y Mn(II).

Figura 3. Variación de la fracción molar (mol %) de las mezclas contra tiempo de molienda.

Tiempo de

molienda (h)

Tamaños de Partículas

(μm)

Variabilidad de tamaños

(μm)

Tam. Part. %<0.452 Desde Hasta

0 162.5 0.17 0.375 1,255.5

10 225.7 0.24 0.375 1,377.2

25 137.9 0.15 0.412 786.9

35 129.3 0.23 0.375 741.8

50 130.7 0.21 0.375 909.6

70 134.8 0.15 0.375 1,094.2

85 160.5 0.24 0.375 111.0

Tabla 3. Tamaños de partículas de las mezclas sintetizadas a diferentes tiempos. Se pueden observar los tamaños promedios y los valores de partículas menores de 0.45μm así como la variabilidad.

Agradecimientos

Este estudio fue financiado por el sistema del PII, soporte financiero de la Universidad Autónoma del Estado de Hidalgo, bajo el proyecto clave PAI06/01.

Referencias bibliográficas

Albani, C., G. Ennas, A. La Barbera, G. Marongiu, F. Padella, F. Varsano, 2005, Synthesis of nanocrystalline MnFe2O4: advances in thermochemical water splitting: International Journal Hydrogen Energy, 30 (13), p.1407-1411.

Beckman Coulter, 2001, Manual de Procedimiento del Equipo, Analizador de Tamaño de Partículas por Rayos Laser LS13-320, USA p. 1-11.

Bergey, E. J., L. Levy, X. Wang, L.J. Krebs, M. Lal, K. Kim, S. Pakatchi, C. Liebow, P.N. Prasad, 2002, DC Magnetic Field Induced Magnetocytolysis of Cancer Cells Targeted by LH-RH Magnetic Nanoparticles in vitro: Biomedical Microdevices 4, 293-299.

Bid, S., S.K. Pradhan, 2003, Preparation of zinc ferrite by high-energy ball-milling and microstructure characterization by Rietveld’s analysis: Materials Chemistry and Physics, 82(1), 27-37.

Bid, S., S.K. Pradhan, 2004, Characterization of crystalline structure of ball-milled nano-Ni-Zn-ferrite by Rietveld method: Materials Chemistry and Physics, 84(2), 291-301.

Bonsdorf, G., K. Schâfer, K. Teske, H. Langbein, H. Ullmann, 1998, Stability region and oxygen stoichiometry of manganese ferrite: Solid State Ionics, 110, 73-82.

Bremer, M., S. Fischer, H. Langbein, W. Topelmann, H. Scheler, 1992, Investigation on the formation of manganese-zinc ferrites by thermal decomposition of solid solution oxalates: Thermochimica Acta, 209, 323-330.

Carpenter, E., C.J. O’Connor, V.G. Harris, 1999, Atomic structure and magnetic properties of MnFe2O4 nanoparticles produced by reverse micelle synthesis: Journal of Applied Physics, 85, 5175-5178.

Gajbhiye, N., G. Balaji, 2002, Synthesis, reactivity, and cations inversion studies of nanocrystalline MnFe2O4 particles: Thermochimica Acta, 385 (1), 143-151.

Guillot, B., M. Laarj, S. Kacim, 1997, Reactivity towards oxygen and cation distribution of manganese iron spinel Mn3-xFexO4 (0≤x≤3) fine powders studied by thermogravimetry and IR spectroscopy: Journal of Materials Chemistry, 7, 827-832.

Kaneko, H., Y. Ochiai, K. Shimizu, Y. Yosokawa, N. Gokon, Y. Tamaura, 2002, Thermodynamic study based on the phase diagram of the Na2O-MnO-Fe2O3 system for H2 production in three-step water: Solar Energy, 72 (4), 377-383.

Fachinformationszentrum (FIZ) Karlsruhe, 1999, Inorganic Crystal Structure Database, (en línea): Karlsruhe, Germany, base de datos y programa informático, consulta 13 de septiembre de 2007.

Kodama, T., M. Ookubo, S. Miura, Y. Kitayama, 1996, Synthesis and characterization of ultrafine Mn(II)-bearing ferrite of type MnxFe3-xO4 by coprecipitation: Materials Research Bulletin, 31(12), 1501-1512.

Liu, C., B. Zou, J. Rondinone, Z.J. Zhang, 2000, Reverse Micelle Synthesis and Characterization of Superparamagnetic MnFe2O4 Spinel Ferrite Nanocrystallites: Jorunal Physics Chemistry B, 104 (6), 1141-1145.

Lutterotti, L. S.; Matthies, H.; Wenk, R., 2003, MAUD (Material Analysis Using Diffraction): a user friendly Java program for Rietveld Texture Analysis and more (en línea), in Proceeding of the Twelfth International Conference on Textures of Materials (ICOTOM-12), Vol. 1, 1999, Version 1.993 (programa informático), <<http://www. ing.unitn.it/luttero/maud.>>, consulta: 12 de noviembre de 2006.

Madsen, I., N.V.Y. Scarlett, L.M.D. Cranswick, T. Lwin, 2001, Outcomes of the International Union of Crystallography Commission on Powder Diffraction Round Robin on Quantitative Phase Analysis: Figura 4. Variación de la permeabilidad magnética de las mezclas contra tiempo de molienda. 132 Prieto-García et al. samples 1a to 1h: Journal of Applied Crystallography, 34, 409- 426. Magini, M., N. Burgio, A. Iasonna, S. Martelli, F. Padella, E. Paradiso, 1993, Estimation of entrapped powder temperature during mechanical alloying: Journal of Materials Synthesis and Processing, 1, 135-141.

Magini, M., A. Iasonna, 1995, Energy Transfer in Mechanical Alloying: Materials Transaction, JIM, Japan Institute of Metals, 36 (2), 123-133.

Maurice, D., T.H. Courtney, 1990, Milling and mechanical alloying of inorganic nonmetallics: Metallurgical and Materials Transactions A, 21(7), 1519-1525.

Rietveld, H, 1967, Line profiles of neutron powder-diffraction peaks for structure refinement: Acta Crystallographica, 22, 151-155.

Saferikova, M., L. Safarik, 2001, The application of magnetic techniques in biosciences: Magnetic and Electrical Separation, 10(2), 223- 252.

Sun, S., H. Zeng, B. Robinson, S. Raoux, P.M. Rice, S.X. Wang, G. Li., 2004, Shape-Controlled Synthesis and Shape-Induced Texture of MnFe2O4 Nanoparticles: Journal of the American Chemical Society, 126(37), 11458-11459.

Tamaura, Y., Ueda, J. Matsunami, N. Hasegawa, M. Nezuka, T. Sano, M. Tsuji, 1999, Solar Hydrogen Production by Using Ferrites: Solar Energy, 65(1), 55-60.

Tamaura, Y., S. Steinfeld, P. Kuhn, K. Ehrensberger, 1995, On the oxygen-releasing step in the water-splitting thermochemical cycle by MnFe2O4–Na2CO3 system: Energy, 20(2), 325-330.

Tamaura, Y., M. Kojima, T. Sano, Y. Ueda, N. Hasegawa, M. Tsuji, 1998, Thermodynamic evaluation of water splitting by a cation-excessive (Ni, Mn) ferrite: International Journal Hydrogen Energy 23(12), 1185-1191.

Young, R., 1993, The Rietveld Method, In: Ed. Institute Union of Crystallography, Chapter 2, The Early Days: a Retrospective View, Oxford, University Press, New York.

Manuscrito recibido: Marzo, 9, 2007
Manuscrito corregido recibido: Marzo 31, 2007
Manuscrito aceptado: Abril 16, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 101-113

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a8

Obtención del relieve digital mediante proyecciónde luz estructurada en modelosanalógicos de extensión

Mariano Cerca^1,*, Bernardino Barrientos-García², Jorge García-Márquez², Caridad Hernández-Bernal³

¹ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, CP 76230, Juriquilla, Querétaro, México.
² Centro de Investigaciones en Óptica, A. C., Loma del Bosque 115, Apdo. Postal 1-948. C.P. 37000, León, México.
³ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, 04510. México, D.F.

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

Resumen

Se muestran resultados del uso de una técnica de proyección de luz estructurada para obtener un mapa digital del relieve durante la deformación por extensión en modelos analógicos que simulan la parte superior de la corteza terrestre. La técnica para obtener el relieve consiste en la proyección de un patrón de luz estructurada en franjas binarias, luz y sombra, sobre la superficie del modelo. El modelo es deformado progresivamente y se obtiene una fotografía digital de la superficie para cada incremento de deformación. El sistema de deformación es de tipo squeeze-box y consiste de una caja de acrílico dentro de la cual se construyen los modelos usando arena y silicón con diferentes diseños experimentales. Una pared vertical móvil dentro de la caja se desplaza a velocidad constante permitiendo la extensión del modelo. Los resultados obtenidos ilustran la utilidad de las técnicas ópticas para analizar la deformación superficial en los modelos físicos y representar los resultados de manera digital.

Palabras clave: modelos analógicos, extensión, comportamiento mecánico, luz estructurada, proyección de franjas, relieve, análisis de imágenes.

Abstract

We present the results of using a projected structured light technique to obtain a digital topographic map in analogue models of deformation during extension. The analogue models simulate extensional processes occurring in the uppermost part of the earth crust. The technique to obtain the relief consists in the projection of a structured light (binary fringes produced by light and shadows) on the surface of the model. The model is deformed and a digital photograph of the surface is obtained for each deformation increment. The deformation apparatus is squeeze-box type and consists of a Plexiglas box in which models are constructed using materials that simulate the mechanical behavior of the earth crust. A vertical moving wall is displaced within the box at a constant and low velocity allowing the extension of the model. The optical array was constructed in Centro de Investigaciones en Óptica. Results obtained illustrate the convenience of the optical techniques to analyze the surface deformation on the physical experiments.

Keywords: analogue models, extension, mechanical stratification, structured light, fringe projection, relief, image analysis.

1. Introducción

Mediante la experimentación física de la deformación en modelos a escala construidos con materiales análogos, es posible obtener pistas importantes sobre la dinámica de la deformación en la corteza terrestre. Una de las áreas que se encuentra en desarrollo dentro del modelado analógico es la descripción con precisión de la evolución del relieve durante la deformación. En las últimas dos décadas se han realizado grandes avances en este campo usando diferentes técnicas que incluyen tomografía computarizada de rayos X (e.g., Colletta et al., 1991; Wilkerson et al., 1992; Schreurs et al., 2001; y referencias incluidas en esos trabajos), escáner láser (e.g., Willingshoffer et al., 2005; Persson et al., 2004) y fotogrametría (Fischer y Keating, 2005). La técnica óptica de proyección de franjas, técnica de campo completo no invasora y de bajo costo, ha sido ampliamente utilizada en la obtención de contornos tridimensionales de diversos objetos estáticos (Indebetouw, 1978; Takeda y Mutoh, 1983; Srinivasan et al., 1984; Windecker y Tiziani, 1995), incluyendo simulación de patrones hidrológicos en medios granulares (Muller et al., 2001). Comparado con un plano de referencia, el monitoreo de la evolución del patrón de luz estructurada permite obtener imágenes consecutivas de diferentes etapas de la deformación de un modelo analógico. Obtener una descripción digital de alta resolución de la evolución de la superficie es de gran importancia para interpretar los resultados y posteriormente trabajar los resultados análogos en un ambiente virtual. En este trabajo se presenta formalmente el desarrollo de la técnica óptica y su aplicación en un modelo sometido a deformación por extensión y con un comportamiento quebradizo.

2. Arreglo experimental de los modelos

2.1. Escalamiento del modelo

El escalamiento permite que un proceso geológico pueda ser examinado en laboratorio (Ranalli, 2001), en un modelo a escala construido con materiales que presentan un comportamiento mecánico similar al que ocurre en la naturaleza. El escalamiento de los modelos consiste en alcanzar la similitud dinámica, cinemática y geométrica entre los modelos y el fenómeno natural bajo estudio (Hubbert, 1937; Ramberg, 1981; Weijemars y Schmeling, 1986). En este trabajo examinamos la evolución de la superficie de un modelo sometido a extensión, con un comportamiento mecánico quebradizo o con una capa viscosa en la base. Durante la extensión se forman pilares y fosas, bloques elevados y hundidos, respectivamente, que se encuentran limitados por fallas normales (Figura 1). Los procesos que provocan extensión en la corteza han sido extensivamente examinados previamente mediante modelos analógicos en condiciones de gravedad normal y escalada. Por ejemplo, el trabajo de Corti et al. (2003 y referencias incluidas en ese trabajo) contiene una revisión de los procesos de extensión en modelos analógicos. Hemos llevado a cabo dos variaciones experimentales que simulan extensión en la corteza superior (Figura 2), en condiciones de gravedad normales g = 1, lo que implica que la ecuación general de escalamiento de esfuerzos (Hubbert, 1937; Ramberg, 1981) se reduce a:

σ* ≈ l* ,

(1)

donde σ* es la relación de esfuerzos entre el modelo y la naturaleza y l* es la escala geométrica. Los experimentos están diseñados de tal manera que 1 cm del modelo representa aproximadamente 1 km en la naturaleza. Los modelos no representan un caso natural específico; el primer caso nos permitió evaluar la capacidad de la técnica de proyección de luz estructurada, mientras que el segundo caso nos permitió comparar los resultados con otros laboratorios similares, mediante un experimento propuesto como guía para la calibración de laboratorios de modelado analógico (Schreurs et al., 2006).

Para modelar la parte superior de la corteza continental de comportamiento mecánico quebradizo (Byerlee, 1978), se utilizó una arena de cuarzo de color blanco, con densidad de 1400 kg/m3 y tamaño de grano relativamente homogéneo entre 0.3 y 0.4 mm, ángulo de fricción interna de 34° y cohesión insignificante (Tabla 1). El esfuerzo requerido para activar el desplazamiento de una falla es en gran medida insensible a la composición de la roca (Byerlee, 1978), por lo que la arena se ha considerado un material adecuado para simular la corteza superior quebradiza. La arena tiene un comportamiento mecánico que puede ser expresado mediante el criterio de Mohr-Coulomb:

τ_b = σ μ (1 – λ) + c ,

(2)

donde τ_b y σ son los esfuerzos de cizalla y normal en el plano de falla, μ = tan γ es el coeficiente de fricción, γ es el ángulo de fricción interna, λ es el coeficiente de Hubbert-Rubey de presión de fluido, y c es la cohesión. Para simular rocas de la corteza con comportamiento dúctil se utilizan fluidos de alta viscosidad como el silicón SGM36 (Weijemars y Schmeling, 1986) (Tabla 1).

Figura 1. Geometría simplificada en perfil del proceso de extensión continental, en este caso distribuida (Benes y Davy, 1996). No se encuentra a escala.

Figura 2. Arreglo inicial de los experimentos presentados y sistema automatizado de deformación para modelos analógicos.

Tabla 1. Características de los materiales utilizados como análogos en este trabajo.


Material Análogo	Densidad (kg·m-3)	Comportamiento mecánico	Angulo de fricción interna	Cohesión (Pa)	Material natural simulado

Arena de cuarzo	1,400	Quebradizo	34°	80	Corteza superior
Silicón SGM36	965	Viscoso con η = 5×10⁴ Pa·s	--	--	Capa viscosa débil

η = viscosidad efectiva, valor aproximado en la tasa de deformación utilizada en los experimentos.

2.2. Arreglo experimental

El sistema de deformación utilizado consiste básicamente de una caja de acrílico, en la que se construyen los modelos, y una pared móvil que permite la deformación por acortamiento o extensión de los modelos. Un actuador automatizado con un motor de pasos que permite desplazamientos constantes de entre 1 y 30 mm·h-1 controla la velocidad y sentido de desplazamiento de la pared móvil durante el experimento.

En el primer experimento, la arena fue añadida mediante tamizado en la caja hasta obtener 5 cm de espesor y una superficie horizontal. Una hoja de acetato indeformable en la base del modelo se encuentra sujeta a la pared móvil y provoca una discontinuidad de velocidad (VD) que permite localizar las estructuras en la parte central del modelo. En dos corridas experimentales el modelo fue extendido en incrementos de 3 y 6 % hasta 42 %, y en una tercera corrida, fue extendido de manera continua hasta 42 % en 50 segundos. En este caso, el resultado de la deformación es independiente de la velocidad de deformación aplicada al modelo.

El segundo experimento explora la influencia durante la deformación extensional de una capa viscosa en la base y es similar al modelo propuesto como calibración entre laboratorios de modelado analógico (Schreurs et al., 2006).

Para este experimento se añadió en la base una capa de silicón SGM36 con una viscosidad dinámica de η = 5×104 Pa s y densidad alrededor de 965 kg·m-3, con un comportamiento de potencias (power-law) cercano al newtoniano en el intervalo de tasas de deformación utilizado en los experimentos (Weijemars y Schmeling, 1986). El modelo fue extendido con una velocidad constante de 2.5 cm·h-1 durante 150 minutos. En la Figura 2 se muestra un esquema del arreglo inicial utilizado.

3. Obtención del relieve mediante la técnica de proyección de luz estructurada

El arreglo experimental para analizar la deformación superficial obteniendo un mapa digital de relieve y sus cambios durante la deformación, se llevó a cabo en el Centro de Investigaciones en Óptica, CIO, A. C. El sistema óptico utilizado requiere de un proyector de computadora, un sistema de adquisición de imágenes (cámara digital tipo CCD o CMOS), y un plano de referencia, en este caso la superficie horizontal inicial de la arena (Figura 3). El arreglo óptico está basado en la técnica de proyección de luz estructurada (proyección de franjas) utilizada para medir la componente vertical de desplazamiento de una superficie (Barrientos et al., 2004). Sobre la superficie del modelo se proyectan franjas paralelas binarias de periodo p mediante el proyector, ver Figura 3 (b) y (c). Cuando las franjas son proyectadas sobre una superficie de referencia plana, el período de las franjas sobre la superficie es constante en cualquier punto. Dichas franjas se pueden representar matemáticamente mediante una serie de Fourier,

(3)

donde cn son los coeficientes de Fourier y n es un número entero..

Sin embargo, es posible referirnos sólo a los dos primeros términos de la serie sin que esto afecte el análisis, ya que las demás componentes armónicas pueden ser filtradas en el espacio de las frecuencias, como se mostrará más delante. Por lo tanto, la rejilla de referencia toma la siguiente forma,

(4)

donde por comparación con interferometría, a(x,y) representa el nivel de iluminación de fondo y b(x,y) la visibilidad o contraste de las franjas. Cuando este patrón de franjas es registrado mediante una cámara CCD, debido a efectos de perspectiva, el período deja de ser constante y varía respecto a las coordenadas x, y. Entonces el nivel de intensidad registrado por el CCD para una imagen modulada con franjas es

(5)

donde se ha omitido un factor de proporcionalidad que toma en cuenta la conversión a unidades de niveles de gris de las imágenes grabadas, es decir la conversión de formato analógico (en voltios) del sensor del CCD al formato digital (de 0-255 niveles de gris, donde el cero corresponde al negro y el 255 al blanco). Esta operación la realiza automáticamente el software de control que viene con la cámara.

La ecuación (5) puede ser equivalentemente representada como

(6)

donde θ (x, y) es el cambio en la fase de las franjas debida a efectos de perspectiva. Este término de fase también toma en cuenta las variaciones en el período debido a las aberraciones introducidas por el sistema formador de imágenes del CCD.

Cuando el modelo es sometido a esfuerzos, su superficie se deforma y su topografía varía de un punto a otro, es decir aparece una distribución de alturas sobre la superficie plana. Esto equivale a introducir una nueva variación del período local p(x, y). Este efecto se puede notar en el video anexo (<<http://www.geociencias.unam.mx/~alaniz/ SGM/suplementos/cercaVideo1.avi>>) y en las imágenes obtenidas con la cámara CCD. Tomando en cuenta dicho efecto, la ecuación (6) se transforma en:

(7)

donde φ (x, y) es la contribución a la fase de las franjas debido a las variaciones en altura de la superficie del modelo durante la deformación. En la ecuación (7) se ha asumido que el término de fase debido a perspectiva, θ (x, y) , permanece sin cambios. Esto sucede así siempre y cuando los desplazamientos (o deformaciones) de la superficie sean del orden de unos pocos períodos (Barrientos et al., 2004). Del arreglo geométrico presentado en la Figura 4, podemos encontrar la relación entre φ (x, y) y la distribución de desplazamientos verticales h(x, y) en la forma siguiente. Suponiendo que la deformación aplicada por la pared móvil sobre la arena provoca un cambio en el relieve de la superficie de uno plano al indicado por ABCDE, entonces los cambios de altura de la superficie modifican la posición de las franjas proyectadas en la dirección x. Por ejemplo, la posición de la franja binaria que inicialmente caería en B para una superficie plana, ahora cae en D debido al cambio en altura BC, visto desde la dirección de observación. Como el desplazamiento lateral de la franja es CD, entonces en esa posición el período de la rejilla es modificado o equivalentemente la fase de la rejilla binaria en ese punto también lo es. Considerando que un desplazamiento lateral igual a un período de la rejilla proyectada, p, equivale a un cambio de fase de 2π rad de la rejilla proyectada, entonces el cambio de fase debido a un desplazamiento lateral CD es φ(x, y)=CD(2π)p-1. Considerando el triángulo BCD, se observa que la variación de altura h(x, y)=BC está dada por:

(8)

donde α es el ángulo medio entre la dirección de observación y la dirección de iluminación. En la ecuación (8) se supone que la distancia de observación es mucho más grande que las dimensiones de la región observada, condición que se cumple en el arreglo experimental. Además, como los parámetros p y αpueden ser medidos directamente del arreglo experimental, entonces el desplazamiento vertical h(x,y) puede ser obtenido una vez que se conoce el término de fase φ(x, y). Este término puede ser conocido mediante la resta de los argumentos de las Ecs. (6) y (7):

(9)

Como se puede ver, después de tomar la diferencia de los términos de fase de la imagen de referencia y una imagen con deformación, las contribuciones de los términos por perspectiva, θ(x, y) y portadora, (2˜)p-1, resultan totalmente compensados en el resultado final.

Los argumentos de las funciones coseno en las Ecs. (6) y (7) pueden ser calculados mediante el método de Fourier (Takeda y Mutoh, 1983) a partir de imágenes con franjas del objeto bajo prueba. Para ello, la ecuación (7), por ejemplo, se rescribe de la siguiente forma:

(10)

donde g(x, y)= θ(x, y) + φ(x, y), el asterisco denota la operación de complejo conjugado e i = √-1 . Para calcular el término g(x, y), que es el término que contiene el término de interés φ(x, y), tomamos la transformada de Fourier de la ecuación (10). Para esto, recordamos la propiedad de traslación en el espacio de Fourier, de la ecuación (10) produce,

(11)

donde ˜ representa al operador transformada de Fourier, u₀ una frecuencia portadora y F(u) = ˜{ f (x) }, con u como frecuencia espacial. Por lo tanto, la transformada de Fourier

(12)

donde u, v son las coordenadas en el espacio de Fourier, u0=(2˜)p-1, A(u, v)= ˜{a(x, y)} y B(u, v) =˜{½ b(x, y) exp ﴾ig(x, y)﴿}. El primer término del lado derecho de la ecuación (12) es un término de iluminación de fondo cuyas frecuencias son bajas, es decir su variación espacial es casi nula, y por lo tanto aparece en el espacio de Fourier centrado en u=0 y con un ancho más pequeño que u0, como se observa en la Figura 5. Los otros dos términos aparecen centrados en u=u0, y su magnitud es simétrica. Los términos de mayor frecuencia en la serie de Fourier de la ecuación (4), aparecen centrados en 2u0, 3u0, etc. Sin embargo, su magnitud es relativamente baja y pueden ser removidos como se muestra a continuación. Al aplicar un filtro pasabandas (señalado en línea punteada en la Figura 5), de tal forma que sólo se deje pasar al lóbulo centrado en u0, la señal representada por la ecuación (12) se modifica a

(13)

Si se toma la transformada inversa de Fourier del resultado dado por la ecuación (13), se obtiene lo siguiente,

(14)

donde

(15)

(16)

Para obtener el segundo paso de la ecuación (14) se hizo uso nuevamente de la propiedad de traslación, ecuación (11).

De las ecuaciones (15) y (16) se puede obtener el término de fase buscado,

(17)

Similarmente, al aplicar este procedimiento a la imagen de referencia, representada por la ecuación (6), y usando la ecuación (9), finalmente se calcula la fase debida solamente a deformación y por tanto se obtiene la distribución de desplazamientos verticales en toda la superficie del modelo mediante la ecuación (8).

Figura 3. a) Proyección de las franjas binarias sobre la superficie inicial del modelo en la serie experimental 1. b). El arreglo experimental utilizado para el experimento de extensión. c) Franjas proyectadas sobre una superficie plana horizontal. El proyector y la cámara CCD tienen un ángulo de 30° con respecto a la normal a la superficie del modelo. La pared móvil se retira lentamente a velocidad constante y la arena avanza modulando las franjas proyectadas.

Figura 4. Geometría utilizada en el cálculo del desplazamiento vertical h(x,y). Cuando el objeto se deforma, el punto B se desplaza hasta C. Esto origina que la posición horizontal de la franja que caería en B se desplace horizontalmente hasta D, visto desde la dirección de observación. El eje y apunta hacia fuera de la hoja.

Si la deformación es mayor que el periodo p, entonces es necesario realizar un proceso de desenvolvimiento de fase al resultado dado por la ecuación (9) (Bryanston-Cross et al, 1994).

A partir de la ecuación (8), se puede apreciar que la resolución del método depende de la selección del periodo y del ángulo de observación. La resolución obtenida en los resultados de este trabajo resulta adecuada para nuestros objetivos pues se encuentra en el intervalo de decenas de micrómetros, mientras que los desplazamientos verticales en los modelos analógicos generalmente fueron del orden de milímetros.

En resumen, para calcular el desplazamiento vertical en modelos analógicos sometidos a deformación, el método requiere los siguientes pasos:

1. Proyectar una imagen con franjas binarias (negras y blancas) que cubra la región de interés. Las franjas proyectadas deben ser paralelas a la pared móvil. Se sugiere un período de 2-3 mm (medido sobre la superficie) para cambios de elevación totales del orden de 4-6 cm.

2. Grabar una imagen de referencia (Figura 6) cuando la superficie de la arena está inicialmente horizontal o al final añadiendo arena hasta que la superficie sea horizontal.

3. Grabar tantas imágenes como se requieran aplicando un desplazamiento a la pared móvil. 4. Tomar la transformada de Fourier tanto de la imagen de referencia como de las imágenes con deformación. Estas darán origen a nuevas imágenes de datos.

5. A las imágenes de datos resultantes del paso 4, aplicar un filtro pasabanda adecuado. La forma del filtro bidimensional (a diferencia del unidimensional mostrado en la Figura 5, que fue calculado para una sola línea de datos) puede obtenerse al graficar la magnitud de la transformada de Fourier para cualquier imagen. Este filtro debe cubrir enteramente al lóbulo más cercano al centro. Generalmente, el filtro dimensional es representado mediante un círculo. Este mismo filtro puede ser usado en cualquier otra imagen, logrando con esto la automatización del proceso.

6. A las imágenes resultantes del filtrado del paso 5, tomarles la transformada inversa de Fourier. Esto dará como resultado que cada imagen de datos origine a dos nuevas imágenes: una que contiene la parte real de la transformada inversa de Fourier y otra a su parte imaginaria, las cuales corresponden a R(x,y) y M(x,y) en las ecuaciones (15) y (16), respectivamente.

7. Calcular la fase para cada píxel de cada imagen de acuerdo a la ecuación (17). De esta forma cada imagen original produce una imagen con datos de fase. A esta última imagen de datos se le conoce como mapa de fase.

8. Para conocer la deformación en cualquier instante del experimento, tomar la resta del mapa de fase correspondiente al instante y el mapa de fase de referencia, píxel por píxel.

9. El desplazamiento vertical para cada píxel para una imagen dada puede entonces ser calculado mediante la ecuación (8). La imagen resultante es del tipo de imágenes de aquellas mostradas en la columna derecha de la Figura 7.

4. Evolución estructural y desarrollo de relieve en los modelos

En general, la evolución de la deformación en los experimentos presentó un desarrollo similar de fallas con desplazamiento normal que delimitan las fosas y un desarrollo progresivo que causa una zona extendida cada vez más amplia (Figura 7 y 8). El desplazamiento de la discontinuidad de velocidad provoca la migración de la localización de la deformación y produce fosas con distintos grados de asimetría. En las fotografías presentadas en las Figuras 7 y 8, las franjas que se observan sobre la superficie de cada modelo corresponden al patrón de luz estructurada proyectado para obtener el mapa digital topográfico en la primera serie experimental. Para documentar la evolución de las estructuras en planta se utilizaron las fotografías obtenidas con la cámara CCD, con un ángulo de 30° con respecto a la dirección de observación, a intervalos regulares de tiempo (cada 3 minutos). Las imágenes obtenidas son analizadas e interpretadas, en la forma tradicional y con ayuda del mapa topográfico digital, para producir una cartografía de las estructuras formadas en cada intervalo de deformación (Figura 7 a y b). Junto a cada interpretación se presenta también el resultado del mapa digital topográfico (Figura 7 a y b), el cual permite obtener una idea más clara del desarrollo topográfico en la superficie. Además, como material anexo al manuscrito se presentan dos videos que ilustran el desarrollo de la deformación en el modelo disponibles en la página <<http://www.geociencias.unam. mx/~alaniz/SGM/cercaVideos.htm>>

Figura 5. Perfil horizontal de la transformada de Fourier de una imagen con franjas. Las unidades de u, v están dadas en 1/m, cuando las de x y y están en m.

En la Figura 7a se muestra la evolución superficial en el primer experimento entre 7 y 21 % de extensión. Antes de 1 cm de desplazamiento (alrededor de 7 % de extensión) ya se había formado la primera falla normal en el modelo con el bloque de piso, en el lado opuesto a la pared móvil. La posición de esta falla coincide con la posición inicial de la VD (velocity discontinuity) y divide en dos bloques bien definidos el modelo. Hacia los 2 cm de desplazamiento (14 % de extensión) se forma la falla con inclinación opuesta que delimita la forma inicial de la fosa. Posteriormente (21% de extensión), la deformación avanza hacia el lado opuesto de la pared en movimiento y produce dos nuevas fallas. Durante este proceso, se observa una zona que se profundiza en el relieve digital en el centro de la fosa y comienza a migrar junto con la VD en la dirección de la pared en movimiento.

En la Figura 7b se muestra la evolución superficial de la deformación entre 28 y 42 % de extensión. En general, se puede observar un ensanchamiento de la zona profunda y una migración menor que en el intervalo anterior entre las dos primeras fallas, además de un aumento en la diferencia de altura entre la parte más alta y baja que va de 3 hasta 4 cm al final del experimento. El espaciamiento entre las fallas hacia la derecha de la fosa principal también se incrementa progresivamente. Todas las estructuras continuaban activas aún hacia el final del experimento cuando se llegó a un porcentaje de extensión de 42 %, la profundidad de la cuenca alcanzó 2.3 cm y el ancho de la zona extendida aproximadamente 12.1 cm.

Es necesario mencionar que la estructura asimétrica formada durante este experimento pudo haber sido influenciada por efectos de borde causado por la ubicación de la VD cercana a la pared móvil. Una nota de atención en este tipo de experimentos es necesaria para considerar inicialmente la superficie que debe quedar cubierta por la luz estructurada al final del experimento. Al final del experimento, la caja de acrílico fue rellenada con arena hasta llegar a una posición horizontal arbitraria, para obtener un plano de referencia (Figura 6) que permitiera el cálculo de las elevaciones en el modelo.

4.1. Experimento de calibración (benchmark) entre laboratorios En el segundo experimento se reprodujo el experimento propuesto como calibración (benchmark) entre laboratorios de modelado analógico (Schreurs et al., 2006). Un mapa de relieve digital no pudo ser procesado para este experimento debido a que el periodo de franjas y ángulo de observación elegido no fueron óptimos para la técnica de franjas. Sin embargo, los resultados de este experimento son de importancia para la comparación entre laboratorios. Durante el experimento, las primeras fallas se formaron a la izquierda de la VD formando una cuenca angosta. Hacia 7 % de extensión hay más estructuras que en el caso anterior y la extensión se distribuye en una zona que cubre toda el área donde se ubica la capa viscosa (Figura 8). A partir de este momento, la deformación avanza hacia ambos lados de la VD, pero se observa una mejor definición de las estructuras hacia el lado de la pared móvil. En este caso, la deformación vertical es menor y se forma un pilar en la zona central del modelo. La evolución de la deformación en superficie del experimento es similar a los resultados obtenidos por otros laboratorios (ver Schreurs et al., 2006), confirmando que el procedimiento experimental es también similar. Al final del experimento, la fosa a la izquierda del pilar alcanzo 1 cm de profundidad y su zona de afectación alcanzó 6.5 cm de espesor, mientras que la fosa derecha alcanzó 1.3 cm de profundidad y 8.5 cm de espesor. En total el ancho de la zona extendida llegó a 16.5 cm.

Figura 6. Obtención de un plano de referencia para el cálculo de las alturas.

Figura 7a. Evolución de la deformación en el primer experimento, se muestra la interpretación tradicional en las fotografías obtenidas con un ángulo de 30° y la vista del relieve obtenido en 3D, entre 7 y 21 % de extensión.

Figura 7b. Evolución de la deformación en el primer experimento, se muestra la interpretación tradicional en las fotografías obtenidas con un ángulo de 30° y la vista del relieve obtenido en 3D, entre 28 y 42 % de extensión.

4.2. Limitaciones de los modelos

La evolución de la superficie durante el proceso de extensión en la naturaleza puede verse afectada por factores que no fueron considerados en los modelos; por ejemplo, el relieve original que existía antes de la deformación, la erosión y el depósito de sedimentos, la influencia de magmatismo, la evolución térmica de las cuencas, entre otros. En cuanto a sus condiciones de frontera, construcción y selección de materiales los modelos también presentan algunas limitaciones. Por ejemplo, los efectos de borde que genera la fricción en las paredes verticales en los modelos ocurren en la mayoría de los modelos. Para observar la sensibilidad de los modelos a los efectos de fricción en las fronteras laterales en el segundo experimento se examinaron dos condiciones diferentes: la pared izquierda de acrílico se cubrió con plástico transparente, mientras que la pared derecha fue confinada solo con arena. Como puede observarse en la Figura 9, la selección de las condiciones de frontera iniciales puede tener un efecto significativo en la forma y distribución de los efectos de borde. Para evitar estos efectos solo se analizó la deformación en el área cubierta por la línea roja punteada.

Figura 8. Evolución de la superficie en el segundo experimento, utilizando una capa débil y de baja viscosidad.

Figura 9. Fotografía del estado final de la deformación en el experimento de calibración, la selección de fronteras laterales diferentes cambian los efectos de frontera y su propagación hacia el interior del modelo. Del lado izquierdo, la frontera es una pared de acrílico mientras que del lado derecho solamente se añadió arena como confinante. El área señalada por la línea discontinua no presenta efectos de borde. La línea azul continua señala la posición de donde se realiza un corte para obtener una sección longitudinal B representativa, no presentada en este trabajo.

5. Conclusiones

La técnica de proyección de luz estructura ha arrojado resultados satisfactorios para reproducir de manera digital el relieve de la superficie durante la deformación de modelos analógicos. Sus características – buena resolución, bajo costo instrumental y no invasora – la hacen apropiada para este tipo de aplicaciones. El monitoreo y análisis de la superficie de los modelos para obtener un mapa de relieve digital de la superficie en modelos analógicos de deformación permite obtener información sobre la evolución de la deformación que no puede ser obtenida mediante el análisis tradicional de imágenes fotográficas, además de que permite trabajar con los resultados analógicos en un ambiente virtual. Se planea la realización de nuevos experimentos para explorar el uso conjunto de diferentes técnicas ópticas para trazar las trayectorias de partículas individuales durante la deformación en los modelos.

Agradecimientos

Este trabajo fue apoyado por los proyectos DGAPA

PAPIIT (UNAM) IN120305 y CONACYT No. 46235 al Laboratorio de Mecánica Multiescalar de Geosistemas (LAMMG), Centro de Geociencias. Agradecemos la ayuda de Dora Carreón-Freyre y Ricardo Carrizosa, quienes facilitaron equipo y colaboraron en la preparación de los materiales utilizados como análogos. Rodrigo Portillo participo en la preparación de un experimento. Teodoro Hernández- Treviño del Instituto de Geofísica y Gustavo Tolson del Instituto de Geología, ambos de la UNAM participaron en la construcción del sistema de deformación. Daniel Malacara del CIO otorgo las facilidades para utilizar el laboratorio de Interferometría. Finalmente, agradecemos los comentarios y sugerencias de Peter Cobbold, Ana Crespo-Blanc y Jesús Blanco-García quienes revisaron el manuscrito.

Referencias bibliográficas

Barrientos, B., Cywiak, M., Lee, W. K., y Bryanston-Cross, P., 2004, Measurement of dynamic deformation using a superimposed grating: Revista Mexicana de Física, 50(1), 12-18.

Benes, V., y Davy, P., 1996, Modes of continental lithospheric extension: experimental verification of strain localization processes: Tectonophysics, 254, 69–87.

Bryanston-Cross, P. J., Quan, C., Judge, T. R., 1994, Application of the FFT method for the quantitative extraction of information from high resolution interferometric and photoelastic data: Optics and Laser Technology, 26(3), 147-155.

Byerlee, J. D., 1978, Friction of rocks: Pure and Applied Geophysics, 116, 615- 626.

Corti, G., Bonini, M., Conticelli, S., Innocenti, F., Manetti, P., y Sokoutis, D., 2003, Analogue modelling of continental extension: a review focused on the relations between the patterns of deformation and the presence of magmas: Earth-Science Reviews, 1291, 1-79.

Colletta, B., Letouzey, J., Pinedo, R., Ballard, J.F., y Balé, P., 1991, Computerized X-ray tomography analysis of sandbox models: Examples of thin-skinned thrust systems: Geology, 19, 1063–1067,

doi: 10.1130/0091-7613(1991) 0192.3.CO;2.

Fischer, M. P., y Keating, D. P., 2005, Photogrammetric techniques for analyzing displacement, strain, and structural geometry in physical models: Application to the growth of monoclinal basement uplifts: GSA Bulletin, 117 (3-4), 369–382; doi: 10.1130/B25484.1.

Hubbert, M. K., 1937, Theory of scale models as applied to the study of geologic structures: Bulletin of the Geological Society of America, 48, 1459-1520.

Indebetouw, G., 1978, Profile measurement using projection of running fringes: Applied Optics, 17, 2930.

Muller, G., Mach, R., y Kaupper, K., 2001, Mapping of bridge pier scour with projection Moiré: Journal of Hydraulic Research, 39 (5), 1-7.

Persson, K., Garcia-Castellanos, D., y Sokoutis, D., 2004, River transport effects on compressional belts: First results from an integrated analogue-numerical model: Journal of Geophysical Research, 109, B01409, doi:10.1029/2002JB002274

Ranalli, G., 2001, Experimental tectonics: from Sir James Hall to the present: Journal of Geodynamics, 32 (1-2), 65 – 76.

Ramberg, H., 1981., Gravity, Deformation and Earth’s Crust: Academic, San Diego Calif., 452.

Schreurs, G., Hänni, R., y Vock, P., 2001, Four-dimensional analysis of analog models: Experiments on transfer zones in fold and thrust belts, in Koyi, H. A., and Mancktelow, N. S., eds., Tectonic modelling: A volume in Honor of Hans Ramberg: Boulder, Colorado: Geological Society of America Memoir, 193, 179-190.

Schreurs, G., Buiter, S. J. H., Boutelier, D., Corti, G., Costa, E., Cruden, A. R., Daniel, J-M., Hoth, S., Koyi, H., Kukowski, N., Lohrmann, J., Ravaglia, A., Schlische, R. W., Withjack, M. O., Yamada, Y., Cavozzi, C., Delventisette, C., Brady, J. A. E., Hoffmann-Rothe, A., Mengus, J-M., Montanari, D., y Nilforoushan, F., 2006, Analogue benchmarks of shortening and extension experiments.,in Buiter, S. J. H., and Scheurs, G. (eds). Analogue and numerical modeling of crustal-scale processes: Geological Society, London, Special Publications, 253, 1-27.

Srinivasan, E., Liu H. C., y Alioua, M., 1984, Automated phase-measuring profilometry of 3D diffuse objects: Applied Optics 23, 3105.

Takeda, M., y Mutoh, K., 1983, Fourier transform profilometry for the automatic measurement of 3-D object shapes: Applied Optics, 22, 3977.

Weijemars, R., y Schmeling, H., 1986, Scaling of Newtonian and non- Newtonian fluid dynamics without inertia for quantitative modeling of rock flow due to gravity (including the concept of rheological similarity): Physics of the Earth and Planetary Interiors, 43, 316-330.

Wilkerson, M.S., Marshak, S., y Bosworth, W., 1992, Computerized tomographic analysis of displacement trajectories and three-dimensional fold geometry above oblique thrust ramps: Geology, 20, 439–442.

Willingshofer, E., Sokoutis, D., y Burg, J-P., 2005, Lithospheric-scale analogue modeling of collision zones with a pre-existing weak zone. In: Gapais, D., Brun, J-P. y Cobbold, P. R. (eds). Deformation Mechanisms, Rheology and Tectonics: from Minerals to the Lithosphere: Geological Society, London, Special Publications, 243, 277-294.

Windecker, R., y Tiziani, H. J., 1995, Topometry of technical and biological objects by fringe projection: Applied Optics, 34, 3644.

Manuscrito recibido: Mayo 2, 2007

Manuscrito corregido recibido: Junio 21, 2007

Manuscrito aceptado: Agosto 6, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 115-123

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a9

Eocene strata from the Sabinas Basin and their bearing in sedimentary basin correlation in NE Mexico

Francisco J. Vega¹, María del Carmen Perrilliat¹, Luis Duarte-Torres², Gerardo Durán-Herrera², Roberto Rivas-García², Marcelo Aguilar-Piña³, José F. Ventura⁴

¹ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Coyoacán, México, DF 04510, Mexico.
² Minerales Monclova S.A.de C.V., Prolongación Presidente Cárdenas S/N, 26350 Palaú, Coahuila, Mexico.
³ Instituto Mexicano del Petróleo, Exploración (Geociencias), Eje Central Norte Lázaro Cárdenas 152, Col. San Bartolo Atepehuacan, A. P. 14-805,. México, D.F. 07730, Mexico.
⁴ Santa Engracía #257, Fraccionamiento Santa Elena, Saltillo, Coahuila, Mexico.

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Abstract

The El Arco section, located on the southeast margin of the Sabinas Basin (Adjuntas Sub-basin), includes a succession consisting of Upper Cretaceous formations typical for this unit, as well as Paleogene strata similar to those previously reported from the La Popa Basin, adjacent to the Sabinas Basin. The El Arco carbonate lentil includes microfossils and nautiloids that indicate a middle Eocene age, which is consistent with previous stratigraphic inferences for the La Popa Basin. The presence of the nautiloid Hercoglossa sp. cf. H. peruviana in the El Arco Lentil and in the upper portion of the Rancho Nuevo Formation of Parras Basin, suggests a new correlation scheme for the Tertiary stratigraphic units of the three basins (Parras, La Popa and Sabinas basins). All three units had sediment input as late as middle Eocene time.

Keywords: Middle Eocene, Sabinas Basin, basin correlation, Northeastern Mexico.

Resumen

La sección El Arco, en el margen sureste de la Cuenca de Sabinas (Subcuenca de Adjuntas), incluye una secuencia que abarca formaciones del Cretácico Superior, características de esa unidad, así como estratos del Paleógeno, similares a los previamente reportados para la Cuenca de La Popa, adyacente a la Cuenca de Sabinas. La lente de carbonato El Arco incluye microfósiles y nautiloideos que indican una edad Eoceno medio, lo cual es congruente con inferencias estratigráficas previas para la Cuenca de La Popa. La presencia del nautiloideo Hercoglossa sp. cf. H. peruviana en la Lente El Arco y en la parte superior de la Formación Rancho Nuevo de la Cuenca de Parras, sugiere un nuevo esquema de correlación entre las unidades terciarias de las tres cuencas (Parras, La Popa y Sabinas), las cuales recibieron aporte sedimentario hasta el Eoceno medio.

Palabras clave: Eoceno medio, Cuenca de Sabinas, correlación de cuencas, Noreste de México.

1. Introduction

Data presented here document the presence of Eocene strata in southeast Sabinas Basin (Adjuntas Sub-basin, sensu Flores-Galicia, 1988), and indicate the need for a new correlation scheme between three important Cretaceous – Paleogene depocenters in NE Mexico, known as the Parras, La Popa and Sabinas basins (Figure 1a).

Previously, several authors suggested the presence of Eocene strata in the Sabinas Basin (Chávez-Cabello, 2005; Echánove, 1988; Eguiluz-de Antuñano et al., 2000; Eguiluz-de Antuñano, 2001; 2004; 2007; Eguiluz-de Antuñano and Amezcua, 2003; Gray et al., 2001). Recent field research in the Sierra El Arco on the eastern margin of the Sabinas Basin (Figure 1b) (locality IGM 3599 of the Catálogo de Localidades de la Colección Nacional de Paleontología, UNAM) has revealed the presence of marine Paleogene strata, previously considered as Maastrichtian Hermanas formation by Flores-Espinoza (1989). Flores- Espinoza (1989) studied the area recognizing a vertical succession consisting of the Escondido Formation, which includes a red-beds unit, the Múzquiz member, overlain by the Hermanas formation, represented by the El Arco Lentil. The El Arco Lentil was interpreted as a 15 m thick and 8 km long carbonate biostrome, deposited during a transgressive phase during low rates of terrigenous sedimentation in Maastrichtian times (Flores-Espinoza, 1989). Based on previous regional reports by Laudon (1975) and McBride et al. (1975), Flores-Espinoza (1989) suggested a relationship between topographic relief associated with diapirism and the deposit on the El Arco Lentil. The elongate shape of the El Arco Lentil suggests its origin adjacent to a former salt wall since evacuated to form a weld, but more fieldwork is necessary to confirm this inference. Recent reports of La Popa Basin document the relation between carbonate lentils and topographic relief associated with diapirism (Giles and Lawton, 1999; 2002; Lawton et al., 2001).

Figure 1. a) Location map of the Parras, La Popa and Sabinas basins. Dashed line rectangle indicates area of figure b) Location map of the El Arco section, southeast margin of the Sabinas Basin and primary synclines of La Popa Basin.

2. El Arco Section

The sequence at El Arco includes outcrops of the San Miguel, Olmos and Escondido formations, all units typical of the Sabinas Basin, as well as outcrops of the upper Potrerillos and Adjuntas formations, typical of the La Popa Basin. The top of the sequence is represented by the El Arco carbonate lentil (Figure 2). A covered interval stratigraphically above the Escondido Formation may correspond to Paleocene deposits, probably equivalent to the Upper Mudstone and Upper Sandstone Members of the Potrerillos Formation. Red beds crop stratigraphically above the covered interval (Figure 3), and are equivalent to the Adjuntas Formation where oyster banks of the species Ostrea (Turkostrea) escondida Perrilliat and Vega, 1993 (Figure 4.1 – 4.10) crop at the top of the formation. Ostrea (Turkostrea) escondida was also reported from the Lower Eocene (Ypresian) of the La Popa Basin (Perrilliat and Vega, 1993) at the La Escondida and San Antonio synclines (Figure 1b). A review of the Múzquiz Member is necessary, as this unit represents, at least in the SE portion of the Sabinas Basin, the Adjuntas Formation, but it is still considered by some, as a Cretaceous unit (Corona-Esquivel et al., 2006). Stephenson (1927) reported a new species of Ostrea collected from the Múzquiz formation, mentioning they resemble ostreids of Tertiary forms. However, other authors have reported ammonites from the same unit (Robeck et al., 1956; Flores-Espinoza, 1989). On top of the Adjuntas Formation beds, a 10 m thick interval of dark-gray limestone, named by Flores-Espinoza (1989) as the El Arco member (Figure 3) of the Hermanas formation, contains numerous fossils that include foraminifera, sponges, solitary corals Flabellum sp. (Figure 5.20 – 5.22), scarce valves of Venericardia sp., and complete nautiloids identified as Hercoglossa sp. cf. H. peruviana Berry, 1923 (Figure 4.11 – 4.14), a species reported from the Middle Eocene of Perú. Additionally, foraminifera found at the El Arco Lentil (Figure 5.1 – 5.19) suggests a Middle Eocene age, with benthic forms such as Lenticulina jeffersonensis Garrett, 1939 (Figure 5.19), which is used to recognize middle Eocene beds of the Burgos Basin (Aguilar-Piña, pers. comm.). Forms similar to Morozovella aragonensis (Nuttall, 1930) (Figure 5.14, 5.15) also support this interpretation.

Figure 2. Satellite image of the Sierra El Arco, eastern portion of the Sabinas Basin, with outcrops of the Escondido, upper Potrerillos (covered), Adjuntas and El Arco Lentil.

Figure 3. Composite stratigraphic section at El Arco, southeast Sabinas Basin, with Escondido, upper Potrerillos Formation (U. Pot. Fm.), Adjuntas Formation and Hermanas formation, which consists entirely of the El Arco Lentil. Top of section is eroded.

Figure 4. 1 – 10: Ostrea (Turkostrea) escondida Perrilliat and Vega, 1993, El Arco section, Adjuntas Formation, Sabinas Basin, Coahuila, Lower Eocene (Ypresian). 1 – 3: Hypotype IGM-7840, articulated specimen, left valve, right valve and left lateral views, X1.2; 4, 5: Hypotype IGM-7841, right valve, outer and inner views, X1.0; 6, 7: Hypotype IGM-7842, articulated specimen, left and right valves, X1.2; 8, 9: Hypotype IGM-7875, outer and left views of left valve, X1.2; 10: Hypotype IGM-7876, inner view of left valve, X0.8. 11 – 16: Hercoglossa sp. cf. H. peruviana Berry, 1923. 11 – 13: Hypotype IGM- 7878, right, left and ventral views, El Arco Lentil (Hermanas formation), Sabinas Basin, Coahuila, Middle Eocene (Lutetian), X0. 3. 14: Hypotype IGM-7879, left side of specimen in a concretion, with a specimen of Flabellum sp. included, El Arco Lentil (Hermanas formation), Sabinas Basin, Coahuila, Middle Eocene (Lutetian), X0.3. 15 – 17: Hypotype IGM-7877, right, left and ventral views, locality IGM 3598, Noria Las Ánimas, upper Rancho Nuevo Formation, Parras Basin, Coahuila, Middle Eocene (Lutetian), X0.8. 18 – 20: Hercoglossa sp., hypotype IGM-8622, right, left and ventral views, Veinte de Noviembre, El Bosque Formation, Chiapas, Lower Eocene (Ypresian), X1.0.

Figure 5. 1 – 19: Foraminifera, locality IGM 3599, El Arco Lentil, Hermanas formation, Sabinas Basin, Coahuila, Middle Eocene (Lutetian). 1, 2: Gyroidinoides sp. 1: Axial section, 36X. 2: Equatorial section, 36X. 3: Cibicidoides sp., surficial equatorial section, 36X. 4 - 8: Valvulamminidae Loeblich and Tappan, 1986, equatorial section, 48X. 9: Hanzawaia sp., equatorial section, 90X. 10: Rotaliid, axial section, 48X. 11: Siphonodosaria sp., axial section, 10X. 12, 13: Pseudoglobigerinella sp. cf. G. bolivariana, axial section, 63X. 14, 15: Morozovella sp. cf. M. aragonensis (Nutall, 1930), equatorial section, 90X. 16: Morozovella sp., axial section, 90X. 17: Acarinina sp., axial section, 63X. 18: Subbotina sp., equatorial section, 90X. 19: Lenticulina sp. cf. L. jeffersonensis Garrett, 1939, side view, 30X. 20 – 22: Flabellum sp., locality IGM 3599, El Arco Lentil, Hermanas formation, Sabinas Basin, Coahuila, Middle Eocene. 20: Hypotype IGM-7833, approximately oblique - longitudinal cross section of a corallum; the upper margins of septa appear to be exsert, 5X; 21: Hypotype IGM-7834, transverse cross section near the calicular margin of a corallum; four complete cycles of septa present (48 septa), columella absent, 10X; 22: Hypotype IGM-7835, transverse cross section near the base of a corallum; three complete cycles of septa present (24 septa), columella absent, 15X. 23 – 25: Kapalmerella mortoni postmortoni (Harris, 1894), locality IGM 1973, Cerro La Carroza, Adjuntas Formation, La Popa Basin, Nuevo León, Lower Eocene (Ypresian). 23: Hypotype IGM-7836, with a left valve of Ostrea (Turkostrea) escondida Perrilliat and Vega, 1993 attached, X1.5. 24: Hypotype IGM-7837, X2.0. 25: Hypotype IGM-7838, X0.7. 26: Venericardia planicosta (Lamarck, 1801), hypotype IGM-7839, locality IGM 1973, Cerro La Carroza, Adjuntas Formation, La Popa Basin, Nuevo León, Lower Eocene (Ypresian), X0.8.

3. Biostratigraphy

Maastrichtian beds are present in the Parras, La Popa and Sabinas basins. Occurrence of the ammonite Sphenodiscus pleurisepta (Conrad, 1857) indicates an early Maastrichtian age for the Las Imágenes Formation of the Parras Basin (Bermúdez-Santana, 2003; Wolleben, 1977), the Lower Mudstone Member of the Potrerillos Formation of the La Popa Basin (Ifrim, 2005; Vega and Perrilliat, 1989c; Wolleben, 1977), and the Escondido Formation of the Sabinas Basin (Flores-Espinosa, 1989). Cimomia haltomi (Aldrich, 1931) is present in the lower Rancho Nuevo Formation of the Parras Basin (Vega and Perrilliat, 1995; Wolleben, 1977), and the Upper Mudstone Member of the Potrerillos Formation, La Popa Basin (Vega and Perrilliat, 1995), indicating a Paleocene age for those units. As previously mentioned, no Paleocene strata were recognized at the El Arco section, due to lack of exposure in the upper portion of the Escondido Formation. However, based on a similar stratigraphic sequence observed by Vega et al. (1989) at the San Antonio Syncline, we infer that Paleocene strata equivalent to the Upper Mudstone and Upper Sandstone Members of the Potrerillos Formation are present above the Escondido Formation. The Adjuntas Formation in the La Popa Basin, has been considered to be of early Eocene age on the basis of index fossils such as Venericardia planicosta (Lamarck, 1801), Kapalmerella mortoni postmortoni (Harris, 1894) and turkostreid species, which are closely related to species from other Eocene units in the Tethys Province (Vega and Perrilliat, 1989a; 1989b; 1992; 1995; Vega et al., 1989; Perrilliat and Vega, 1993; 2003; Lawton et al., 2001; Klosterman et al., 2007). Kapalmerella mortoni postmortoni (Figure 5.23 – 5.25) is also abundant in the Viento Formation of the La Popa Basin, and although it was formerly considered as an index fossil for the early Eocene, Allmon (1996; 2005) placed this species in the upper Paleocene. However, an important index fossil found in the Adjuntas Formation is Venericardia planicosta (Figure 5.26), an early Eocene (Ypresian) bivalve. The presence of the Eocene nautiloid Hercoglossa sp. cf. H. peruviana above Adjuntas strata at El Arco section seems to confirm that the succession overlying the Adjuntas (Viento and Carroza formations) is of Eocene age. An interesting addition to the data presented here is the occurrence of Hercoglossa sp. cf. H. peruviana (Figs. 4.15 – 4.17) in the upper part of the Rancho Nuevo Formation (contribution of J. Ventura, locality IGM 3598 of the Catálogo de Localidades de la Colección Nacional de Paleontología, UNAM). Thus a new scheme of correlation is needed for the three main Upper Cretaceous – Paleogene sedimentary basins in Northeastern Mexico. Hercoglossa is also present in the lower Eocene of Chiapas (Figure 4.18 – 4.20), shells of which were used to obtain an isotopic age equivalent to 52 Ma (Perrilliat et al., 2006), which corresponds with the Ypresian stage (Steurbaut, 2006). A nautiloid specimen reported by Squires and Demetrion (1992) from the Eocene of Baja California Sur, was reported as being similar to H. peruviana.

4. Correlation

Flores-Espinoza (1989) proposed a correlation between the Upper Sandstone Member of the Potrerillos Formation (La Popa Basin) and the El Arco Lentil of the Hermanas formation. However, the Upper Sandstone Member underlies the Adjuntas Formation at the Delgado, La Popa, La Escondida and San Antonio synclines (Figure 1b). In the hinge of the San Antonio Syncline on the southernmost edge of the Sabinas Basin, Vega et al. (1989) recognized Paleocene strata (upper Potrerillos Formation) that overlie Maastrichtian deposits of the Escondido Formation containing Sphenodiscus pleurisepta. Although oyster beds of Ostrea (Turkostrea) escondida were recognized from the top of the Adjuntas Formation in this section, the calcareous equivalent found at the top of El Arco section is not present. Soegaard et al. (2003) also suggested a correlation of the section in the southern part of the Sabinas Basin at the San Antonio Syncline, with the upper portion (Paleocene) of the Parras and La Popa basins. They considered the Rancho Nuevo Formation (Parras Basin) to be correlated with the Paleocene Upper Mudstone Member of the Potrerillos Formation (La Popa Basin), and that the Adjuntas, Viento and Carroza Formations (La Popa Basin) of Eocene age, were deposited during the last stratigraphic cycle in the Difunta Group.

On the basis of previous stratigraphic interpretations and recent findings at El Arco, we suggest a new scheme of correlation between the Paleogene sections of three important sedimentary basins in northeastern Mexico (Figure 6). The Paleogene units at the Sabinas Basin are represented by the upper Potrerillos Formation, the Adjuntas Formation and the El Arco Lentil of the Hermanas formation. These units are equivalent to the Paleocene Upper Mudstone and Upper Sandstone Members of the Potrerillos Formation, and to the Lower Eocene Adjuntas Formation, and the basal middle Eocene Viento and Carroza formations of the La Popa Basin, respectively (Figure 6). Occurrence of the nautiloid Hercoglossa sp. cf. H. peruviana on the upper part of the Rancho Nuevo Formation in the Parras Basin suggests a direct correlation with strata of the Sabinas Basin, and indirectly with the upper part of the section in La Popa Basin. Sediment was being supplied to the three basins during middle Eocene time, possibly the beginning of the Lutetian, while seas were retreating from W-SW to E-NE in Northeastern Mexico (Figure 7).

Figure 6. Stratigraphic correlation between units of the Parras, La Popa and Sabinas basins, based on data here presented and on those of Bermúdez-Santana, 2003; Chávez-Cabello et al., 2004; Eberth et al., 2004; Goldhammer and Johnson, 1999; Kirkland et al., 2000; Lawton et al., 2001; Soegaard et al., 2003; Vega and Perrilliat, 1995.

Figure 7. Inferred Eocene shoreline with approximate location of deposits of El Arco Lentil (Hermanas formation), Viento/Carroza and upper Rancho Nuevo formations. See Figure 1.1 for Recent geographic reference.

5. Conclusions

Presence of marine Eocene strata in the eastern part of the Sabinas Basin, suggests a correlation with the La Popa and the eastern Parras basins. The stratigraphic range of the Rancho Nuevo Formation in the Parras Basin is extended to the Eocene, indicating that the Rancho Nuevo contains strata equivalent to the Adjuntas and Viento formations in the La Popa Basin, and the Adjuntas Formation and El Arco Lentil in the Sabinas Basin. Eustasy and diapirism during Paleocene and Eocene times played important roles in deposition of Tertiary strata in Northeastern Mexico.

Acknowledgements

The original manuscript was reviewed by T. Lawton (Department of Geological Sciences, New Mexico State University), S. Eguiluz (retired geologist of PEMEX and consultant, Manchester, UK) and G. Chávez (Facultad de Ciencias de La Tierra, UANL), and we thank their valuable suggestions. T. Nyborg helped with English grammar and other useful suggestions. Our gratitude to H. Filkorn (Los Angeles County Museum), for his valuable help in identification of corals. Support provided by E. García-Cordero (Departamento de Paleontología, Instituto de Geología, UNAM) and L. Martín-Medrano (Facultad de Ciencias, UNAM) is highly appreciated.

Bibliographic References

Aldrich, T.H., 1931, Description of a Few Alabama Eocene Species and Remarks on Varieties: Geological Survey of Alabama, Museum Paper 12, 6-7.

Allmon, W.D., 1996, Evolution and systematics of Cenozoic American Turritellidae (Gastropoda). I. Paleocene and Eocene species related to ¨Turritella mortoni Conrad¨ and ¨Turritella humerosa Conrad¨ from the U.S. Gulf and Atlantic Coastal Plains: Palaeontographica Americana, 59, 1-134.

Allmon, W.D., 2005, Kapalmerella, a new name for the genus Palmerella Allmon, 1996 (Gastropoda: Turritellidae) preoccupied by Palmerella Cameron 1908 (Insecta: Hymenoptera): Journal of Paleontology, 79, 1234.

Bermúdez-Santana, J.C., 2003, Sequence stratigraphy and depositional history of the upper Cañón del Tule, Las Imágenes, and lower Cerro Grande formations, central Parras Basin, northeastern Mexico: University of Texas at Austin, Ph.D, Thesis, 210 p.

Berry, E.W., 1923, A new Hercoglossa from the Eocene of Peru: American Journal of Science, 5th series, 6, 427-431.

Chávez-Cabello, G., 2005, Deformación y magmatismo Cenozoico en el sur de la Cuenca de Sabinas, Coahuila, México: Posgrado en Ciencias de La Tierra, UNAM, Tesis Doctoral, 266 p.

Chávez-Cabello, G., Cossío-Torres, T., Peterson-Rodríguez, R.H., 2004, Change of the maximum principal stress during the Laramide orogeny in the Monterrey salient, northeast México: Geological Society of America, Special Paper, 383, 145-160.

Conrad, T.A., 1857, Descriptions of Cretaceous and Tertiary fossils, in Emory, W.H. (ed.), Report on the United States and Mexican boundary Survey: U.S. 34th congress 1st. session, Senate Ex Document 108 and House Ex Document, 135, 1(2), 140-174.

Corona-Esquivel, R., Tritlla, J., Benavides-Muñoz, M.E., Piedad- Sánchez, N., Ferrusquía.Villafranca, I., 2006, Geología, estructura y composición de los principales yacimientos de carbón mineral en México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 58, 1, 141-160.

Eberth, D.A., Delgado de Jesús, C.R., Lerbekmo, J.F., Brinkman, D.B., Rodríguez-de la Rosa, R.A., Sampson, S.D., 2004, Cerro del Pueblo Fm (Difunta Group, Upper Cretaceous), Parras Basin, southern Coahuila, Mexico: reference sections, age and correlation: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 21, 3, 335-352.

Echánove, E.O., 1988, Geología Petrolera de la Cuenca de Burgos: Boletín, Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 38, 1, 1-74.

Eguiluz-de Antuñano, S., 2001, Geologic evolution and gas resources of the Sabinas Basin in Northeastern México: American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 75, 241-270.

Eguiluz-de Antuñano, S., 2004, Tectónica Laramide en la Cuenca de Burgos, México: Geos, 24, 2, 307-308.

Eguiluz-de Antuñano, S., 2007, Laramide deformation in the Burgos Basin, Northeast México, in Bob Perkins Research Conference: 2007 Gulf Coast Society-SEPM, Houston, 1-18.

Eguiluz-de Antuñano, S., Amezcua-Torres, N., 2003, Coalbed methane resources of the Sabinas Basin, Coahuila, México: American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 79, 395-402.

Eguiluz-de Antuñano, S., Aranda-García, M., Marrett, R., 2000, Tectónica de la Sierra Madre Oriental, México: Sociedad Geológica Mexicana, Boletín, 53, 1-26.

Flores-Espinoza, E., 1989, Stratigraphy and Sedimentology of the Upper Cretaceous Terrigenous Rocks and Coal of the Sabinas-Monclova Area, Northern Mexico: Ph. D. Thesis, The University of Texas at Austin, 315 p.

Flores-Galicia, E., 1988, Geología y reservas de los yacimientos de carbón en la República Mexicana, en Salas, G.P. (Ed.) Geología de México: México, Fondo de Cultura Económica, p. 175-217.

Gray, G.G., Pottorf, R.J., Yurewicz, D.A., Mahon, K.I., Pevear, D.R.,Chuchla, R.J., 2001, Thermal and chronological record of syn- to post-Laramide burial and exhumation, Sierra Madre Oriental, Mexico: American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 79, 159-181.

Garrett, J.B., 1939, Some Middle Tertiary Smaller Foraminifera from Subsurface Beds of Jefferson County, Texas: Journal of Paleontology, 13, 6, 575-579.

Giles, K.A., Lawton, T.F., 1999, Attributes and Evolution of an Exhumed Salt Weld, La Popa Basin, Northeastern Mexico: Geology, 27, 323-326.

Giles, K.A., Lawton, T.F., 2002, Halokinetic sequence stratigraphy adjacent to El Papalote Diapir, La Popa Basin, Northeastern Mexico: Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists, 86, 823-841.

Goldhammer, R.K., Johnson, C.A., 1999, Mesozoic sequence stratigraphy and paleogeographic evolution of northeast Mexico: Geological Society of America, Special Paper 340, 1-58.

Harris, G.D., 1894, On the geological position of the Eocene deposits of Maryland and Virginia: American Journal of Science, 3, 47, 301-304.

Ifrim, C., Stinnesbeck, W., Schafhauser, A., 2005, Maastrichtian shallowwater ammonites of northeastern Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 22, 48-64.

Kirkland, J.I., Hernández-Rivera, R., Aguillón-Martínez, M.C., Delgado de Jesús, C.R., Gómez-Núñez, R., Vallejo, I., 2000, The Late Cretaceous Difunta Group of the Parras Basin, Coahuila, Mexico, and its vertebrate fauna, in Society of Vertebrate Paleontology Annual Meeting, Field Trip Guide Book: Mexico, Universidad Autónoma del Estado de Hidalgo, Avances en Investigación, 3, 133-172.

Klosterman, S., Sandy, M.R., Vega, F.J., Giles, K., Graf, K., Shelley, D., Solé, J., 2007, New Paleocene Rhynchonellide Brachiopods from the Potrerillos Formation, Northeast Mexico: Journal of Paleontology, 81, 3: 483-489.

Lamarck, J.B.P.A. de M. De., 1801-1802, Mémoires sur les fossiles des environs de Paris comprenant la détermination des espèces qui appartinnent aux animaux marins sans vertèbres, et dont la plupart son figurés dans la collection des vélins du Muséum: Annales du Muséum National d´Histoire Naturelle, 1, 383-391. [Reprinted by The Paleontological Research Institution, Ithaca, NY, 1978].

Laudon, R.C., 1975, Stratigraphy and petrology of the Difunta Group, La Popa and Eastern Parras basins, northeastern Mexico: Ph D. Thesis, The University of Texas at Austin, 294 p.

Lawton, T., Vega, F.J., Giles, K.A., Rosales-Domínguez, M.C., 2001, Stratigraphy and Origin of the La Popa Basin, Nuevo León and Coahuila, Mexico: In C. Bartolini, R.T. Buffler, and A. Cantu-Chapa, eds. The Western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, and Petroleum Systems. Tulsa,Oklahoma, American Association of Petroleum Geologists, Memoir 75, 219-240.

Loeblich, A.R., Tappan, H., 1986, Foraminiferal Genera and their Classification. Van Nostrand Reinhold, 970 pp. + 847 pl.

McBride, E.F., Weidie, A.L. Jr., Wolleben, J.A., 1975, Deltaic and associated deposits of Difunta Group (Late Cretaceous to Paleocene), Parras and La Popa basins, northeastern Mexico, in Broussard, M.L.S., ed. Deltas: Houston, Houston Geological Society, 485-522.

Nuttall, W.L.F., 1930, Eocene foraminifera from México: Journal of Paleontology, 4, 271-293.

Perrilliat, M.C., Vega, F.J., 1993, Early Eocene ostreids from the Adjuntas Formation (Difunta Group), northeastern Mexico: Tulane Studies on Geology and Paleontology, 26, 1: 15-25.

Perrilliat, M.C., Vega, F.J., 2003, Lower Eocene large ostreids from The Viento Formation; a stratigraphic and paleoecologic contribution to La Popa basin, Nuevo León, Mexico: American Association of Petroleum Geologists, Memoir 79: 419-426.

Perrilliat, M.C., Avendaño, J., Vega, F.J., Solé, J., 2006, Lower Eocene gastropods from El Bosque Formation, central Chiapas, Mexico: The Veliger, 48, 3, 37-55.

Robeck, R., Pesquera, C., Rubén, V., Ulloa, A.S., 1956, Geología y depósitos de carbón de la región de Sabinas, Estado de Coahuila, en XX Congreso Geológico Internacional: México, D.F., 109 p.

Soegaard, K., Ye, H., Halik, N., Daniels, A.T., Arney, J., Garrick, S., 2003, Stratigraphic evolution of latest Cretaceous to early Tertiary Difunta foreland basin in northeastern Mexico: Influence of salt withdrawal on tectonically induced subsidence by the Sierra Madre Oriental fold and thrust belt: American Association of Petroleum Geologists, Memoir 79: 364-394.

Squires, R.L., Demetrion, R.A., 1992, Paleontology of the Eocene Bateque Formation Baja California Sur, Mexico: Los Angeles County Museum, Contributions in Science, 434, 1-55.

Stephenson, L.W., 1927, Notes on the stratigraphy of the Upper Cretaceous formations of Texas and Arkansas: American Association of Petroleum Geologists, Bulletin, 11, 1, 1-17.

Steurbaut, E., 2006, Ypresian: Geologica Belgica, 9, 1-2, 73-93.

Vega, F.J., Perrilliat, M.C., 1989a, La presencia del Eoceno marino en la cuenca de La Popa (Grupo Difunta), Nuevo León: orogenia postypresina: México, Universidad Nacional Autónoma, Instituto de Geología, Revista 8, 1: 67-70.

Vega, F.J., Perrilliat, M.C., 1989b, On a new species of Venericardia Eocene strata from the Sabinas Basin 123 from the lower Eocene in northeastern Mexico: Tulane Studies in Geology and Paleontology, 22, 3: 101-106.

Vega, F.J., Perrilliat, M.C., 1989c. Moluscos del Maastrichtiano de la Sierra El Antrisco, Nuevo León: México, Universidad Nacional Autónoma, Instituto de Geología, Paleontología Mexicana, 55, 1-63.

Vega, F.J., Perrilliat, M.C., 1992, Freshwater gastropods from lower Eocene Difunta Group, northeastern Mexico: Journal of Paleontology, 66, 4: 603-609.

Vega, F.J., Perrilliat, M.C., 1995, On some Paleocene invertebrates from the Potrerillos Formation (Difunta Group) northeastern Mexico: Journal of Paleontology, 69, 5: 862-869.

Vega, F.J., Mitre-Salazar, L.M., Martínez-Hernández, E., 1989, Contribución al conocimiento de la estratigrafía del Grupo Difunta (Cretácico Superior-Terciario) en el noreste de México: México, Universidad Nacional Autónoma, Instituto de Geología, Revista 8, 2: 179-187. Wolleben, J.A., 1977, Paleontology of the Difunta Group (Upper Cretaceous-Tertiary) in northeastern Mexico: Journal of Paleontology, 51, 2, 373-398.

Manuscript received: July 5, 2007
Corrected manuscript received: August 13, 2007
Manuscrito aceptado: August 20, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 83-99

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a7

Disolución y precipitación de carbonatos en sistemas hidrotermales. Implicaciones en la génesis de depósitos tipo MVT

Mercè Corbella^1,*, Esteve Cardellach¹, Carlos Ayora²

¹ Departament de Geologia, Facultat de Ciències, Universitat Autònoma de Barcelona, 08193-Bellaterra, Cataluña, España.
² Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera, Consejo Superior de Investigaciones Científicas, c/ Martí i Franquès s/n, 08028-Barcelona, Cataluña, España.

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Resumen

El origen de la porosidad secundaria en carbonatos profundos, observada tanto en reservorios de hidrocarburos como en depósitos de Zn-Pb de tipo Mississippi Valley (MVT), es difícil de justificar, ya que los datos cinéticos y termodinámicos sugieren que las soluciones calientes que circulan por carbonatos están equilibradas con ellos y, por lo tanto, no los disuelven. Esta aparente paradoja puede ser explicada a partir del estudio e interpretación de las texturas minerales en los depósitos MVT. Algunas de ellas sugieren simultaneidad entre los fenómenos de disolución de la roca encajante carbonatada y de precipitación de sulfuros, sulfatos y carbonatos, en tanto que otras texturas indican un crecimiento de cristales muy rápido y en espacios abiertos. La mezcla de dos soluciones hidrotermales concilia las observaciones texturales con los datos experimentales y teóricos.

Se han realizado los cálculos correspondientes de transporte reactivo en el contexto de formación de depósitos MVT. Los resultados obtenidos muestran que la mezcla de una salmuera ácida, saturada en carbonato, con un agua subterránea más diluida y alcalina, también saturada en carbonato, es otra solución de química intermedia pero mayoritariamente subsaturada en carbonato, y, por lo tanto, capaz de disolver la roca y formar cavidades en algunas decenas de miles de años. Cuando los fluidos que se mezclan transportan metales y sulfhídrico, precipitan sulfuros alrededor de las cavidades; la porosidad generada a partir de la reacción acoplada entre la precipitación de sulfuros y disolución de carbonatos no es suficiente para generar las cavidades observadas, pero sí para evitar el blindaje de ésta por sulfuros. Si la solución rica en azufre contiene más sulfato que sulfhídrico (es ligeramente oxidante) pueden depositarse también sulfatos en el espacio abierto generado. Diferentes proporciones de los fluidos extremos de la mezcla dan lugar a cavidades de formas diferentes, las cuales tienden a alargarse en las direcciones de menor flujo. El mismo proceso de mezcla de soluciones hidrotermales en una roca carbonatada puede resultar en la formación de cavidades simultáneamente a la precipitación de sulfuros y relleno de sulfatos.

Palabras clave: texturas en MVT, disolución de carbonatos, karst hidrotermal, simulaciones numéricas, transporte reactivo.

Abstract

The formation of secondary porosity in deep carbonates as observed in hydrocarbon reservoirs or Zn-Pb Mississippi Valley type (MVT) deposits is difficult to explain as kinetic and thermodynamic data suggest that low temperatures hydrothermal solutions flowing through carbonate rocks are in equilibrium with them and dissolution cannot occur. Textural studies in MVT deposits provide the clue to the paradox. Some textures indicate that dissolution of the carbonate host rock was concomitant with sulfide, sulfate and carbonate porosity filling; however, other textures point to a rapid growth of crystals in open spaces. The mixing of two hydrothermal solutions conciliates the observational features with experimental and theoretical data. Numerical methods used to perform the calculations of reactive transport in the context of MVT ore formation show that mixing between an acidic brine with dilute and alkaline groundwater, both independently saturated with respect to carbonate forms with an intermediate chemistry but mostly undersaturated with respect to carbonate. Therefore, the mixture is carbonate-corrosive and is able to build cavities within a time span of some tens of thousands of years. Sulfides precipitate surrounding cavity walls when the mixing fluids carry metals and sulfur; this reaction is concomitant with an increase in porosity. Such porosity is not large enough to explain the developed cavity but is sufficient to prevent its armoring by sulfides. Sulfate may precipitate in the open spaces formed whenever the sulfur-rich fluid carries more sulfate than sulfide (a slightly oxidizing fluid). Mixing of different proportions of end-member fluids results in cavities of uneven shapes, as cavities tend to enlarge towards the smaller flux direction. From the textural and reactive transport study in MVTs we conclude that cavity formation, sulfide precipitation and sulfate filling may be generated by the same major process of hydrothermal fluid mixing.

Keywords: MVT textures, carbonate dissolution, hydrothermal karst, numerical simulations, reactive transport.

1. Introducción

1.1. La paradoja de la disolución de carbonatos en medios profundos

Los minerales carbonatados tienen una cinética de precipitación y disolución muy rápida. Muchos experimentos así lo demuestran (e.g. Luttge et al. 2003, Teng et al. 2000), en concordancia con las observaciones en carbonatos superficiales, tales como las formaciones cársticas o los lapiaces. Como consecuencia, un agua subterránea circulando por acuíferos carbonatados se equilibra rápidamente con ellos, perdiendo así la capacidad para disolverlos. Por otro lado como la solubilidad de la mayoría de carbonatos decrece varios órdenes de magnitud con el incremento de la temperatura (e.g. Naumov et al. 1974), y la temperatura aumenta con la profundidad, no parece razonable que las rocas carbonatadas se disuelvan fuera de los ambientes más superficiales. Sin embargo, se han reconocido rocas carbonatadas con cavidades y porosidad de disolución producida a más de 3000 m por debajo de la superficie terrestre, por ejemplo en reservorios de hidrocarburos o en rocas encajantes de yacimientos minerales de Zn-Pb de tipo Mississippi Valley (MVT). Además, parte de esta porosidad secundaria está rellena de sulfuros (especialmente pirita, esfalerita y galena), sulfatos (barita), fluorita e incluso otros carbonatos como calcita y dolomita. Así, a pesar de que los carbonatos son minerales de cinética rápida y con solubilidad inversa respecto a la temperatura, se disuelven en ambientes de carácter hidrotermal (o a una cierta profundidad) e incluso precipitan nuevos carbonatos en la porosidad creada. Esta aparente contradicción es la que aquí denominamos “paradoja de la disolución de carbonatos”.

En algunos casos, la porosidad secundaria de los carbonatos puede ser explicada por fenómenos de carstificación, los cuales requieren una exhumación de la roca previa a la disolución superficial de la misma. Sin embargo, esta explicación no parece aplicable en aquellos casos en los que la porosidad ha sido ocluida por minerales de origen hidrotermal (sulfuros o fluorita), ya que ello implicaría un posterior enterramiento seguido por otra exhumación durante la historia geológica de la zona, lo que es en muchos casos, bastante improbable.

Otra posible explicación a la paradoja es la de la reactividad química de los carbonatos. Cualquier reacción química productora de protones puede dar lugar a la disolución de carbonatos ya que esa reacción los consume (Reac. 1). Así, se ha propuesto que la oxidación de sulfhídrico a sulfato (Reac. 2) podria ser la desencadenante de la disolución de carbonatos encajantes de depósitos minerales MVT (Barnes, 1983) o de reservorios de hidrocarburos causando la llamada espeleogénesis sulfhídrica (Hill, 1995). Sin embargo, esta hipótesis presenta un problema importante ya que la cantidad de oxígeno disuelto en las aguas subterráneas situadas por debajo del nivel freático es demasiado baja como para constituir un agente oxidante y así provocar toda la porosidad observada. Una alternativa a la reacción de oxidación sulfhídrico-sulfato fue propuesta por Anderson (1975) a partir de la precipitación de sulfuros por la adición de sulfhídrico a un fluido metalífero, aquí representado como ión de Zn (Reac. 3).

CaCO₃(s) + 2 H⁺ = Ca²⁺ + CO₂(aq) + H₂O	(Reac. 1)
H₂S(aq) + 2 O₂(aq) = SO₄^2- + 2 H⁺	(Reac. 2)
H₂S(aq) + Zn²⁺ = ZnS(s) + 2 H⁺	(Reac. 3)
SO₄^2- + CH₄ + 2 H⁺ = H₂S(aq) + 2 CO₂(aq) + 2 H₂O	(Reac. 4)

Efectivamente, en yacimientos encajados en rocas carbonatadas tipo MVT los sulfuros de hierro, zinc y plomo son muy comunes pero normalmente el volumen de sulfuros precipitados es muy inferior al volumen de carbonatos disueltos, es decir, no llegan a ocupar la totalidad de los espacios abiertos disponibles. Así, aunque el volumen molar de calcita (~37 cm3) es superior al de esfalerita (~24 cm3) y demás sulfuros monometálicos, el volumen (referido al tamaño de la cavidad generada) que se desarrollaría a partir de las reacciones 1 y 3 es claramente inferior al que se observa en los depósitos. Además, la reacción 3 implica exclusivamente a sulfuros, por lo que no explica satisfactoriamente la formación de espacios abiertos (cavidades) rellenos por otro tipo de minerales, por ejemplo fluorita y barita, comunes en este tipo de depósitos. Finalmente, otro proceso que también puede dar lugar a la precipitación de sulfuros es la adición de sulfato y su posterior reducción a sulfhídrico (Reac. 4). Sin embargo, en este caso, la producción o consumo de acidez dependerá de la exacta estequiometría del reductor (representado aquí por CH4) con lo que la disolución del carbonato no está asegurada.

1.2. Observaciones texturales en depósitos MVT

Las texturas de disolución del encajante carbonatado y de crecimiento de minerales en la porosidad creada en depósitos MVT no son compatibles con los procesos descritos anteriormente. La mineralogía de estos depósitos está compuesta esencialmente por sulfuros de metales de base (esfalerita y galena, con pirita y marcasita) junto con calcita y dolomita. La mineralización se encuentra a menudo asociada a brechas de rocas carbonatadas presentando una variedad de texturas muy amplia. Algunas de ellas sugieren una contemporaneidad entre la disolución del encajante y el relleno por minerales, mientras que otras indican que estos dos procesos son independientes (Corbella et al., 2004).

Los bandeados de minerales, tipo dolomita-esfaleritagalena, junto con la presencia de sedimentos internos con dolomía encajante ‘flotando’ en ellos (e.g. Sass-Gustkiewicz et al., 1982) sugiere que en algunos casos, la apertura de la cavidad y la precipitación de minerales tiene lugar simultáneamente. Sin embargo, en otros casos, la existencia de cavidades con estalactitas de sulfuros (e.g. Heyl et al., 1959) requiere la formación previa de la oquedad.

En algunos distritos mineros existen brechas de disolución estériles, rellenas exclusivamente por carbonatos (e.g. Heyl et al., 1959; Sass-Gustkiewicz et al., 1982), mientras que en otros los minerales predominantes no son sulfuros, como por ejemplo en los depósitos MVT de fluorita (Las Cuevas, San Luis Potosí; La Encantada-Buenavista, Coahuila) o barita (e.g. González-Sánchez et al., 2007), demostrando ambos casos que el proceso de disolución de la roca carbonatada no tiene que ir asociado, necesariamente, al de precipitación de sulfuros. Aparte de las texturas de reemplazamiento de carbonatos por sulfuros es frecuente observar crecimientos esqueléticos o dendríticos de galena (Figura 1a) o coloformes de esfalerita (Figura 1b), que indican condiciones de crecimiento muy rápido de los cristales por sobresaturación, como consecuencia de la mezcla entre soluciones.

1.3. Mezcla de fluidos

Además de las evidencias texturales, los datos de inclusiones fluidas (salinidades y temperaturas de homogenización), relaciones de halógenos y gases nobles en las mismas así como las firmas isotópicas (especialmente de S, O y Sr) de los fluidos apoyan claramente la idea de que la mezcla de fluidos ha podido ser uno de los mecanismos determinantes en la precipitación de las menas en los depósitos MVT (Brown, 1970; Ohle, 1980; Shelton et al., 1992; Kesler, 1996; Kendrick et al., 2002a, 2002b; Grandia et al., 2003). Asimismo, la disolución de carbonatos costeros y de terrenos cársticos ha sido explicada por algunos autores como causada por la mezcla de aguas de composición distinta (e.g. Back et al., 1979; Sandford y Konikow, 1989; Bottrell et al., 2001). Para comprender bien el fenómeno de disolución-precipitación de carbonatos a partir de mezclas entre fluidos saturados en carbonato debemos estudiar previamente los efectos intrínsecos de una mezcla química (Wigley y Plummer, 1976; Corbella y Ayora, 2003).

Cuando se mezclan dos soluciones inicialmente equilibradas con calcita pero con concentraciones de calcio o carbonato distintas, el resultado es una tercera solución que está supersaturada en calcita (“efecto algebraico”, Figura 2a), con lo que precipitaría calcita a partir de esta mezcla. Sin embargo, la mezcla de dos fluidos de salinidades diferentes pero en equilibrio con calcita está subsaturada en calcita (“efecto de fuerza iónica”, Figura 2b), ya que el contraste de salinidades afecta los coeficientes de actividad de los iones. Finalmente, la mezcla de dos soluciones en equilibrio con calcita pero de diferentes pH y presión de CO2 se convierte en una solución subsaturada en calcita, excepto cuando los dos fluidos iniciales son alcalinos (Figura 2c). Esto es debido a la variación de la especiación de C con el pH, y constituye el llamado “efecto pH-pCO2”. Los tres efectos ocurren simultáneamente si las soluciones que se mezclan tienen una química completamente distinta aunque estén saturadas en calcita; por otro lado, estos efectos no son lineales, con lo cual es muy difícil predecir el resultado cualitativamente y, como consecuencia, es necesario realizar simulaciones numéricas para obtener la capacidad de disolución y/o precipitación de dicha mezcla.

Figura 1. Fotos de texturas en depósitos MVT. a) Cristal esquelético de galena del distrito del Maestrat, Norte de la provincia de Castellón, España., visto bajo el microscopio petrográfico. b) Bandeado de dolomita, esfalerita coloforme y marcasita, en Reocín (Cantabria, N de España).

Figura 2. Efectos intrínsecos a la mezcla química, expresados en diagramas de índice de saturación de calcita (SI calcita) enfrente de la proporción de mezcla entre dos fluidos (X) saturados en calcita (SIcalcita X=0.0=1, SIcalcita X=1.0=1.0). a) “Efecto algebraico” o supersaturación producida por la mezcla de dos soluciones con distinta concentración de Ca (dos órdenes de magnitud: línea de puntos; un orden de magnitud: línea continua). b) “Efecto fuerza iónica” o subsaturación causada por la mezcla de dos soluciones de distintas salinidades (dos órdenes de magnitud: línea discontinua; medio orden de magnitud: línea de puntos; 4 unidades de diferencia: línea continua). c) “Efecto pH-pCO2” o súper y subsaturación como consecuencia de la mezcla de dos soluciones de distinto pH (y p CO2.). Se muestran cinco casos distintos con diferencias de pH entre el fluido 1 y el fluido 2 que varían entre una y dos unidades.

Cálculos numéricos anteriores ya predijeron la importancia de la mezcla de fluidos en yacimientos MVT. A partir de modelos de reaction path, Anderson y Garven (1987) demostraron que los depósitos MVT se forman donde tiene lugar una mezcla entre las soluciones que transportan los diferentes componentes de la mineralización. Los resultados de las simulaciones numéricas de Plumlee et al. (1994) muestran que la mezcla de fluidos con distintos contenidos en metales y sulfhídrico es un mecanismo muy eficiente para la precipitación de sulfuros y el reemplazamiento de calizas por dolomías (dolomitizaciones). Los modelos de Appold y Garven (2000) concuerdan con los anteriores en que la precipitación de sulfuros ocurre a partir de la mezcla de fluidos de distintos acuíferos aunque, en su caso, la cantidad de sulfuros precipitada solamente tiene lugar en una estrecha franja donde los componentes de los fluidos se mezclan por dispersión.

1.4. El depósito de Ba-Cu de Rocabruna

El depósito de Rocabruna constituye un caso particular de MVT, rico en barita y pobre en sulfuros, que permite estudiar cuantitativamente el impacto de la reacciones de precipitación de sulfatos, sulfuros y de reactividad de la roca carbonatada en ambiente hidrotermal. Se halla situado en el Pirineo Oriental (Cataluña, Figura 3) y está constituido por varios cuerpos irregulares de orden métrico a decamétrico que se desarrollan preferencialmente a lo largo de estratos, fracturas, diaclasas y sus intersecciones. El contorno de las cavidades es irregular y está recubierto por una capa de sulfuros (calcopirita, tetraedrita y esfalerita) y cuarzo (Figura 4a) de hasta 3 cm de grosor (Soler y Ayora, 1985; Corbella et al., 2006). Los cristales de barita que rellenan la mayor parte de la cavidad pueden llegar a tener más de un metro de longitud y forman a menudo agregados radiales (Figura 4a). Entre la barita masiva y los sulfuros existe una zona de transición, donde coexisten cristales de sulfuros y de barita, de menos de 5 cm de grosor. La disolución del encajante se manifiesta en forma de cavidades pero también como una fina corrosión donde está en contacto con los sulfuros (Figura 4). Además, aparecen algunos fragmentos del encajante dolomítico en el fondo de las cavidades, rodeados a veces por barita. Algunos de ellos muestran diferentes direcciones de estratificación y están parcialmente recubiertos y corroídos por sulfuros, lo que demuestra que la roca estaba disolviéndose y colapsando al mismo tiempo que los sulfuros y sulfatos precipitaban en la cavidad.

2. Metodología y condiciones de las simulaciones para MVTs

2.1. Programa de transporte reactivo

Los cálculos de mezcla de fluidos hidrotermales se han llevado a cabo con el programa RETRASO (REactive TRAnsport of SOlutes; Ayora et al., 1998; Saaltink et al., 1998; Saaltink et al., 2004) que permite acoplar el transporte de solutos en medio acuoso con reacciones químicas, a temperaturas entre 0 y 300ºC. Puede simular la formación de complejos, la adsorción y la precipitación/disolución de minerales tanto bajo condiciones de equilibrio local como con leyes cinéticas. Las constantes de equilibrio de las reacciones químicas se obtuvieron de la base de datos de EQ3NR (Wolery, 1992). Los coeficientes de actividad de las especies acuosas se calculan por medio de la ecuación extendida de Debye-Hückel en su forma B-dot (Helgeson y Kirkham, 1974). RETRASO utiliza el método de discretización del espacio de Garlekin, de elementos finitos, y de diferencias finitas implícitas para la discretización del tiempo. El método implícito global (Steefel y MacQuarrie, 1996) se emplea en la solución inicial del conjunto de ecuaciones no lineales, y las ecuaciones de transporte y de química se resuelven simultáneamente con un esquema de tipo Newton- Raphson. Algunos parámetros físicos, como la porosidad y la fracción de volumen de cada mineral se actualizan a cada paso de tiempo. Sin embargo, para simplicidad del programa, la permeabilidad no se actualiza con los cambios en la porosidad con lo que el sistema de flujo se mantiene constante a lo largo de la simulación. Ello implica que, en cuanto empieza a disolverse roca, los flujos simulados son menores a los reales, y, por lo tanto, la porosidad generada debe considerarse como mínima.

Figura 3. Mapa geológico de localización del depósito de barita de Rocabruna, en el Pirineo Oriental, NE de la península Ibérica.

Figura 4. Fotografías del depósito de Rocabruna (Pirineo Oriental). a). Barita rellenando una cavidad en dolomías. Obsérvese la envuelta de sulfuros que corroen el encajante dolomítico y envuelven parcialmente los bloques dentro de la barita. b) Agregado radial de cristales métricos de barita y acumulación de bloques de la dolomía encajante en la base de la cavidad, ahora colmada por barita.

2.2. El sistema 2D general

El sistema físico elegido para los cálculos de transporte reactivo pretende ser una sección representativa de un MVT en general: es una sección rectangular estrecha (110m de alto y 26,5 m de ancho), donde se forma medio cuerpo mineralizado (Figura 5a), limitada por una fractura en su lado derecho por la que fluye una salmuera. El contorno derecho corresponde a un plano de simetría, por lo cual sólo representamos la mitad del depósito. El resto de la sección contiene una roca carbonatada que será la encajante del yacimiento y en la que se encuentra un agua subterránea regional. Se asume que por debajo de la roca carbonatada se halla el acuífero profundo por el que circula la salmuera, y que por encima del carbonato y la sección representada se localiza un acuitardo, con lo que los dos contornos horizontales son impermeables, excepto en sus extremos derechos donde son cortados por la fractura. Esta sección se ha discretizado en una malla inhomogénea de elementos triangulares con 207 nudos, más fina hacia la zona de falla donde ocurren más cambios mineralógicos (Figura 5b).

A escala de depósito mineral los flujos de calor y de masa de fluido se estabilizan, desde un punto de vista geológico, en poco tiempo (Corbella et al. 2004), por lo que tanto el campo de temperaturas como de velocidades de las aguas se pueden considerar constantes. Así, la temperatura se ha fijado en 150ºC, típica de MVTs (e.g. McLimans, 1977), y el régimen de velocidades es el que muestra la Figura 5c, donde el agua subterránea regional se mueve lentamente de izquierda a derecha y la salmuera de abajo a arriba, tal y como sucede cerca de los bordes de cuenca. Las velocidades que se utilizan son coherentes con las calculadas en modelos de flujo a escala de cuenca (Bethke, 1986; Garven et al., 1993; Appold y Garven, 1999).

El sistema está compuesto por tres materiales de diferentes permeabilidades, y, por lo tanto, que contienen fluidos que circulan a diferentes veolocidades: (1) la fractura, con permeabilidad muy alta, (2) la parte superior de la sección, con permeabilidad alta dentro de las típicas de rocas carbonatadas, y (3) la parte inferior de la sección, hidráulicamente independiente de la fractura, y que representaría una zona de menor permeabilidad, ya que confinaría el acuífero inferior.

2.3. Geoquímica de los fluidos en depósitos MVT

En el sistema se encuentran dos soluciones de composiciones distintas: un agua subterránea de baja salinidad y una salmuera hidrotermal. Los principales solutos que se consideran en los cálculos de transporte reactivo son aquellos encontrados en inclusiones fluidas dentro de diferentes minerales de depósitos MVT (e.g. McLimans, 1977) o deducidos a partir de reacciones químicas. Por ello, la lista de las especies utilizadas es la siguiente: Cl-, Na+, CO2(aq), Ca2+, SO4 2-, ZnOH+, K+, SiO2(aq), Al(OH)4 -, H+, e-, O2(aq), OH-, CH4(aq), HCO3 -, NaCl(aq), CaCl2(aq), CaCl+, CaHCO3 +, NaHCO3(aq), H2S(aq), HS-, HSO4 -, CaSO4(aq), CO3 2-, ZnHCO3 +, Zn2+, ZnCl+, KCl(aq), NaHSiO3(aq), HSiO3 -, Al3+ y Al(OH)3(aq), de las cuales las once primeras son los componentes (especies consideradas primarias para el cálculo numérico). Los únicos minerales incluidos son esfalerita y calcita, que representan la mena del yacimiento y la roca encajante, respectivamente.

Para la composición del agua subterránea se han considerado los datos empíricos de aguas de cuenca de Hanor (2001), a partir de los cuales se ha obtenido también la concentración total de cloro, sodio, calcio y pH. Para la concentración total de azufre se han tomado valores entre 10-10 (para simular aguas sin azufre) y 10-3 mol/kg. La concentración total de carbonato se ha calculado a partir del equilibrio con calcita, con el pH fijado inicialmente a 6,5. El estado de oxidación se ha variado en función del modelo conceptual que se ha probado: (1) para el modelo de adición de sulfuro se ha utilizado un valor de fugacidad de oxígeno (fO₂) de 10-51 bar, o sea condiciones reductoras, y (2) para el modelo de adición de sulfato, de carácter más oxidante, un valor de 10-42 bar (Tabla 1).

La concentración total de cloro, sodio, calcio y potasio de la salmuera hidrotermal se ha tomado a partir de los datos de inclusiones fluidas de McLimans (1977). Para la concentración total de azufre y carbono se han utilizado datos típicos de salmueras (Giordano y Barnes, 1981) limitando el carbono también al equilibrio con calcita. La salmuera se ha considerado siempre reducida, dentro del campo de estabilidad de hidrocarburos de cadena corta, y se le ha asignado un valor de fO₂ de 10-51 bar. El pH se ha mantenido en 5,0 en base a al equilibrio moscovita-cuarzo-feldespato potásico, observado por Heyl et al. (1959) en fracturas de alimentación de cuerpos mineralizados.

Figura 5. Sistema y condiciones de contorno para las simulaciones de transporte reactivo en un depósito representativo MVT. a) Sistema físico representativo de la zona de mineralización, que comprende (1) una fractura por la que la salmuera asciende a partir de (2) un acuífero de arenisca, (3) la roca carbonatada que encaja el yacimiento, y (4) una capa de arcillas fracturadas que limitan la circulación del agua subterránea regional a la roca carbonatada. b). Malla inhomogénea integrada por 252 triángulos rectángulos. c) Régimen de velocidades constante durante la simulación. El tamaño de la flecha es proporcional al logaritmo de la velocidad.

3. Resultados y discusión para depósitos MVT

Los resultados de los cálculos de transporte reactivo para un depósito MVT tipo se presentan en forma de diagramas de contornos con la cantidad de mineral precipitado o disuelto. Se compara el caso de mezcla de fluidos sin azufre ni metales (1 de Tabla 1) con los casos de adición de azufre reducido (2 de Tabla 1) y adición de azufre oxidado a sulfato (3 de Tabla 1). A pesar de que la mezcla y distribución de solutos llega al estado estacionario en unos 10.000 años, se presentan los diagramas al cabo de 150.000 años de tiempo de simulación, que es aproximadamente el lapso de tiempo en el que se forma un depósito mineral de esta tipología (Barnes, 1983).

3.1. Mezcla de soluciones estériles

El alcance de la mezcla de dos soluciones de distinta composición, aunque ambas equilibradas con carbonatos ysin cantidades significativas de azufre o metales, se muestra en la Figura 6a con los contornos de cloro, elemento conservativo en este sistema ya que no precipitan cloruros. En la Figura 6b se aprecia que, debido a la mezcla de fluidos, se produce tanto precipitación como disolución de calcita, pero en zonas separadas. La zona de disolución ocupa predominantemente la parte superior derecha de la sección, cerca de la zona de fractura donde la mezcla es más rica en salmuera que en agua subterránea. La precipitación de calcita ocurre alrededor de la zona de disolución.

Al cabo de 150.000 años, la máxima porosidad generada con las condiciones de esta simulación es de 0,6 m3 m-3 (Figura 6c), es decir un 60%, lo que es congruente con lo observado en depósitos MVT. Porosidades mayores se obtienen con un aumento del flujo o del tiempo de simulación, o con una composición química más contrastada entre los dos fluidos. De todos modos, el valor obtenido de porosidad debe considerarse mínimo ya que la permeabilidad y el flujo se han tomado como constantes con el tiempo cuando, en realidad, deberían aumentar con la porosidad.

Los resultados de esta simulación demuestran que la simple mezcla de soluciones de quimismo diferente puede dar lugar a la formación de porosidad en rocas carbonatadas sin necesidad de otros procesos, como la precipitación de sulfuros u oxidación de H2S. Este modelo es coherente con la observación de brechas estériles asociadas a procesos mineralizantes en distritos mineros y a procesos de diagénesis de rocas carbonatadas.

Figura 6. Diagramas de contorno resultado de la mezcla de soluciones estériles. a) Contornos de concentración de cloro en la mezcla. b). Contornos de calcita precipitada (colores azules) y disuelta (colores de amarillos a rojos).

3.2. Mezcla de agua subterránea rica en H2S y de salmuera metalífera

El encuentro de dos soluciones equilibradas en calcita, siendo una de ellas una salmuera rica en metales y la otra un agua subterránea rica en sulfhídrico, provoca la disolución de parte de la calcita en la zona de máxima mezcla así como precipitación de este mineral en otra zona más externa (Figura 7a). La zona de disolución es parecida en forma y extensión a la producida por la mezcla de soluciones estériles (caso 1, Figura 6). La porosidad así creada contribuye a una mezcla más eficaz, lo que a su vez genera a una mayor disolución, constituyendo un proceso de retroalimentación entre porosidad y mezcla de soluciones.

En la Figura 7b se presenta la precipitación de esfalerita (ZnS), mena mayoritaria en muchos MVTs y seleccionado como representativo de los sulfuros metálicos en los depósitos MVT. La precipitación tiene lugar en una zona localizada, de dimensiones mucho más reducidas que la de disolución de calcita, aunque coincidiendo con ella. Este hecho indica que no hay compensación entre la disolución de calcita y la precipitación de esfalerita (reacciones 1 y 3), y, por lo tanto, que la formación de cavidades en carbonatos no puede ser explicada completamente a partir de la precipitación de sulfuros.

Figura 7. Diagramas de contorno resultado de la mezcla de agua subterránea rica en H2S y de salmuera metalífera. a) Contornos de calcita precipitada (colores azules) y disuelta (colores de amarillos a rojos). b) Contornos de precipitación de esfalerita.

3.3. Mezcla de agua subterránea rica en SO42- y de salmuera metalífera

El resultado de la mezcla entre un agua subterránea sulfatada y una salmuera rica en metales se muestra en la Figura 8. Se obtienen zonas de disolución y de precipitación de carbonatos, localizadas en zonas parecidas a las de los casos anteriores (Figura 8a, comparar con Figuras 6 y 7). La disolución de carbonatos está, una vez más, controlada por el proceso de mezcla, aunque en este caso se observa una mayor precipitación de calcita. Ello es debido a que la reacción química total, que equivale a la suma de las reacciones (3) y (4), no produce un exceso de protones. La precipitación de esfalerita (Figura 8b) es parecida a la del modelo anterior.

Tabla 1. Composición química de las soluciones iniciales.


Mezclas:	1. Estéril		2. Agua rica en H₂S y salmuera rica en Zn.		3. Agua rica en SO₄²- y salmuera rica en Zn y Ba.
(mol/kg, atm)	a	s	a	s	a	s

Cl	1.0	5.0	1.0	5.0	1.0	5.0
Na	0.99	3.5	0.99	3.5	0.99	3.5
Ca	0.05	0.5	0.05	0.5	0.05	0.5
C_inorgánico¹	7×10-4	0.04	7×10-	4 0.04	2×10-4	0.04
C_orgánico	5×10-4	0.02	5×10^-4	0.02	5×10^-22	0.02
S	10^-10	10^-10	10^-4	10^-10	10^-4	10^-10
Zn	10^-10	10^-10	10^-10	10^-4	10^-10	10^-4
Ba	10^-10	10^-10	10^-10	10^-4	10^-10	10^-2
K	5×10^-3	0.3	5×10^-3	0.3	5×10^-3	0.3
fO₂ (bar)	10^-51	10^-51	10^-51	10^-51	10^-42	10^-51
pH	6.5	5.0	6.5	5.0	6.5	5.0

a: agua subterránea regional; s: salmuera. 1 los valores de Cinorgánico se han calculado a partir del equilibrio de la solución con calcita.

Figura 8. Diagramas de contorno resultado de la mezcla de agua subterránea rica en SO42- y de salmuera metalífera. a) Contornos de calcita precipitada (colores azules) y disuelta (colores de amarillos a rojos). b) Contornos de precipitación de esfalerita.

3.4. Mezcla de soluciones estériles con predominancia de agua subterránea

El aumento del flujo total de agua subterránea en un orden de magnitud (vgw=1m/a; Figura 9a) respecto al caso inicial (Figura 5c) se traduce en una invasión por agua subterránea de la mayor parte del sistema, tal y como se observa en el gráfico de contornos de concentración de cloro total (Figura 9b). Como consecuencia, la zona de encuentro de los dos fluidos o de máximo contraste de pH, concentración de Ca y salinidades es mucho más cercana a la falla, así que la zona de disolución de calcita es mucho más pequeña que en el caso anterior (Figura 9c). El resto de la sección está controlado por mezclas ricas en agua subterránea, y se produce la precipitación de calcita.

Figura 9. Mezcla de soluciones estériles con predominancia de agua subterránea. a) Diagrama de velocidades (el tamaño de las flechas es proporcional al logaritmo de la velocidad). b) Diagrama de contornos de concentración de cloro. c) Diagrama de contornos de calcita precipitada (colores azules) y disuelta (colores de amarillos a rojos).

3.5. Sensibilidad al pH

El pH de los fluidos mineralizantes es uno de los parámetros de difícil precisión, y por ello se estudia el efecto de sus variaciones sobre la precipitación/disolución de calcita (Figura 10). Al estar ambas soluciones inicialmente saturadas en calcita, las variaciones de pH van ligadas a variaciones de la presión parcial de CO2 (pCO2) y de la concentración de Ca. Esto conlleva interacciones complejas entre los tres efectos intrínsecos de la mezcla (algebraico, de fuerza iónica y de pH-pCO2), que resultan en una menor cantidad de calcita disuelta y una mayor cantidad de calcita precipitada en condiciones de pH elevados (entre 5,5 y 7,0) en ambas soluciones (Figura 10). Además, un aumento en la diferencia de pH entre las soluciones extremos aumenta tanto la proporción de disolución como de precipitación de calcita (Figura 10b y d).

A partir de los resultados obtenidos en los apartados 3.4 y 3.5, se puede concluir que el relleno de porosidad secundaria en rocas carbonatadas por otros carbonatos, un fenómeno común tanto en depósitos MVT como en reservorios de hidrocarburos, podría ser debido a variaciones temporales, ya sea en la composición de los fluidos (pH- pCO2 o pH-Ca o salinidades), ya sea en el flujo de los fluidos. Las composiciones de los fluidos de cuenca suelen estar cercanas al equilibrio termodinámico con las asociaciones minerales de los sedimentos, las cuales no sufren variaciones importantes por períodos largos de tiempo, ya que los flujos de fluidos son lentos. En consecuencia, parece más plausible que haya cambios en los flujos relativos de los dos fluidos que componen la mezcla que no en la composición, sobre todo si tenemos en cuenta los efectos de la disolución/precipitación sobre la permeabilidad. Por todo ello, una zona de disolución de carbonatos puede devenir una zona de precipitación de los mismos cuando la mezcla se enriquece en agua subterránea regional.

Figura 10. Sensibilidad al pH de las aguas de mezcla ilustrada con diagramas de contorno de precipitación (azules) /disolución (rojos y amarillos) de calcita. a) pH(agua subterránea)=6,5, pH(salmuera)=5,5. b) pH(agua subterránea)=7,0, pH(salmuera)=5,0. c) pH(agua subterránea)=6,0, pH(salmuera)=5,0. d) pH(agua subterránea)=6,5, pH(salmuera)=4,5.

4. Ejemplo: metodología en el estudio del depósito de Rocabruna

4.1. El sistema 2D para los cálculos

En este caso se ha utilizado el mismo programa de transporte reactivo, pero la sección escogida consiste en una dolomía cuya porosidad inicial es 0,1 y dos fluidos que circulan a lo largo de fracturas que se cruzan en el centro. El sistema está constituido por un cuadrado de 10 x 10 metros, discretizado en una malla homogénea de 800 elementos triangulares. Dos zonas de alta porosidad y permeabilidad se intersectan en el centro de la sección (Figura 11) y, para simplificar los cálculos, se tomaron como vertical y horizontal.

Se asume que la dolomía encajante está inicialmente invadida por agua subterránea regional que circula horizontalmente de izquierda a derecha, y que una salmuera profunda circula por la fractura vertical en sentido ascendente. Para el caso inicial se han elegido flujos de 10 m3m-2a-1 a través de las dos fracturas perpendiculares en tanto que, en el resto del sistema considerado, el flujo es nulo (Figura 11b). Así, dado que la fractura supera un 10% de la superficie vertical a ella, el flujo entrante total en cada contorno es de 1 m3m- 2a-1, un valor habitual en sistemas hidrotermales profundos (Garven y Freeze, 1984). Con estos valores de flujo, la conductividad térmica de los carbonatos y la escala a la que se realizan los cálculos, se asume que el agua regional, la salmuera y la roca encajante están equilibradas térmicamente (±10ºC). Para las simulaciones se ha escogido una temperatura constante de 150ºC.

Figura 11. Sistema y condiciones de contorno para las simulaciones de transporte reactivo en Rocabruna, Pirineo Oriental. a) Malla homogénea integrada por 800 triángulos rectángulos. b) Velocidades relativas de un agua regional (horizontal) y una salmuera (vertical) que circulan una dolomía encajante a través de fracturas. c) Porosidad inicial del sistema que refleja las zonas de fracturas que se cruzan en el centro de la sección.

4.2. Composición de los fluidos

Se considera que la salmuera transporta metales y bario, extraído de las rocas del basamento por las que ha circulado (granitos y pelitas, principalmente). La asociación mineral moscovita, feldespato potásico y cuarzo, común tanto en granitos como en pelitas, confina el pH a un valor cercano a 5 a la temperatura de 150ºC. Este valor está de acuerdo con los datos de aguas naturales de Hanor (2001) para valores de clorinidad de alrededor 5 mol/kg, y coincide con los valores determinados por Canals et al. (1999) para otros depósitos de barita del Pirineo Oriental. El potencial de oxidación se asume bajo, cerca del campo de estabilidad de los hidrocarburos y del azufre reducido, ya que estas rocas suelen contener grafito y sulfuros diseminados. Se utilizan diferentes valores de concentraciones de Zn (la esfalerita se utiliza también aquí como representativa de los sulfuros metálicos del depósito, ya que es el más sencillo de entre los más abundantes) dentro del rango aceptado para depósitos MVT (Barnes, 1979; Sverjensky, 1986) y una concentración de bario constante a 10-2 mol/kg. Dado que la salmuera circula en su recorrido final por dolomías, la concentración de carbonato total se ha calculado a partir del equilibrio con dolomita.

El agua subterránea que interviene en la mezcla se supone que es un agua regional profunda. Al no tener mucha información sobre este fluido, se asume una salinidad de 1 mol/kg de cloro, que corresponde a las aguas menos salinas medidas en inclusiones fluidas de yacimientos MVT (e.g. Grandia et al., 2003). El resto de los solutos se ha obtenido a partir de las composiciones medias de fluidos de cuenca (Hanor, 2001). Dado que, de acuerdo con Hanor (2001), los fluidos de cuenca poco salinos son normalmente alcalinos, se ha seleccionado un pH de 6,5 (una unidad superior al pH neutro a 150ºC). El agua subterránea no puede ser muy reductora ya que debe de haber atravesado las capas rojas y evaporitas Triásicas que debían estar por encima del depósito. Esta agua sería la que transportaría el azufre (en forma de sulfato mayoritariamente) y está también equilibrada con la dolomía encajante.

5. Resultados y discusión

En este apartado se presentan simulaciones de transporte reactivo para explicar las texturas y la proporción de sulfuros-sulfatos-cavidad observados en el depósito de Rocabruna. Los resultados se ilustran igualmente por medio de gráficos de contornos. Se muestran los casos de mezcla de soluciones estériles con distintos flujos de fluidos y de mezcla de soluciones mineralizantes.

5.1. Mezcla de soluciones estériles: karst hidrotermal La mezcla de dos fluidos calientes equilibrados con dolomita pero a diferente pH y distintas concentraciones de solutos produce una intensa disolución de la dolomita encajante (Figura 12). Al cabo de 100.000 años de simulación, y con flujos similares para las dos soluciones que se mezclan, más de 10.000 moles de dolomita por metro cúbico de roca se han disuelto en la zona de intersección de las fracturas, produciendo un índice de porosidad superior a 0,8 y una cavidad de morfología aproximadamente equidimensional. Por lo tanto, no hay necesidad de invocar la existencia de un karst superficial, con los problemas de interpretación acerca de exhumación y enterramiento que eso conllevaría, ya que la porosidad en una dolomía puede ser generada por la mezcla de soluciones hidrotermales saturadas en dolomita.

Figura 12. Mezcla de soluciones estériles y formación de karst hidrotermal ilustrada con diagramas de contornos. a) Contornos de dolomita preciptada (colores azules) y disuelta (colores amarillos a rojos). b) Contornos de porosidad total.

5.2. Formación de cavidades inequidimensionales

La forma y tamaño de la zona de disolución varía con la proporción inicial de fluidos en la mezcla. Cuando el flujo de salmuera (vertical) es mayor que el de agua regional, la cavidad, o intersección de los planos vertical y horizontal, se desarrolla en dirección horizontal hacia la entrada de esta solución menos salina y más alcalina (Figura 13a). Al haber reducido uno de los flujos, el volumen de mezcla que se produce durante el mismo intervalo de tiempo es menor que en el caso anterior (Figura 12) y, por lo tanto, la porosidad generada también es menor. En el caso contrario, cuando se disminuye el flujo de salmuera respecto al de agua subterránea regional, la cavidad se desarrolla en sentido vertical (Figura 13b), o sea que el fluido de mayor flujo tiende a invadir el conducto del de menor flujo. Dado que el volumen de mezcla es menor, la porosidad creada es también menor que la obtenida en el caso de flujos de igual magnitud. Sin embargo, a pesar de que el volumen de mezcla es parecido en el presente modelo que en el anterior, aquí se produce una mayor disolución. Así, con las composiciones de fluidos utilizados en este trabajo, las mezclas más corrosivas para la dolomía encajante son aquellas que contienen una mayor proporción de la solución alcalina y diluida, respecto a la solución ácida y salina, por lo que parece predominar el efecto de fuerza iónica.

De acuerdo con estos resultados, las cavidades equidimensionales se formarían al mezclar los dos fluidos hidrotermales en proporciones parecidas, mientras que las cavidades ovaladas o alargadas se producirían cuando la mezcla estuviera dominada por uno de ellos. Se puede deducir también que, al contrario de lo cabría esperar, las interconexiones entre cavidades (es decir, la ampliación de diaclasas o planos de estratificación por disolución) se producen en áreas de bajo flujo.

Figura 13. Formación de cavidades inequidimensionales por mezcla de soluciones estériles. a) Mezcla con predominio de salmuera (flujo vertical). b) Mezcla con predominio de agua regional (flujo horizontal).

5.3. Precipitación de sulfuros

La mezcla de un agua subterránea diluida, alcalina, rica en sulfhídrico y equilibrada con dolomita con una salmuera ácida, reducida, rica en metales (Zn y Ba) y también equilibrada con dolomita, causa la disolución del encajante dolomítico, debido a los efectos intrínsecos a la mezcla química (efectos de fuerza iónica y de pH-pCO2), y la precipitación de sulfuros (Figura 14). La proporción de sulfuros precipitados respecto a la cavidad formada depende de la concentración de metales y azufre en las respectivas soluciones. En las condiciones de las simulaciones realizadas, se obtiene la proporción observada en Rocabruna (una media de 0,5% en volumen) para concentraciones de azufre o zinc de 10-5 mol/kg. Estos valores son muy pequeños en comparación con los de las salmueras de campos petrolíferos actuales (e.g. Giordano y Barnes, 1981), y probablemente es por ello que el depósito de Rocabruna es pobre en sulfuros.

La reacción de precipitación de sulfuros está acoplada a la de disolución de carbonatos por medio de los protones (reacciones 1 y 3); a su vez, estas reacciones van acompañadas de un incremento en la porosidad de la roca encajante ya que cada mol de dolomita (65 cm3) es reemplazado por 2 moles de monosulfuros (esfalerita: 2x24 cm3) o 1 mol de disulfuros (calcopirita: 43 cm3). La fina corrosión de la dolomía en contacto con los sulfuros es probablemente debida a esta reacción acoplada y, aunque no contribuye directamente a la creación de la mayor parte de la cavidad, sí lo hace indirectamente al permitir el paso de la mezcla hasta el encajante, disolviendo así los sulfuros formados previamente y la dolomía.

Figura 14. Precipitación de sulfuros por la mezcla de un agua subterránea diluida, alcalina, rica en sulfhídrico y equilibrada con dolomita con una salmuera ácida, reducida, rica en metales (Zn y Ba) y también equilibrada con dolomita. Diagramas de contornos de esfalerita precipitada, expresada como porcentaje en volumen: a) Concentraciones de S y Zn totales en el agua subterránea (a) y en la salmuera (s) de 10-4 mol/kg. b) Concentraciones de S y Zn totales en el agua subterránea (a) y en la salmuera (s) de 10-5 mol/kg.

5.4. Relleno de barita

La mezcla de un agua subterránea rica en sulfato, pero con algo de sulfhídrico ((ΣSO4 2-/ ΣH2S)=2,5·1011), con una salmuera rica en metales (Zn y Ba), ambas equilibradas con dolomita, resulta en la disolución del encajante dolomítico por los efectos de mezcla, más la precipitación de sulfuros y de barita. Con las concentraciones de bario en la salmuera de 10-2 mol/kg y 10-4 mol/kg de azufre total en el agua subterránea regional, la proporción de barita depositada en 100.000 años representa el 60% de la cavidad (Figura 15), una proporción comparable a la observada en Rocabruna.

La Figura 15 muestra que la disolución de dolomita y la precipitación de sulfuros y sulfatos son fenómenos contemporáneos, tal y como se observa en el depósito de Rocabruna, donde la barita de relleno incorpora fragmentos de encajante y de sulfuros. Con los flujos y concentraciones considerados en estos cálculos, la formación de la cavidad progresa más rápidamente que su colmatación por barita, lo que es consistente con la observación de grandes cristales de barita creciendo en espacios abiertos.

Figura 15. Relleno de barita debido a la mezcla de un agua subterránea rica en sulfato con una salmuera rica en metales (Zn y Ba), ambas equilibradas con dolomita. a) Diagrama de contornos de barita precipitada, expresada en % en volumen de cavidad. b). Diagrama de contornos de esfalerita precipitada, expresada en % en volumen de cavidad. c) Porosidad total.

6. Conclusiones

En rocas carbonatadas, la mezcla de una salmuera ácida con un agua subterránea diluida y alcalina, ambas saturadas en carbonatos y en un ambiente hidrotermal, desencadena un proceso de disolución del encajante. En algunos casos, además de disolución tiene lugar también precipitación de carbonatos en una zona adyacente a la de disolución. Este resultado es válido para un amplio rango de composiciones de los componentes de la mezcla y tanto para rocas carbonatadas compuestas por calcita como por dolomita. Por lo tanto, para explicar la presencia de un karst relleno de minerales hidrotermales no es necesario invocar la existencia de períodos de erosión y exhumación de los carbonatos y de su posterior enterramiento, ya que el desarrollo del karst o de la porosidad secundaria pueden haberse formado en profundidad y estar relacionados con el fenómeno hidrotermal.

La precipitación de sulfuros en cavidades y/o porosidad de rocas carbonatadas puede ser causada por la mezcla de soluciones que provocan la disolución siempre que una de ellas sea rica en sulfhídrico y otra en metales. Con las concentraciones de sulfhídrico y metales usuales en aguas de cuenca, el volumen de cavidad formada (o de roca disuelta) suele ser mayor al de sulfuros precipitados, con lo que los sulfuros no llegan a “blindar” completamente el encajante y el proceso de mezcla continua. Estos resultados concuerdan con las texturas observadas en diferentes yacimientos MVT en los que la relación volumétrica sulfuros/cavidad es variable, la mineralogía de relleno es diversa y el crecimiento de cristales en muchos casos se produce en espacios abiertos.

La reacción de precipitación de sulfuros metálicos se acopla a la de disolución del encajante carbonatado, causando también porosidad por el menor volumen molar de los sulfuros reemplazantes, pero esta reacción no es la generadora de las cavidades de acuerdo con las observaciones realizadas en yacimientos MVT y los cálculos efectuados. De todas maneras, el acoplamiento de las reacciones sí que puede ser causante de disolución a escala reducida, la llamada corrosión del encajante, observada en detalle en Rocabruna.

En el caso que el potencial de oxidación sea ligeramente oxidante y predomine el ión sulfato sobre el sulfhídrico en uno de los fluidos, pueden precipitar sulfatos también como consecuencia de la mezcla de las soluciones hidrotermales. Por lo tanto, el mismo proceso de mezcla puede causar la generación de la cavidad, la precipitación de sulfuros y el relleno de sulfatos, simultáneamente. Asimismo, también se podría dolomitizar una caliza, formar fluorita, dichita y sílice debido a procesos de mezcla (Salas et al. 2007). La forma de la cavidad depende de la proporción presente en la mezcla de los fluidos extremos: la porosidad tiende a extenderse hacia el conducto por el que circula la solución de flujo inferior. Por esto, las zonas de interconexión entre cavidades, que suelen seguir planos de fractura o de estratificación, corresponden a zonas de baja velocidad de fluidos. Un pasaje vertical se forma cuando el flujo de agua subterránea horizontal es predominante en la mezcla, y el pasaje horizontal se desarrolla cuando predomina un flujo vertical de salmuera.

Agradecimientos

Este trabajo se empezó a raíz del proyecto BTE2003- 01346 del Ministerio de Educación y Ciencia de España. En el estudio se utiliza el programa RETRASO que fue financiado por ENRESA. Agradecemos al Dr. González- Partida y a un revisor anónimo, así como al editor Dr. Camprubí, la detallada revisión del manuscrito, ya que sus sugerencias, preguntas y comentarios han contribuido a la mejora del artículo.

Referencias bibliográficas

Anderson, G.M., 1975, Precipitation of Mississippi Valley-type ores: Economic Geology, 70, 937-942.

Anderson, G.M., Garven G., 1987, Sulfate-sulfide-carbonate associations in Mississippi Valley-type lead-zinc deposits: Economic Geology, 82, 482-488.

Appold, M.S., Garven, G., 1999, The hydrology of ore formation in the Southeast Missouri District: numerical models of topography-driven fluid flow during the Ouachita Orogeny. Economic Geology, 94, 913-936.

Appold, M.S., Garven, G., 2000, The hydrology of ore formation in the Southeast Missouri District: numerical models of topography-driven fluid flow during the Ouachita Orogeny: Economic Geology, 94, 913-936.

Ayora, C., Taberner, C., Saaltink, M.W., Carrera, J., 1998, The genesis of dedolomites: a discussion based on textures and reactive transport modeling. Journal of Hydrology, 209, 346-365.

Back, W., Hanshaw, B.B., Pyle, T.E., Plummer, L.N., Weidie, A.E., 1979, Geochemical significance of groundwater discharge and carbonate solution to the formation of Caleta Xel Ha, Quintana Roo, Mexico: Water Resources Research, 15, 1521-1535.

Barnes, H.L., 1979, Solubilities of Ore Minerals, In: Barnes, H.L. (ed.), Geochemistry of Hydrothermal ore deposits: New York, Wiley and Sons, 404-460.

Barnes, H.L., 1983, Ore Depositing Reactions in Mississippi Valley-Type Deposits, In: Kisvarsanyi, G., Grant, S.K., Pratt, W.P., Koenig, J.W., (eds.), International conference on Mississippi Valley type lead-zinc deposits, Proceedings volume: Rolla, University of Missouri-Rolla Press, 77-85.

Bethke, C.M., 1986, Hydrologic constraints on the genesis of the Upper Mississippi Valley mineral district from Illinois basin brines. Economic Geology, 81, 233-249.

Bottrell, S.H., Crowley, S., Self, C., 2001, Invasion of a karst aquifer by hydrothermal fluids: evidence from stable isotopic composition of cave mineralization: Geofluids, 1, 103-121.

Brown, J.S., 1970, Mississippi Valley type lead-zinc ores: A review and sequel to the “Behre Symposium”. Mineralium Deposita, 5, 103-119.

Canals, A., Cardellach, E., Moritz, R., Soler, A., 1999, The influence of enclosing rock type on barite deposits, eastern Pyrenees, Spain: fluid inclusion and isotope (Sr, S, O, C) data: Mineralium Deposita, 34, 199-210.

Corbella, M., Ayora, C., 2003, Role of fluid mixing in deep dissolution of carbonates: Geologica Acta, 1, 305-313 (available online at www. geologica-acta.com).

Corbella, M., Ayora, C., Cardellach, E., 2004, Hydrothermal mixing, carbonate dissolution and sulphide precipitation in Mississippi Valley-type deposits: Mineralium Deposita, 39, 344-357.

Corbella, M., Ayora, C., Cardellach, E., Soler, A., 2006, Reactive transport modeling and hidrotermal karst genesis: The example of Rocabruna barite deposit (Eastern Pyrenees): Chemical Geology, 233, 113-125.

Garven, G., Freeze, R.A., 1984, Theoretical analysis of the role of groundwater flow in the genesis of stratabound ore deposits: 2. Quantitative results: American Journal of Science 284, 1125- 1174.

Garven, G., Ge, S., Person, M.A., Sverjensky, D.A., 1993, Genesis of stratabound ore deposits in the midcontinent basins of North America. 1. The role of regional groundwater flow. American Journal of Science, 295, 497-568.

Giordano, T.H., Barnes, H.L,1981, Lead transport in Mississippi Valleytype ore solutions: Economic Geology, 76, 2200-2211.

González-Sánchez, F., Puente-Solís, R., González-Partida, E., Camprubí, A., 2007, Estratigrafía del Noreste de México y su relación con los yacimientos estratoligados de fluorita, barita, celestina y Zn-Pb: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, LIX, 43-62.

Grandia, F., Cardellach, E., Canals, A., Banks, D., 2003, Geochemistry of the fluids related to epigenetic carbonate-hosted Zn-Pb deposits in the Maestrat Basin (Eastern Spain): Fluid inclusion and isotope (Cl, C, O, S, Sr) evidences: Economic Geology, 98, 933-954.

Hanor, J.S., 2001, Reactive transport involving rock-buffered fluids of varying salinity: Geochimica et Cosmochimica Acta, 65, 3721- 3732.

Helgeson, H.L., Kirkham, D.H., 1974, Theoretical prediction of the Figura 15. Relleno de barita debido a la mezcla de un agua subterránea rica en sulfato con una salmuera rica en metales (Zn y Ba), ambas equilibradas con dolomita. a) Diagrama de contornos de barita precipitada, expresada en % en volumen de cavidad. b). Diagrama de contornos de esfalerita precipitada, expresada en % en volumen de cavidad. c) Porosidad total. a) b) c) Karst hidrotermal y MVTs 99 thermodynamic behavior of aqueous electrolytes at high pressures and temperatures. II: Debye-Hückel parameters for activity coefficients and relative partial molal properties. American Journal of Science, 274, 1199-1261.

Heyl, A.V., Agnew, A.F., Lyons, E.J., Behre, C.H., 1959, The Geology of the Upper Mississippi Valley zinc-lead district: U.S. Geological Survey Professional Paper 309.

Hill C.A., 1995, H2S-related porosity and sulfuric acid oil-field karst, In: Budd, D.A., Saller, A.J., Harris, P.M. (eds), Unconformitites and porosity in carbonate strata: AAPG Memoir 63.

Kendrick, M.A., Burgess, R., Pattrick, R.A.D., Turner, G., 2002 a, Hydrothermal fluid origins in a fluorite-rich Mississippi Valley-type district: combined noble gas (He, Ar, Kr) and halogen (Cl, Br, I) analysis of fluid inclusions from the South Pennine ore field, United Kingdom: Economic Geology, 97, 435-451.

Kendrick, M.A., Burgess, R., Leach, D., Pattrick, R.A.D., 2002 b, Hydrothermal fluid origins in a Mississippi Valley-type ore district: combined noble gas (He, Ar, Kr) and halogen (Cl, Br, I) analysis of fluid inclusions from the Illinois-Kentucky fluorspar district, Viburnum Trend, and Tri-State districts, mid-continent United States: Economic Geology, 97, 453-469.

Kesler, S.E., 1996, Appalachian Mississippi Valley-type deposits: paleoaquifers and brine provinces, In: Sangster, D.F. (ed.), Carbonate-hosted lead-zinc deposits: Society of Economic Geology Special Publication, 4, 29-57.

Luttge, A., Winkler, U., Lasaga, A. C., 2003, An interferometric study of the dolomite dissolution: a new conceptual model for mineral dissolution: Geochimica et Cosmochimica Acta, 67, 1099–1116.

McLimans, R.K., 1977, Geological, fluid inclusions, and stable isotopes studies of the Upper Mississippi Valley zinc-lead district, Southwest Wisconsin: PhD thesis, Penn State University, 175 p

Naumov, G.B., Ryzhenko, B.N., Khodakovsky, I.L, 1974, Handbook of thermodynamic data: U.S. Geological Survey, WRD-4-001. Ohle, E.L., 1980, Some considerations in determining the origin of ore deposits of the Mississippi Valley type- part II. Economic Geology, 75, 161-172.

Plumlee, G.S., Leach, D.L., Hofstra, A.H., Landis, G.P., Rowan, E.L., Viets, J.G., 1994, Chemical reaction path modeling of ore deposition in Mississippi Valley-type Pb-Zn deposits of the Ozark region, U.S. Midcontinent: Economic Geology, 89, 1361-1383.

Saaltink, M.W., Ayora, C., Carrera, J., 1998, A mathematical formulation for reactive transport that eliminates mineral concentrations: Water Resources Reseacrh, 34, 1649-1656.

Saaltink, M.W., Batlle, F., Ayora, C., Carrera, J., Olivella, S., 2004, RETRASO, a code for modeling reactive transport in saturated and unsaturated porous media: Geologica Acta, 2-3, 235-251 (available online at www.geologica-acta.com ).

Salas, J., Taberner, C., Esteban, M., Ayora, C., 2007, Hydrothermal dolomitization, mixing corrosion and deep burial porosity formation: numerical results from 1-D reactive transport models; Geofluids, 7, 99-111.

Sandford, W.E., Konikow, L.F., 1989, Simulation of calcite dissolution and porosity changes in saltwater mixing zones in coastal aquifers: Water Resources Research, 25, 655-667.

Sass-Gustkiewicz, M., Dzulynski, S., Ridge, J.D., 1982, The emplacement of zinc-lead sulfide ores in the Upper Silesian district - a contribution to the understanding of Mississippi Valley-type deposits: Economic Geology, 77, 392-412.

Shelton, K.L., Bauer, R.M., Gregg, J.M., 1992, Fluid-inclusion studies of regionally extensive epigenetic dolomites, Bonneterre Dolomite (Cambrian), southeast Missouri: evidence of multiple fluids during dolomitization and lead-zinc mineralization: Geological Society of America Bulletin, 104, 675-683.

Soler, A., Ayora, C., 1985, La mineralització kàrstica (Ba, Cu, Pb, Zn, Sb) de Rocabruna i de Can Pubill, Pirineu Oriental: geologia, morfologia i gènesi; Acta Geologica Hispanica, 20, 107-122.

Steefel, C.I., MacQuarrie, K.T.B., 1996, Approaches to modeling of reactive transport in porous media. In: Lichtner, P.C., Steefel, C.I., Oelkers, E.H., eds. Reactive transport in porous media: Reviews in Mineralogy, 34, 83-130.

Sverjensky, D.A., 1986, Genesis of Mississippi Valley-type lead-zinc deposits: Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14, 177-199.

Teng, H.H., Dove, P.M., DeYoreo, J.J., 2000, Kinetics of calcite growth: surface processes and relationships to macroscopoic rate laws: Geochimica et Cosmochimica Acta, 64, 2255-2266.

Wigley, T.M., Plummer, L.N., 1976, Mixing of carbonate waters: Geochimica et Cosmochimica Acta, 40, 989-995.

Wolery, T.J., 1992, EQ3NR, a computer program for geochemical aqueous speciation-solubility calculations: Theoretical manual, user’s guide and related documentation (Version 7.0); Publication UCRLMA- 110662 Pt III, Lawrence Livermore Laboratory, Livermore, California, USA.

Manuscrito recibido: Abril 25, 2007
Manuscrito corregido recibido: Agosto 9, 2007
Manuscrito aceptado: Agosto 15, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM: 1, 2007, p. 71-81

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a6

Reporte preliminar del sismo del 13 de abril de 2007, Guerrero, México

Sara Ivonne Franco*, Caridad Cárdenas-Monroy, Aída Quezada-Reyes, Carlos Valdés-González, Casiano Jiménez-Cruz, Luis Edgar Rodríguez-Abreu, Javier Ortiz-Castro

Contribuciones hechas por: (en orden alfabético)

Arturo Cárdenas-Ramírez, José Luis Cruz-Cervantes, Jorge Alberto Estrada-Castillo, Ángeles Gutiérrez-García, Iván Rodríguez-Rasilla, Bernardino Rubí-Zavala, Yi Tan Li, Alfredo Yañez-Soto

Servicio Sismológico Nacional, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, México, D.F., 04510.

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Resumen

El 13 de abril del 2007 a las 05:42 hrs. (tiempo GMT) se registró, en 27 estaciones de la Red sismológica de Banda ancha, un evento de magnitud Mw = 5.8 proveniente de la costa de Guerrero, México, muy cerca de la ciudad de Acapulco. El mecanismo focal corresponde a un mecanismo de fallamiento inverso con un plano de falla casi vertical. El epicentro de este evento se localiza en la denominada “Brecha de Guerrero”, sin embargo, la profundidad a la que se ubica (aproximadamente 30 km) no muestra una correlación directa con la zona sismogénica y por tanto no es posible asociar el evento a una relajación de esfuerzos en esta región. La aceleración máxima observada es de alrededor de 90 gales y se registró en la estación CAIG localizada a menos de 20 km de distancia del epicentro. El análisis de atenuación de las aceleraciones indican un sismo más energético que lo que se había observado para sismos mexicanos de estas características.

Palabras clave: Brecha de Guerrero, atenuación, mecanismos focales, sismos intraplaca.

Abstract

On april 13, 2007 at 05:42 (Universal Time) an earthquake, with magnitude Mw=5.8, occurred in the state of Guerrero, Mexico, near the Pacific Coast. The event was recorded in 27 stations that comprise the Broadband Seismic Network, managed by the National Seismological Service of Mexico. The source parameters show an interplate thrust earthquake with an almost vertical fault plane. The epicentral location lies within the Guerrero seismic gap. Nevertheless, the hypocentral depth of 30 km makes it difficult to associate this earthquake to a possible stress relaxation in this gap. The largest peak ground acceleration was recorded at CAIG, a broad-band station located less than 20 km from the epicenter. The attenuation curve suggests a very energetic earthquake in comparison with other Mexican interplate events.

Keywords: Guerrero gap, attenuation, focal mechanism, interplate earthquake.

1. Introducción

El 13 de abril de 2007, a las 05:42 horas (00:42, tiempo del centro de México), se registró un evento de magnitud Mw=5.8 (ME=6.3), cerca del Puerto de Acapulco. El epicentro con coordenadas 17.168° N, 100.379° W, se localizó en la zona de subducción de la costa del Pacífico mexicano. La réplica principal tuvo una magnitud de Mw=5.3 (ME=5.4) y se registró aproximadamente tres horas después del evento principal. Otra réplica importante ocurrió a las 04:26 horas del 13 de abril, la magnitud fue ME=4.9.

La costa del Pacífico mexicano es una zona de gran actividad sísmica. Esta actividad es consecuencia de la interacción entre la placa continental de Norte América y las placas oceánicas de Cocos y Rivera (Figura 1). Los eventos que se registraron el día 13 de abril de 2007 se localizan en la zona denominada “Brecha sísmica de Guerrero”, a mayor profundidad que la zona sismogénica, lo que los hace especialmente interesantes.

La aceleración máxima que se registró en las estaciones de la red de Banda Ancha del Servicio Sismológico Nacional (SSN) fue de aproximadamente 90 gales y se registró en la estación de CAIG, localizada en el poblado de Cayaco, Guerrero aproximadamente a 50km al noreste del Puerto de Acapulco y a 20 km del epicentro (Figura 2).

En este reporte presentamos un análisis preliminar de los parámetros y características principales del sismo del 13 de abril de 2007. Todos los resultados que mostramos son obtenidos a partir de los datos del SSN.

2. Marco Tectónico

Los límites de placas tectónicas concentran la mayor actividad sísmica del mundo. En México interactúan cinco placas: Norte América, Caribe, Cocos, Pacífico y Rivera (Figura 1). La subducción de la placa de Cocos bajo la placa de Norte América ha generado más de 70 sismos de magnitud M > 6.5 en el siglo pasado (Kostoglodov y Pacheco, 1999). El principal rasgo tectónico de esta zona de convergencia es la Trinchera Mesoamericana, la cual se extiende paralelamente a la costa desde Jalisco-Colima hasta Centroamérica, a lo largo de 3000 km. El sismo de Michoacán del 19 de septiembre de 1985 (M=8.1), localizado a más de 400 km de la Ciudad de México, que causó la muerte de más de 6000 personas y ocasionó numerosos daños materiales, es sólo un ejemplo del peligro sísmico que representa esta zona para algunas ciudades importantes del país.

La zona de subducción de la placa de Cocos bajo la placa de Norteamérica abarca el segmento de costa de los 15º a 20º de latitud Norte, y de 92º a 105º de longitud Oeste (Burbach et al., 1984). El ángulo de subducción de la placa de Cocos con respecto a la placa de Norteamérica, en la porción comprendida entre Michoacán y Oaxaca, es de aproximadamente 12º lo cual esta considerado como un ángulo de subducción bajo. La velocidad de convergencia entre estas placas aumenta hacia el sudeste, variando de 4.8 cm/año, en 104º W, a 7.5 cm/año, en 94º W (Pardo y Suárez, 1995, DeMets et al., 1994).

La zona central de Guerrero, inmediatamente al sur de la zona de ruptura de los temblores de Petatlán (1979) y Michoacán (1985), localizada entre los paralelos 16.9° y 17.2°N y los meridianos 100.1° y 101.0°W (Figura 1), se considera que es una brecha sísmica con un alto potencial sísmico. De acuerdo con el catálogo de Anderson et al. (1989) el evento más reciente que ha ocurrido en esta zona es en 1911, con una magnitud aproximada de 7.5. A esta región se le denomina Brecha sísmica de Guerrero, y pertenece a las 5 brechas maduras que se habían identificado en 1981 (Singh et al., 1981).

Actualmente se considera que la Brecha sísmica de Guerrero tiene un potencial sísmico capaz de producir un terremoto de magnitud MW = 8.1 - 8.4 (Suárez et al., 1990), en caso de que el área total de la brecha rompiera en un solo evento (cabe mencionar que este escenario no se ha observado en el pasado reciente, por lo menos 500 años), lo que significa un peligro potencial para ciudades como México y Acapulco entre otras.

Figura 1. Izquierda: Mapa de tectónico de México, se muestran las placas que interactúan en el territorio, así como sus límites. Derecha: Sismotectónica del área de estudio, las áreas sombreadas representan las zonas de ruptura para los eventos de magnitud M>7.0 que ocurrieron durante el siglo pasado. Se muestra la ubicación geográfica de la Brecha de Guerrero (modificada a partir de Lowry et al., 2001

3. Evento principal

El evento ocurrido el 13 de abril del 2007 se registró en un total de 27 estaciones de la Red de Banda Ancha del SSN. Cada una de estas estaciones se encuentra equipada con un digitizador de 24 bits Quanterra-Q330, un sismómetro triaxial STS-2, el cual permite registrar ondas sísmicas con respuesta plana a la velocidad del suelo en una banda de frecuencias entre 0.01 a 30 Hz, un reloj GPS, así como un acelerómetro triaxial Episensor que registra las aceleraciones del suelo dentro de un amplio espectro de frecuencias sin saturación de la señal para sismos grandes locales y regionales.

El evento se localizó en la costa de Guerrero, con epicentro en las coordenadas 17.168° N, 100.379° W y a una profundidad de 32.7 km. Dentro de la región epicentral se cuenta con 4 estaciones de Banda ancha (ZIIG, CAIG, MEIG y PLIG; Figura 2).

A partir de mediciones geodésicas, Franco (2006) determinó que el área acoplada va desde los 10 km de profundidad hasta aproximadamente los 30 km y se extiende una distancia de hasta 100 km a partir de la trinchera en dirección del buzamiento. Como se puede ver en la vista de perfil de la Figura 2, este evento se localiza justo en el límite de la zona sismogénica y coincide con el doblamiento de la placa.

Figura 2. Distribución epicentral del evento principal del 13 de abril de 2007 (mecanismo focal mayor), así como las réplicas asociadas (círculos de color amarillo), incluyendo la de mayor magnitud (MW = 5.3). Arriba: Localización en planta del evento principal y las réplicas. También se muestra la localización de las estaciones más cercanas al epicentro (triángulos), así como las principales ciudades (cuadrados). Abajo: Vista en sección (perfil A-A´) de la localización del evento del sismo principal y sus réplicas. La geometría de la placa es tomada de Cárdenas-Monroy (2003). La parte sombreada indica la zona acoplada determinada por Franco (2006).

4. Solución de tensor de Momentos

Actualmente el SSN está en proceso de implementar el cálculo automático del tensor de momento sísmico (CAT- MS) a partir de la inversión de la forma de onda (Franco et al., 2002; Nolasco-Carteño, 2006). Para este evento fue posible obtener el tensor de momentos de manera casi automática. La información que se obtuvo a partir del tensor permitió tener una visión preliminar de la importancia sismotectónica del evento, así como determinar el momento sísmico, el cual es el parámetro escalar de la fuente puntual del doble par. Este parámetro está relacionado con el tamaño y el desplazamiento promedio de la falla (Aki, 1966), y a través de éste se obtiene la magnitud de momento (MW), la cual no presenta límites de saturación. El CATMS requiere la localización precisa del evento, ya que el resultado es sensible a la localización.

Figura 3. Solución del tensor de momentos a partir de la inversión de la forma de onda, se utilizaron 7 estaciones del SSN para obtener este resultado. Arriba: Solución para el evento principal. Abajo: Solución para la réplica de mayor magnitud. La línea puntead indica la forma de onda sintética mientras que la línea continua es para los datos.

El tensor de momento sísmico calculado por el SSN se obtuvo durante la primera hora después de ocurrido el evento. El mecanismo generador del temblor sugiere un fallamiento casi vertical (Figura 3).

Al comparar el resultado obtenido a partir del CATMS y la solución generada a través del cálculo estándar del “Quick Centroid Moment Tensor” (CMT) del proyecto Global del CMT (antes de la Universidad de Harvard) (http://www. globalcmt.org/CMTsearch.html), la cual se publicó aproximadamente 8 horas después de ocurrido el evento, podemos constatar que la solución que generó el SSN es confiable e inmediata. Lo mismo ocurre al comparar la solución del SSN con la del “National Earthquake Information Center” (NEIC) (http://neic.usgs.gov/neis/FM/). La Tabla 1 resume los parámetros del evento del 13 de abril de 2007 obtenidos por las diferentes instituciones.

El mecanismo focal del evento principal muestra un fallamiento inverso, mientras que, como se puede observar en la parte inferior de la Figura 3, el fallamiento de la réplica principal esta representado por un mecanismo de falla normal. Sin embargo, los planos de falla de ambos eventos son casi verticales y los ejes de presión y tensión en ambos mecanismos resultan casi paralelos, tal como se puede observar en la Figura 2.

Tabla 1. Parámetros de la fuente del sismo del 13 de abril del 2007, en Guerrero, México.


Entidad	Lat °	Long °	Profundidad (km)	Mo (dyn·cm)	Strike	Dip	Rake

CMT ^(a)	17.41	-100.21	38.9	9.9×1024	28	73	91
NEIC ^(b)	17.398	-100.099	33	1.3×1025	291	79	98
Local ^(c)	17.168	-100.379	32.7	5.5×1024	302	79	90

a. Solución preliminar del CMT de Harvard (http://www.globalcmt.org/ CMTsearch.html).
b. Solución preliminar del CMT de NEIC <<http://neic. usgs.gov/neis/FM/>>.
c. Solución preliminar del CMT a partir de datos regionales (SSN).

5. Movimientos fuertes

La determinación del valor de aceleración máxima es de gran importancia para la estimación del movimiento de estructuras construidas por el hombre. Se han realizado múltiples esfuerzos para determinar una estimación teórica del valor de la aceleración máxima que nos ayude a mitigar los efectos destructivos de un gran evento (por ejemplo el trabajo de García et al., 2005). Es en este sentido que realizamos el siguiente análisis de las aceleraciones máximas producidas durante este sismo.

El movimiento fuerte del terreno se mide a través de la aceleración del suelo que se registra en los observatorios sismológicos.

En este trabajo los valores de aceleración máxima se obtuvieron derivando los registros de velocidad de las estaciones sismológicas de banda ancha del SSN para cada una de las componentes. En la Tabla 2 se muestran dichos valores para cada estación y para cada componente.

Tabla 2. Aceleraciones máximas, en gales, del sismo del 13 de abril obtenidas para cada componente a partir de los registros de velocidad de las estaciones de banda ancha del SSN.


Estación	Ubicación	Distancia hipocentral (km)	Az (gales)	An (gales)	Ae (gales)	A max (gales)

ANIG	Auacatlán , Nayarit	628.2	0.008	0.162	0.15	0.156
GAIG	Cayaco, Guerrero	18.7	82.059	97.502	86.198	92.024
CCIG	Comitán, Chiapas	920.7	0.067	0.074	0.13	0.106
CGIG	Casas Grandes, Chih	1691.7	0.0415	0.039	0.026	0.033
CJIG	Chamela, Jalisco	579.1	0.218	0.276	0.224	0.251
CMIG	Matias Romero, Oax	611.1	0.235	0.109	0.26	0.199
CUIG	Ciudad Universitaria	274.7	2.338	3.455	3.546	3.501
DHIG	Demacú, Hidalgo	378.5	0.355	0.683	0.49	0.594
HPIG	Hidalgo del Parral, Chih	1234.7	0.031	0.037	0.036	0.037
HUIG	Huatulco, Oaxaca	499.1	0.006	0.0001	0.236	0.167
LPIG	La Paz, Baja California Sur	1345.7	0.003	0.003	0.003	0.003
LVIG	Laguna Verde, Veracruz	523.4	0.073	0.056	0.066	0.061
MEIG	Mezcala, Guerrero	119.5	16.727	19.957	17.478	18.758
MMIH	Maruata, Michoacán	352.9	0.451	0.93	0.851	0.893
MOIG	Morelia, Michoacán	293.3	2.031	5.173	3.969	4.610
OXIG	Oaxaca, Oaxaca	405.6	0.653	1.01	0.852	0.934
PLIG	Iguala, Guerrero	167.3	4.52	4.119	4.739	4.440
PNIG	Pinotepa Nacional, Oaxaca	264.4	0.973	0.585	1.099	0.880
PPIG	Volcán Popocatépetl	287.1	2.317	6.28	4.982	5.668
SCIG	Sabancuy, Quintana Roo	1040.5	0.009	0.249	0.225	0.237
TPIG	Tehuacan, Puebla	363.1	1.117	1.423	2.043	1.761
TUIG	Tuzandépetl, Veracruz	669.0	0.009	0.249	0.25	0.237
YAIG	Yautepec, Morelos	237.7	2.132	4.594	6.042	5.367
ZAIG	Zacatecas, Zacatecas	668.4	0.067	0.068	0.084	0.076
ZIIG	Zihuatanejo, Guerrero	130.8	2.133	4.595	5.941	5.311

Como se discutirá adelante, para comparar los valores de aceleración máxima producidos por este evento con una curva teórica promedio representativa de sismos mexicanos intraplaca (García et al., 2005) hemos considerado utilizar como aceleración máxima (Amax) la media cuadrática de las aceleraciones pico de las componentes horizontales, esto es:

Donde A_N es el valor de aceleración pico en la componente norte-sur y A_Ees el valor de la aceleración pico en la componente este-oeste.

La distancia R se ha considerado como la distancia hipocentral.

La Figura 4 muestra la distribución de la aceleración máxima con respecto a la distancia para las estaciones que registraron el evento.

Para obtener una curva de atenuación de las aceleraciones se llevó a cabo una regresión ponderada de los datos de aceleración de este sismo. La ponderación se consideró como el inverso de la distancia entre la estación y el epicentro, de tal manera que las estaciones más cercanas son más pesadas que aquéllas que se encuentran más alejadas de la fuente.

La ecuación de la curva que mejor ajusta nuestros datos es la siguiente:

log A_max = 3.263-logR-0.0023R

Donde Amax es la aceleración máxima horizontal en gales (la que se estimó a partir de la ecuación 1) y R es la distancia hipocentral, al evento, dada en km. El valor del coeficiente del término logR se fijo a 1 (García et al., 2005).

La expresión propuesta por García et al., (2005) no considera estaciones localizadas a una distancia R mayor a los 600 km. Para comparar la curva de atenuación del evento del 13 de abril con la curva teórica obtenida a partir de la expresión de García et al., (2005) sólo hemos utilizado el registro de las estaciones que cumplan con la distancia máxima para la que fue desarrollada dicha expresión (700 km), después de esta distancia la curva pierde resolución.

En un radio menor a los 100 km de distancia epicentral la cobertura de estaciones es baja, ya que sólo está la estación CAIG, localizada en el poblado de Cayaco en el estado de Guerrero, México. Dicha estación se ubica a 18.7 km de distancia del epicentro. Esta estación registró el mayor valor de Amax, que fue de 92.02 gales. La siguiente estación más cercana es MEIG ubicada en el mismo estado en el poblado de Mezcala, a 119 km del epicentro y registró una aceleración máxima de 26.03 gales. La calidad del registro en ambas estaciones es buena y no hay saturación de la señal, lo que permite tener confianza en las observaciones.

La Figura 4 muestra la curva que mejor se ajusta a las observaciones de aceleración máxima. Además, se ha incluido la curva teórica obtenida a partir de la expresión propuesta por García et al. (2005) para sismos mexicanos intraplaca y considerando una magnitud Mw = 5.8 y una profundidades de 32.7 km. El decaimiento de la aceleración observada para distancias cercanas a la fuente queda representado por el decaimiento teórico, es decir, en un rango de distancias de 0 a 170 km todas nuestras observaciones quedan dentro del margen de incertidumbre de la curva teórica. La estación MEIG, localizada a una distancia aproximada de 120 km del epicentro, muestra un comportamiento anómalo en la atenuación al presentar valores muy altos y fuera de rango en el valor Amax.

Por otro lado, para las estaciones que se localizan a una distancia epicentral mayor de los 170 km, los valores de aceleración son generalmente más altos que los obtenidos teóricamente. Esto podría significar que el sismo en estudio ha sido más energético que lo proyectado por la curva teórica para sismos intraplaca, lo cual podría deberse al inusual mecanismo de ruptura así como a la zona en la cual se localiza.

El SSN reportó la magnitud del evento como ME = 6.3. Sin embargo, la magnitud de momento sísmico es MW =5.8 (ver Tabla 1 para más detalles). Dado que el cálculo de la magnitud ME se basa en la estimación de la energía sísmica radiada registrada en la estación CUIG, localizada en Cd. Universitaria, (Singh y Pacheco, 1994) y, como se discutió anteriormente, este evento ha sido más energético que lo que se había observado y además muestra un mecanismo de falla inusual en esta zona, es posible que en el trabajo de Singh y Pacheco (1994) no se hayan utilizado sismos que tuvieran patrones de radiación similares a este, siendo ésta una posible razón de la diferencia entre ambas magnitudes.

En la Figura 5 se muestra el mapa de isoaceleración del sismo principal del 13 de abril. Este mapa se generó interpolando las aceleraciones obtenidas a partir de 25 estaciones de la Red de Banda ancha. Los valores graficados son los que corresponden a la aceleración horizontal Amax.

Los valores mayores de aceleración se registraron en la zona más cercana al epicentro, donde la aceleración excedió los 90 gales (Figura 5).

La curva de isoaceleración de 60 gales coincide aproximadamente con la región donde se localizaron los epicentros de las réplicas del sismo principal.

Se puede observar que las aceleraciones decaen más rápido con la distancia, en dirección al estado de Oaxaca (dirección sureste) que en dirección al estado de Michoacán. Además, dado el efecto de sitio de la estación PPIG, ubicada en el volcán Popocatépetl, las aceleraciones registradas son más altas que las registradas en la estación YAIG, Morelos, estación que se ubica más cerca del epicentro.

Figura 4. Aceleración pico horizontal Amax contra distancia hipocentral. Con línea continua gruesa se muestra la curva obtenida a partir de la regresión de los datos obtenidos para este sismo. Con línea continua delgada se muestra la curva teórica propuesta por García et al. (2005), y sus rangos de confiabilidad se muestran con líneas punteadas.

Figura 5. Mapa de isoaceleraciones. Las cruces indican las estaciones del SSN que registraron el evento y el número la aceleración máxima medida en cada una de ellas. El color blanco muestra aceleraciones menores a 1.0 gal.

6. Mapa de Isosistas

Para generar el mapa de isosistas del sismo del día 13 de abril de 2007 que se muestra en la Figura 6, se utilizó el método de interpolación de Kriging, el cual consiste en un conjunto de rutinas de regresión lineal donde el parámetro a interpolar puede ser tratado como una variable regional.

Los datos que se utilizaron para la interpolación se obtuvieron a partir de reportes enviados por el público de manera voluntaria al portal de Internet del SSN (www. ssn.unam.mx/SSN/reporta-sismo.html). Dichos reportes permiten clasificar la intensidad del evento en términos de observaciones y comportamientos humanos así como en la respuesta del suelo y estructuras al movimiento. Para determinar la intensidad se toma como referencia la escala de Mercalli modificada. El valor de intensidad que se reporta por estado es un promedio de los valores reportados por municipio (Tan Y. y Jiménez-Cruz, 2002).

Para este sismo se recibieron un total de 592 reportes procedentes de los estados de Guerrero, Colima, Jalisco, Michoacán, Morelos, Puebla, Veracruz, Estado de México y Distrito Federal. El número de reportes de cada localidad, así como el valor de intensidad promedio, en la escala de Mercalli, se muestran en la Tabla 3.

Los límites de las isosistas fueron ajustados también a partir de la interpolación de los valores promedio de algunos municipios.

En la Figura 7 se muestra el mapa de isosistas del sismo del 9 de diciembre de 1965 (Figueroa, 1974), de magnitud 6.8. La localización de este evento (16.55º N, 100.15º W y profundidad de 35 km) es similar a la reportada para el sismo del 13 de abril de 2007 (17.168° N, 100.379° W y profundidad de 32.7 km). Comparando ambos mapas (Figuras 6 y 7) se observa que las curvas de intensidades son semejantes. Sin embargo, el área que corresponde a la isosista con valor de intensidad V para el sismo de 1965 (M = 6.8) es menor que la registrada para el sismo de 2007 (Mw = 5.8). Esto puede atribuirse al incremento de población y construcciones en los diferentes estados durante los últimos años.

A pesar de que el reporte de intensidades puede ser muy subjetivo, al comparar el mapa de isosistas del sismo del 13 de abril (Figura 6) con el mapa de isoaceleraciones (Figura 5) se observa que los lugares donde se registraron mayores aceleraciones coinciden con los lugares donde se reportaron los mayores valores de intensidad sísmica.

Figura 6. Mapa de isosistas. Las intensidades se tomaron a partir de los reportes enviados al portal de Internet del SSN. Las zonas de mayor intensidad corresponden a las zonas de mayor aceleración. Para más detalle ver el texto.

Figura 7. Mapa de isosistas del sismo del 9 de diciembre de 1965, de magnitud 6.8 (Tomado de Figueroa, 1974).

7. Procesado y difusión de la información

Para obtener la magnitud del sismo del 13 de abril del presente año, se utilizó el programa de cómputo “PICA”, desarrollado por técnicos del SSN. Con este programa se obtienen dos magnitudes sísmicas, MA y ME a partir del registro de la estación de banda ancha CUIG que se localiza en la Facultad de Veterinaria en Ciudad Universitaria, México, D.F. El cálculo de la magnitud ME consiste en la estimación de la energía sísmica radiada mientras que la magnitud MA se basa en la amplitud de las trazas de velocidad filtradas con un paso de banda de 15 a 30 segundos (Singh y Pacheco, 1994). La distancia del epicentro a la estación CUIG, calculada también por este programa, permite obtener una primera estimación de la región donde ocurrió el evento. Sin embargo, para determinar la ubicación precisa del epicentro, es necesario contar con los registros procedentes de un mínimo de tres estaciones.

En los primeros minutos después de haber ocurrido el sismo, fue posible tener información preliminar sobre la hora exacta de ocurrencia del evento, región epicentral y magnitud. Esta información fue distribuida en todo momento vía telefónica y a través de la actualización automática del portal de Internet del SSN (www.ssn.unam.mx), lo cual fue posible utilizando programas desarrollados por el personal de este Servicio. Este procedimiento permite la disponibilidad de dicha información al público en muy poco tiempo.

Los parámetros principales del evento (región epicentral, profundidad y magnitud) fueron determinados utilizando los registros digitales de un total de 27 observatorios sismológicos pertenecientes a la Red de Banda Ancha, la Red del Valle de México y la Red Convencional, todas estas redes pertenecientes al SSN. Las trazas de las formas de onda (registros) se transmiten en tiempo real a la estación central ubicada en el Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México.

La información acerca de las características del evento fue enviada de forma inmediata vía fax y correo electrónico a instituciones gubernamentales, privadas y educativas, tales como Protección Civil: Distrito Federal, Estado de México, Acapulco, Hidalgo; Secretaría de la Defensa Nacional, Secretaría de Transportes y Comunicaciones, Comisión Federal de Electricidad, Telmex, Sistema Estatal de Protección, CENAPRED, SAT, TV Azteca, Televisa, Prensa Latina, Notimex, Cruz Roja, Universidad Autónoma de Puebla, UNAM, entre otros.

La pronta respuesta del SSN a la demanda de información, en el caso concreto de las dependencias de Protección Civil, facilita la toma de decisiones y la ejecución de medidas necesarias para canalizar ayuda en caso de que ésta sea requerida.

Tabla 3. Intensidades reportadas al SSN por el público.


Estado	Intensidad	Promedio	Número de reportes	Municipios con reportes

Colima	III-V	IV	8	3
Distrito Federal	III-X	V	301	15
Guerrero	III-X	V	73	12
Jalisco	III-VI	IV	8	4
Edo. de México	III-X	V	95	21
Michoacán	III-VI	V	21	8
Morelos	III-VIII	V	32	8
Puebla	III-VII	V	44	6
Veracruz	III-VI	IV	10	5

8. Conclusiones

El análisis preliminar del evento del día 13 de abril de 2007 a partir de los datos obtenidos por el SSN nos permite determinar que se trata de un sismo con características particulares: Su ubicación geográfica, ya que se localiza en la misma región de la Brecha Sísmica de Guerrero y en el límite de la zona acoplada, lo convierte en un evento de gran interés para la comunidad sismológica.

El mecanismo focal del sismo es representativo de un fallamiento inverso, con un plano de falla casi vertical y poco común en eventos intraplaca. La réplica principal presenta un mecanismo de tipo normal, con un plano de falla casi vertical, muy parecido al que se observa con el evento principal. Esta observación invita a realizar análisis más detallados del estado de esfuerzos de la placa, así como de la historia de liberación de esfuerzos para este sismo en particular.

Los valores de las aceleraciones máximas, obtenidos a partir de los registros de velocidad de las estaciones que comprenden la Red de Banda Ancha, para las estaciones ubicadas a una distancia mayor a 170 km del epicentro y cuyos valores son más altos que los propuestos en análisis anteriores, probablemente estén relacionados con la naturaleza energética del evento, misma que podría relacionarse con el mecanismo de ruptura, el patrón de radiación y la propagación de las ondas sísmicas.

Se recomienda llevar a cabo un estudio acerca de la interacción de esfuerzos de este sismo con las zonas circundantes. Así mismo, un realizar un análisis detallado de las réplicas de este evento permitirá proponer un modelo de fuente y determinar la geometría de la falla, con lo cual se podrá definir la historia de ruptura de la fuente. La combinación de esta información con datos de deformación obtenidos a partir de mediciones geodésicas permitiría tener una visión más clara acerca del estado de esfuerzo en la Brecha de Guerrero.

La constante expansión de la Red de Banda Ancha del SSN, la modernización de sus equipos, técnicas de transmisión y procesamiento de la información en los últimos años permite disponer de una mayor cantidad de registros sísmicos de gran calidad, lo cual se traduce en resultados más precisos en el área de investigación, así como en mejorar la capacidad de respuesta ante la ocurrencia de sismos en el territorio nacional.

Agradecimientos

Agradecemos al técnico del Servicio Sismológico Nacional. José Antonio Santiago. El proyecto de expansión del SSN ha sido posible gracias al fideicomiso 2038 FONDEN - Alertamiento sismológico de la Secretaría de Gobernación. Agradecemos la colaboración de Alejandro Hurtado durante este proceso de expansión. Agradecemos a Enedina Martínez y al personal administrativo del SSN. Los autores agradecemos a David Escobedo, Carles Canet y Daniel Gracía-Jiménez por sus comentarios. Así mismo, agradecemos al Dr. Marco Guzmán-Speziale y al árbitro anónimo cuyos comentarios han servido para mejorar el presente trabajo.

Referencias bibliográficas

Aki, K., 1966, Generation and propagation of G waves from the Niiagata Earthquake of June 16, 1964. Part 2. Estimation of Earthquake Moment, Released Energy and Stress-strain Drop from the G wave Spectrum: Bull. Earth. Res. Ins, 44, 73-88.

Anderson J.G., Singh S.K., Espindola J.M., Yamamoto J., 1989, Seismic strain release in the mexican subduction thrust, Phys. Earth Planet. Inter., 58, 307-322.

Burbach, G.V., Frohlich C., Pennington W.D., Matumoto T., 1984, Seismicity and Tectonics of the subducted Cocos plate: J. Geophys. Res., 89, B9, 7719-7735.

Cárdenas, Monroy C., 2003, Estructura tridimensional de la zona de subducción en Guerrero, México: Un análisis de trazado de rayos con base en sismos regionales mexicanos.: D.F., México, UNAM, Posgrado en Ciencias de la Tierra. Tesis de maestría.

DeMets, C., Gordon, R., Argus, D., Stein, S., 1994, Effect of recent revisions to the geomagnetic time–scale on estimate of current plate motions. Geophys. Res. Lett., 21, 2191–2194.

Figueroa, J., 1974, Isosistas de macrosismos mexicanos: D.F., México, Instituo de Ingeniería, UNAM, 33, 1, 45–67.

Franco S.I., Iglesias A., Pacheco J.F., Singh S.K., Fukuyama E., Pérez Santana J., y Yi T., 2002, Inversión automática del tensor de momentos utilizando datos de la red de banda ancha del SSN (resumen), en Tercera Reunión anual de la Unión Geofísica Mexicana:, Pto. Vallarta, Jal., Mex., GEOS, 379-380.

Franco, S.I., 2006, Redes GPS y su aplicación en sismotectónica: D.F., México, UNAM, Posgrado en Ciencias de la Tierra. Tesis de Doctorado.

García D., S. K. Singh, M. Ordaz, J. F. Pacheco, 2005, Inslab Earthquakes of Central Mexico: Peak Ground-Motion Parameters and Response Spectra: Bull. Seism. Soc. Am., 95, 6, 2272–2282, doi: 10.1785/0120050072.

Kostoglodov, V., Pacheco, J., 1999, Un catálogo de sismos moderados y grandes ocurridos en México durante el siglo XX, Póster “100 años de sismicidad en México”: D.F., México, Instituto de Geofísica, UNAM.

Nolasco-Carteño L. Z., 2006, Un sistema Automático para el cálculo del tensor de momentos para sismos mexicanos: D.F., México, UNAM, Facultad de Ingeniería. Tesis de Licenciatura.

Pardo, M., Suárez, G., 1995, Shape of the subducted Rivera and Cocos plates in southern Mexico: Seismic and tectonic implications: J. Geophys. Res., 100, 12357–12373.

Singh, S.K., Astiz, L., Havskov, J., 1981, Seismic gaps and recurrence periods of large earthquakes along the Mexican subduction zone: a reexamination: Bull. Seism. Soc. Am., 71, 827–843.

Singh S.K. y J. F. Pacheco, 1994, Magnitude determination of Mexican earthquakes: Geofísica Internacional, 33, 2, 189-198.

Suárez, G., T. Monfret, G. Wittlinger, and C. David, 1990, Geometry of subduction and depth of seismogenic zone in the Guerrero gap, Mexico: Nature, 345, 336-338.

Tan Y. y Jiménez-Cruz C., 2002, Zonificación de Intensidades de los Sismos Grandes Por Internet (resumen), en Tercera Reunión anual de la Unión Geofísica Mexicana:, Pto. Vallarta, Jal., Mex., GEOS, 372.

Manuscrito recibido: Mayo 2, 2007
Manuscrito corregido recibido: Junio 15, 2007
Manuscrito aceptado: Julio 3, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM: 1, 2007, p. 43-62

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a4

Estratigrafía del Noreste de México y su relación con los yacimientos estratoligados de fluorita, barita, celestina y Zn-Pb

Francisco González Sánchez^1,2,*, Rafael Puente Solís^1,2, Eduardo González Partida², Antoni Camprubí^2,3

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México.
Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 México, D.F., México.
² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México.
Campus Juriquilla, Carretera Querétaro-San Luís Potosí km 15.5, Apartado Postal 1-742, 76230 Santiago de Querétaro, Qro., México.
³ Dirección actual: Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México.
Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 México, D.F., México.

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Resumen

En el Noreste de México, en los estados de Coahuila y Nuevo León, se encuentran más de 200 depósitos estratoligados conocidos de celestina, barita, fluorita, y Pb-Zn, cuyas características geológicas permiten considerarlos como depósitos de tipo Mississippi Valley (MVT) y similares. Su emplazamiento se produjo en diferentes formaciones de la Cuenca de Sabinas (de edad mesozoica) a partir del inicio de la Orogenia Laramide. Dicha cuenca estuvo limitada por pilares tectónicos (e. g. Bloque de Coahuila) que actuaron como elementos paleogeográficos importantes durante el Mesozoico y controlaron la sedimentación de diversas formaciones detríticas proximales. Para poder explicar la formación de depósitos MVT en el área se realiza la descripción de la estratigrafía de la Cuenca de Sabinas, desde la primera transgresión marina durante el Calloviano, y recogiendo las subsiguientes regresiones y transgresiones durante el Jurásico Superior hasta el Cretácico Superior (Campaniano-Maastrichtiano), en que la Orogenia Laramide cambió los regímenes de sedimentación para esta área. El análisis de la distribución espacial y temporal de los depósitos MVT del Noreste de México pone de manifiesto la estrecha relación entre la presencia de dichos depósitos con secuencias estratigráficas específicas, especialmente las que incluyen evaporitas y carbonatos de ambientes lagunares someros. De la misma manera, se determina que existe una predominancia de depósitos de celestina en áreas que descansan sobre el basamento granítico de edad Permo-Triásica, y la mayoría de yacimientos de fluorita se restringen a zonas cercanas a un basamento predominantemente de metasedimentos también de edad Permo-Triásica. La distribución y agrupamiento de las diferentes mineralizaciones permitieron delimitar y proponer una nueva provincia metalogenética, la “Provincia MVT del Noreste de México” o PMNM y esta, a su vez, subdividirla en cuatro subprovincias, (1) Subprovincia Sur de Celestina, (2) Subprovincia Centro de Plomo-Zinc, (3) Subprovincia Centro de Barita, y (4) Subprovincia Norte de Fluorita. Se sugiere que el Sr y el Ba de los cuerpos de celestina y barita fueron lixiviados de las formaciones clásticas cuyas áreas fuente son los granitoides permo-triásicos en altos de basamento que limitaron la Cuenca de Sabinas. Así, buena parte del Sr sería de origen radiogénico, lixiviado de formaciones clásticas proximales a altos de basamento, y la formación de los depósitos estratoligados se debería a la interacción de salmueras de cuenca (cuyo flujo habría sido detonado por la Orogenia Laramide) con horizontes estratigráficos favorables a su emplazamiento. Dichas hipótesis constituyen la línea de partida de estudios geoquímicos pertinentes para establecer el modelo deposicional de los depósitos estratoligados de la PMNM.

Palabras clave: Depósitos MVT, Cuenca de Sabinas, Noreste de México, estratigrafía del Mesozoico, Orogenia Laramide, salmueras de cuenca.

Abstract

In Northeastern Mexico, basically the states of Coahuila and Nuevo León, over 200 known stratabound celestine, barite, fluorite, and Pb-Zn deposits are found, with geological characteristics that allow assigning them to the Mississippi Valley type (MVT) and similar deposits. These deposits occur in different sedimentary formations in the Mesozoic Sabinas Basin since the beginning of the Laramide Orogeny. This basin was bounded by several horsts (i. e. the Coahuila Block) that were important paleogeographic highs during the Mesozoic and ruled the sedimentation of several detritic formations in their vicinities. In order to characterize the formation of MVT in this area we first describe the stratigraphy of the Sabinas Basin, from the first marine transgression during the Callovian, and the subsequent regressions and transgressions during the Upper Jurassic until the Upper Cretaceous (Campanian-Maastrichtian), when the Laramide Orogeny changed the depositional regimes in the region. Our analysis on the space and time distribution of the MVT deposits in Northeastern illustrates the close relationship between the occurrence of such deposits and specific stratigraphic sequences, especially those that contain evaporites and carbonate rocks formed in shallow lagoonal environments. Likewise, we determined the dominance of celestine deposits in rocks overlying the Permian-Triassic granitic basement, and that most of the fluorite deposits are found in neighboring areas to the metasedimentary basement, also aged Permian-Triassic. The distribution and grouping of the different mineralizations allow to set limits to a newly proposed metallogenic province, named “MVT Province of Northeastern Mexico” or MPNM, thus subdivided into four subprovinces, (1) Southern Celestine Subprovince, (2) Central Lead-Zinc Subprovince, (3) Central Barite Subprovince, and (4) Northern Fluorite Subprovince. We also suggest that the Sr and Ba in celestine and barite deposits were leached from clastic formations whose source areas are Permian-Triassic granitic rocks in the basement highs on the borders of the Sabinas Basin. Thus, most Sr would be radiogenic and would have been leached from clastic formations in the vicinities of basement highs, and the formation of stratabound deposits would be due to the interaction of basinal brines (whose flow would have been activated by the Laramide orogeny) with stratigraphic horizons favorable to their circulation. Such hypotheses are the startline to forthcoming geochemical studies to set a depositional model to stratabound deposits in the MPNM.

Keywords: MVT deposits, Sabinas Basin, Northeastern Mexico, Mesozoic stratigraphy, Laramide Orogeny, basinal brines.

1. Introducción

La evolución tectono-sedimentaria del noreste de México y, en específico, el área ocupada por el denominado Golfo de Sabinas, ha estado ligada de una manera muy estrecha a la apertura y desarrollo del Golfo de México (GdM). Los cambios eustáticos que han regido durante la formación del GdM se han manifestado en el noreste de México como etapas periódicas de transgresiones y regresiones. De esta manera, se propició la depositación de secuencias sedimentarias compuestas principalmente de depósitos siliciclásticos de ambientes costeros, depósitos evaporíticos de sabkha, y depósitos de carbonatos tanto de ambientes de plataforma somera y profunda como en complejos arrecifales. Tales secuencias fueron depositadas ininterrumpidamente desde el Jurásico Medio hasta el Cretácico Superior, tiempo en el que la Orogenia Laramide detonó el cambio en el régimen de depósito para esta zona.

Los ambientes de depósito y las condiciones paleogeográficas de esta área, en conjunto con la participación de un evento orogénico, generaron los elementos necesarios para la formación de yacimientos minerales estratoligados semejantes a los depósitos conocidos como Mississippi Valley-Type (MVT), nombre asignado para los yacimientos de plomo-zinc estudiados por primera vez en el Valle del Mississippi. Éstos están definidos por Leach y Sangster (1993) como “Una familia de minerales epigenéticos precipitados a partir de densas salmueras de cuenca, en rangos de temperatura entre 75°C a 200°C, depositados en secuencias carbonatadas de plataforma y que carecen de afinidades genéticas relacionadas a actividad ígnea”. Los depósitos estratoligados del Noreste de México presentan varias de las características definidas por diversos autores como características diagnósticas de depósitos tipo MVT (Ohle, 1959; Kisvaransayi et al., 1983; Sangster, 1983; Sverjensky, 1986, entre otros), dentro de las cuales las más importantes son: (1) la mayoría de estos depósitos se encuentran alojados en rocas carbonatadas, (2) éstos tienden a localizarse en o cerca de las orillas de cuencas sedimentarias o sobre pilares tectónicos o arcos entre tales cuencas, (3) depósitos individuales semejantes unos a otros pueden estar distribuidos en zonas de varios km2 de extensión, (4) las rocas carbonatadas que los contienen no se encuentran metamorfizadas, (5) se formaron a poca profundidad (generalmente menos de 1500 m), (6) existen evidencias de disolución de la roca carbonatada hospedante, con la formación de brechas y texturas de colapso, (7) consisten en reemplazamientos bandeados, geodas o filones, pero siempre estrictamente delimitados a un solo horizonte estratigráfico, (8) presentan una mineralogía relativamente simple, y a menudo son monominerálicos, (9) los depósitos están relacionados en tiempo a un evento orogénico, (10) son epigenéticos, estratoligados y los cuerpos presentan con frecuencia relictos de la misma roca hospedante, orientados en forma paralela a la orientación de los estratos, y (11) las brechas y vetillas están cementadas con la misma mineralización que conforma el cuerpo mineralizado. Algunos de los yacimientos del Noreste de México ya han sido tipificados como pertenecientes al tipo MVT (e. g. Buenavista al norte de Coahuila; González- Partida et al., 2003), están formados por celestina, barita, fluorita y sulfuros de plomo y zinc, y su emplazamiento está controlado por formaciones evaporíticas y carbonatadas. De ahí la importancia de determinar su distribución espacial y temporal, así como definir el posible potencial con base en la distribución geográfica de las formaciones sedimentarias que los contienen.

Aunque México ha sido un importante productor de plomo-zinc, muy poco de esta producción fue obtenida de este tipo de yacimientos, los cuales fueron explotados principalmente entre las décadas de 1950 y 1970. Ejemplos de yacimientos de Zn-Pb de esta tipología en el noreste de México son los de Sierra Mojada y Reforma en Coahuila, y El Diente en Nuevo León. En cuanto a los minerales no metálicos, México ocupa una posición preeminente entre los principales productores en el mundo, pues en la actualidad constituye el quinto productor de barita, el segundo de fluorita, y el primero de celestina. La principal zona productora de barita, celestina y fluorita de México es su porción Noreste, debido a la explotación de los yacimientos estratoligados que, en su conjunto, son objeto del presente estudio. El área de estudio cubre casi la totalidad del estado de Coahuila y pequeñas porciones del estado de Nuevo León y del norte del estado de Zacatecas. La superficie que abarca es de aproximadamente 150,000 km2 (Figura 1).

El potencial económico de los depósitos de tipo MVT en la porción Noreste de México sigue siendo muy grande. Sin embargo, se trata de un conjunto de centenares de depósitos que históricamente no han merecido la atención académica debida, tanto a nivel de tipología como a nivel regional. Mediante el presente estudio se pretende establecer las principales características regionales de este tipo de depósitos, a partir de (1) la descripción unitaria de su estratigrafía a partir de diversas fuentes, (2) la reconstrucción de las cuencas Mesozoicas de la región a cuya evolución se asocia la formación de depósitos MVT, (3) la identificación pertinente de todos los depósitos de la región susceptibles de ser adscritos a la tipología MVT o similares, y (4) la caracterización a nivel regional de los diferentes subtipos mineralógicos de los depósitos de esta tipología. De esta forma, se pretende sentar el contexto geológico adecuado para estudiar la metalogenia de depósitos individuales de este tipo en el Noreste de México y, a la vez, contribuir al entendimiento de la metalogenia regional asociada a la Orogenia Laramide.

Figura 1. Plano de localización del área de estudio.

2. Estructura de las cuencas mesozoicas del Noreste de México

La configuración estructural y estratigráfica actualmente reconocible de esta región (Figura 2) inicia con el evento orogénico Ouachita-Marathon durante el Permo-Triásico (Goldhammer, 1999) y, a partir del mismo, la evolución paleogeográfica desde el Mesozoico hasta el Cenozoico del Noreste de México se relaciona estrechamente con la apertura y evolución del Golfo de México (Salvador y Green, 1980; Anderson y Schmidt, 1983; Winker y Buffler, 1988; Wilson, 1990). El origen del Golfo de México se remonta al rompimiento del supercontinente Pangea durante el Triásico Superior – Jurásico Medio, con la separación de las placas Norteamericana, Sudamericana y Africana (Padilla y Sánchez, 1986b). Ello condicionó la evolución estratigráfica de la región durante el Cretácico, hasta la Orogenia Laramide, entre el Cretácico Superior al Terciario Inferior (Goldhammer, 1999).

El rompimiento y separación de Pangea propició la formación de pilares y fosas tectónicas que contribuyeron a la distribución de altos y bajos estructurales que, a su vez, controlaron en adelante los patrones sedimentarios de la región (Padilla y Sánchez. 1982b), y posteriormente determinaron los estilos estructurales laramides (Wilson, 1990).

Los principales elementos tectónicos originados en esta región durante la etapa de rifting comprenden altos de basamento, entre los que destacan el Bloque de Coahuila, la Península de Burro – Peyotes, el Archipiélago de Tamaulipas, y las Islas de La Mula y Monclova, así como bloques bajos de basamento que conforman la Cuenca de Sabinas (Figura 2). La composición litológica de los bloques es diferente de un área a otra debido al acomodo de éstos por movimientos de fallas regionales con desplazamiento lateral.

El Bloque de Coahuila (Figura 2) es un alto de basamento que está intrusado por rocas graníticas a granodioríticas de edad permo-triásica (Wilson et al., 1984). Hacia el oeste, en el área del Valle Acatita – Las Delicias, el Bloque de Coahuila presenta una sucesión volcanoclástica del Pensilvánico Medio al Pérmico (McKee et al., 1988; Wilson, 1990). Aunque no aflora su basamento se infiere que probablemente es Proterozoico por las firmas isotópicas de los intrusivos Permo-Triásicos (López et al., 2001). El Bloque de Coahuila está delimitado al norte por una falla lateral izquierda conocida como Falla San Marcos, muy posiblemente activa durante la etapa de rifting del Triásico Tardío al Jurásico Tardío (Charleston, 1981; Chávez-Cabello et al., 2005). Al sur está delimitado por el lineamiento lateral izquierdo Torreón – Monterrey (Anderson y Schmidt, 1983), a lo largo de la Cuenca de Parras. Actualmente, el área ocupada por el Bloque de Coahuila se caracteriza por la presencia de carbonatos de plataforma del Cretácico ligeramente deformados por la Orogenia Laramide (Imlay, 1936; Charleston, 1981; Johnson, 1989; Johnson et al., 1991).

El Archipiélago de Tamaulipas (Figura 2) se localiza al Este de la Cuenca de Sabinas y presenta una distribución NW-SE. El basamento de este arco está constituido por intrusiones permo-triásicas consideradas como los remanentes de un arco de islas Paleozoico (Goldhammer, 1999). Su límite oriental lo forma una falla regional lateral derecha, denominada Falla Tamaulipas – Chiapas (Pindell, 1985; Wilson, 1990).

Figura 2. Configuración estructural y rasgos tectónicos del Noreste de México (estado de Coahuila y áreas adyacentes). Modificado de Chávez-Cabello

La Península Burro – Peyotes (Figura 2) constituye un alto de basamento al norte de la Cuenca de Sabinas, en aparente continuidad con el Arco de Tamaulipas (Wilson, 1990). Está formado por rocas metasedimentarias deformadas del Paleozoico Superior, y está delimitado en su parte sureste por la Falla La Babia, la cual es una estructura lateral izquierda que estuvo activa durante la etapa de rifting continental del Triásico Superior al Jurásico Medio (Charleston, 1981).

La Cuenca de Sabinas (Figura 2), es una depresión delimitada por los bloques altos de Coahuila al Sur, Burro – Peyotes al Norte, y el Arco de Tamaulipas al Este. Dentro de la cuenca se conocen dos áreas con intrusiones graníticas de edad permo-triásica, estas corresponden a los altos de basamento de La Mula y Monclova (Jones et al., 1984; Wilson, 1990).

La deformación que caracteriza actualmente a la Península Burro – Peyotes, el Arco de Tamaulipas y la Cuenca de Sabinas, incluyendo las Islas de La Mula y Monclova (Figura 2), se conoce como la “Faja Plegada de Coahuila”, producida durante la Orogenia Laramide (Goldhammer, 1999). Esta faja plegada consiste en numerosos anticlinales aislados, orientados al NW y separados por amplios valles sinclinales. Anticlinales ramificados, con núcleos formados por diapiros de evaporitas y pliegues con doble vergencia son rasgos frecuentes y característicos de este estilo de deformación (Padilla y Sánchez, 1986b; Goldhammer, 1999).

Otras cuencas aledañas a la Cuenca de Sabinas son las Cuencas de Parras y La Popa (Figura 2) se desarrollaron durante el Cretácico Superior (Campaniano- Maastrichtiano). La primera está limitada al norte y noreste por el Bloque de Coahuila y la Falla de San Marcos, y al sur y sureste por el frente de la Sierra Madre Oriental. La Cuenca de La Popa está limitada al norte, este y oeste por la Faja Plegada de Coahuila, y al sur por la Sierra de La Gavia que la separa de la Cuenca de Parras. Ambas cuencas presentan cerca de 5000 m de sedimentos siliciclásticos terrígenos marinos someros y deltaicos del Campaniano- Maastrichtiano pertenecientes al Grupo La Difunta (Padilla y Sánchez, 1986b; Goldhammer, 1999). La deformación que se observa en la actualidad es producto de la Orogenia Laramide. En las porciones sur y este de la Cuenca de Parras, en las zonas próximas al frente de la Sierra Madre, las estructuras son muy alargadas, vergentes hacia el Norte, y presentan pliegues apretados y cabalgaduras menores con ejes paralelos al frente de la sierra. Hacia el norte de estas áreas de la cuenca, la intensidad de la deformación es menor (Goldhammer, 1999). En La Popa, la deformación se caracteriza por amplias elevaciones dómicas generadas por diapiros de sal y sinclinales erosionados (Johnson, 1989).

El evento orogénico del Cretácico Tardío al Paleógeno dió origen a las estructuras de la Sierra Madre Oriental (Figura 2), que se caracteriza por ser el área que presenta el más alto relieve en el Noreste de México. Ésta está limitada al Este por el Arco de Tamaulipas y al Norte por la Cuenca de Parras (Padilla y Sánchez, 1986a). La sección deformada comprende la secuencia sedimentaria del Triásico Superior – Cretácico (Goldhammer, 1999). Las estructuras de esta región se distinguen por su gran variedad de pliegues con orientación E-W, isoclinales, con flancos verticales y pliegues vergentes hacia el Norte, formando incluso nappes, y pueden estar delimitados por cabalgaduras (Padilla y Sánchez, 1986a, b; Johnson, 1989; Eguiluz de Antuñano, 2001).

3. Estratigrafía del Mesozoico

A partir de datos indirectos se infiere que en la Cuenca de Sabinas probablemente se depositaron capas rojas de grandes espesores del Jurásico Temprano (Grupo Huizachal) (Goldhammer, 1999; Rueda-Gaxiola et al., 1999; Fastovsky et al., 2005). La acumulación de estas secuencias clásicas de rift probablemente ocurrió en grabens y semigrabens. También se produjo probablemente el emplazamiento de rocas volcánicas calcoalcalinas en las etapas iniciales e intermedias del desarrollo del rift, intercaladas con los conglomerados continentales (Garrison y McMillan, 1999). Posteriormente, ocurrió el depósito de evaporitas que precipitaron durante la primera transgresión marina (Padilla y Sánchez, 1986a,b).

En el transcurso del Calloviano al Oxfordiano Inferior, se depositaron secuencias de transgresión compuestas por conglomerados, evaporitas salinas intercaladas con rocas terrígenas de grano fino, evaporitas anhidríticas y carbonatos. Su espesor en conjunto sobrepasa los 2500 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). En el centro de la cuenca precipitaron principalmente evaporitas (anhidritas, yeso y sal), correspondientes a la Formación Minas Viejas (Eguiluz de Antuñano, 2001) con un espesor original de 1000 m (Goldhammer, 1999). Hacia el Arco de Tamaulipas, la sal tiende a desaparecer y es reemplazada por anhidrita y carbonatos interdigitados hacia la base de la Formación Olvido, y por carbonatos de alta energía hacia su cima, con un espesor de 500 m en total (Eguiluz de Antuñano, 2001). En las áreas adyacentes a los bloques emergidos de basamento, en cambio, se desarrollan rocas de facies marinas someras compuestas por areniscas cuarzo-feldespáticas y conglomerados de la Formación La Gloria (Padilla y Sánchez 1986b; Eguiluz de Antuñano, 2001). Esta formación presenta espesores entre 50 y 100 m, y sobrepasa los 600 m en las proximidades de los bloques de basamento. Hacia el centro de la cuenca (Figura 3), la Formación La Gloria cambia trancicionalmente hacia arriba a carbonatos de plataforma de la Formación Zuloaga (Oivanki, 1974).

Figura 3. Sección transversal A-A’ (localizada en la Fig. 2) mostrando la configuración interna restituida (anterior a la Orogenia Laramide) de la cuenca mesozoica del Noreste de México. La alternancia de formaciones con tramas de tonos claros u oscuros se corresponde con las épocas geológicas de la escala de tiempo a la derecha de la figura.

Durante el Oxfordiano Superior, las facies de arenas de playa de la Formación La Gloria (Figura 3) continúan depositándose de forma simultánea, con los carbonatos y evaporitas de la Formación Olvido (Padilla y Sánchez 1986b; Goldhammer, 1999).

Desde el Kimmeridgiano Inferior al Tithoniano, conforme aumenta la subsidencia de la cuenca, las formaciones Gloria y Olvido son cubiertas por lutitas negras de la Formación La Casita (según Eguiluz de Antuñano, 2001) o Grupo La Casita (según Humphrey, 1956). Ésta está integrada por tres miembros, (1) el inferior con lutitas carbonosas, que cambian a facies de arenas costeras hacia los márgenes de la cuenca, (2) el miembro intermedio contiene areniscas, interestratificadas con carbonatos, cuyo tamaño de grano aumenta hacia las orillas de la formación, y (3) el miembro superior formado por lutitas calcáreas negras y limolitas (Eguiluz de Antuñano, 2001). Los espesores de esta formación en su totalidad varían desde 60 hasta 800 m, y su edad abarca desde el Kimmeridgiano hasta la base del Berriasiano (Figura 3).

En el Cretácico Inferior se acumularon sedimentos clásticos marinos someros y marginales gruesos, areniscas y lutitas de la Formación Barril Viejo, con espesores de 250 a 350 m y una edad correspondiente al Hauteriviano Inferior (Eguiluz de Antuñano, 2001). Hacia el Sureste, esta formación cambia lateralmente a facies de carbonatos de plataforma marina de alta energía, correspondientes a la Formación Menchaca del Berriasiano (Imlay, 1940), con espesores entre 250 y 300 m. Más hacia el Sureste, el cambio lateral de facies prosigue hacia facies de plataforma abierta y facies de cuenca, representadas por lutitas y carbonatos interestratificados de la Formación Taraises (Imlay, 1936; Goldhammer, 1999), con una edad asignada del Berriasiano al Hauteriviano Inferior y espesores que varían entre 135 y 500 m (Goldhammer, 1999). En las inmediaciones de la Península Burro – Peyotes se depositaron sedimentos terrígenos de la Formación Hosston, en facies fluviales (areniscas y conglomerados) con un rango de edad que abarca desde el Berriasiano hasta el Barremiano Superior. En los alrededores del Bloque de Coahuila y la Isla de La Mula, en cambio, se depositaron conglomerados y areniscas en ambientes terrestres a transicionales y marinos someros de la Formación San Marcos (Eguiluz de Antuñano, 2001), con espesores de 1000 m (Chávez-Cabello et al., 2005), cuya acumulación es sincrónica a la Formación Hosston (Eguiluz de Antuñano, 2001) (Figura 3).

Durante el intervalo del Hauteriviano Superior al Barremiano, se depositó la Formación Padilla en su facies arrecifal (¿base de la Formación Cupido?), con un espesor promedio de 150 m (Eguiluz de Antuñano, 2001, y referencias en éste). Hacia el Noreste la Formación Padilla cambia a carbonatos de facies lagunar, con predominio de dolomías. Para este tiempo (Hauteriviano Superior), la Península Burro – Peyotes había sido cubierta en gran parte por la Formación Hosston en su facies de llanura aluvial, con alcance temporal hasta el Barremiano Inferior. Sincrónicamente, se depositaron sedimentos clásticos de la Formación La Mula hacia el Noroeste de la cuenca, que cubren la Isla de La Mula (Imlay, 1940). Esta formación se adelgaza hacia mar abierto al Este y Sureste de la cuenca (Eguiluz de Antuñano, 2001), y hacia el Bloque de Coahuila grada a areniscas de la Formación Pátula (Figura 3). Durante el Barremiano Superior se desarrolló el arrecife de la Formación Cupido, cuya formación se extiende hasta mediados del Aptiano. Este arrecife actuó como barrera física, restringiendo la circulación del agua marina hacia la Cuenca de Sabinas, ocasionando la instalación de un ambiente de sabkha y la formación alternada de carbonatos y evaporitas de la Formación La Virgen, con espesores entre 600 y 800 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). Esta Formación presenta tres unidades dolomíticas separadas por dos unidades de evaporitas y cambia de facies hacia las Formaciones Hosston y San Marcos hacia el Norte y Sur, respectivamente (Figura 3). Hacia el Este y Sureste del arrecife, se depositaron simultáneamente a la Formación La Virgen carbonatos pelágicos de la Formación Tamaulipas Inferior (Eguiluz de Antuñano, 2001).

El crecimiento del arrecife de la Formación Cupido continuó durante el Aptiano Inferior, mientras que en el lado tras-arrecifal se formaron carbonatos de facies lagunares de alta energía pertenecientes a la Formación Cupidito (Wilson y Pialli, 1977), con un espesor de 250 m acuñándose hacia el Noroeste. Hacia el lado Este del arrecife continuó la deposición de la Formación Tamaulipas Inferior, en tanto que el Bloque de Coahuila (último rasgo en la región que permanecía emergido como isla) fue bordeado por una franja angosta de arenas de playa perteneciente a la Formación San Marcos (Eguiluz de Antuñano, 2001) (Figura 3).

El Aptiano Superior se caracteriza por registrar un incremento en el nivel del mar que cubrió inclusive el Bloque (o Isla) Coahuila. Tal transgresión está representada por las lutitas de la Formación La Peña, que es usada como control bioestratigráfico regional, con espesores variables de hasta 200 m, dependiendo de la topografía anterior a su depósito. Hacia el Sur y Este, esta formación cambia lateralmente a facies de cuenca profunda (lutitas negras y calizas arcillosas con pedernal) de la Formación Otates (Tinker, 1985). En las zonas de menor profundidad de los ya sumergidos bloques de Coahuila y Burro – Peyotes, se depositó la Formación Las Uvas, que consiste en areniscas ricas en carbonatos con espesores de hasta 15 m, descansando discordantemente sobre rocas del basamento (Figura 3; Lehmann et al., 1999; Eguiluz de Antuñano, 2001).

Durante el Albiano-Cenomaniano la subsidencia del área continúa, y ello creó las condiciones para que en la parte oriental de la cuenca se depositaran capas delgadas y gruesas de mudstone a wackestone con pedernal de la Formación Tamaulipas Superior del Albiano, con espesores entre 100 y 200 m. Hacia los bordes de lo que fue la Isla de Coahuila, la Formación Tamaulipas Superior cambia a facies de carbonatos de plataforma de la Formación Aurora (Goldhammer, 1999, y referencias en éste), con 50 González-Sánchez et al. espesores entre 500 y 700 m (Vinet, 1975). Sobre el Bloque de Coahuila, la Formación Aurora configuró una laguna en la que se depositó una secuencia que inicia con una caliza masiva de bioclastos, de 60 a 80 m de espesor, que cambia verticalmente a una alternancia de evaporitas con dolomitas de aproximadamente 500 m de espesor, asignada a la Formación Acatita de edad Albiano Inferior-Medio (Lehmann et al., 1999, y referencias en éste). La Formación Acatita está cubierta por el miembro superior de la Formación Aurora (Goldhammer, 1999), con espesores de 190 a 260 m y alcance temporal hasta el Cenomaniano. La Formación Aurora es equivalente a la Formación Georgetown del Albiano Superior a inicios del Cenomaniano, formada por calizas micríticas con nódulos de pedernal y espesores de 80 a 150 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). Padilla y Sánchez (1986a, b) menciona que es probable que en el Bloque Burro – Peyotes hayan existido condiciones semejantes a las del Bloque de Coahuila, y que la Formación McKnight sea equivalente a La Formación Acatita (Figura 3).

Hacia la parte Norte-central de la cuenca, simultáneamente a las formaciones arriba mencionadas, se depositaron las Formaciones Del Río y Buda, equivalentes al miembro superior de la Formación Aurora (Figura 3). La Formación Del Río se formó del Cenomaniano Inferior al Medio y contiene lutitas y areniscas de grano fino, con espesores desde 40 m en sus porciones norte y noreste, y hasta 5 m hacia su porción sureste. La Formación Buda consiste en lodolitas calcáreas de cuenca, con espesores de 10 a 50 m y una edad correspondiente al Cenomaniano Superior (Eguiluz de Antuñano, 2001, y referencias en éste).

La Formación Kiamichi (o Formación Sombreretillo según Eguiluz de Antuñano, 2001) consiste en una intercalación de lutitas y calizas. En la Figura 3, esta formación está indicada con una interrogación por el hecho de que existen dudas acerca de su ubicación estratigráfica, ya que Lehmann et al. (1999) y Winker y Buffler (1988) consideran que se ubica sobreyaciendo a la Formación Tamaulipas Superior e infrayaciendo a la Formación Georgetown, pero Humphrey (1956), Ramírez (1966), Aguayo (1978) y Eguiluz de Antuñano (2001) consideran que la Formación Georgetown es sincrónica a las Formaciones Tamaulipas Superior y Aurora.

A fines del Cenomaniano y durante el Turoniano se depositó un paquete de 300 m de espesor de lutitas negras con calizas arenosas y areniscas calcáreas intercaladas, pertenecientes a la Formación Eagle Ford (Eguiluz de Antuñano, 2001). Hacia las porciones sur y sureste de la cuenca, esta formación cambia lateralmente a facies de plataforma de las Formaciones Indidura y San Felipe, respectivamente (Eguiluz de Antuñano, 2001) (Figura 3).

Durante el intervalo del Coniaciano al Santoniano Medio, el nivel del mar descendió, de tal manera que se incrementó la formación de carbonatos y disminuyó la de lutitas. En este contexto se depositó la Formación Austin (Figura 3), con espesores entre 200 y 300 m. Ésta presenta, además, intercalaciones en capas delgadas de bentonita (Padilla y Sánchez, 1986b; Eguiluz de Antuñano, 2001). La Formación Indidura se depositó en un intervalo de tiempo del Cenomaniano Superior al Santoniano, y es correlacionable con las Formaciones Eagle Ford y Austin en la parte norte de la Cuenca de Sabinas (Goldhammer, 1999).

A partir del Santoniano Medio se empiezan a apreciar los efectos de la Orogenia Laramide, al formarse las cuencas interiores (Área Sabinas – Olmos y las Cuencas Parras y Popa) y al producirse el depósito de formaciones típicas de ambientes de planicies aluviales continentales y complejos deltaicos.

La Formación Upson (Figura 3), depositada durante el Santoniano Superior-Campaniano Medio (Padilla y Sánchez, 1986b), está constituida por lutitas con espesores de 100 a 150 m, formadas en un ambiente de prodelta y correlacionables con la Lutita Parras al sur (Eguiluz de Antuñano, 2001).

La Formación San Miguel (Figura 3), del Campaniano Medio-Maastrichtiano Inferior según Padilla y Sánchez (1986b), o bien del Santoniano Superior al Campaniano Inferior según Eguiluz de Antuñano (2001), está constituida por una alternancia de sedimentos progradacionales arenosos y arcillosos con un espesor de hasta 400 m, formados en un ambiente de frente de delta (Eguiluz de Antuñano, 2001).

La Formación Olmos (Figura 3), del Maastrichtiano Medio según Padilla y Sánchez (1986b), o bien del Campaniano Superior según Eguiluz de Antuñano (2001), consiste de areniscas y contiene importantes yacimientos de carbón. Esta formación es correlacionable con el Grupo La Difunta de la Cuenca de La Popa, cuya edad es Maastrichtiano-Paleoceno (Padilla y Sánchez, 1986b).

Durante el Maastrichtiano Superior, la Formación Escondido acumuló un espesor de 800 m de areniscas conglomeráticas y carbón en su base (Padilla y Sánchez, 1986b), y se correlaciona con el Grupo La Difunta de la Cuenca de La Popa (Figura 3; Eguiluz de Antuñano, 2001).

4. Descripción de las mineralizaciones estratoligadas tipo MVT y su distribución espacial y temporal

Los yacimientos estratoligados identificados como pertenecientes al tipo MVT en el Noreste de México presentan una mineralogía simple, y normalmente son depósitos monominerales de celestina, barita, fluorita, y de Zn-Pb ± barita, con minerales de ganga como yeso tardío, calcita, arcillas, y minerales de uranio en cantidades subordinadas. Los depósitos de celestina, barita y fluorita presentan sus contactos bien definidos con la roca encajonante y no existe una disminución gradual de la mineralización hacia la roca tanto en las mineralizaciones estratoligadas como en las brechas, fracturas y rellenos cársticos. En cuanto a alteraciones hidrotermales, los depósitos identificados presentan escasa dolomitización y/o silicificación. Ahora bien, los depósitos de Zn-Pb, constituídos esencialmente por sulfuros, suelen presentar una acusada alteración supergénica con la consiguiente alteración de los sulfuros a óxidos, carbonatos y sulfatos.

4.1. Mineralizaciones encajonadas en la Formación La Virgen

En la base de la Formación La Virgen (Barremiano Inferior) se hospedan los cuerpos minerales estratoligados estratigráficamente más profundos conocidos en la actualidad del Noreste de México. Estos cuerpos están constituidos por barita y sulfuros de Pb-Zn (Figura 4) y se localizan casi en el contacto con la Formación La Mula (Figura 5). Los cuerpos de barita son estratiformes, presentan textura nodular con tamaños de orden milimétrico a centimétrico, y colores entre blanco lechoso y gris claro. Estos depósitos presentan un fuerte fracturamiento (probable evidencia de deformación sinformacional) relleno de sulfuros de Pb-Zn con texturas botrioidales y dendríticas (Figura 6), en proceso de oxidación supergénica. En general, la zona mineralizada en la Formación La Virgen se caracteriza por la presencia de fracturas con mineralización de Pb-Zn, orientadas principalmente al Noroeste.

En la cima de la Formación La Virgen (Barremiano Superior) se alojan cuerpos estratoligados de escasos metros de espesor de celestina con la formación tardía de azufre nativo. La mineralización se presenta en el cambio litológico entre rocas carbonatadas y evaporitas de yeso. Tanto los yacimientos de celestina-azufre como los de barita-Pb-Zn, afloran en el área conocida como Potrero de Berrendos, ubicada en la zona central de la Cuenca de Sabinas (Figuras 5, 7 y 8).

Figura 4. Distribución de las mineralizaciones de plomo-zinc (estrellas) y barita (círculos) en la base de la Formación La Virgen (Barremiano Temprano), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).

Figura 5. Columnas estratigráficas sintéticas de yacimientos selectos mostrando la distribución vertical de los diferentes tipos de mineralización estratoligada del Noreste de México en la Cuenca de Sabinas y áreas adyacentes.

Figura 6. Fotografías mostrando el carácter estratoligado de la mineralización y la textura en nódulos de la barita (derivada posiblemente del reemplazamiento de nódulos de yeso o anhidrita) en los yacimientos de Pb-Zn-barita de la zona de Berrendos, Coahuila.

4.2. Mineralizaciones encajonadas en la Formación Cupidito Encajonadas en la Formación Cupidito (Aptiano Inferior) se encuentran diversas mineralizaciones de Pb-Zn y/o de barita. Los cuerpos de Pb-Zn de menor tamaño se presentan en forma de mantos estratoligados, concordantes con la estratificación, mientras que los de mayor tamaño se encuentran en forma de rellenos de paleokarsts. El contacto de las mineralizaciones con las rocas encajonantes es abrupto, aunque cuando los sulfuros se encuentran oxidados o en proceso de oxidación, las rocas encajonantes adoptan tonalidades rojizas y amarillentas aparentando un falso contacto transicional. Encajonados en la Formación Cupidito se encuentran algunos de los yacimientos de Pb- Zn más importantes del área de estudio, como El Diente en Nuevo León, o Sierra Mojada y Reforma en Coahuila. Cabe señalar que la distribución de la Formación Cupidito abarca prácticamente todo el largo y ancho de la Cuenca de Sabinas (Figuras 5 y 9).

La gran mayoría de cuerpos estratoligados de barita explotados hasta la actualidad se restringen principalmente a la parte centro norte de la Cuenca de Sabinas, en la Sierra de Santa Rosa al oriente de Múzquiz, Coahuila (Figura 9). Los niveles estratoligados mineralizados presentan espesores de hasta 3 metros, y la mineralización presenta texturas desde agregados sacaroidales y de reemplazamiento de nódulos, hasta cristales euedrales de orden decimétrico, con la presencia recurrente de texturas rítmicas (Figura 10).

4.3. Mineralizaciones encajonadas en la Formación Acatita

Algunas de las áreas con mayor concentración en la región de yacimientos estratoligados de celestina, así como algunos yacimientos de fluorita, son la Sierra de Los Alamitos y la Sierra de La Paila, ubicadas sobre el Bloque de Coahuila, en la parte sur-suroeste del área estudiada (Figura 11). Dichos yacimientos están encajonados en rocas de la Formación Acatita del Albiano (Figura 5).

Las mineralizaciones encajonadas en la Formación Acatita se presentan (1) en forma de mantos reemplazando probablemente rocas evaporíticas, (2) en forma de relleno de cavidades (fracturas y cavernas), o (3) cementando brechas. Dentro de los cuerpos mineralizados es común encontrar relictos de la roca original, incluyendo yeso evaporítico, orientados en concordancia con la estratificación. Los cuerpos estratoligados presentan espesores desde escasos centímetros hasta 3 metros o más. Las texturas presentes comprenden, en la zona superior de los cuerpos, grandes cristales euedrales tabulares hasta de orden decimétrico en arreglos en libro y, en la parte inferior de los cuerpos, se presentan casi invariablemente ritmitas. Los contactos entre los cuerpos mineralizantes y las rocas encajonantes son abruptos y, en ocasiones, se observa una incipiente aureola de dolomitización de pocos centímetros de espesor (Figura 12).

4.4. Mineralizaciones encajonadas en la Formación Buda

A lo largo del borde de la Península Burro – Peyotes (Figura 13) se encuentra una alta concentración de cuerpos estratoligados de fluorita. En esta zona, las mineralizaciones se encuentran encajonadas en rocas sedimentarias del Grupo Washita, equivalente al miembro superior de la Formación Aurora, con la particularidad de que las mineralizaciones se hallan preferentemente emplazadas en el contacto entre las Formaciones Del Río y Buda del Cenomaniano Medio (Figura 5). Sobre esta misma paleopenínsula, se localizan algunos yacimientos de celestina (Figura 13) en forma de mantos coronados por horizontes de fluorita no económicos. Sin embargo, este estilo de mineralización no es exclusivo de esta zona, pues se encuentra también en localidades sobre Bloque de Coahuila como la Sierra de La Paila (distrito minero de San Agustín) y en la Sierra de Los Alamitos (Figura 11).

En la Sierra de Santa Rosa, en Múzquiz, Coahuila, existen pequeñas mineralizaciones subeconómicas de sulfuros de Pb-Zn en la base de la Formación Georgetown (equivalente a la Formación Aurora). En esta zona, las mineralizaciones se presentan principalmente como rellenos de pequeñas estructuras cársticas y de fracturas de diferente espesor (1 a 40 cm). Aunque la mineralogía primaria se encuentra generalmente oxidada, se pueden observar relictos de galena.

Figura 7. Distribución de las mineralizaciones de celestina (cruces) en la cima de la Formación La Virgen (Barremiano Tardío), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).

Figura 8. Fotografía panorámica mostrando la Formación La Virgen con su alternancia de caliza-dolomita/evaporizas en el área de Potrero de Berrendos, y la localización de una mineralización de celestina y azufre nativo.

Figura 9. Distribución de la mineralización de Pb-Zn-barita en las Formaciones Cupidito y Cupido (Aptiano), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).

Figura 10. Mineralización de barita en la Sierra de Santa Rosa, Distrito de Múzquiz, Coahuila. La línea curveada continua en la Formación Cupidito muestra la traza del estrato mineralizado.

Figura 11. Distribución de las mineralizaciones de celestina (cruces) y fluorita (rombos) en la Formación Acatita (Albiano), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).

5. Discusión

5.1. La Provincia metalogenética MVT del Noreste de México.

Los registros de más de 200 depósitos estratoligados analizados de los archivos del Servicio Geológico Mexicano (Puente-Solís, 2006), muestran que dichos depósitos presentan características que permiten agruparlos como depósitos de tipo Mississippi Valley (MVT). Además, la mayoría de estos depósitos, todos ellos emplazados dentro de la Cuenca Mesozoica del Noreste de México, presentan características texturales y morfológicas comunes. Entre dichas características, las principales son las siguientes.

(1) Los depósitos están alojados en unidades estratigráficas que contienen rocas carbonatadas de plataforma y/o evaporitas, formadas durante las etapas iniciales de transgresiones marinas en fosas tectónicas que describen rasgos paleogeográficos como el Golfo de Sabinas, y en altos de basamento o pilares tectónicos que describen rasgos paleogeográficos como el Bloque de Coahuila, la Isla de La Mula, la Isla de Monclova, el Arco de Tamaulipas y la Península Burro – Peyotes.

(2) Los depósitos están localizados sobre los límites (o en sus proximidades) de los pilares tectónicos constituidos por rocas del basamento, o bien

(3) están localizados en las proximidades a grandes sistemas de fallas que han sido reactivadas en varias épocas, y derivan o son el reflejo de grandes estructuras generadas durante la apertura del Golfo de México.

Dado que estos depósitos fueron formados en ambientes similares, debieron estar también asociados a los mismos procesos geológicos (incluyendo la Orogenia Laramide, que habría detonado el flujo de fluidos asociado), y dado que se encuentran emplazados en una área concreta y en unidades geológicas específicas, es razonable agrupar este conjunto de depósitos en una provincia metalogenética no definida formalmente con anterioridad: la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de México (PMNM, Figura 14).

Esta provincia puede, a su vez, ser subdividida en cuatro subprovincias, de sur a norte, (1) la Subprovincia Sur de Celestina, asociada con el Bloque de Coahuila y con el Alineamiento Torreón – Monterrey en La Cuenca de Parras, (2) la Subprovincia Central de Plomo-Zinc, asociada burdamente con la Falla San Marcos en la parte central de la Cuenca de Sabinas, (3) la Subprovincia Central de Barita, localizada en la parte central norte de la Cuenca de Sabinas, y (4) la Subprovincia Norte de Fluorita, asociada con la Península Burro – Peyotes y la Falla La Babia (Figura 14).

Cada una de las cuatro subprovincias se ha definido por contener la mayoría de los depósitos con características de mineralización o asociaciones similares, por presentar las mineralizaciones estratoligadas encajonadas preferentemente en secciones estratigráficas concretas (ver apartado 4), y su extensión geográfica no presenta traslapes significativos. Además, la extensión geográfica de cada subprovincia está asociada directamente con elementos tectónicos (pilates o fosas tectónicas) o paleogeográficos (paleoislas o paleopenínsulas) relevantes. La distinta mineralogía de los depósitos estratoligados tipo MVT asociados con los elementos anteriores sugiere que, a pesar que los procesos geológicos generales involucrados en la formación de estos depósitos parecen ser los mismos, hay factores clave adicionales que determinan o influyen sobre la diferente mineralogía de tales grupos de depósitos.

5.2. Origen de componentes de las mineralizaciones

Kesler y Jones (1981), en base a estudios isotópicos de Sr en diversos depósitos estratoligados de la región, fueron los primeros en sugerir que el estroncio y el bario de los depósitos de celestina y barita pueden provenir principalmente de las rocas clásticas derivadas del basamento granítico. Sin embargo, a pesar de tratarse de una explicación razonable, la interpretación de dichos autores no se basó más que en las composiciones isotópicas obtenidas, sin sustento en el análisis estratigráfico detallado de la cuenca mesozoica. Las rocas del basamento regional en el Noreste de México son principalmente de edad permo-triásica. Dicho basamento, en la parte sur de la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de México (Bloque de Coahuila, Isla de La Mula y Arco de Tamaulipas) contiene predominantemente rocas graníticas, mientras que en la porción norte de la misma (Península Burro – Peyotes) contiene predominantemente rocas metasedimentarias. Ambos tipos de rocas del basamento constituyeron las áreas fuente de los fragmentos detríticos de las rocas clásticas presentes en la cuenca mesozoica de la región. Debido básicamente a su porosidad, tales rocas clásticas (especialmente conglomerados, arcosas y rocas carbonatadas arenosas en Formaciones como la San Marcos y la Hosston) fueron las unidades que con mayor probabilidad pudieron haber actuado como acuíferos que albergaron salmueras de cuenca por periodos de tiempo indeterminado. Estas rocas están compuestas por partículas detríticas provenientes de los elementos tectónicos emergidos para esos tiempos. Para el caso de los detritos derivados de la erosión del Bloque de Coahuila, la Isla de La Mula, la Isla de Monclova y el Arco de Tamaulipas (basamento granítico), las formaciones detríticas que los contienen pudieron haber generado cantidades significativas de estroncio radiogénico, incorporado a las salmueras de cuenca, y eventualmente concentrado en los numerosos depósitos de celestina en la porción sur de esta región. En este sentido, la escasa presencia de mineralizaciones de celestina sobre la Península Burro – Peyotes (rica, en cambio, en depósitos de fluorita) estaría explicada por el predominio de fragmentos detríticos de origen metasedimentario en las formaciones clásticas y su poca o nula generación de estroncio radiogénico.

7. Conclusiones

En el estado de Coahuila y áreas circundantes se conocen más de 200 depósitos estratoligados de celestina, barita, fluorita y Pb-Zn tipificados en este trabajo como yacimientos MVT (Mississippi Valley Type). Estos depósitos están hospedados en unidades estratigráficas características en la cuenca mesozoica de la región, cuya geometría fue definida por fosas y pilares tectónicos formados durante la segmentación del basamento durante el Permo-Triásico. Los pilares tectónicos (Bloque de Coahuila, Península Burro – Peyotes, Isla de La Mula e Isla de Monclova) constituyeron las tierras emergidas durante parte del Mesozoico y controlaron parcialmente la sedimentación de la cuenca a la cual servían de límite.

Los depósitos de celestina se hospedan en evaporitas y carbonatos de las Formaciones La Virgen (Barremiano) y Acatita (Albiano), mientras que los depósitos de fluorita se alojan en formaciones del Grupo Washita (Cenomaniano), equivalentes a la Formación Aurora, específicamente en el contacto de las lutitas de la Formación Del Río y las calizas arcillosas de la Formación Buda. Los depósitos de barita se hospedan en rocas evaporíticas de la Formación La Virgen (Barremiano) y carbonatos de plataforma de la formación Cupidito (Aptiano Inferior-Medio), mientras que los depósitos de Pb-Zn se encajonan en rocas evaporíticas y carbonatadas de plataforma de las Formaciones Cupidito, Cupido, Aurora y La Virgen, con edades del Barremiano al Cenomaniano. De esta manera, los depósitos de celestina y fluorita se localizan en las secciones estratigráficas más jóvenes de la cuenca mesozoica, y los depósitos de Pb-Zn, si bien se encuentran en secciones estratigráficas similares, también se han encontrado en formaciones más antiguas.

La mayoría de los depósitos MVT del Noreste de México se localizan sobre los pilares tectónicos o cerca a sus límites, como lo ilustran los depósitos de celestina y Pb-Zn sobre el Bloque de Coahuila, los depósitos de fluorita sobre la Península de Burro – Peyotes, y los depósitos de barita-Pb-Zn en las cercanías de la Isla de La Mula.

Estos depósitos en su conjunto definen una provincia metalogenética, propuesta formalmente por primera vez como Provincia MVT del Noreste de México (PMNM). Esta provincia está definida en base a la similitud de la configuración geológica y litologías a las cuales los depósitos minerales están asociados, así como a su localización en áreas y en secciones estratigráficas específicas(especialmente con respecto a los altos paleogeográficos y fallas reactivadas). La distribución regional zonificada de los depósitos con mineralogía característica en la PMNM permite definir cuatro subprovincias: la Subprovincia Sur de Celestina, la Subprovincia Central de Pb-Zn, la Subprovincia Central de Barita y la Subprovincia Norte de Fluorita.

Figura 12. Fotografías mostrando los contactos abruptos entre las rocas encajonantes y las mineralizaciones estratoligadas, con relictos de la roca encajonante que se distribuyen dentro de los cuerpos mineralizados de forma paralela a la roca hospedante, y mostrando las texturas predominantes en los cuerpos mineralizados de la Sierra de Los Alamitos, Coahuila (fotografías cortesía de Aldo Ramos Rosique).

Se postula que el Sr y el Ba que formaron los depósitos de celestina y barita fueron lixiviados principalmente de las rocas clásticas y que la abundancia de los depósitos de celestina en la Subprovincia Sur de Celestina es debida a la abundancia de Sr radiogénico de las rocas clásticas formadas por detritos de basamento granítico permo-triásico del Bloque de Coahuila. En el lado norte de la cuenca mesozoica (Subprovincia Norte de Fluorita), las rocas metasedimentarias permo-triásicas fueron la fuente de las rocas clásticas mesozoicas, las cuales aportaron mucho menos Sr radiogénico que en el caso anterior, de tal manera que sólo se formaron depósitos de tipo MVT de fluorita.

Figura 13. Distribución de las mineralizaciones de fluorita (rombos) y celestina (cruces) en la base de la Formación Buda (Cenomaniano Medio), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).

Figura 14. Delimitación de la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de México (PMNM) y sus cuatro subprovincias. Elementos paleogeográficos tomados de Chávez-Cabello et al. (2005). Depósitos de barita (círculos verdes): (B1) Sierra de Santa Rosa (Barosa); (B2) San Juan; (B3) María Elena, El Palmito, Santa Rosa, El Potrero; (B4) El Cedral; (B5) Mina; (B6) La Luz. Depósitos de Zn-Pb (estrellas rojas): (Z1) Puerto Rico; (Z2) Carmen; (Z3) Diamantina; (Z4) San Lorenzo; (Z5) Cerritos I and II; (Z6) Viky, Santa Elena, La Cruz; (Z7) La Esperanza; (Z8) Dos Hermanos; (Z9) San Francisco; (Z10) Puerto Arturo; (Z11) La Bayoneta; (Z12) El Porvenir; (Z13) Carrizalejo; (Z14) Las Águilas; (Z15) Cedro I; (Z16) Las Torres, Las Torres I; (Z17) El Cedro; (Z18) Agrupamiento Fortaleza; (Z19) Agrupamiento Reforma; (Z20) La Luz; (Z21) Nueva Reforma; (Z22) Roca Verde; (Z23) Roca Flores; (Z24) Roca Rica, San Eugenio, Rama Azul; (Z25) Rincón Rojo; (Z26) Bonanza; (Z27) Agrupamiento Mina; (Z28) Sacramento; (Z29) Minas Viejas; (Z30) Nuevo México, La Carmencita; (Z31) La Cucaracha; (Z32) El Diente, Victoria I and II; (Z33) El Socorro. Depósitos de celestina (cruces azules): (C1) Oasis; (C2) Elvia; (C3) Max II; (C4) El Gari, El Cuadrangular; (C5) El Tule; (C6) La Victoría; (C7) Santa María; (C8) Las Peñitas; (C9) La Noria; (C10) Pirámide III; (C11) La Candelaria; (C12) Angélica; (C13) El Lucero; (C14) San Marcos; (C15) Blanquita; (C16) San José; (C17) Sotolito; (C18) Ocotillo; (C19) San Fernando; (C20) El Quemado; (C21) Ampliación San Marcos, Prospecto 5; (C22) Australia; (C23) Montejano I; (C24) Montejano II; (C25) El Latrisco; (C26) La Bola; (C27) La Carroza; (C28) La Tinaja; (C29) San Lorenzo; (C30) El Venado; (C31) Campo Patricio 2; (C32) Campo Patricio 1; (C33) El Diablo; (C34) El Volcán; (C35) Campo Patricio 4; (C36) Campo Patricio 3; (C37) Campo Patricio 5; (C38) La Chenta Norte; (C39) La Chenta Sur; (C40) El Caviar; (C41) La Guadalupana; (C42) La Ilusión; (C43) Del Rincón; (C44) La Yesuda; (C45) San Agustín; (C46) La Discordia; (C47) San Lorenzo 3; (C48) San Luis; (C49) Santo Tomás; (C50) Cerro Bola; (C51) La Milagrosa; (C52) La Flor; (C53) Ampliación La Flor. Depósitos de fluorita (rombos morados): (F1) San Genaro, Evelyn, Evelyn 2; (F2) Tres Hermanos; (F3) Ponchito; (F4) La Bonita; (F5) Josefinas; (F6) Navideño 4; (F7) Ima, Último; (F8) Totopos 1; (F9) Oasis 4; (F10) Aries 1; (F11) Peñón Blanco; (F12) El Otomí; (F13) Osiris, (F14) Santa Anita; (F15) Santa Anita 2; (F16) Un Día De Estos 1 and 3; (F17) El Jardín; (F18) Minas Fronterizas; (F19) Lorena; (F20) San Felipe; (F21) Nueva York; (F22) Santa María; (F23) La Victoria; (F24) Susana; (F25) Las Indias; (F26) Bonanza; (F27) Alba Iris; (F28) Pandita, Tohui; (F29) San Cristóbal; (F30) Los Fresnos; (F31) Cinco Hermanos; (F32) Arquímedes; (F33) Europa; (F34) Graciela; (F35) Las Carmelas; (F36) Navidad, Año Nuevo; (F37) San Cachito; (F38) Kentucky; (F39) María; (F40) San Pedro; (F41) San Miguel 1; (F42) Los Buras; (F43) El Número Nueve; (F44) Cerro Colorado; (F45) La Paloma; (F46) El Patrón; (F47) La Purísima – El Paso; (F48) Los Cuates; (F49) Fátima; (F50) La Güera, La Güera 1, La Gorriona 3; (F51) Amigos; (F52) Gaby; (F53) Ataco; (F54) El Alto; (F55) Rosalba; (F56) San Roberto 2; (F57) San José; (F58) San Rafael, San Rafael 1; (F59) El Güero, El Güero 1; (F60) Camarón 2, Camarón 14; (F61) Alcón 0-3; (F62) El Gari, El Cuadrangular, Alcón 0-4; (F63) Las Delias; (F64) Tayoltita; (F65) La Macarena, Valencia; (F66) La Muralla; (F67) Sofito Tercero; (F68) Chubasco 1, Chubasco 2; (F69) La Mariposa 1, 2, 3 and 4; (F70) San Antonio; (F71) Sierra San Marcos, Pinos (La Becerra); (F72) La Reina, Los Amigos; (F73) Eva 13; (F74) Margarita 4.

Agradecimientos

El presente trabajo ha contado con el financiamiento del proyecto IN 102 107-3 de DGAPA-PAPIIT (UNAM), del proyecto CONACyT 58825 y con el presupuesto de asignaciones anuales a investigadores del Centro de Geociencias. Agradecemos el apoyo logístico durante el trabajo de campo del personal de la oficina en Saltillo (Coahuila) del Servicio Geológico Mexicano (SGM), especialmente a Carlos Martínez Ramos y Carlos Rivera Martínez y, muy especialmente, a todo el personal del Centro Documental de Recursos Minerales del SGM por su espléndida ayuda en la consulta y manejo del alrededor de 500 reportes mineros que fueron examinados durante nuestra investigación. Durante nuestro trabajo de campo inicial contamos con la inestimable guía de Antonio González Ramos y el apoyo adicional de Agustín Rodríguez Santos, Hugo Martínez, Arturo Cantú y Cantú, Fausto Cantú Arocha, Gilles Levresse, y Jordi Tritlla. La localización de algunos depósitos fue posible gracias a Amador Núñez. Este trabajo se ha beneficiado ostensiblemente de las revisiones críticas de Elena Centeno García, Martín Valencia Moreno y Lucas Ochoa Landín.

Referencias

Aguayo, C.J.E., 1978, Facies sedimentarias y diagénesis de la Formación Novillo (Jurásico Superior), noreste de México: Revista del Instituto Mexicano del Petróleo, X (4), 5-45.

Anderson, T.H., Schmidt, V.A., 1983, The evolution of Middle America and the Gulf of Mexico-Caribbean region during Mesozoic time: Geological Society of America Bulletin, 94, 941-966.

Charleston, S., 1981, A summary of the structural geology and tectonics of the state of Coahuila, Mexico, en Smith, C.I. (ed.), Lower Cretaceous stratigraphy and structure northern Mexico: West Texas Geological Society Publication, 81-74, 28-36.

Chávez-Cabello, G., Aranda-Gómez, J.J., Molina-Garza, R.S., Cossío- Torres, T., Arvizu-Gutiérrez, I.R., González-Naranjo, G.A., 2005, La falla San Marcos: una estructura jurásica de basamento multirreactivada del noreste de México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 57, 27-52.

Eguiluz de Antuñano, S., 2001, Geologic evolution and gas resources of the Sabinas Basin in Northeastern Mexico, en Bartolini, C., Buffler, R.T., Cantú-Chapa, A. (eds.), The western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, sedimentary basins, and petroleum systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir, 75, 241-270.

Fastovsky, D.E.O., Hermes, D., Strater, N.H., Bowring, S.A., Clark, J.M., Montellano, M., Hernández, R., 2005, Pre–Late Jurassic, fossilbearing volcanic and sedimentary red beds of Huizachal Canyon, Tamaulipas, Mexico, en Anderson, T.H., Nourse, J.A., McKee, J.W., Steiner, M.B. (eds.), The Mojave-Sonora megashear hypothesis: Development, assessment, and alternatives: Geological Society of America Special Paper, 393, 259-282.

Garrison, J.M., McMillan, N.J., 1999, Evidence for Jurassic continental rift magmatism in NE Mexico: Allogenic metaigneous blocks in El Papalote evaporite diapir, La Popa Basin, Nuevo Leon, Mexico, en Bartolini, C., Wilson, J.L., Lawton, T.F. (eds.), Mesozoic sedimentary and tectonic history of north-central Mexico: Boulder, Colorado, EUA, Geological Society of America Special Paper, 340, 319-332.

Goldhammer, R.K., 1999, Mesozoic sequence stratigraphy and paleogeographic evolution of northeast Mexico, en Bartolini, C., Wilson, J.L., Lawton, T.F. (eds.), Mesozoic sedimentary and Tectonic History of North-Central Mexico: Boulder, Colorado, EUA, Geological Society of America Special Paper, 340, 1-58.

González-Partida, E., Carrillo-Chávez, A., Grimmer, J.O.W., Pironon, J., Mutterer, J., Levresse, G., 2003, Fluorite deposits at Encantada- Buenavista, Mexico: products of Mississippi Valley type processes: Ore Geology Review, 23, 107-124.

Humphrey, W.E., 1956, Tectonic framework of northeast Mexico: Gulf Coast Association of Geologists, Society Transactions, 6, 25-35.

Imlay, R.W., 1936, Evolution of the Coahuila Peninsula, Mexico, Part IV, Geology of the western part of the Sierra de Parras: Geological Society of America Bulletin, 47, 1091-1152.

Imlay, R.W., 1940, Neocomian faunas of northern Mexico: Geological Society of America Bulletin, 51, 117-190.

Johnson, C.A., 1989, Structural Analysis of the fold and thrust belt in the vicinity of Monterrey, northeastern Mexico: Houston, Texas, EUA, Exxon Productions Research Company Report (inédito), 40 p.

Johnson, C.R., Ward, W.C., Goldhammer, R.K., 1991, Mechanisms for high-frequency cyclicity in the Upper Jurassic limestones of northeastern Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 75, 603.

Jones, N.W., McKee, J.W., Márquez, D.B., Tovar, J., Long, L.E., Laudon, T.S., 1984, The Mesozoic La Mula Island, Coahuila, Mexico: Geological Society of America Bulletin, 95, 1226-1241.

Kesler, S.E. Jones, L.M., 1981, Sulfur and strontium isotopic geochemistry of celestite, barite and gypsum from the Mesozoic basins of Northeastern Mexico: Chemical Geology, 31, 211-224.

Kisvaransayi, G., Grant, S.K., Pratt, W.P., Koening, J.W. (eds.), 1983, International Conference on Mississippi Valley-Type Lead-Zinc Deposits, Proceedings Volume: Rolla, Missouri, EUA, University of Missouri-Rolla, 603 p.

Leach, D.L., Sangster, D.F., 1993, Mississippi Valley-type lead-zinc ore deposits, en Kirkham, R.V., Sinclair, W.D., Thorpe, R.I., Duke, J.M. (eds.), Mineral Deposit Models, Geological Association of Canada, Special Paper, 40, 289-314.

Lehmann, C., Osleger, D.A., Montañez, I.P., Sliter, W., Arnaud-Vanneau, A., Banner, J., 1999, Evolution of Cupido and Coahuila carbonate platforms, Early Cretaceous, northeastern Mexico: Geological Society of America Bulletin, 111, 1010-1029.

López, R., Cameron, K.L., Jones, N.W., 2001, Evidence for Paleoproterozoic, Grenvillian, and Pan-African age Gondwanan crust beneath northeastern Mexico: Precambrian Research, 107, 195–214.

McKee, W.J., Jones, W.N., Anderson, H.T., 1988, Las Delicias Basin, a record of Late Paleozoic arc volcanism in northeastern Mexico: Geology, 16, 37-40.

Ohle, E.L., 1959, Some considerations on determining the origin of ore deposits of Mississippi Valley-type: Economic Geology, 54, 769-789.

Oivanki, S.M., 1974, Paleodepositional environments in the Upper Jurassic Zuloaga Formation (Smackover), northeast Mexico: Gulf Coast Association of Geologists, Society Transactions, 24, 258-278.

Padilla y Sánchez, R.J., 1986a, Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepción del Oro, Saltillo, and Monterrey, Mexico: Austin, Texas, EUA, The University of Texas at Austin, Tesis de doctorado inédita, 217 p.

Padilla y Sánchez, R.J., 1986b, Post-Paleozoic Tectonics of Northeast Mexico and its role in the evolution of the Gulf of Mexico: Geofísica Internacional, 25, 157-206.

Pindell, J.L., 1985, Alleghenian reconstructions and subsequent evolution of the Gulf of Mexico, Bahamas, and proto-Caribbean: Tectonics, 4, 1-39.

Puente-Solís, R., 2006, Distribución de los depósitos estratoligados de barita, celestina, fluorita y plomo-zinc en el noroeste de México y ejemplo de los mantos de celestita de la Sierra del Venado, Coahuila: Juriquilla, Querétaro, México, Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México, Tesis de maestría inédita, 180 p.

Ramírez, C.J., 1966, Tabla de correlación estratigráfica Zona noreste: Archivos de Pemex, reporte inédito.

Rueda-Gaxiola, J., López-Ocampo, E., Dueñas, M.A., Rodríguez, J.L., Torres-Rivero, A., 1999, The palynological method: basis for defining stratigraphy and age of the Los San Pedros Allogroup, Huizachal-Peregrina anticlinorium, Mexico, en Bartolini, C., Wilson, J., Lawton, T. (eds.), Mesozoic sedimentary and tectonic history of North-Central Mexico: Boulder, Colorado, EUA, Geological Society of America Special Paper, 340, 229-269.

Salvador, A., Green, A., 1980, Opening of the Caribbean Tethys (Origin and development of the Caribbean and the Gulf of Mexico), en Auboin, J., et al. (eds.), Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys, Bureau de Recherche Géologique et Minière, Mémoires, 115, 224-229.

Sangster, D.F., 1983, Mississippi Valley-Type deposits: a geologicalmélange, en Kisvaransayi, G., Grant, S. K., Pratt, W.P., Koening, J.W. (eds.), International Conference on Mississippi Valley-Type Lead-Zinc Deposits, Proceedings Volume: Rolla, Missouri, EUA, University of Missouri-Rolla, 7-19.

Sverjensky, D.A., 1986, Genesis of Mississippi Valley-type lead-zinc deposits: Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences, 14, 177-199.

Tinker, S.W., 1985, Lithostratigraphy and biostratigraphy of the Apitan La Peña Formation, northeast México and south Texas (part I), and the depositional setting of the Aptian Pearsall-La Peña Formations, Texas subsurface and northeast Mexico: Why is there not another Fairway Field? (part 2): Ann Arbor, University of Michigan, tesis de maestría inédita, 80 p.

Vinet, M.J., 1975, Geology of the Sierra of Balauartes and Sierra de Pajaros Azules: New Orleans, Louisiana, EUA, Louisiana State University, Tesis de doctorado inédita, 124 p.

Wilson, J.L., 1990, Basement structural controls on Mesozoic carbonates facies in northeastern Mexico: A review, en Tucker, M.E., Wilson, J.L., Crevello, P.D., Sarg, J.R., Read, J.F. (eds.), Carbonate platforms, facies, sequences and evolution: International Association of Sedimentologists, Special Publication, 9, 235-255.

Wilson, J.L., Pialli, G., 1977, A Lower Cretaceous shelf margin in Northern Mexico, en Cretaceous carbonates of Texas and Mexico: Applications to subsurface exploration: Austin, Texas, EUA, The University of Texas at Austin, Bureau of Economic Geology, Report of Investigations, 89, 286-298.

Wilson, J.L., Ward, W.C., Finneran, J. (eds.), 1984, A field guide to Upper Jurassic and Lower Cretaceous carbonate platform and basin systems, Monterrey-Saltillo area, northeast Mexico: Gulf Coast Section, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 76 p.

Winker, C.D., Buffler, R.T., 1988, Paleogeographic evolution of early deep-water Gulf of Mexico and margins, Jurassic to Middle Cretaceous (Comanchean): American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 72, 318-346.

Manuscrito recibido: Diciembre 12, 2006
Manuscrito corregido recibido: Enero 18, 2007
Manuscrito aceptado: Febrero 7, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 63-70

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a5

Formación de megacristales naturales de yeso en Naica, México

Juan Manuel García-Ruiz^1,*, Roberto Villasuso², Carlos Ayora³, Angels Canals⁴ y Fermín Otálora¹

¹ Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra, Consejo Superior de Investigaciones Científicas-Universidad de Granada, Campus Fuentenueva, E-18002 Granada, España.
² Compañía Peñoles, Unidad Naica, Naica, Chihuahua, México.
³ Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera, Consejo Superior de Investigaciones Científicas, Lluis Solé Sabarís s/n, E-08028 Barcelona, España
⁴ Departament de Cristallografia, Mineralogia i Dipòsits Minerals, Universitat de Barcelona, Martí Franquès s/n, E-08028 Barcelona, España

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Resumen

Trabajos de exploración en la mina de Naica (Chihuahua, México) han descubierto recientemente la existencia de varias cavidades que contenan cristales gigantes de yeso (CaSO4•2H2O) facetados y transparentes de hasta once metros de longitud. Desde el punto de vista del crecimiento cristalino, resulta evidente que estos grandes cristales debieron formarse a valores de sobresaturación muy bajos. El problema radica en explicar cómo las condiciones geoquímicas adecuadas pudieron mantenerse durante un largo periodo de tiempo sin fluctuaciones lo suficientemente grandes para evitar la nuevos eventos de nucleación. El análisis de inclusiones fluidas muestra que los cristales crecieron a partir de fluidos de baja salinidad a una temperatura de unos 54 °C, ligeramente por debajo de la temperatura a la que la solubilidad de la anhidrita (CaSO4) iguala a la del yeso. Las composiciones isotópicas del azufre y del oxígeno medidas en los cristales de yeso son compatibles con la cristalización del yeso a partir de aguas enriquecidas en sulfato cálcico resultantes de la disolución de anhidrita previamente precipitada durante la mineralización hidrotermal tardía. Estas consideraciones sugieren que estos megacristales se formaron mediante un mecanismo autoalimentado controlado por la transición de fase en disolución anhidrita/yeso. Los cálculos de cinética de nucleación basados en datos de laboratorio muestran que este mecanismo explica la formación de estos cristales gigantes, aunque solo cuando tiene lugar en el estrecho intervalo de temperaturas identificado en nuestro estudio de inclusiones fluidas. Estas condiciones singulares crean una maravilla natural, un lugar de gran interés científico y un fenómeno de mineralización extraordinario que debe ser preservado.

Palabras clave: Yeso, selenita, cristalización, mineralogénesis, megacristales, Naica, cinética de nucleación, inclusiones fluidas.

Abstract

Exploration activities in the mine of Naica (Chihuahua, Mexico) recently unveiled several caves containing giant, faceted and transparent single crystals of gypsum (CaSO4·2H2O) up to eleven meters in length. From a crystallization point of view, it can be expected that the formation of these large crystals occur at very low supersaturation, the problem being to explain how proper geochemical conditions can be sustained for long time without large fluctuations that would trigger substantial nucleation. Fluid inclusions analyses show that crystals grew from low salinity solutions at a temperature around 54°C, slightly below the one at which the solubility of anhydrite equals the one of gypsum. Sulfur and oxygen isotopic composition of gypsum crystals is compatible with the growth from solutions resulting from dissolution of anhydrite previously precipitated during late hydrothermal mineralization, suggesting that these megacrystals formed by a self-feeding mechanism driven by solution mediated anhydrite-gypsum phase transition. Nucleation kinetics calculations based on laboratory data show that this mechanism can account for the formation of these giant crystals, yet only when operating within the very narrow range of temperature, identified by our fluid inclusions study. These singular conditions create a mineral wonderland, a site of scientific interest, and an extraordinary phenomenon worthy of preservation.

Keywords: Gypsum, selenite, crystallization, mineral growth, megacrystals, anhydrite, Naica, nucleation kinetics, fluid inclusions.

Versión castellana del artículo “Formation of natural gypsum megacrystals in Naica, Mexico” de los mismos autores. This paper was published in the journal GEOLOGY, Volume 35, Issue 4 (April 2007), pp. 327-330. It can be accessed at <<http://www.geosociety.org/pubs/>>.

1. Marco Geologico

La mina de Naica, uno de los depósitos de plomo y plata más importantes del mundo, se encuentra al norte de la Sierra de Naica, a 112 km al SE de la ciudad de Chihuahua, México. El área está formada por una estructura en domo de orientación NO–SE de 12 km de largo por 7 km de ancho, que resalta en una extensa llanura aluvial. El distrito minero de Naica está constituido totalmente por rocas sedimentarias: una secuencia de carbonatos de edad Albiense con algunas intercalaciones de lutitas. Esta secuenciase dispone sobre otra evaporítica de edad Apítense que se puede encontrar en la región, pero no en el distrito minero. Las rocas sedimentarias fueron intruidas por diques de rocas ácidas de edad terciaria (26.2 y 25.9 Ma, Megaw et al., 1988). A 4 km al sur de la mina de Naica, estudios magnetométricos han puesto de manifiesto la presencia de una intrusión ígnea a profundidades entre 2 y 5 km.

La circulación del fluido hidrotermal asociado con los diques terciarios dio lugar a los depósitos de Ag-Pb-Zn (Lang, 1995). Estos depósitos presentan morfologías enmanto y chimenea, desarrollados tanto en los diques comoen los carbonatos, que presentan una intensa alteración a calcosilicatos. Un conjunto de fallas actúa como principal control estructural de la mineralización, siendo las más importantes Gibraltar, Montaña y Naica (Figura 1). La paragénesis mineral comprende pirita-pirrotina, esfalerita, galena y calcopirita, y se formó a partir de una salmuerahipersalina de alta temperatura, de acuerdo con los datos de inclusiones fluidas publicados (Erwood et al., 1979; Lang, 1995). Durante el último estadio hidrotermal, el ácido sulfúrico procedente de la oxidación de los sulfuros preexistentes reaccionó con los carbonatos generando aguas sulfatadas cálcicas que precipitaron anhidrita. La anhidrita aparece en Naica a niveles por debajo de –240 m. Finalmente, venas tardías de cuarzo-calcita-anhidrita cortan la mineralización metálica (Stone, 1959).

2. Cristales gigantes de selenita

Desde los primeros años del siglo XX, la excavación de nuevas galerías y túneles en la mina de Naica ha llevado ocasionalmente al descubrimiento de cavidades y cuevas que contienen cristales métricos de selenita, la variedad cristalina transparente del yeso. Las cuevas siempre se localizan cerca de fracturas y sus paredes están cubiertas por una costra de calcita y celestina con cantidades menores de óxidos de hierro, montmorillonita, clorita e illita. Hasta el año 2000, la más famosa de estas cuevas era la Cueva de las Espadas, llamada así por el tamaño métrico de los cristales de selenita que contiene (Foshag, 1927). En el2000 varias cuevas fueron descubiertas en el nivel –290m en fallas secundarias asociadas con la de Naica (Figura 1). Una de estas cuevas, la Cueva de los Cristales, contiene cristales de selenita de hasta 11 m de longitud y 1 m de grosor, dimensiones muy superiores a cualquier cristal deyeso hasta ahora descubierto (Foshag, 1927; Palache, 1932; Rickwood, 1981; García-Guinea et al., 2002). Además, a diferencia de la Cueva de las Espadas, a esta profundidad del impacto de aguas superficiales enriquecidas en oxígeno es poco probable y por ello los cristales de yeso contienen muy pocas inclusiones sólidas de óxidos de hierro y manganeso, siendo prácticamente transparentes. Se han sugerido varias hipótesis para explicar el origen de estos cristales (Marín Herrera et al., 2006), pero ninguna de ellas ha sido investigada a fondo.

Las paredes de la Cueva de los Cristales, y en particular el suelo, están salpicados de cristales aislados con forma de bloque más o menos equidimensional (“blocky”) que, en ocasiones, se agrupan para formar agregados paralelos (ver GSA Data Repository [1] Figura DR6). En vez de presentar el característico hábito tabular (“platty”) de los cristales de yeso, éstos son euédricos, mostrando un buen desarrollo de las formas {010}, {1k0}, y {111} (Figura DR2). El pinacoide {010} está menos desarrollado que en la morfología habitual de crecimiento del yeso. El prisma {1k0} aparece como superficies estriadas compuestas de segmentos de formas prismáticas con k = 2, 4 o 6, como se muestra mediante goniometría de reflexión láser y la microscopia electrónica de barrido (Figuras DR3 y DR4 y Tabla DR1). La cara no singular resultante tiene una orientación cercana a {140}.

Los cristales elongados gigantes de selenita crecen a partir de estos grupos de cristales blocky o directamente del suelo y algunos cruzan la cueva de lado a lado (Figura2). Muchos cristales tienen 6 m de largo y algunos llegan a los 10 m. Por este motivo los mineros los llaman “vigas” en lugar de “espadas”. Además de la diferencia de tamaño, existe una diferencia morfológica entre las vigas y los blocky: las caras del pinacoide {010} de las vigas desaparecen en la mayoría de los casos. Los cristales de las vigas están elongados siguiendo la dirección del eje c, definidas porcaras prismáticas {1k0} enormes y coronadas por prismas {111} (Figura DR5). La densidad de cristales en la cueva es muy baja (Figura 2), creando un escenario natural de incomparable belleza. Este hecho es crítico para explicarla formación de las vigas, dado que solo puede resultar de una tasa de nucleación extremadamente baja durante toda la historia de crecimiento de los cristales. Esta debe serla primera condición de contorno para cualquiera de los modelos genéticos que se considere.

Figura 1. Sección de la mina de Naica. La mina explota un depósito hidrotermal Pb-Zn-Ag con morfologías en manto y chimenea irregulares completamente incluidas en carbonatos subhorizontales (no representados por simplicidad). Las cavidades con cristales de yeso se localizan en carbonatos próximos a las fallas principales y secundarias. Se han excavado galerías hasta los –760 m, lo que requiere una velocidad de bombeo media de 55 m3/min para deprimir el nivel freático inicialmente situado a –120 m hasta los –580 m; Las fallas Naica y Gibraltar actúan como los principales drenajes.

Figura 2. Vista de la Cueva de los Cristales mostrando el lustre típico de “luz de luna” que da nombre a los cristales (selenita). Las dos morfologías cristalinas presentes son los cristales blocky con los prismas {1k0} y {111}, y el pinacoide {010} y las vigas, alargadas a lo largo del eje c que muestran solo caras prismáticas. La población de cristales es mucho menor en el techo de la cueva que en el suelo. Para tiempos de espera para nucleación muy largos, esta gradación es debida a la estratificación en densidad de la disolución que rellena la cueva (Turner, 1985), que aumenta la probabilidad de nucleación a partir de la disolución localizada en la parte inferior.

3. Condiciones geoquímicas

El yeso es ligeramente soluble en el agua (13.78x10-3mol L-1 a 25°C y presión atmosférica; Partridge and White, 1929). Su solubilidad muestra una dependencia positiva con la temperatura en aguas frías, llegando a un máximo alrededor de los 58°C y después decrece (Posnjak, 1938).La solubilidad del yeso también tiene una variación positiva con la salinidad, pero la temperatura de máxima solubilidad, cerca de 58°C, no cambia significativamente (ver la seción “Nucleación y crecimiento de los megacristales”).A presión atmosférica, la anhidrita es la fase termodinámicamente estable a temperaturas superiores a 56–58°C (Hardie, 1967; Blount and Dickson, 1973), pero por debajo de esta temperatura la anhidrita se vuelve inestable respecto al yeso.

La zona es aún térmicamente anómala: el muestreo de las aguas en diferentes momentos y zonas indica temperaturas de ~ 53°C en los niveles profundos de las mina (Tabla DR4), si bien los mineros han medido temperaturas de hasta59°C. La infiltración de aguas meteóricas da lugar a aguas subterráneas ricas en sulfato y carbonato con temperaturas entre 48°C y 59°C, con pH neutro o ligeramente básico (7.0–7.8), como las que medimos actualmente. Los valores isotópicos de oxígeno y deuterio de las aguas confirman su origen meteórico y la ausencia de tritio indica un tiempo de residencia en el acuífero superior a los 50 años.

Debido al enfriamiento de distrito de Naica la anhidrita hidrotermal, producida en el último estadio de formación de la mineralización metálica, se hace inestable y se disuelve. Esto explica el elevado contenido en sulfato del agua actual. La disolución de la anhidrita por debajo de los 58°C aporta Ca y SO4, dejando el agua ligeramente supersaturada en yeso y provocando su cristalización. Ejemplos de esta transición a yeso han sido observados a escala microscópica en algunas masas de anhidrita próximas a la Cueva de los Cristales (Figura DR11). La sobresaturación (S = c/ce, donde c es la concentración actual y ce la concentración en equilibrio a una temperatura y salinidad dadas) calculada usando el código de especiación PHREEQC (Parkhurst and Appelo, 2003) muestra valores ligeramente por encima de la saturación para el yeso y por debajo para la anhidrita para las aguas actuales. Esta pequeña diferencia entre la solubilidad del yeso y de la anhidrita ligeramente por debajo de los 58°C es de hecho una fuente continua de iones de calcio y sulfato en la zona de Naica y proporciona un mecanismo muy estable que mantiene constantemente el sistema de cristalización de yeso cercano al equilibrio. Este es el mecanismo que proponemos para la formación de los megacristales de selenita en Naica. Para comprobar esta hipótesis, es necesario tener evidencias geoquímicas que prueben que los cristales de selenita crecieron a partir de disoluciones poco salinas y que éstas se generaron por disolución de la anhidrita.

Los cristales de yeso contienen muy pocas inclusiones fluidas. Se seleccionaron inclusiones fluidas primarias dispuestas en bandas de crecimiento paralelas a caras cristalinas (Figura DR7). La salinidad del líquido a partir del cual crecieron los cristales de selenita se ha caracterizado utilizando las medidas de temperatura de fusión del hielo en 33 inclusiones fluidas seleccionadas que contenían liquido y vapor a temperatura ambiente (Figura DR9 y Tabla DR2). Las temperaturas de fusión del hielo presentan un máximo a –0.1°C y un valor límite inferior de –1.1°C. Este intervalo de temperaturas es propio de una disolución poco salina (valor típico de 0.17% en masa de NaCl equivalente y un valor máximo de 1.9% en masa de NaCl equivalente, compatible con la composición de las aguas subterráneas actuales (Bodnar, 1993; Bakker, 2003). La dispersión de los datos de temperatura de fusión del hielo a lo largo de una banda de crecimiento es del mismo orden de magnitud que las variaciones encontradas entre diferentes bandas por lo que no pueden establecerse variaciones significativas de salinidad durante el crecimiento.

Para determinar el origen del sulfato, se realizaron análisis isotópicos en muestras de anhidrita y yeso procedentes de diferentes zonas de la mina. Los valores de δ34S (16.9‰) y δ18O (17.6‰) de dos muestras de yeso de la Cueva de los Cristales no presentaron variación con independencia del hábito de los mismos (vigas o blocky). Como se muestra en la Figura 3, los valores isotópicos de estos cristales de yeso son consistentes con su formación a partir de agua con sulfato disuelto similar al de las aguas subterráneas actuales que se muestrearon en el nivel –530 de la mina. Los valores isotópicos del sulfato disuelto pueden explicarse por una mezcla de sulfatos procedentes de la disolución de anhidrita en diferentes zonas de la mina: las de la zona donde se encuentra la mineralización metálica (muestras 23, 24, 25, y 34 en la Tabla DR3) y las de los niveles superiores de la mina (muestras 04 y 21). Además, estos valores, junto con la ausencia de alunita y kaolinita, descartan el mecanismo de espeleogénesis o disolución de la caliza encajante por ácido sulfúrico (Polyak and Güven, 1996).

La presencia de celestina, sulfato de estroncio, junto a arcillas y óxidos de hierro en una fina costra en las paredes de la Cueva de los Cristales, es una evidencia adicional para el origen del sulfato a partir de disolución de la anhidrita. En efecto, se ha demostrado que la estructura de la anhidrita puede contener más estroncio que la estructura del yeso (Butler, 1973). Por tanto, los cristales de celestina probablemente procedan del exceso de estroncio creado por la disolución de la anhidrita y no incorporado a los cristales de yeso (Tabla DR4).

Figura 3. Composición isotópica del sulfato en muestras de yeso, anhidrita y agua recogidas en la mina de Naica. La superficie poligonal que rodea la composición del agua a partir de la cual crecen los cristales se obtuvo a los valores del yeso un factor de enriquecimiento del 1.65‰ para el azufre y del 3.3‰ para el oxígeno (Thode and Monster, 1965).

3. Nucleación y crecimiento de los megacristales

Las evidencias geoquímicas muestran que la disolución de anhidrita y la cristalización de yeso cerca del equilibrio bajo las condiciones de la Cueva de los Cristales pueden explicar el origen de estos cristales gigantes. Falta explicar si estos valores pueden demostrar también el bajo número de cristales y como consecuencia, el tamaño final de los mismos. La pregunta que se debe responder es ¿Cuánto enfriamiento podría soportar el sistema antes de producirse una nucleación masiva que tapizara la cueva con una gran cantidad de pequeños cristales?. La teoría clásica de crecimiento cristalino muestra que la tasa de nucleación, J, se describe mediante la ecuación:

(1)

donde γ es la tensión interfacial cristal-líquido, v es el volumen molecular, k es la constante de Boltzmann, T es la temperatura absoluta, y A es un factor pre-exponencial que puede considerarse constante en esta discusión (Mullin, 1993). Como la tasa de nucleación J varia con la segunda potencia del logaritmo de la sobresaturación S, los valores bajos de J significan que la sobresaturación se mantuvo muy próxima al equilibrio durante la cristalización en la cueva. Dado que el tiempo de inducción t_ind(tiempo para inducir la formación de cristales detectables) es inversamente proporcional a J, la ecuación puede escribirse como una relación:

(2)

Usando los datos experimentales disponibles para la nucleación del yeso (He et al., 1994; Lancia et al., 1999), hemos calculado (tanto para nucleación homogénea como heterogénea) el tiempo de inducción para tres salinidades: una disolución con calcio y sulfato exclusivamente (etiquetado 0 en la Figura 4), valores de salinidad (en términos de concentración de Na, Cl y Mg) idénticos a los encontrados en las aguas de Naica (etiquetado 1), y el doble de esta concentración (etiquetado 2). Los valores de solubilidad obtenidos con PHREEQC (Parkhurst and Appelo, 2003) se usaron para calcular los valores de sobresaturación y los tiempos de inducción de la Figura 4B. Para cualquier contenedor geológico donde se produzca cristalización, la nucleación heterogénea es inevitable dado que requiere valores de sobresaturación crítica menores para sobrepasar la barrera de nucleación. Como se indica en la Figura 4B, el tiempo de inducción para la nucleación heterogénea es de miles de años para temperaturas de 47–48°C. Para una temperatura inferior, 44–45°C, existe un gran probabilidad de nucleación en un tiempo de meses o dias, lo que es incompatible con el bajo número de cristales que se encuentran en la cueva.

Para corroborar el mecanismo propuesto, es indispensable, que el crecimiento del cristal ocurra dentro del intervalo de temperatura adecuado. Para comprobarlo hemos utilizado datos de inclusiones fluidas. La temperatura de homogeneización (Th) de 31 inclusiones fluidas muestra valores entre 46°C y 60°C con un máximo a ~ 54°C (Figura 4C y Tabla DR2). De acuerdo con el mecanismo propuesto, la mayoría del proceso de cristalización se dio a una temperatura para la cual la t_ind fue mayor que un millón de años (Figura 4B). Estas condiciones cercanas al equilibrio se mantuvieron durante un periodo largo de tiempo con algunos episodios de interrupción del crecimiento, como indica la acumulación de inclusiones sólidas de oxihidróxidos de hierro y manganeso en algunos frentes de crecimiento {1k0} y {111}. Eventualmente, como indican valores de Th tan bajos como 47°C, el sistema se enfrió debido a una mayor influencia de las aguas meteóricas. El tiempo de nucleación fue, por lo tanto, de algunos miles de años. Se deduce de este mecanismo que las cuevas que se localizan más próximas a la superficie y a menor temperatura, como la Cueva de las Espadas (Foshag, 1927) se rellenaron de un número mayor de cristales más pequeños (Figura 1; Figura DR1).

Figura 4. A) Variación de la solubilidad de la anhidrita y el yeso con la temperatura para tres valores diferentes de salinidad: (0) para disoluciones puras de calcio y sulfato; (1) para salinidad igual y (2) doble de la encontrada en aguas actuales recogidas en la mina de Naica. B) Tiempo de inducción para nucleación homogénea y heterogénea calculado para disoluciones sobresaturadas formadas por la diferencia de solubilidad entre la anhidrita y el yeso a diferentes temperaturas. C) Temperaturas de homogeneización de 31 inclusiones fluidas mostrando la temperatura de crecimiento.

4. Conclusiones

Este trabajo presenta una explicación original para la formación de grandes cristales de selenita basado en un mecanismo de autoalimentación regulado por la disolución de anhidrita y la precipitación de yeso a temperaturas ligeramente inferiores a la temperatura de equilibrio yeso-anhidrita. Esta explicación se fundamenta en las siguientes evidencias:

(1) La anhidrita está disponible en el sistema puesto que precipitó abundantemente en el último estadio de la mineralización metálica.

(2) Las medidas realizadas en inclusiones fluidas muestran que la temperatura durante el crecimiento de los cristales se mantuvo ligeramente por debajo de los 58°C, valor en el que la solubilidad de la anhidrita es igual a la del yeso.

(3) Los datos de inclusiones fl uidas e isótopos estables indican que cristales gigantes de selenita crecieron a partir de una disolución poco salina con una composición isotópica compatible con un sulfato procedente de la disolución de la anhidrita presente en la mina.

(4) La cinética del crecimiento del yeso implica unos tiempos de inducción mayores a un millón de años para una temperatura de 54°C y del orden de unos miles de años para episodios de temperaturas inferiores (hasta 47°C). Este mecanismo proporciona un nivel de sobresaturación que no sólo es pequeño y constante en el tiempo, sino que está exento de fluctuaciones (incluso de pequeña amplitud).

Se puede predecir la existencia de otras cuevas con cristales de selenita iguales o incluso mayores entre el enjambre de galerías subterráneas de la mina de Naica. Este conjunto puede constituir una de las mayores singularidades del mundo mineral que merece la pena preservarse como una maravilla natural. Para ello, se pueden entrever dos problemas. El primero, que las cuevas deben permanecer húmedas y calientes, y debe desarrollarse un método que mantenga la integridad de las largas vigas que, una vez perdido el sustento que le daba el agua que llenaba la cavidad, comienzan a combarse y llegan a romperse. El segundo problema es a más largo plazo pero más crítico: a no ser que el bombeo se mantenga después del cierre de la mina, las cuevas se inundarán otra vez para volver a su estado natural. De acuerdo con el mecanismo propuesto, los cristales de selenita volverán a crecer otra vez, pero serán inaccesibles a generaciones futuras.

5. Material suplementario

Más información técnica de este artículo puede consultarse en: <<http://www.geociencias.unam.mx/~alaniz/SGM/Garcia-Ruiz-datasup.pdf>>

Agradecimientos

Nuestro agradecimiento a la Compañía Peñoles por su colaboración durante los estudios de campo realizados en la mina de Naica, y al Ministerio de Educación y Ciencia Español por la financiación del trabajo.

Referencias bibliográficas

Bakker, R.J., 2003, Package FLUIDS 1. New computer programs for the analysis of fluid inclusion data and for modeling bulk fluid properties: Chemical Geology, v. 194, p. 3—23, doi: 10.1016/ S0009–2541(02)00268–1.

Blount, C.W., and Dickson, F.W., 1973, Gypsum-anhydrite equilibria in systems CaSO4–H2O and CaSO4-NaCl-H2O: American Mineralogist, v. 58, p. 323—331.

Bodnar, R.J., 1993, Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 57, p. 683—684, doi: 10.1016/0016– 7037(93)90378-A.

Butler, G.P., 1973, Strontium geochemistry of modern and ancient calcium sulphate minerals, in Purser, B.H., ed., The Persian Gulf: Berlin, Springer-Verlag, p. 423—452.

Erwood, R.J., Kesler, S.E., and Cloke, P.L., 1979, Compositionally distinct, saline hydrothermal solutions, Naica Mine, Chihuahua, Mexico: Economic Geology and Bulletin of the Society of Economic Geologists, v. 74, p. 95—108.

Foshag, W., 1927, The selenite caves of Naica, Mexico: American Mineralogist, v. 12, p. 252—256.

García-Guinea, J., Morales, S., Delgado, A., Recio, C., and Calahorra, J.M., 2002, Formation of gigantic gypsum crystals: Geological Society [London] Journal, v. 159, p. 347—350.

Hardie, L.A., 1967, The gypsum-anhydrite equilibrium at one atmosphere pressure: American Mineralogist, v. 52, p. 171—200.

He, S., Oddo, J.E., and Tomson, M.B., 1994, The nucleation kinetics of calcium sulfate dihydrate in NaCl solutions up to 6 m and 90°C: Journal of Colloid and Interface Science, v. 162, p. 297—303, doi: 10.1006/jcis.1994.1042.

Lancia, A., Musmarra, D., and Prisciandaro, M., 1999, Measurement of the induction period for calcium sulfate dihydrate precipitation: American Institute of Chemical Engineers Journal, v. 45, p. 390—397.

Lang, J.R., 1995, A geological evaluation of the Naica deposit, Chihuahua, Mexico: Internal Report of Compañía Fresnillo, Mexico, 109 p.

Marín Herrera, B.R., Vogel González, F., and Echegoyén Guzmán, R., 2006, Las megaselenitas del distrito minero de Naica, Chihuahua, una ocurrencia mineralógica anómala: Boletín de Mineralogía, v. 17, p. 139—148. 70

Megaw, P.K.M., Ruiz, J., and Titley, S.R., 1988, High-temperature, carbonate hosted Pb-Zn-Ag (Cu) deposits of northern Mexico: Economic Geology and Bulletin of the Society of Economic Geologists, v. 83, p. 1856-–1885.

Mullin, J.W., 1993, Crystallization (third edition): Oxford, Butterworth- Heinemann , 527 p. Palache, C., 1932, The largest crystals: American Mineralogist, v. 17, p. 362—363.

Parkhurst, D.L., and Appelo, C.A.J., 2003, PHREEQC — A hydrogeochemical transport model: http://wwwbrr.cr.usgs.gov/ projects/GWC°Coupled/phreeqc/index.html (September 2006).

Partridge, E.P., and White, A.H., 1929, The solubility of calcium sulfate from 0 to 200°: American Chemical Society Journal, v. 51, p. 360- –370, doi: 10.1021/ja01377a003.

Polyak, V.J., and Güven, N., 1996, Alunite, natroalunite and hydrated halloysite in Carlsbad Cavern and Lechuguilla Cave, New Mexico: Clays and Clay Minerals, v. 44, p. 843-–850, doi: 10.1346/ CCMN.1996.0440616.

Posnjak, E., 1938, The system CaSO4-H2O: American Journal of Science, v. 235A, p. 247-–272.

Rickwood, P.C., 1981, The largest crystals: American Mineralogist, v. 66, p. 885—907. Stone, J.G., 1959, Ore genesis in the Naica District, Chihuahua, Mexico: Economic Geology and Bulletin of the Society of Economic Geologists, v. 54, p. 1002—1034.

Thode, H.G., and Monster, J., 1965, Sulfur-isotope geochemistry of petroleum, evaporites, and ancient seas, in Young, A., and Galley, J.E., eds., Fluids in subsurface environments: American Association of Petroleum Geologists Memoir 4, p. 367—377.

Turner, J.S., 1985, Multicomponent convection: Annual Review of Fluid Mechanics, v. 17, p. 11-–44, doi: 10.1146/annurev. fl .17.010185.000303.

Manuscrito recibido: Junio 22, 2007
Manuscrito corregido recibido: Junio 30, 2007
Manuscrito aceptado: Junio 30, 2007

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 19-42

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a3

Evolución geológica del sureste mexicano desde el Mesozoico al presente en el contexto regional del Golfo de México

Ricardo José Padilla y Sánchez

Universidad Nacional Autónoma de México, Facultad de Ingeniería, División en Ciencias de la Tierra, Cd. Universitaria, México D.F. 04510

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Resumen

La evolución geológica del sureste mexicano es analizada en el contexto regional del Golfo de México que inicia su apertura con la fragmentación y dispersión de la Pangea. La sedimentación en esta depresión empieza con el depósito de lechos rojos continentales durante el Triásico Tardío y el Jurásico Temprano, después de lo cual, durante el Calloviano, se produce una invasión por aguas marinas provenientes del Pacífico que cubren una extensa zona con poca circulación, poco tirante de agua y alta evaporación, condiciones que favorecen el depósito de grandes volúmenes de sal en la zona central de la cuenca. Desde el Jurásico Tardío hasta el Cretácico Tardío la sedimentación estuvo dominada por carbonatos, cambiando a clásticos a principios del Paleógeno a causa de la Orogenia Laramide, evento tectónico que formó la Sierra Madre Oriental. Durante el resto del Paleógeno la sedimentación clástica se fue alojando engrandes depocentros formados en el antepaís de la Sierra Madre Oriental y en las porciones sur y suroccidental del Golfo de México, en donde el Macizo de Chiapas aportó un gran volumen de sedimentos, mientras que sobre el Bloque Yucatán continuaba el depósito de carbonatos de plataforma somera. En el Mioceno medio, durante el Serravaliano, la compresión derivada del movimiento lateral del Bloque Chortis y de la subducción de la Placa de Cocos contra la terminación meridional de la Placa de Norteamérica, formó los pliegues y fallas de la cadena de Chiapas-Reforma-Akal sobre un décollement al nivel de la sal calloviana; posteriormente estas estructuras se bascularon hacia el NNW cuando la sal se movilizó hacia el norte. El cambio de posición de la masa de sal generó nuevos depocentros y minicuencas, controlados por fallas con vergencia hacia las partes más profundas del Golfo de México y por fallas antitéticas regionales, que limitan las Cuencas del Sureste. El movimiento gravitacional de los depósitos cenozoicos causó finalmente inversión tectónica en las cuencas neógenas, siendo esta más evidente en la Cuenca de Macuspana.

Palabras clave: Alto de Anegada, Cadena Plegada Reforma-Campeche, Cuenca de Comalcalco, Cuenca de Macuspana, Cuenca de Veracruz, Cuenca Salina del Istmo, Cuencas del Sureste, evolución geológica del Golfo de México, Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca, Franja de Chiapas-Reforma-Akal, Horst de la Faja de Oro, Horst de Reforma-Akal, Lineamiento de Boquillas-Sabinas, Lineamiento de Sierra Mojada-China, Macizo de Chiapas, Pilar de Akal, Sierra de Chiapas, Sierra de Zongolica, Sierra Madre Oriental, tectónica del Golfo de México.

Abstract

The geologic evolution of southeastern Mexico is analyzed in the regional context of the Gulf of Mexico, which starts it opening with the fragmentation and spreading of Pangea. The sedimentary record in this depression begins with the deposit of continental red beds during the Late Triassic and Early Jurassic, after which, during the Callovian, sea-waters from the Pacific invaded an extense area; low circulation and high evaporation of these waters allowed the deposition of large volumes of salt in the central part of the basin. From Late Jurassic to Late Cretaceous, carbonate deposition prevailed, changing to clastic at the beginning of the Paleogene, when the Laramide Orogeny formed the folds and faults of the Sierra Madre Oriental. During the rest of the Paleogene clastic sedimentation was deposited in large depocenters generated in the foreland of the Sierra Madre Oriental, and in the southern and southwestern partsof the Golf of Mexico, where the Chiapas Massif produced large volumes of sediments, whereas in the Yucatan Block the deposition of shallow water carbonates continued. In the Middle Miocene, during the Serravalian, compressive stresses resulting from the lateral movement of the Chortis Block and the subduction of the Cocos Plate, against the southern end of the North American Plate, formed the folds and faults of the Chiapas-Reforma-Akal belt over a décollement at the level of the Callovian salt; later, these structures were tilted to the NNW when the salt was mobilized northward. The change of location of this mass of salt caused new depocenters and minibasins, comptrolled by faults with a vergence toward the deepest parts of the Gulf of Mexico, and by regional antithetic faults, which limit the Cuencas del Sureste. The gravitational movement of the Cenozoic deposits, finally caused tectonic inversion in the neogene basins, from which the most evident is the Macuspana Basin.

Keywords: Anegada High, Reforma-Campeche Folded Belt, Comalcalco Basin, Macuspana Basin, Veracruz Basin, Salina del Istmo Basin, Cuencas del Sureste, Gulf of Mexico, Gulf of Mexico geologic evolution, Tamaulipas-Oaxaca Transform Fault, Chiapas-Reforma-Akal Belt, Goleen Lane Horst, Reforma-Akal Horst, Boquillas-Sabinas Lineament, Sierra Mojada-China Lineament, Chiapas Massif, Akal High, Sierra de Chiapas, Sierra de Zongolica, Sierra Madre Oriental, Gulf of Mexico tectonics.

1. Introducción

El sureste mexicano se refiere aquí a la zona comprendida al oriente del Istmo de Tehuantepec y al occidente de la Península de Yucatán, incluyendo parte del área marina meridional del Golfo de México, aproximadamente entre las coordenadas geográficas 91° a 95° de longitud al oeste de Greenwich y de 16° a 20° de latitud norte. El área de este estudio incluye las Cuencas del Sureste (Comalcalco-Salina del Istmo y Macuspana), así como la cadena plegada de la Sierra de Chiapas- Reforma-Akal, de la que su tramo Reforma-Akal se conoce solamente por datos del subsuelo(Figura 1).

Desde el punto de vista geológico el sureste mexicano es una de las áreas más complejas de Norteamérica. Esta complejidad se debe a que los movimientos de las placas tectónicas Norteamericana, del Caribe y de Cocos, convergen en esta región desde el Oligoceno Tardío (Morán- Zenteno et al., 2000); la Placa Norteamericana tiene un movimiento relativo hacia el oeste respecto a la del Caribe, mientras que la de Cocos se mueve hacia el noroeste en dirección hacia las dos primeras. Las estructuras resultantes de esta actividad tectónica durante el Mesozoico y Cenozoico presentan tendencias estructurales diversas, así como también edades de deformación diferentes. Por ejemplo, la Sierra de Chiapas esta constituida por rocas carbonatadas que varían en edad desde el Jurásico tardío hasta el Paleógeno, mismas que fueron deformadas durante el Mioceno Tardío dando lugar a un conjunto de pliegues asimétricos orientados NW-SE y con una vergencia general al NE. Después de este evento orogénico, como resultado del desalojo de grandes volúmenes de sal y arcilla, se formaron cuencas extensionales cuya dirección de extensión está orientada casi a 90° de los ejes de los pliegues de la cadena. Sin embargo, la Sierra de Chiapas es una cadena plegada y cabalgada atípica que no presenta en su frente tectónico una cuenca de antepaís, como es el caso de las cadenas de la Sierra de Zongolica y de la Sierra Madre Oriental, del borde occidental del Golfo de México.

El objetivo de este trabajo es integrar la historia tectónica, estructural y sedimentaria del sureste mexicano con la evolución regional del Golfo de México. Los datos presentados más adelante en las secciones geológicas son el resultado de la interpretación de líneas sísmicas que realizó el que escribe en numerosos trabajos efectuados durante varios años para PEMEX. Los datos de las secciones y de los pozos fueron dibujados a una escala pequeña por razones de confidencialidad, pero los mapas presentados en este artículo fueron derivados de la versión digital del Mapa Tectónico de México (Padilla y Sánchez et al., 1995). En la Figura 2 se muestra una síntesis de los eventos tectónicos principales en el sureste mexicano.

En el desarrollo de este trabajo primeramente se exponen los datos que se conocen acerca del basamento pre-mesozoico, en la región que hoy ocupa el Golfo de México. Posteriormente se analiza el proceso de rifting que dio origen a la apertura del mismo y cual fue el papel que jugó el movimiento del Bloque Yucatán, todo esto apoyado en mapas paleogeográficos regionales. Finalmente se discute la evolución tectónica y sedimentaria del Golfo de México desde el Mesozoico hasta el Cenozoico, con énfasis en el sureste mexicano.

Es necesario aclarar que en este trabajo se utilizan pocos nombres de formaciones porque se prefiere utilizar las facies generadas y el tiempo en el que ocurrió el depósito, pero como algunos nombres formacionales son muy conocidos (i.e. Lutita Méndez), se mencionan ocasionalmente en el trabajo. En la Figura 3 se muestra de forma esquemática la litoestratigrafía del sureste mexicano.

2. Trabajos Previos

Los primeros estudios del sureste de México fueron publicados en la primera mitad del siglo XX por Böse (1905, 1906), Villarello (1909), Burckhardt (1930), Gibson (1936a, 1936b), Alvarez (1949, 1951), Viniegra (1950) y Oñate (1950). Posteriormente, Castillo-Tejero (1955) y Contreras (1959), sintetizaron la estratigrafía y la geología histórica del área.

La existencia de grandes yacimientos de petróleo es el motivo por el cual el sureste mexicano ha sido estudiado principalmente con datos sísmicos 2D y 3D, así como con la perforación de cientos de pozos. Los datos sobre la geología superficial y del subsuelo han sido publicados por geólogos de PEMEX (Alvarez, 1949; Viniegra, 1950, 1971,1981, Ricoy, 1989; Meneses, 1991; García-Molina, 1994), quienes ya mencionaban la existencia de las Cuencas Terciarias del sureste mexicano, aunque se desconoce quien las denominó así originalmente.

Figura 1. Mapa tectónico del sureste de México mostrando las cuencas, los horsts y las estructuras más relevantes, las masas de sal que afloran en el fondo marino de la porción meridional del Golfo de México y la localización de secciones en las cuencas terciarias del sureste mexicano. CV, Cuenca de Veracruz; CSI, Cuenca Salina del Istmo; CC, Cuenca de Comalcalco; CM, Cuenca de Macuspana; SZ, Sierra de Zongolica; SCH, Sierra de Chiapas. Los incisos 1) al 5) corresponden a secciones litoestratigráficas que se muestran a detalle en la Figura 3.

Figura 2. Representación esquemática cronológica de los eventos tectónicos que afectaron la región del sureste mexicano y la porción meridional del Golfo de México.

Sánchez-Montes de Oca (1969, 1980), Ingeniero Geólogo de PEMEX realizó uno de los trabajos principales sobre la geología superficial de la Sierra de Chiapas. Este autor propuso dos edades de deformación para las estructuras de la Sierra de Chiapas, el Ciclo Chiapaneco (Mioceno tardío) y el Ciclo Cascadiano del Plioceno. Otros autores agregaron posteriormente datos estratigráficos y cartográficos valiosos (López-Vega, 1980; Quezada-Muñetón, 1987; Santiago-Acevedo y Mejía-Dautt, 1980). Hoy se sabe que las principales rocas almacén son areniscas del Mioceno, calizas del Kimmeridgiano y del Cretácico Superior- Paleoceno, y que las rocas fuente de los hidrocarburos son principalmente las lutitas del Tithoniano (Holguín, 1985; González y Holguín, 1992).

En la década de los ochenta del siglo pasado, geólogos franceses contribuyeron al conocimiento tectónico y estratigráfico a través de estudios de geología superficial (Carfantan, 1986; Michaud, 1987), identificando algunas etapas de la apertura del Golfo de México, desde el Permotriásico hasta el Calloviano. Otros autores enfocaron sus estudios al sistema centroamericano de fallas de desplazamiento lateral de Motagua-Polochic, mismo que trataron de extender hasta la Sierra de Chiapas (Burkart, 1983; Burkart et al., 1987; Burkart y Scotese, 1990; Meneses, 1991).

A principios de este siglo se publicó un número especial de la American Association of Petroleum Geologists, que incluye muy buenos trabajos sobre aspectos tectónicos, sedimentarios y de sistemas petroleros relativos a las cuencas del borde occidental del Golfo de México (Bartolini et al., 2001), pero muy poco en lo relacionado con el sureste mexicano (Angeles-Aquino y Cantú-Chapa, 2001; Martínez- Castillo, 2001; Williams-Rojas y Hurley, 2001).

Figura 3. Litoestratigrafía regional del sureste mexicano en la porción meridional del Golfo de México.

Para comprender mejor la evolución geológica del sureste mexicano es conveniente considerar el marco tectónico regional del Golfo de México y del Caribe. Muchos trabajos se han publicado en el contexto regional incluyendo reconstrucciones de tectónica de placas, de los cuales destacan los trabajos de Pindell (1985, 1993), Winker y Buffler (1988), Ross y Scotese (1988), Stephan et al. (1990) y Salvador (1987, 1991a). Este último sintetiza de manera sobresaliente la mayoría de los trabajos que se habían publicado hasta entonces, aunque se refiere poco al sureste mexicano porque entonces se conocían poco los datos de PEMEX.

Recientemente otros autores han efectuado estudios sobre los yacimientos neógenos en las cuencas de Macuspana (Ambrose, et al., 2003) y de Veracruz (Jennette, et al., 2003), pero aún no se ha publicado uno que integre la geología del sureste mexicano.

3. Basamento Pre-Mesozoico

El conocimiento que se tiene del basamento pre- Mesozoico en el área del Golfo de México y sus alrededores es escaso y está basado en unos cuantos afloramientos que en su mayoría se encuentran en localidades mexicanas (Cd. Victoria, Aramberri, Huayacocotla, Oaxaca, La Mixtequita). Los otros afloramientos más cercanos son los del área de Llano y Marathón en Texas y los de la zona de las Montañas Ouachita y Apalaches del sur de Estados Unidos (Figura 4).

En el Golfo de México meridional el basamento aflora en el Macizo de Chiapas, al sur de la Sierra de Chiapas, en donde está constituído por un complejo de rocas metasedimentarias del Precámbrico Superior al Paleozoico Inferior (Sedlock et al., 1993), intrusionadas por granitos, granodioritas y tonalitas datadas con métodos radiométricos de K-Ar y de Rb-Sr como del Permotriásico (Pantoja et al., 1974; López-Infanzón, 1986; Pacheco y Barba, 1986). Pero es importante aclarar que no todas las rocas intrusivas en el Macizo de Chiapas son de esa edad, pues Burkart et al. (1987) dataron algunas muestras como del Cretácico Superior.

Figura 4. Localidades en donde aflora el basamento pre-mesozoico y pozos que lo han perforado en el subsuelo de áreas circunvecinas al Golfo de México. (Modificada de Woods et al., 1991).

En el suroriente de Chiapas (Chicomuselo), norte de Guatemala (Tactic) y occidente de Belice (San Miguel Ixtatán), rocas sedimentarias paleozoicas descansan discordantes sobre la secuencia de rocas metasedimentarias mencionadas. La parte inferior de la sección paleozoica consiste de areniscas de grano grueso y limolitas, con algunos horizontes ocasionales de conglomerados y algunas lutitas que localmente muestran metamorfismo de bajo grado. Recientemente se determinaron en el oeste de Villaflores, Chiapas, edades de 252-254 Ma, con circones, por el método U-Pb (SHRIMP), así como una edad de ~243 Ma por el método de 40Ar/39Ar en hornblendas para el levantamiento y enfriamiento del Macizo de Chiapas (Hiller et al., 2004). En Chiapas y en Guatemala se han reportado espesores de 1,000 a 3,000 m para esta secuencia, misma a la que se ha asignado una edad del Pensilvánico con base en su posición estratigráfica. Sobre la sección inferior descrita, descansa concordante una secuencia de lutitas y limolitas, con algunas areniscas, y ocasionalmente, capas carbonatadas generalmente discontinuas, mismas que aumentan hacia la cima, a la vez que disminuyen las areniscas. El espesor de esta sección varía de 500 a 1,300 m y su edad ha sido determinada con fusulínidos colectados en las capas de caliza como del Pensilvánico Superior al Pérmico Inferior (Hernández-García, 1973). La parte superior de la sección paleozoica en Chiapas y Guatemala está compuesta por calizas de estratificación gruesa a masiva y está ausente en las Montañas Maya de Belice. En Guatemala su espesor varía de 500 a 1,000 m, pero puede alcanzar cerca de 2,000 m en Chiapas. Se le ha asignado una edad del Pérmico Inferior a Medio con base a los fusulínidos que contiene (especies Schuagerina, géneros Eoverbeekina, Stafella y Nankinella) (Hernández-García, ibid).

No se incluye en este trabajo una descripción de las rocas del Complejo Oaxaqueño o del Acatlán, por ser irrelevantes para el objetivo del mismo.

4. Rift Triásico Superior-Jurásico Medio, apertura del Golfo de México y el desplaza-miento del Bloque de Yucatán

La fragmentación y separación inicial de la Pangea en el área que hoy ocupa el Golfo de México está evidenciada por la presencia de lechos rojos que fueron depositados en depresiones continentales cuya geometría estuvo controlada por grabenes estrechos con direcciones aproximadamente paralelas a la actual línea de costa (Salvador, 1991c). Al igual que en el caso del basamento premesozoico, alrededor del Golfo de México existen sólo algunas localidades en donde afloran lechos rojos, principalmente a lo largo de la Sierra Madre Oriental, en las áreas de Galeana, Nuevo León, Huizachal, Tamaulipas (Padilla y Sánchez, 1982), Huayacocotla y sur de Tehuacán (Cañón de Tomellín), Puebla (Ramírez-Ramírez, 1984; Salvador, 1991b), Cerro Pelón, Veracruz, y en la Sierra Monoclinal, ubicada entre el Macizo y la Sierra de Chiapas, Chiapas (Meneses, 2001). En la Figura 5 se muestra de forma esquemática, la ubicación estimada de los grabenes.

Además de las localidades mencionadas, en los alrededores del Golfo de México se conocen rocas equivalentes a esos lechos rojos solamente en el subsuelo de Chiapas, en donde fueron penetradas por los pozos Sauzal-1, Raudales- 1, Soyaló-1, San Cristóbal-1, El Retiro-1 y Nazareth-51 (Meneses, ibid). También se tienen datos sobre rocas equivalentes en el subsuelo de la parte norte del Golfo de México en los estados de Texas, Louisiana, Missouri, Georgia y norte de Florida, en los Estados Unidos de América, en donde se les ha identificado genéricamente como la Formación Eagle Mills (Shearer, 1938; Weeks, 1938).

La posición estratigráfica de los lechos rojos en el Golfo de México meridional sugiere que su edad de depósito varía desde el Triásico Tardío hasta después del Calloviano, porque se les ha descrito abajo, lateralmente equivalentes y arriba de la sal calloviana. Esto probablemente se debió a un depósito contemporáneo de la sal en la cuenca, mientras que en los bordes de la misma se depositaban lechos rojos. El proceso tectónico de separación de la Pangea prevaleció hasta el final del Jurásico Medio, pero quizá alcanzó el inicio del Jurásico Superior (Oxfordiano inferior), época en la cual la sedimentación continental estuvo totalmente controlada por procesos tectónicos distensivos. No se sabe que haya ocurrido sedimentación marina en la parte que hoy ocupa el Golfo de México, pero sí se conoce con certeza que al occidente estaba ocurriendo sedimentación marina contemporánea a la continental y que muy probablemente el mar inició su avance hacia el Proto-Golfo de México desde el Pacífico a través de la parte central de México, en lo que hoy es la zona de frontera entre los estados de Zacatecas y San Luis Potosí, en donde se han encontrado amonitas del Triásico Superior (Cantú-Chapa, 1969; Salvador, 1991b). El avance transgresivo de las aguas del Pacífico hacia el oriente fue invadiendo el área del actual Golfo de México para formar extensos cuerpos de aguas hipersalinas, con una circulación sumamente restringida y, quizá también un clima de tipo desértico, lo que favoreció el depósito de grandes volúmenes de evaporitas en la parte central del Golfo de México. Según Salvador (1991c), la etapa inicial de la fragmentación y separación de la Pangea para formar el Golfo de México duró del orden de unos 46 Ma, desde el Triásico Tardío (210 Ma) hasta el Jurásico Medio Tardío (169 Ma) (Salvador, 1991b) (Figura 2).

Figura 5. Paleogeografía del Triásico Superior en el área del Golfo de México. La ubicación de los horsts fue esquematizada por Salvador (1991c) con datos superficiales y de subsuelo. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

Es muy probable que durante la etapa temprana del proceso de rifting, la corteza continental sólo haya estado sujeta a hundimientos lentos y a ensanchamiento de los sistemas de grabenes que poco a poco fueron inundados por las aguas del Pacífico. La evidencia con que se cuenta en la actualidad indica que toda la sal del Golfo de México se depositó durante el Calloviano (164-159 Ma) (Salvador, 1991b), en una gran cuenca de miles de kilómetros cuadrados, que hoy se encuentra dividida en dos partes, una al norte y otra al sur, por una franja en donde no hay sal, de orientación aproximada este-oeste en la porción central del Golfo (Figura 6). Tal división sugiere que tuvo que existir en esa parte del Golfo una zona más alta y estrecha, asociada con la presencia de una cresta de generación de corteza oceánica que indujo el movimiento del bloque de Yucatán hacia el sur durante el Jurásico Temprano y Medio, y que separó las dos masas de sal, de las que la meridional se movió hacia el sur junto con Yucatán (Humpris, 1979; Salvador, 1987, 1991c). Sin embargo, aunque el proceso de rifting fue lento, el depósito de la sal fue relativamente rápido pues se realizó en un lapso de aparentemente cinco millones de años, durante el Calloviano. Si se compara la distancia horizontal que se movió el Bloque de Yucatán hacia el sur, estimada entre 470 y 520 km (Buffler y Sawyer, 1985; Pindell, 1985; Dunbar y Sawyer, 1987), con las decenas de metros que se hundieron los pisos de los grabenes triásicos (Figura 5) que subyacen los depósitos de sal, durante el mismo lapso de tiempo, es posible suponer que la región del Proto-Golfo debió haber tenido un relieve muy suave y una subsidencia muy lenta, mientras que horizontalmente se movió muy rápido, tal como lo evidencian las condiciones requeridas para el depósito de este tipo de evaporitas.

En cuanto a la edad de la sal, la mayoría de los autores (Humpris, 1979; Salvador, 1987, 1991c; Pindell 1985, 1993) asignan al Calloviano a todas las masas que existen en el Golfo de México, pero es sabido que se tienen diferentes edades y posiciones estratigráficas para la sal autóctona en diferentes localidades, siendo más antiguas hacia el centro de la cuenca y más jóvenes hacia el borde de la misma, en donde también varía su litología a otro tipo de evaporitas. Las anhidritas que afloran en la región de Galeana, Nuevo León, tiene una edad del Oxfordiano (Padilla y Sánchez, 1986), al igual que los yesos de la Sierra de Minas Viejas (Díaz et al., 1959) y la sal de la Cuenca de La Popa (Lawton et al., 2001). Viniegra (1971), al igual que Imlay (1953), considera que parte de la sal del norte del Istmo de Tehuantepec es de edad post-Calloviano pre-Oxfordiano Superior (Divesiano).

La masa de sal mayor se depositó primero en la parte central del Golfo de México, pero posteriormente, a medida que la invasión por aguas marinas iba progresando, se desarrollaron en sus bordes plataformas muy amplias en donde la circulación de las aguas era muy restringida, y estaban limitadas hacia el mar por largas barras de oolitas, que se extendían por cientos de kilómetros cuadrados alrededor del Golfo, condiciones que favorecieron el depósito de otras masas de sal en las zonas lagunares que bordeaban la cuenca. En el sureste mexicano las barras de oolitas jurásicas tienen una distribución extensa (ver la Figura 7 más adelante) y se han identificado claramente porque son las rocas productoras de hidrocarburos en campos gigantes como Samaría y Sitio Grande (Santiago-Acevedo y Mejía-Dautt, 1980).

Figura 6. Paleogeografía del Jurásico Medio en el área del Golfo de México. En negro se muestra la distribución actual de la sal depositada durante el Calloviano. La sal aflora en el fondo marino en dos masas, una septentrional y otra meridional, separadas por una franja sin sal. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

El movimiento del bloque de Yucatán hacia el sur se realizó a lo largo de dos sistemas de fallas transformantes que han recibido diferentes nombres por diversos autores, quienes también las han ubicado en sitios distintos. El sistema occidental fue denominado Falla Transformante Tamaulipas-Golden Lane-Chiapas por Pindell (1985), Falla Tamaulipas-Oaxaca por Robin (1982) y Padilla y Sánchez (1986) y denominado solamente como la “Transformante” por Salvador (1991c), mientras que el sistema oriental solamente ha sido mencionado pero no ha recibido un nombre más formal. En este trabajo se continua con el uso de la terminología definida en 1986 por el que escribe, principalmente porque la postulación de la falla Tamaulipas-Oaxaca está sustentada en evidencia geológica, paleogeográfica y geofísica, además de que ha sido correlacionada con las pocas localidades de serpentinitas en el oriente de México y por la estrecha relación que existe entre éstas y las trayectorias de fallas transformantes en otras partes del mundo (Dengo, 1972; Case, 1980; Delgado-Argote y Morales-Velázquez, 1984), aspecto que no ha sido considerado por Pindell ni por Salvador en alguno de los múltiples artículos que han publicado sobre el Golfo de México. Robin (1982) ha sugerido que esta falla constituye el límite entre los basaltos, andesitas y dacitas de la Franja Volcánica Trans-Mexicana y las rocas alcalinas e hiperalcalinas de la Planicie Costera del Golfo, además de que ha sido interpretada por Ramírez-Ramírez (1984) como el límite entre la corteza continental verdadera y la corteza continental atenuada de la margen occidental del Golfo de México. Finalmente, en el artículo publicado por Alaniz-Alvarez et al. (1996), se determinó que esta falla tuvo un movimiento de transcurrencia durante el Jurásico Medio (~165 Ma).

Las zonas de debilidad cortical de mayor longitud de México son, de norte a sur: el Lineamiento de Texas (Hill, 1902; Muehlberger, 1965), los Lineamientos de Boquillas-Sabinas y de Sierra Mojada-China (Padilla y Sánchez, 1982), la Mega-Cizalla de Mojave-Sonora (Silver y Anderson, 1974; Anderson y Schmidt, 1983), la Falla Transformante de Tamaulipas-Oaxaca (Padilla y Sánchez,1986), la Transformante de Motagua-Polochic (Hess y Maxwell, 1963; McBirney, 1963; Dengo, 1968, 1969; Dengo y Bohnenberger, 1969; Muehlberger y Ritchie, 1975), la Megacizalla de Acapulco-Guatemala (Anderson y Schmidt, 1983), y la Falla Transformante de San Andrés (Atwater, 1970) (Figura 8). Todas ellas han sido involucradas en muchos modelos de tectónica de placas para explicar el origen del Golfo de México, pero es importante aclarar que el tiempo en el que estuvieron activas no es el mismo para todas ellas. La Megacizalla de Mojave-Sonora (Anderson y Schmidt, 1983) y el Lineamiento de Texas (Muehlberger, 1965) estuvieron activas durante el Paleozoico temprano, aunque recientemente, Molina-Garza e Iriondo (2005) proponen que la primera tuvo un movimiento transcurrente durante el Paleozoico tardío; los Lineamientos de Boquillas-Sabinas y de Sierra Mojada-China, sólo tuvieron actividad desde el Permotriásico hasta el Jurásico Medio y tampoco se movieron después de ese lapso (Padilla y Sánchez, 1982); mientras que la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca tuvo un desplazamiento normal durante el Permotriásico y posteriormente un movimiento transcurrente durante el Calloviano, para volver a un movimiento normal después del Calloviano (Padilla y Sánchez, ibid). Por último, las fallas transformantes de Motagua-Polochic y la de San Andrés iniciaron su movimiento en el Neógeno y continúan moviéndose lateralmente en la actualidad.

La Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca tuvo un papel muy importante en la apertura y posterior evolución tectónica del Golfo de México, por las razones siguientes (ver Figura 8):

a. La forma de arco de círculo que tiene esta falla, apoya un deslizamiento lateral del Bloque Yucatán a lo largo de ella durante el Jurásico Temprano-Medio, que hace girar a Yucatán unos 49° en sentido contrario al de las manecillas del reloj, lo cual es concordante con los datos paleomagnéticos de Guerrero-García (1975) y Pindell y Kennan (2003).

b. Al finalizar el Calloviano cambia su desplazamiento lateral nuevamente a vertical y actúa como un sistema de fallas normales que favorecen la subsidencia del piso del Golfo de México (Padilla y Sánchez, 1982; Alaniz -Alvarez et al., 1996).

c. Constituye el límite entre la corteza continental verdadera y la corteza continental atenuada.

d. Es el conducto en el cual se emplazan las serpentinitas de Cd. Victoria, Concepción Pápalo (Dengo, 1972; Delgado-Argote y Morales-Velázquez, 1984) y Matías Romero (Figura 8).

e. Es el conducto para la actividad volcánica alcalina e hiperalcalina en la Planicie Costera del Golfo, además de ser el límite entre el vulcanismo dacítico-andesítico de la Franja Volcánica Trans-Mexicana y la mencionada Planicie Costera del Golfo.

f. El conjunto de fallas cuasi-paralelas que constituyen la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca, limitan individualmente a los bloques de basamento que estuvieron emergidos durante el Mesozoico Temprano, como el Archipiélago de Tamaulipas, las plataformas de Valles-San Luis Potosí y Tuxpan, así como el Macizo de Teziutlán.

Al terminar el Calloviano el Bloque Yucatán alcanzó la posición que ocupa actualmente y desde entonces sólo estuvo sujeto a una subsidencia lenta pero continua, hasta la época del Plio-Pleistoceno, cuando comenzó a emerger. También al término del Calloviano, la falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca detiene su movimiento lateral y comienza a moverse en sentido vertical, favoreciendo la subsidencia de bloques de basamento. En el sureste mexicano es particularmente importante ésta época porque es entonces cuando el Macizo de Chiapas, junto con el Bloque Yucatán, comienza a recibir sedimentos marinos en su porción norte. El Período Jurásico Tardío se caracterizó por ser una época de tranquilidad tectónica en la que una subsidencia lenta, asociada al desplazamiento divergente de las Placas de Norteamérica de las de Laurasia y Gonwana, propició las condiciones necesarias para el depósito de carbonatos y lodos calcáreos intercalados.

Figura 7. Paleogeografía del Kimmeridgiano temprano. Para este tiempo la actividad de la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca ya había cesado su movimiento lateral y tanto el Macizo de Chiapas como el Bloque Yucatán ocuparon desde entonces la posición que tienen hoy. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

5.Etapa posterior al rift y al movimiento de Yucatán desde el Jurásico Superior hasta el Cretácico Superior

El proceso tectónico de rifting que dio paso a la apertura del Golfo de México terminó al fin del Calloviano, después de lo cual, durante el Oxfordiano, se desarrollaron amplias plataformas de aguas someras a todo lo largo de los bordes del protogolfo de México, en las que se depositaron grandes volúmenes de carbonatos, con extensas barras oolíticas en los bordes de plataforma (Salvador, 1991c; Winker y Buffler, 1988; Williams-Rojas y Hurley, 2001). Este período se caracteriza por el depósito de clásticos en las zonas litorales, por la abundancia de carbonatos en las plataformas y por el depósito de menores espesores de lutitas y carbonatos con intercalaciones delgadas de calizas argiláceas en las zonas de cuenca. De hecho estas asociaciones litológicas formaron bandas concéntricas muy bien definidas en los bordes del Golfo de México (Salvador, 1991b). Los bloques de basamento emergidos que formaban las paleoislas en el occidente del protogolfo de México continuaban afectando la sedimentación de la región, siendo el mayor aporte de clásticos los provenientes del área del Bloque Yucatán y del noroeste. Estas condiciones de subsidencia lenta y continua prevalecieron durante todo el Kimmeridgiano (Salvador, 1987, 1991b, 1991c) (Figura 7).

Figura 8. Estructuras regionales que afectan la corteza continental de México. La edad en la que las fallas tuvieron movimiento de desplazamiento lateral se muestra junto a cada una de ellas. Las estrellas rojas indican las localidades en donde afloran rocas básicas y ultrabásicas serpentinizadas. Modificada de Padilla y Sánchez (1986).

Para el Tithoniano, la velocidad de subsidencia se hizo más lenta y predominó la sedimentación de secuencias de estratificación delgada de lutitas y carbonatos, en las cuales aumentó considerablemente la presencia de organismos, probablemente favorecido por un clima templado. Los horsts formados en el basamento premesozoico bordeando la parte occidental del Golfo de México permanecieron emergidos y aportando sedimentos clásticos cada vez en menores cantidades a medida que el relieve topográfico disminuía. En las áreas costeras de estas islas continuó el depósito de rocas clásticas, grandes lagunas litorales y de barras oolíticas en los extremos de las plataformas. En el suroeste del Golfo también se desarrollaron amplias plataformas someras que se extendían hasta el Macizo de Chiapas y el occidente del Bloque Yucatán que continuaban aportando clásticos. En ellas se depositaron también grandes volúmenes de carbonatos y, probablemente, también algunos depósitos de sal en la parte noroccidental del Macizo de Chiapas (Viniegra, 1971), aunque no se tiene evidencia concluyente al respecto. Las condiciones de estabilidad tectónica y climática fueron máximas, favoreciendo así la proliferación de vida. En este período se depositaron en la cuenca lutitas muy ricas en materia orgánica, con delgadas intercalaciones de carbonatos, que son la roca generadora de la mayoría de los inmensos volúmenes de hidrocarburos que existen en el Golfo de México, especialmente en el sureste mexicano (González y Holguín, 1992) (Figura 9). La estabilidad tectónica fue tan grande que las rocas depositadas conservaron características litológicas muy similares en toda la cuenca del Golfo de México; las islas que bordeaban el occidente del Golfo todavía estaban emergidas y continuaban aportando sedimentos clásticos a las zonas litorales, mientras que en las plataformas predominaba el depósito de calizas arcillosas con abundantes concreciones fosforíticas ricas en fósiles, sobre todo en el noreste de México. En el sureste mexicano las condiciones de depósito fueron similares a las anteriores, como se ha constatado en datos de subsuelo y en afloramientos al norte del Macizo de Chiapas, en donde su edad se determinó con amonitas (Quezada-Muñetón, 1984).

Hacia fines del Tithoniano continuaba la gran invasión de los mares en el Golfo de México y se inició la sumergencia de la porción meridional de Florida (Salvador, 1991b). La mayoría de las islas del occidente del Golfo de México fueron cubiertas por los mares jurásicos, pero permanecieron emergidas la parte noroeste de la Península de El Burro- Peyotes, las Islas de Tamaulipas, Coahuila, pequeñas islas en el área de Tampico, el Macizo de Teziutlán, el Macizo de Chiapas y el Bloque Yucatán (Figura 9). Al occidente de México se incrementó la actividad volcánica, como lo indica la presencia de numerosas capas de bentonita y pedernal negro en capas, lentes y nódulos en el norte de Veracruz (Viniegra, 1966).

El espesor de las rocas del Tithoniano varía en el sur (Tabasco) y el occidente del Golfo de México (Veracruz y Tamaulipas) de 400 a 500 m y disminuye a aproximadamente 100 m en el área de Saltillo; en el noreste de México y el subsuelo del sur de Texas, tiene entre 500 y 700 m, pero en el norte de Louisiana el espesor se incrementa considerablemente hasta alcanzar cerca de 1,200 m (Salvador, 1991b), en donde además contiene una proporción mayor de arenas.

Figura 9. Paleogeografía del Tithoniano superior. Nótese la gran extensión de las áreas de plataformas someras, en donde ocurrió el depósito de rocas ricas en materia orgánica que constituyen la principal roca generadora de hidrocarburos en el Golfo de México. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

Las condiciones tectónicas estables persistieron en la región durante el Cretácico Temprano, a la vez que las islas del Archipiélago de Tamaulipas, el Macizo de Chiapas y el Bloque Yucatán continuaban su lenta subsidencia y el mar las iba cubriendo progresivamente. El depósito de clásticos en los bordes de los altos de basamento del Archipiélago de Tamaulipas aún emergidos seguía disminuyendo, a la vez que aumentaba el depósito de carbonatos (Winker y Buffler, 1988). El área de las ya extensas plataformas seguía incrementándose y enormes volúmenes de carbonatos fueron depositados sobre la mayor parte de México. De hecho puede decirse que las condiciones tectónicas de estabilidad del Tihoniano se extendieron hasta todo el Neocomiano, con la diferencia de que la proporción de lutitas intercaladas en las calizas de inicios del Cretácico fueron decreciendo hasta casi desaparecer a fines del Valanginiano. Los espesores de las calizas y lutitas depositadas durante el Berriasiano y el Valanginiano, raramente exceden los 500 m en el noreste, centro y sureste de México.

Para el Neocomiano Superior (Hauteriviano- Barremiano), 132 a 121 Ma, aumentó la velocidad de subsidencia de las plataformas que bordeaban el Golfo de México, favoreciendo así el depósito de gruesos paquetes de carbonatos con menores cantidades de lutitas intercaladas y con espesores superiores a los 1,500 m en promedio. Secuencias menos gruesas se depositaron en las zonas más profundas de la cuenca mientras que en los bordes de las plataformas se formaban largas franjas de arrecifes de rudistas alrededor de las áreas anteriormente emergidas así como alrededor de toda la cuenca del Golfo de México (Winker y Buffler, 1988). Durante este tiempo el Archipiélago de Tamaulipas fue totalmente cubierto por los mares y sólo quedaron emergidos los bloques altos de basamento de la Isla de Coahuila, el Macizo de Chiapas y parte del Bloque Yucatán, en cuyos litorales continuó la sedimentación clástica. El depósito de evaporitas continuó en extensas áreas de plataformas someras con circulación restringida, como la Cuenca de Sabinas, la zona de postarrecife de la Plataforma de Valles-San Luis Potosí y la parte occidental de la Plataforma de Yucatán, aunque la edad de estas evaporitas aún está bajo discusión (Salvador, 1991b) (Figura 10).

Durante el Aptiano ocurrió un cambio en la velocidad de subsidencia que favoreció el depósito de una mayor cantidad de lutitas intercaladas con capas delgadas de carbonatos en una sección condensada. Después de un período de 23 millones de años, de subsidencia continua y progresiva en el que se depositaron más de 2,000 m de carbonatos casi puros, correspondientes a las formaciones Cupido y Tamaulipas Inferior, al inicio del Aptiano se inició el depósito de lutitas intercaladas con capas delgadas de carbonatos que según Goldhammer (1999) y Goldhammer y Johnson (2001) fue causado por una rápida elevación del nivel del mar. Durante este período, que duró aproximadamente cinco millones de años, el mar cubrió definitivamente los altos de basamento que habían estado emergidos desde los inicios de la transgresión marina ligada a la apertura del Golfo de México en el Triásico Tardío. Este evento tectónico es claro en las regiones de Texas y el norte y centro-oriente de México (Formaciones La Peña y Otates), pero no es así en el suroeste del Golfo de México, en las Sierras de Zongolica y Chiapas, ni tampoco en la cadena plegada y sepultada de Reforma-Akal, en donde la sedimentación de carbonatos continuó como había venido ocurriendo desde principios del Cretácico y no existe en la columna sedimentaria evidencia alguna de una elevación súbita del nivel del mar. Es por esta razón que en opinión del que escribe, es poco probable que haya habido una variación notable del nivel del mar que sólo hubiera dejado huella en el noreste de la cuenca del Golfo de México. Todo parece indicar que más bien hubo una mayor velocidad de subsidencia en el noroeste del Golfo de México que en el resto del mismo.

Por otro lado, las largas franjas de arrecifes que se habían venido desarrollando en los bordes de los altos de basamento desde el Neocomiano, continuaron desarrollándose en el occidente y oriente del Golfo de México, mientras que en el noreste de México se volvieron más esporádicas a medida que los mares iban transgrediendo las paleoislas hasta cubrirlas totalmente a fines del Aptiano (comparar las Figuras 10 y 11).

Después del Aptiano, durante el Albiano y el Cenomaniano, continuó la subsidencia general del Golfo de México, a una velocidad aproximadamente constante en toda la cuenca, lo que permitió que se desarrollaran otra vez, largas cadenas de arrecifes de barrera ubicados aproximadamente arriba de las franjas arrecifales neocomianas, es decir, aproximadamente sobre los bordes de los altos de basamento de las paleoislas de Coahuila y Valles-San Luis Potosí y la Plataformas de Tuxpan y de Córdoba (Figura 11). El espesor de los cuerpos arrecifales depositados en este lapso indica que la velocidad de subsidencia fue mayor que aquella del Neocomiano. Las áreas que muestran alguna diferencia notable en el sur de México, como por ejemplo las plataformas de Artesa y Mundo Nuevo, estuvieron afectadas por el desalojo de sal calloviana que generó elevaciones del fondo marino, que a su vez causaron claras discordancias regionales en el sureste mexicano, como se ha observado en numerosas líneas sísmicas inéditas propiedad de PEMEX (Angeles Aquino et al., 1992; García-Molina, 1994)).

Figura 10. Paleogeografía del Barremiano. Note la longitud de las barreras de arrecifes que bordean a las plataformas, así como la gran extensión de áreas con carbonatos de aguas someras. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

El Turoniano marca otro cambio importante en los patrones de sedimentación del Golfo de México, porque termina el predominio del depósito de carbonatos. Este cambio fue más evidente en las porciones occidental y noroccidental de la cuenca, pero no lo fue tanto en la parte meridional de la misma, en donde la sedimentación de carbonatos continuó prácticamente invariable hasta el término del Cretácico. Durante esta época, en las plataformas se depositaron capas delgadas de calizas y lutitas (Formaciones Indidura y Guzmantla), mientras que en la cuenca se depositaban calizas con abundantes nódulos y capas de pedernal (Formaciones Agua Nueva y Maltrata). Tales patrones de depósito sugieren que la subsidencia en el Golfo de México fue mayor en su borde occidental-noroccidental que en el meridional.

Con base a los afloramientos abundantes a lo largo de la Sierra Madre Oriental y a los datos del subsuelo que existen en pozos en la Planicie Costera del Golfo, se infiere que durante el Coniaciano y el Santoniano se incrementó la actividad volcánica en el occidente de México, lo cual se reflejó en la sedimentación marina del Golfo de México, en donde continuó el depósito de capas delgadas de calizas y lutitas, pero con abundantes horizontes intercalados de bentonita, abarcando todas las plataformas del borde occidental y meridional del Golfo, mientras que en la cuenca continuaba el depósito de carbonatos con bandas y nódulos de pedernal con delgadas intercalaciones de bentonita (Salvador 1991b).

Para el fin del Período Cretácico, durante el Campaniano y el Maestritchiano, aumentó el aporte de sedimentos clásticos provenientes del oeste de México, mientras que en el occidente del Golfo de México la subsidencia aumentó y se depositaron gruesos espesores de margas y lutitas de la Formación Méndez (Figura 12). En varias localidades a lo largo de la Sierra Madre Oriental se han reportado horizontes delgados de bentonita (Padilla y Sánchez, 1986), que indican que la actividad volcánica en el occidente continuó hasta casi el fin del Cretácico. Algunos bloques altos de basamento no se movieron con la misma velocidad de subsidencia regional y permanecieron en posición más alta que los demás, como ha sido observado en la margen oriental de la Plataforma de Valles-San Luis Potosí, en donde la Lutita Méndez descansa discordante sobre las calizas arrecifales Albiano-Cenomanianas de la Caliza El Abra, que presenta en este nivel de discordancia rasgos cársticos bien desarrollados (Aguayo, 1978). Más al sur, en las cercanías del Macizo de Chiapas se depositaban clásticos (Fm. Angostura), mientras que en las zonas de la Sierra de Chiapas, la Cuenca de Veracruz y la Plataforma de Córdoba, las lutitas y margas de la Formación Méndez cambiaban lateralmente a facies carbonatadas de aguas someras (Prost y Aranda, 2001; Jennette et al., 2003).

6. Etapa de deformación y sedimentación durante el Cenozoico

Otro cambio importante en la evolución tectónica del Golfo de México ocurre en el límite entre el Período Cretácico y el Período Paleógeno, cuando se ha postulado que en el área de Chicxulub, en la costa norte de Yucatán, ocurrió el impacto de un cuerpo extraterrestre al que se considera responsable de la extinción de numerosas especies animales y vegetales, entre las que destacan los dinosaurios y las amonitas (Alvarez et al., 1992). Coincidente con esta edad, existe una brecha en carbonatos que tiene una gran extensión en el sur del Golfo de México y tiene también una gran importancia económica para el país, por ser la roca almacén de los grandes campos petroleros del área marina del sureste de México (Figura 13). Esta brecha denominada internamente en PEMEX como “Brecha K-T” es inusual porque tiene una extensión de miles de kilómetros cuadrados y gruesos espesores que alcanzan hasta los 700 m en algunas localidades (Akal). Además, en gran parte de su espesor carece de matriz, por lo que su permeabilidad es asombrosamente alta. No es una tarea fácil explicar el origen de un cuerpo sedimentario de esas dimensiones, formado por fragmentos angulares de caliza de diversos tamaños, sin matriz en la mayoría de las localidades conocidas, aunque en algunas (Akal y Ku), en unos cuantos horizontes, la matriz tiene la misma litología que los clastos. Sin embargo, su origen ha sido explicado de varias formas, de la cuales tres son las más aceptadas: la primera aduce que el impacto de un cuerpo extraterrestre (meteorito o cometa) en Chicxulub fué la causa de la formación de la brecha (Grajales-Nishimura et al., 2000), lo cual implica que el tamaño de grano de los depósitos en su eyecta, fueran menores a una distancia mayor del sitio del impacto, condición que no se cumple; la segunda argumenta que la brecha fue el producto de un derrumbe submarino de los fragmentos de caliza que descansaban en el talud del Escarpe de Campeche cuando ocurrió el impacto del cuerpo extraterrestre hace 65.5 Ma (Angeles- Aquino et al., 1992; Limón-González et al., 1994), pero si esta fue la causa del depósito de la brecha, entonces su forma y distribución deberían ajustarse a una morfología alargada, paralela al escarpe y con una variación del tamaño de grano de la brecha, de mayor a menor, en dirección de la cuenca; por último, la tercera atribuye el origen de la brecha a condiciones de carsticidad por exposición subaérea de los carbonatos depositados en extensas planicies de intermareas, lo cual explicaría la extensión territorial, aunque el espesor requeriría un movimiento de subsidencia súbito del orden de 700 m para justificar la edad de la brecha (65.5 Ma). El que escribe considera que una sola de las hipótesis anteriores es insuficiente para explicar las dimensiones volumétricas de la brecha, así como las condiciones físicas de su depósito, pero quizá las tres hipótesis juntas pudieran justificar el origen de la misma.

Figura 11. Paleogeografía del Albiano-Cenomaniano. La sedimentación de clásticos prevaleció sobre los carbonatos hasta el Aptiano tardío, tiempo en el que los altos de basamento que estuvieron emergidos desde el Jurásico tardío fueron sumergidos bajo las aguas del mar. A partir de entonces la sedimentación de carbonatos dominó nuevamente en toda la cuenca del Golfo de México. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

A fines del Cretácico el aporte de sedimentos clásticos del noroeste y del occidente del Golfo de México se incrementó notablemente durante las primeras pulsaciones de la Orogenia Laramide, también conocida como Orogenia Hidalgoana (de Cserna, 1989). La Era Cenozoica se inicia prácticamente con el evento tectónico que dió origen a las cadenas plegadas y cabalgadas del occidente del Golfo de México, específicamente las Sierras y Cuencas de Coahuila, la Sierra Madre Oriental y la Sierra de Zongolica, desde el Paleoceno tardío hasta el Eoceno temprano (Padilla y Sánchez, 1982). La orogenia fue el resultado de la convergencia de la Placa Farallón por debajo de la Placa Norteamericana, en la que el fragmento de corteza oceánica que estaba en subducción tuvo un ángulo muy bajo, causando así una deformación a mayor distancia de la zona de la trinchera y elevando una porción considerable de la parte meridional de la Placa de Norteamérica. Esta condición tectónica favoreció el incremento del aporte de grandes volúmenes de sedimentos clásticos después del fin de la orogenia, que empezaron a depositarse en las cuencas formadas en el antepaís de las cadenas plegadas, que de norte a sur se conocen como las Cuencas de Parras-San Carlos (CPSC), de Tampico-Misantla (CTM) y de Veracruz (CV) (de Cserna, 1989; Padilla y Sánchez, ibid) (Figura 14).

Figura 12. Paleogeografía del Turoniano-Maestrichtiano. El aporte de sedimentos provenientes del occidente y del sur se incrementó y cambió definitivamente el patrón de depósito de carbonatos a clásticos. Esta condición se mantuvo hasta el Cenozoico. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia. Figura 13. Paleogeografía de inicios del Paleoceno, cuando se ha propuesto el impacto de un meteorito en el área de Chicxulub. En este tiempo se depositó una brecha de carbonatos con una gran extensión y espesores que alcanzan los 700 m. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

Así como durante el Cretácico la forma y el tamaño de la cuenca del Golfo de México estuvieron determinados por las plataformas carbonatadas, a partir del Eoceno tardío la nueva forma de la cuenca dependió totalmente del gran flujo de la sedimentación clástica. Se empezaron a desarrollar grandes fallas lístricas normales asociadas a depocentros en las cuencas de antepaís. Durante este tiempo se depositaron gruesos espesores de arenas finas en los taludes del occidente del Golfo de México, Planicie Costera del Golfo, al tiempo que los sedimentos más finos iban rellenando las partes más profundas Goldhammer (1999). Como consecuencia del aporte masivo de sedimentos la sal y la arcilla de la parte meridional del Golfo de México empezaron a movilizarse, formando “rollers”, diapiros, lenguas y canopies, así como también contribuyendo a la sobrepresurización de las masas de arcilla.

Para el Eoceno tardío se formaron los depocentros de la Cuenca de Veracruz y se inició su relleno con sedimentos clásticos derivados del oeste (Figura 14) (Jennette et al., 2003).El límite oriental de esta cuenca estaba constituido por el Alto de Santa Ana y el Macizo de Teziutlán (Viniegra, 1966), dos de los bloques de basamento que bordeaban la porción occidental del antiguo Golfo de México como la continuación sur del Archipiélago de Tamaulipas. Se considera que el depósito de 5 a 7 kilómetros de espesor de sedimentos acumulados durante el Eoceno y el Mioceno fueron favorecidos por una fuerte subsidencia por flexión de la corteza en el antepaís de la Sierra de Zongolica, sin que hasta el momento se hayan identificado fallas regionales que limiten la cuenca (Prost y Aranda, 2001). En líneas sísmicas se ha observado que existe una antiforma supratenue para el Oligoceno temprano en el área de Los Tuxtlas, que forma una clara discordancia regional; este alto dentro de la cuenca puede significar una zona que la divide en dos depresiones suaves, una al oriente y otra al occidente (Figura 15). Cruz-Helú et al. (1977) reconocieron una discordancia mayor cerca de la base de la sección marina miocénica, pero su edad exacta no fue identificada, sin embargo, se sabe que el Mioceno inferior se acuña hacia el oeste sobre las rocas carbonatadas plegadas y afalladas por la Laramide (Salvador, 1991c). El resto de la columna del Mioceno y el Plioceno están representados por una gruesa secuencia de clásticos. La máxima actividad volcánica en la Cuenca de Veracruz ocurrió durante el Plioceno y el Cuaternario, al igual que en la Franja Volcánica Transmexicana y en el centro volcánico de Los Tuxtlas. Estos episodios volcánicos del Plioceno fueron los causantes del levantamiento de la porción oriental de la Cuenca de Veracruz (Salvador, ibid) La paleogeografía de fines del Eoceno se muestra en la Figura 14, tiempo en el ya existían las estructuras compresionales de la Orogenia Laramide.

Figura 14. Paleogeografía del Eoceno tardío cuando se inició el relleno de las cuencas de antepaís de las sierras plegadas y cabalgadas del occidente del Golfo de México por sedimentos. Cuenca de Parras-San Carlos (CPSC), Cuenca de Tampico-Misantla (CTM) y Cuenca de Veracruz (CV). Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

Aunque Prost y Aranda (2001) han postulado la presencia en el subsuelo de una falla de desplazamiento lateral sinistral, orientada N20°W, en el área de Novillero-Víbora, ellos mismos reconocen que no se ha encontrado evidencia de su existencia, quizá porque fue interpretada sólo con base a un incremento en el espesor de los sedimentos hacia el occidente de la cuenca y a un arreglo ligeramente escalonado de los pliegues superficiales que sobreyacen el área. Por otro lado, al oriente de la cuenca, en el anticlinal de Novillero, Aranda-García (1999) dató los estratos de crecimiento relacionados con este pliegue como del Oligoceno al Mioceno inferior, lo cual le confiere esa edad a la estructura. También al oriente de la cuenca se ha identificado un sistema mayor de fallas denominado Los Tuxtlas-Anegada, el cual se extiende a través del Campo Volcánico de Los Tuxtlas con una dirección N50°W y continúa en el mar con una dirección N40°W a lo largo de la margen oriental del Alto de Anegada (Jacobo et al., 1992); esta falla ha sido mapeada en el campo y en imágenes de satélite, además de en el subsuelo, por lo que existe una alta probabilidad de que sea la expresión actual superficial de la Falla Transformante Tamaulipas-Oaxaca (Figura 1 y 15)., que estuvo activa durante el Jurásico Medio cuando se abrió el Golfo de México (Padilla y Sánchez, 1986; Alaniz-Alvarez et al., 1996).

Figura 15. Secciones geológicas de la Cuenca de Veracruz. Su localización se muestra en la Figura 1. Modificada de Jennette et al. (2003).

Durante el Mioceno Medio la dirección del movimiento de la Placa de Cocos cambió hacia el noreste, generando la compresión que deformó a la Cuenca de Veracruz (Jacobo et al., 1992; Prost y Aranda, 2001). Este proceso estuvo acompañado por un levantamiento térmico en los altos de Anegada y de Los Tuxtlas (Jacobo et al., 1992), lo que causó la conocida discordancia del área (Mossman y Viniegra, 1976). En las partes más profundas de la Cuenca de Veracruz se depositaron después del Mioceno Medio del orden de 4 a 5 km de sedimentos (Figura 1). En el talud continental, al oriente de las cuencas de Burgos, Tampico- Misantla y de Veracruz, se desarrolló un deslizamiento gravitacional, de los sedimentos del talud, hacia la cuenca del Golfo de México, limitado echado arriba por una serie de fallas de crecimiento y, echado abajo, por una falla inversa de bajo ángulo que corta toda la sección Paleógena y Neógena. La columna estratigráfica Miocena-Pleistocena (Figuras 2 y 3) está deformada en una serie de grandes pliegues aproximadamente paralelos, con longitudes de onda de 10 a 12 km y relieves desde 300 m hasta de 1 km, conocidos como las Crestas Mexicanas, o también como las Crestas Ordoñez (Figuras 1 y 16).

El origen de las Cuencas del Sureste está íntimamente ligado con la Sierra de Chiapas y con la Cadena Plegada de Reforma-Akal. Según Santiago-Acevedo et al. (1984), a principios del Paleógeno, el Macizo de Chiapas continuaba emergido en su parte sur , mientras que sobre las rocas carbonatadas marinas (de plataforma en Chiapas y de cuenca en Campeche) de su parte norte, se depositaban gruesas secuencias de clásticos con espesores que varían de 2500 m en la zona de Campeche (Pozo Ateponta 1), hasta cerca de 3000 m en Chiapas (Pozo Triunfo 101).

De acuerdo con Ambrose et al. (2003), durante el Oligoceno continuó el depósito de clásticos en todo el sureste mexicano, aunque en el área de Macuspana se empezó a desarrollar un depocentro en donde se depositaron gruesas secuencias de arcillas. Al mismo tiempo, sobre la Cadena Chiapas-Reforma-Akal se depositaron espesores menores de arenas y arcillas, mientras que en el área de Comalcalco- Salina del Istmo comenzó la movilización hacia el norte, de grandes volúmenes de sal en forma de almohadillas y “rollers” (Angeles Aquino et al., 1992).

Los mismos patrones sedimentarios continuaron hasta el Mioceno temprano, pero en el Mioceno medio (Serravaliano, 12.0 Ma) ocurrió la máxima etapa de deformación que plegó y cabalgó las rocas de la cadena de Chiapas-Reforma-Akal, con un nivel de décollement en la cima de la sal calloviana y una vergencia hacia el norte. Sánchez-Montes de Oca (1980) denominó a esta orogenia como Evento Chiapaneco (Figura 16). Durante este evento el Macizo de Chiapas también se acortó, por lo que García- Molina (1994) considera que existe otro nivel de despegue profundo dentro del bloque de basamento.

Hacia fines del Mioceno e inicios del Plioceno, después de la deformación compresiva del Evento Chiapaneco, se inició el basculamiento hacia el norte de la Cadena de Chiapas-Reforma-Akal, como una respuesta al desalojo de la sal calloviana en la misma dirección (Figuras 2 y 17). El gran aporte de clásticos provenientes del Macizo de Chiapas durante el Plioceno y el Pleistoceno, causó el depósito de varios kilómetros de espesor de sedimentos, cuya sobrecarga empezó a generar grandes fallas de crecimiento orientadas NE-SW, con sus bloques caídos hacia el norte.

Figura 16. Paleogeografía del Mioceno tardío, cuando ya se habían formado las Crestas Mexicanas y los pliegues y fallas de la Cuenca de Veracruz, y de la Sierra de Chiapas-Reforma-Akal. De éstas últimas estructuras, el tramo Reforma-Akal se conoce solamente en el subsuelo. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

En la Figura 17 se observa que la orientación de estas fallas sintéticas es casi perpendicular a la dirección de los pliegues formados durante el Evento Chiapaneco, y en la Figura 18 se ilustra de manera esquemática la relación tectónica entre las estructuras compresionales del Evento Chiapaneco y la estructuras extensionales que las sobreyacen.

Las mayores fallas lístricas normales del Plio-Pleistoceno se formaron en las cuencas de Macuspana y de Comalcalco-Salina del Istmo, mientras que espesores menores de sedimentos clásticos eran depositados también sobre la Cadena Chiapas-Reforma-Akal. Una diferencia que es notable entre estas cuencas consiste en que, mientras en la cuenca de Comalcalco-Salina del Istmo se desalojaba sal (Ricoy, 1989), en la de Macuspana se desalojaba arcilla (Ambrose et al., 2003). En las secciones geológicas regionales de las Figuras 19 y 20 se muestran las estructuras de las cuencas de Comalcalco-Salina del Istmo y Macuspana, así como las estructuras de la cadena plegada de Chiapas- Reforma-Akal.

Las secuencias depositadas en la cuenca de Macuspana estuvieron bajo un régimen de extensión desde el Mioceno tardío hasta el Pleistoceno, tiempo en el que sufrieron una inversión tectónica (Ciclo Cascadiano según Sánchez- Montes de Oca, 1980), que formó los pliegues anticlinales que hoy constituyen las trampas de los yacimientos de esta zona (Ambrose et al., 2003). En la Figura 20 se observan los pliegues característicos de inversión tectónica en el área del Campo José Colomo. También en las Cuencas de Comalcalco y Salina del Istmo se sabe que ocurrió inversión tectónica, pero no se han publicado los datos correspondientes.

Finalmente, la deformación del sureste mexicano ocurrió en el Neógeno (Figuras 2 y 21) en el orden siguiente:

1. Plegamiento y fallamiento de la Cadena Plegada y Cabalgada de Chiapas-Reforma-Akal durante el Mioceno medio (Figura 21b), con un despegue al nivel de la sal del Calloviano y otro dentro del basamento del Macizo de Chiapas.

2. Basculamiento, hacia el noreste, de la cadena plegada durante el Mioceno tardío.

3. Depósito de gruesos espesores de arcillas durante el Mioceno tardío.

4. Deslizamiento gravitacional de la columna Paleógena tardía sobre las arcillas miocénicas.

5. Formación de la cuenca de Comalcalco durante el Plioceno (Figura 21c).

6. Formación de la cuenca de Macuspana en dos etapas: las fallas que la limitan al sureste y al noroeste se formaron durante el Plioceno y las fallas oblicuas escalonadas este-oeste se formaron durante el Pleistoceno y hasta el Reciente (Figura 21c). En ambos casos las arcillas del Mioceno favorecieron el décollement de la columna.

Figura 17. Paleogeografía del Pleistoceno Tardío. En este tiempo ya había ocurrido el basculamiento hacia el norte de la cadena Sierra de Chiapas-Reforma-Akal por el desalojo de sal calloviana y se habían formado las cuencas de (1) Comalcalco-Salina del istmo y (2) Macuspana. La orientación de las estructuras extensionales, casi perpendicular a las compresionales. Las costas y las fronteras del país se muestran como referencia.

7. Conclusiones

La evolución tectónica y sedimentaria del Golfo de México se caracterizó por una subsidencia lenta que comenzó desde el Jurásico Medio y continúa hasta hoy. Durante el Jurásico y el Cretácico se depositaron varios kilómetros de espesor de sedimentos carbonatados en las extensas plataformas someras que bordeaban la cuenca. A inicios del Paleógeno, la Orogenia Laramide deformó las rocas de la parte occidental del Golfo, formando los pliegues y fallas de las Sierras Madre Oriental y la de Zongolica, mientras que en el sureste mexicano continuaba la sedimentación de carbonatos sobre la parte norte del macizo de Chiapas y sobre el Bloque Yucatán. En el Mioceno medio el Evento Chiapaneco forma la cadena plegada y cabalgada de Chiapas-Reforma-Akal, a partir de un décollement a nivel de la sal calloviana, formando pliegues orientados NW-SE y con vergencia al noreste. Asociado al nivel de despegue, un volumen importante de sal se movilizó hacia el norte-noroeste, causando a su vez que las estructuras de la cadena de Chiapas-Reforma- Akal se bascularan en la misma dirección y crearan así nuevos depocentros, en donde desde entonces hasta fines del Neógeno, se depositaron varios kilómetros de espesor de sedimentos clásticos (Figuras 18 y 21b), que empezaron a deslizarse por gravedad también hacia el norte-noroeste, o sea, hacia la misma dirección en la que se inclinaban los pliegues de la cadena Reforma-Akal. El peso de estos sedimentos propició que la secuencia discordante miocénica tardía comenzara un deslizamiento gravitacional hacia el NNW, iniciando así grandes fallas normales lístricas, orientadas WSW-ENE, es decir, casi perpendiculares a la orientación de los pliegues de la cadena Chiapas-Reforma-Akal (Figuras 21b y 21c); estas fallas normales regionales, sintéticas y antitéticas, constituyeron los limites de las cuencas de Comalcalco-Salina del Istmo y de Macuspana. Posteriormente, durante el Pleistoceno, las cuencas recién formadas bajo un régimen tectónico extensional sufren una compresión, desarrollándose en ellas pliegues propios de inversión tectónica, más evidentes en el campo José Colomo de la Cuenca de Macuspana (Figura 20). Una síntesis cronológica de los eventos tectónicos que afectaron el Golfo de México meridional y occidental se ilustra en la Figura 2.

Finalmente, además del interés geológico, el sureste mexicano tiene una importancia económica muy grande para el país, porque en las estructuras de la cadena plegada y cabalgada de Chiapas-Reforma-Akal y en las Cuencas del Sureste se ubican el 89% de las reservas probadas de petróleo crudo equivalente y el 92% de la producción total de petróleo crudo equivalente del país (PEMEX, 2005). Las rocas del Tithoniano fueron las generadoras de hidrocarburos, mismos que se almacenaron en trampas estratigráficas y estructurales del Jurásico (Kimmeridgiano), Cretácico Superior-Paleoceno y del Neógeno.

Figura 18. Bloque diagramático que muestra la disposición espacial de la Cadena Plegada de Chiapas-Reforma-Akal, basculada hacia el NW y las cuencas de Macuspana y Comalcalco producto de un deslizamiento gravitacional.

Figura 19. Secciones geológicas de la cadena plegada de Chiapas-Reforma-Akal y de la Cuenca de Comalcalco. Localización en la Figura 1. Modificada de García (1994).

Figura 20. Secciones geológicas de la Cuenca de Macuspana. Su localización se muestra en la Figura 1. Modificada de Ambrose et al. (2003).

Figura 21. Estructuras Cenozoicas del Sureste Mexicano. Las estructuras con línea discontinua están en el subsuelo. A) Todas. B) Pliegues y fallas compresionales Miocénicas. C) Fallas extensionales y pliegues compresionales del Plio-Pleistoceno. Nótese la orientación casi perpendicular entre las estructuras de B y de C.

Agradecimientos

El autor agradece a S. Alaníz-Alvarez, a A. F. Nieto- Samaniego y a dos árbitros anónimos por las revisiones críticas hechas al manuscrito, sus observaciones y comentarios fueron acertados, aún con las diferencias propias de estilo de escritura del autor. Agradezco también a aquellos compañeros de PEMEX que me enriquecieron con sus datos inéditos sobre la tectónica del sureste mexicano y a los que me es imposible mencionar por temor a omitir a alguno.

Referencias bibliográficas

Aguayo C., J. E., 1978, Sedimentary environments and diagenesis of a cretaceous reef complex, eastern Mexico: Inst. Cienc. Mar y Limn., Universidad Nacional Autónoma de México, Anales, V. 5, P. 83-140

Alaníz-Alvarez, S. A., P. van der Heyden, Nieto-Samaniego, A. F., Ortega–Gutiérrez, F., 1996, Radiometric and kinematic evidence for Middle Jurassic strike-slip faulting in southern Mexico related to the opening of the Gulf of Mexico: Geology, v. 24, p. 443-446

Alvarez, M., Jr., 1949, Tectonics of Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bull. V. 33, No 8, p. 1319-1335

Alvarez, M., Jr., 1951, Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bull. V. 35, No 2, p. 361-381

Alvarez, W., Smit, J., Lowrie, W., Asaro, F., Margolis, S.V., Claeys, P., Kastner, M., and Hildebrand, A.R., 1992, Proximal impact deposits at the Cretaceous-Tertiary boundary in the Gulf of Mexico: A restudy of DSDP Leg 77 Sites 536 and 540: Geology, v. 20, p. 697–700

Ambrose, W. A., T. F. Wawrzyniec, K. Fouad, S. C. Talukdar, R. H. Jones, D. C. Jennette, M. H. Holtz, S. Sakurai, S. P. Dutton, D. B. Dunlap, E. H. Guevara, J. Meneses Rocha, J. Lugo, L. Aguilera, J. Berlanga, L. Miranda, J. Ruiz Morales, R. Rojas, and H. Solís, 2003, Geologic framework of upper Miocene and Pliocene gas plays of the Macuspana Basin, southeastern Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 87, pp. 1411–1435

Anderson, T.H., and Schmidt, V.A., 1983, The evolution of Middle America and the Gulf of Mexico-Caribbean sea region during Mesozoic time: Geological Society of America Bull., v. 94, p. 941-966

Angeles Aquino, F.J., Reyes Núñez, J., Quezada-Muñetón, J.M., 1992, Evolución tectónica de la Sonda de Campeche, estilos estructurales resultantes y su implicación en la generación y acumulación de hidrocarburos: II Simposio de Exploración Petrolera, Instituto Mexicano del Petróleo, México, D.F.

Angeles Aquino, F.J. y Cantú-Chapa, A., 2001, Subsurface Upper Jurassic Stratigraphy in the Campeche Shelf, Gulf of Mexico, in, Bartolini, C., Buffler, R.T. y Cantú-Chapa, A., (Editores), The Western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, and Petroleum Systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75

Aranda-García, M., 1999, Evolution of Neogene contractional growth structures, southern Gulf of México: M.S. thesis, The University of Texas at Austin, 169 p.

Atwater, T., 1970, Implications of plate tectonics for the Cenozoic tectonic evolution of western North America. Bull. Geol. Soc. Amer., v. 81, p. 3513-3536

Bartolini, C., Buffler, R.T. y Cantú-Chapa, A., (Editores), 2001, The Western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, and Petroleum Systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, 480 p.

Böse, E., 1905, Reseña acerca de la geología de Chiapas y Tabasco: Bol. Inst. Geol. México, p. 429-441

Böse, E., 1906, Escursion à l’Isthme de Tehuantepec: Xème Congr. Internal., Escursion XXXI

Buffler, R.T., y Sawyer, D.S., 1985, Distribution of crust and early history, Gulf of Mexico Basin: Gulf Coast Association of Geological Societies Trans., v. 35, p. 333-344

Burckhardt, C., 1930, Etude synthétique sur le Mésozoïque Mexicain, Première partie: Société Paléontologique Suisse Mémoires, v. 49, p. 1-123

Burkart, B., 1983, Neogene North American-Caribbean plate boundary across northern Central America: Offset along the Polochic Fault: Tectonophysics, v. 99, p. 251-270

Burkart, B., Deaton, B.C., Dengo, C., y Moreno, G., 1987, Tectonic wedges and offset Laramide structures along the Polochic fault of Guatemala and Chiapas, Mexico: Reaffirmation of large Neogene displacement: Tectonics, v. 6, p. 411-422

Burkart, B., y Scotese, C.R., 1990, The Orizaba fault zone: Link between the Mexican Volcanic Belt and strike-slip faults of Northern Central America: EOS, American Geophysical Union Trans., v. 71, p. 1559

Cantú-Chapa, A., 1969, Una nueva localidad del Triásico Superior marino en México: Revista del IMP, v. 1, p. 71-72

Carfantan, J.C., 1986, Du Système Cordillèrain Nord-Américain au Domaine Caraïbe: Étude Géologique du Mexique Méridional: Tesis de Doctorado de Estado, Université de Savoie, Chambery, 557 p.

Case, J.E., 1980, Crustal setting of mafic and ultramafic rocks and associated ore deposits of the Caribbean regions, USGS Open File Report 80-304, 95 p.

Castillo-Tejero, C., 1955, Bosquejo estratigráfico de la Cuenca Salina del Istmo de Tehuantepec: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 7, p. 175-212

Contreras, V.H., 1959, Reseña de la geología del sureste de México: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 11, p. 401-484

Cruz-Helú, P., Verdugo V., R., y Bárcenas P., R., 1977, Origin and distribution of Tertiary conglomerates, Veracruz Basin, Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 61, p. 207-226

Cserna, Z. de, 1989, An outline of the geology of Mexico: The Geology of North America – An overview: Vol. A, The Geological Society of America, p. 233-264

Delgado-Argote., L.A., y Morales-Velázquez, J.E., 1984, Rasgos geológicos y económicos del complejo básico-ultrabásico de El Tamarindo, Guerrero: Revista GEOMIMET, v. 128, p. 81-96

Dengo, G., 1968, Estructura geológica, historia tectónica y morfología de América Central: México, D.F., Centro Regional de Ayuda Técnica, 52 p.

Dengo, G., 1969, Problems of tectonic relations between Central America and the Caribbean, in: Geology of the American Mediterranean, Gulf Coast Association of Geological Societies Trans., v. 19, p. 311-320

Dengo, G., 1972, Review of Caribbean serpentinites and their tectonic implications, in: Shagan et al. (Eds.), Studies in Earth and Space Sciences: Geological Society of America, Memoir 132, p. 303- 312

Dengo, G., y Bohnenberger, O.H., 1969, Structural development of northern Central America: American Association of Petroleum Evolución geológica del sureste mexicano, Golfo de México41 Geologists Memoir 11, p. 203-212

Díaz G., T., Mixon, R., y Murray, G.E., 1959, Mesozoic Stratigraphy and Structure, Saltillo-Galeana Areas, Mexico: South Tex. Geol. Soc. Field Trip Guidebook, p. H1-H6

Dunbar, J.A. y Sawyer, D.S., 1987, Implications of continental crust extension for plate reconstruction: An example from the Gulf of Mexico: Tectonophysics, v. 6, p. 739-755

García-Molina, G., 1994, Structural evolution of SE México (Chiapas- Tabasco-Campeche) offshore and onshore: Rice University, Ph.D. Dissertation, 161 p.

Gibson, J.B.,1936a, Estratigrafía y tectónica de la zona costera del Golfo entre el 19° 34’ latitud Norte y el Río Coatzacoalcos, Ver.: Bol. Soc. Geol. Mex., Tomo IX, No 5

Gibson, J.B.,1936b, Estratigrafía y tectónica de la zona costera del Golfo de México: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 5, p. 274-276

Goldhammer, R.K., 1999, Mesozoic sequence stratigraphy and paleogeographic evolution of northeast Mexico: in C. Bartolini, J.L. Wilson, and T.F. Lawton, eds., Mesozoic sedimentary and tectonic history of north-central Mexico: Geological Society of America Special Paper 340, p. 1-58

Goldhammer, R.K., y Johnson, C.A., 2001, Middle Jurassic-Uper Cretaceous Paleogeographic evolution and sequence stratigraphic framework of the northwest Gulf of Mexico rim: in C. Bartolini, T. Buffler, and A. Cantú-Chapa, eds., The western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, sedimentary basins and petroleum systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, p. 45-81.

González G., R., y Holguín Q., N., 1992, Geology of the source rocks of Mexico: 13th World Petrol. Congr., Proceed., v. XLI, p. 37-50

Grajales-Nishimura, J.M., E. Cedillo-Pardo, C. Rosales-Domínguez, D.J. Morán-Zenteno, W. Alvarez, P. Claeys, J. Ruíz-Morales, J. García- Hernández, P. Padilla-Avila, A. Sánchez-Ríos, 2000, Chicxulub impact: The origin of reservoir and seal facies in the southeastern Mexico oil fields: Geology, v. 28, p. 307–310

Guerrero García, J.C., 1975, Contributions to paleomagnetism and Rb- Sr geochronology: Ph.D. Dissertation, The University of Texas at Dallas, 152 p.

Hernández-García, R., 1973, Paleogeografía del Paleozoico de Chiapas, México: Asoc. Mex. Geól. Petrol., v. 25, P73-113

Hess, H.H., Maxwell, J.C., 1963, Caribbean Research Project: Geological Society of America Bull., v. 64, p. 1-6

Hill, R.T., 1902, The geographic and geologic features and their relationship to the mineral products of Mexico: Trans. Amer. Inst. Min. Engrs., v. 32, p. 163-178

Hiller, R., Weber, B., Hetch, L., Ortega G., F., Schaaf, P. y López M., M., 2004, The “Sepultura Unit” – A medium to high grade metasedimentary sequence in the Chiapas Massif, SE Mexico: IV Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, Juriquilla, Qro., Libro de Resúmenes, p. 200

Holguín Q., N., 1985 (1988), Evaluación geoquímica del sureste de México: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 37, p. 3-48

Humpris, Jr., C.C., 1979, Salt movement on continental slope, northern Golf of Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 66, p. 782-798

Imlay, R.W., 1953, Las Formaciones Jurásicas de México: Bol. Soc. Geol. Mex., T. 16, p. 65 p.

Jacobo A., J., M. Garduño, F. Innocenti, M. Manetti, G. Pascuaré y S. Tonarini, 1992, Datos sobre el vulcanismo geogénico-reciente del Complejo Volcánico de Los Tuxtlas, Edo. De Veracruz, México: Evolución petrológica y geovulcanológica: 11 Convención Geológica Nacional, Veracruz, Libro de Resúmenes, p. 97-98

Jennette, D., T. Wawrzyniec, K. Fouad, D.B. Dunlap, J. Meneses Rocha, F. Grimaldo, R. Muñoz, D. Barrera, C.T. Williams-Rojas, and A. Escamilla Herrera, 2003,Traps and turbidite reservoir characteristics from a complex and evolving tectonic setting, Veracruz Basin, southeastern Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bull., V. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 87, pp. 1599–1622

Lawton, T. F., F. J. Vega, K. A. Giles, and C. Rosales Domínguez, 2001, Stratigraphy and origin of the La Popa basin, Nuevo Leon and Coahuila, Mexico, in: C. Bartolini, R. T. Buffler, and A. Cantú- Chapa, eds., Mesozoic and Cenozoic evolution of the western Gulf of Mexico Basin: tectonics, sedimentary basins and petroleum systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, p. 219–240

Limón-González, M., Cedillo Pardo, E., Quezada Muñetón, J. M., Grajales -Nishimura, J. M., Alvarez, W., Hildebrand, A. R., Sánchez Ríos, M.A., Rosales Dominguez, M. C., and González Casildo, V., 1994, Cretaceous-Tertiary boundary sedimentary breccias from southern Mexico: Normal sedimentary deposits or impact related breccias?: American Association of Petroleum Geologists, Abstracts, v. 3, p. 199

López-Infanzón, M., 1986, Petrología y radiometría de rocas ígneas y metamórficas: Bol. Asoc. Mex. Geól. Petrol., v. 33, p. 59-98

López-Vega, J., 1980, Evaluación económica petrolera del área Comitán- Pedregal, Estado de Chiapas: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 32, p. 57-77

Martínez-Castillo, F.J., 2001, Geological study of the Miocene Rodador Field and its exploitation possibilities, Tabasco State, Southeastern Mexico, inBartolini, C., Buffler, R.T. y Cantú-Chapa, A., (Editores), The Western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, and Petroleum Systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75

McBirney, A.R., 1963, Geology of the central guatemalan cordillera: Univ. California Publ. Geol. Sci., 38, p. 177-242 Meneses R., J.J., 1991, Tectonic development of the Ixtapa Graben, Chiapas, México: Ph.D. dissertation, The University of Texas at Austin, 308 p.

Meneses R., J.J., 2001, Tectonic evolution of the Ixtapa Graben, an example of a strike-slip basin of southeastern Mexico: Implications for regional petroleum systems; in: C. Bartolini, R. T. Buffler, and A. Cantú-Chapa, eds., Mesozoic and Cenozoic evolution of the western Gulf of Mexico Basin: tectonics, sedimentary basins and petroleum systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, p. 183–216

Michaud, F., 1987, Stratigraphie et paléogéographie du Mésozoïque du Chiapas, sud-est du Mexique: Thèse du Doctorat, Université Paris 6, 301 p.

Molina-Garza, Roberto S. e Iriondo, Alexander, 2005, La Megacizalla Mojave-Sonora: la hipótesis, la controversia y el estado actual de conocimiento, in, Alaníz-Álvarez y Nieto-Samaniego (Eds.), Grandes Fronteras Tectónicas de México, Sociedad Geológica Mexicana, Vol. Conmemorativo del Centenario, T. LVII, No. 1, p. 1-26

Morán-Zenteno, Dante J., Martiny, B., Tolson, G., Solís Pichardo, G., Alba Aldave, L., Hernández-Bernal, M. del S., Macías Romo, C., Martínez Serrano, R.G., Schaaf, P., Silva Romo, G., 2000, Geocronología y características geoquímicas de las rocas magmáticas terciarias de la Sierra Madre del Sur: Bol. de la Sociedad Geológica Mexicana, T. LIII, No. 1, p. 27-58

Mossman, R.W., and Viniegra, F., 1976, Complex fault structures in Veracruz Province of Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 60, p. 379-388

Muehlberger, W.R., 1965, Late Paleozoic movement along the Texas Lineament: New York Acad. Sci. Trans., Ser. 11, 27, 385-392

Muehlberger, W.R. y Ritchie, A.W., 1975, Caribbean-American Plate Boundary in Guatemala and Southern Mexico as seen on Skylab IV orbital photography: Geology, v. 3, p. 232-235

Oñate E., Roberto, 1950, Estudios Geofísicos de la Cuenca de Veracruz: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. II, No 4, p. 291-298

Pacheco, C. y Barba, M., 1986, El Precámbrico de Chiapas, un terreno estratotectónico: Sociedad Geológica Mexicana, VIII Convención Nacional, Libro Resúmenes, p. 145

Padilla y Sanchez, R.J., 1982, Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepcion del Oro, Saltillo, and Monterrey, Mexico: The University of Texas at Austin, Ph.D. Dissertation, 217 P.

Padilla y Sanchez, R.J., 1986, Post-Paleozoic tectonics of Northeast Mexico and its role In the evolution of the Gulf Of Mexico: Geofisica Internacional, V. 25, No. 1, P. 157-206 42

Padilla y Sánchez, R.J., Martínez S., R.G. y Torres R., V., 1995, Carta Tectónica de los Estados Unidos Mexicanos: Edición Conjunta Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México- Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática, Escala 1:2,000,000

Pantoja A.,J., Rincón O., C., Fries, C., Silver, L., Solorio, O., 1974, Contribuciones a la Geocronología de Chiapas: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., V. 26, P. 205-223

PEMEX (Petróleos Mexicanos), 2005, Anuario Estadístico, en: www. pemex.com, referencia consultada en abril del 2006.

Pindell, J. L., 1985, Alleghenian reconstructions and subsequent evolution of the Gulf of Mexico, Bahamas, and proto-Caribbean: Tectonics, v. 4, p. 1–39

Pindell, J. L., 1993, Regional synopsis of Gulf of Mexico and Caribbean evolution; in: Pindell, J. L., and Perkins, B. F., eds., Mesozoic and early Cenozoic development of the Gulf of Mexico and Caribbean region, A context for hydrocarbon exploration: Gulf Coast Section, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Foundation, 13th Annual Research Conference Proceedings, p. 251–274.

Pindell, J. L., y L. Kennan, 2003, Mexico and Gulf of Mexico, in: Exploration Framework Atlas Series: Volume 4: Tectonic Analysis, Ltd., unpublished non-exclusive commercial exploration atlas in CD-ROM

Prost, G., and M. Aranda, 2001, Tectonics and hydrocarbon systems of the Veracruz Basin, Mexico, in C. Bartolini, T. Buffler, and A. Cantú-Chapa, eds., The western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, sedimentary basins and petroleum systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, p. 271– 291.

Quezada-Muñetón, J.M., 1984, El Grupo Zacatera del Jurásico Medio- Cretácico Inferior de la Depresión Istmica, 20 kilómetros al norte de Matías Romero, Oax.: Sociedad Geológica Mexicana, VII Convención Nacional, Memorias, p. 40-59

Quezada Muñetón, J.M., 1987, El Cretácico Medio-Superior-Terciario Inferior en la Sierra de Chiapas: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 39, p. 3-98

Ramírez-Ramírez, C., 1984, Pre-Mesozoic geology of the Huizachal- Peregrina Anticlinorium and adjacent parts of eastern Mexico: Ph.D. dissertation, The University of Texas at Austin, 176 p.

Ricoy S., U., 1989, Tertiary terrigenous depositional systems of the Mexican Isthmus Basins: Ph.D. Dissertation, The University of Texas at Austin, 145 p.

Robin, C., 1982, México, in: R.S. Thorpe (Ed.), Andesites: John Wiley & Sons, New York, p. 137-147

Ross, M.I., Scotese, C.R., 1988, A hierarchical tectonic model of the Gulf of Mexico and Caribbean Region: Tectonophysics, v. 155, p. 139-168

Salvador, A., 1987, Late Triassic–Jurassic paleogeography and origin of Gulf of Mexico basin: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 71, p. 419–451

Salvador, A., 1991a, Editor, The Gulf of Mexico Basin: Geological Society of America, The Geology of North America, v. J Salvador, A., 1991b, Triassic-Jurassic, in A. Salvador, ed., The Gulf of Mexico Basin: Geological Society of America, The Geology of North America, v. J, p. 131–180

Salvador, A., 1991c, Origin and development of the Gulf of Mexico Basin, in A.

Salvador, ed., The Gulf of Mexico Basin: Geological Society of America, The Geology of North America, v. J, p. 389– 444

Sánchez-Montes de Oca, R., 1969, Estratigrafía y paleogeografía del Mesozoico de Chiapas: Seminario sobre exploración petrolera, Instituto Mexicano del Petróleo, México, v. 3, 31 p.

Sánchez-Montes de Oca, R., 1980, Geología petrolera de la Sierra de Chiapas: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 31, Nos. 1-2, p. 67-77

Santiago-Acevedo, J. and Mejía Dautt, O., 1980, Giant field in the southeast of Mexico: Gulf Coast Association of Geological Societies Trans., v. 30, p. 1-31

Santiago-Acevedo, J., Carrillo Bravo, J. y Martell Andrade, B., 1984, Geología Petrolera de México, in, D. Marmissolle-Daguerre (Ed.), Evaluación de Formaciones en México, Schlumberger, p. I.1-I36

Sedlock, R. L., Ortega-Gutiérrez, F. y Speed, R. C., 1993, Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolution of Mexico: Geological Society of America Special Paper 278, 153 p.

Shearer, H.K., 1938, Developments in south Arkansas and north Louisiana in 1937: American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 22, p.719-727

Silver, L. T., and Anderson, T. H., 1974, Possible left-lateral early to middle Mesozoic disruption of the southwestern North American craton margin: Geological Society of America Abstracts with Programs, v. 6, p. 956

Stephan, J.F., Mercier de Lepinay, B., Calais, E., Tardy, M., Beck, C., Carfantan, J.C., 1990, Paleogeodynamic maps of the Caribbean: 14 steps from Lias to Present: Bull. Soc. Geol. France, 8em Ser., v. VI, no. 6, p. 915-919

Villarello, J., 1909, El pozo de petróleo de Dos Bocas: Instituto Geológico de México, Parte 3, p. 5-112

Viniegra O., F., 1950, Breve análisis geológico de la llamada Cuenca de Veracruz: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. II, No 4, p. 281-290

Viniegra O., Francisco, 1966, Paleogeografía y tectónica del Mesozoico en la Provincia de la Sierra Madre y Macizo de Teziutlán: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 18, p. 145-171

Viniegra O., F., 1971, Age and evolution of Salt basins of southeastern México: American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 55, p. 478-494.

Viniegra O., F., 1981, El gran banco calcáreo yucateco: Revista Ingeniería, Nº 1, p. 20-44

Weeks, W.B., 1938, South Arkansas stratigraphy with emphasis on the older coastal plain beds: American Association of Petroleum Geologists Bull, v. 22, p. 953-983

Winker, C.D., y Buffler, R.T., 1988, Paleogeographic Evolution of Early Deep-Water Gulf of Mexico and Margins, Jurassic to Middle Cretaceous (Comanchean): American Association of Petroleum Geologists Bull., v. 72, p. 318-346

Woods, R.D., Salvador, A. y Miles, A.E., 1991, Pre-Triassic, in Salvador, A. (Ed.), The Gulf of Mexico Basin: Geological Society of America, The Geology of North America, Vol. J, p. 109-129

Williams-Rojas, C.T. y Hurley, N.F., 2001, Geologic controls in reservoir performance in Muspac and Catedral gas fields, Southeastern Mexico, in Bartolini, C., Buffler, R.T. y Cantú-Chapa, A., (Editores), The Western Gulf of Mexico Basin: Tectonics, Sedimentary Basins, and Petroleum Systems: American Association of Petroleum Geologists Memoir 75.

Manuscrito recibido: Junio 29, 2005
Manuscrito corregido recibido: Noviembre 16, 2005
Manuscrito aceptado: Noviembre 21, 2006__

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOl. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 9-18

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a2

Las gemas de México

Juan Carlos Cruz-Ocampo¹, Carles Canet².', Darío Peña-García¹

¹ Facultad de Ingenieria, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 México D.F.
² Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 México D.F.

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Resumen

México posee diversos yacimientos célebres por proporcionar cristales altamente valorados comogemas o comoejemplares de colección. Son muchas las especies y variedades minerales y las rocas que, comoel jade, la turquesa, la amazonita, la serpentina, el ónice mexicano (o alabastro calizo), el cinabrio, la malaquita, la obsidiana, diversas micas y el ámbar, han sido, en algún momento de la Historia de México, objeto de un aprovechamiento con finalidades ornamentales y ceremoniales. La importancia de los minerales ornamentales para las culturas mesoamericanas se refleja en la riqueza de la lengua náhuatl en términos referentes a minerales y rocas, así comoen la abundancia de piezas elaboradas con estos materiales en la gran mayoria de sitios arqueológicos del país. Entre los minerales que logran reunir las cualidades necesarias para ser considerados gemas, el ópalo, el ámbar, la fluorapatita, el topacio y la danburita son cinco de las más emblemáticas y apreciadas en México. De ellas, en la actualidad únicamente el ópalo y el ámbar son objeto de una explotación regular orientada a su aprovechamiento comogemas, mientras que el topacio se explota de manera ocasional. La danburita y la fluorapatita se presentan principalmente como minerales de ganga en yacimientos metalíferos, si bien al ser apreciadas por los coleccionistas son asimismo comercializadas a pequeña escala.

Palabras clave: gemas, lapidaria, ópalo, ámbar, fluorapatita, topacio, danburita, México.

Abstract

Several minerallocalities in Mexico are well known for being sources of fine gems and mineral specimens. In Mexico, numerous minerals and rocks have been profited as ornamental commodities at some time in History, as jade, turquoise, amazonite, serpentinite, Mexican onyx (travertine), cinnabar, malachite, obsidian, micas and amber. The importance of ornamental minerals for Mesoamerican civilizations is evidenced by a wide terminology in the Nahuatl language specifically referred to them. In addition, abundant decorative and ceremonial pieces made with ornamental minerals have been found in most archaeological sites in the country.

Five of the most valued and emblematic minerals that achieve the qualities of a gemstone in Mexico are fire opal, amber, topaz, fIuorapatite and danburite. Among them, only amber and opal are regularly mined as gemstones at present, and topaz is only occasionally mined. On the other hand, danburite and fluorapatite are gangue minerals of presently mined ore deposits, but they are commercialized on a small scale due to their high esteem by mineral collectors.

Keywords: gemstones, lapidary, opal, amber, fluorapatite, topaz, danburite, Mexico.

1. Las gemas en México:
Introducción y perspectiva histórica

El territorio de México cuenta con una gran riqueza mineral y con una larga tradición minera (p.e. González-Reyna, 1956). Tradicionalmente México ha atraído a los coleccionistas de minerales por sus reconocidos yacimientos con bellos ejemplares y por poseer localidades tipo célebres. Bastan como ejemplos de dichas localidades El Boleo, en Santa Rosalia (Baja California Sur), destacado por el descubrimiento de la boleita KPb₂₆Ag₉CU₂₄Cl₆₂(OH)₄₈, la pseudoboleita Pb₅Cu₄Cl₁₀(OH)₈·2(H₂O) y la cumengita Pb₂₁Cu₂₀Cl₄₂(OH)₄₀, la mina de Moctezuma (Sonora), por la moctezumita Pb(UO₂)(TeO₃)₂, la quetzalcoatlita Zn₈Cu₄(Te0₃)₃(OH)₁₈, y la tlalocita Cu₁₀Zn₆(TeO₃) (TeO₄)₂Cl(OH)₂₅·27H₂O, juntamente con 20 especies minerales más, y la mina de Cosalá (Sinaloa), por la cosalita Pb₂Bi₂S₅ (Panczner, 1987; Jolyon e Ida, 2006).

Son muchas las especies y variedades minerales, así comorocas, que por sus cualidades ornamentales han sido en algún momento de la Historia objeto de un aprovechamiento a muy diversa escala a partir de yacimientos mexicanos. Algunas de ellas reúnen las cualidades necesarias para ser consideradas gemas. Entre las más representativas y apreciadas por gemólogos y coleccionistas cabe destacar el ópalo SiO₂·nH₂O, el ámbar (resina fósil, compuesta por sustancias orgánicas), la fiuorapatita Ca₅(PO₄)₃F, el topacio Al₂SiO₄(F,OH)₂, y la danburita CaB₂(SiO₄)2. De ellas, en la actualidad únicamente el ópalo y el ámbar son objeto de una explotación regular y específicamente orientada a su aprovechamiento comogemas, mientras que el topacio se explota ocasionalmente. La danburita y la fiuorapatita, en cambio, son esencialmente minerales de ganga de yacimientos metalíferos si bien, al ser apreciadas internacionalmente comominerales de colección, llegan a ser comercializadas a pequeña escala y en ocasiones se venden como piedras talladas y faceteadas (calidad gema).

El interés del hombre por los minerales se remonta a los periodos iniciales de su desarrollo cultural (p.e. Camprubi et al., 2003; Canet y Camprubi, 2006). En México, como en otras partes del mundo, esta fascinación queda evidenciada en muchos vestigios arqueológicos, algunos de los cuales datan del Paleolítico.

La importancia de los minerales ornamentales para las culturas mesoamericanas es indiscutible (p.e. Secretaría del Patrimonio Nacional, 1970), y se refieja en la riqueza de la lengua náhuatl en términos específicos referentes a minerales y rocas. Mucha de esta terminología hace referencia a minerales o variedades minerales ornamentales y gemas, como izcactehuilotl (cuarzo), huitzitziltecpatl (ópalo), tlapaltehuilotl (amatista), quetzalxoquiyae (esmeralda), cuacocoztic (rubí), chalchihuitl (jade) y teoxihuitl (turquesa) (Canet y Camprubi, 2006). Los objetos elaborados con minerales ornamentales y gemas tuvieron un papel destacado en las ceremonias sociales y religiosas, y se usaron como medio de intercambio comercial (Robles-Camacho y Sánchez-Hernández, 2006).

El metal mas apreciado para estos usos fue el oro (teocuitlatl, en náhuatl), debido a que por su color se relacionaba con las deidades solares (p.e. Canet y Camprubi, 2006). En la fabricación de ornamentos, el oro se solía asociar de forma artesanal a minerales y rocas con o sin lapidar, predominando entre ellos el jade, la turquesa, la amazonita, la serpentina, el cinabrio, la malaquita, la obsidiana, diversas micas, el ónice mexicano (o alabastro calizo), la concha de nácar y el ámbar (Canet y Camprubi, 2006; Robles-Camacho y Sánchez-Hernández, 2006; Sánchez-Hernández y Robles-Camacho, 2006). Entre estos materiales, el jade, que procedía esencialmente de los yacimientos de Motagua (Guatemala), fue especialmente apreciado y se utilizó con mucha frecuencia. Sin embargo, para los mismos fines, se utilizaron otras rocas y minerales verdes, principalmente rocas ultrabásicas y metamórficas de Tehuitzingo (Puebla), Cuicatlán (Oaxaca), La Merced (Veracruz) y La Venta (Tabasco), asi como amazonita (O. J Riveron, 2006, com. pers.). Por otra parte, en la actualidad, el llamado ónice mexicano (o alabastro calizo), frecuentemente se tiñe de verde y se vende bajo la denominación incorrecta de "jade mexicano" (Hurlbut y Kammerling, 1993).

En ocasiones, los trabajos de lapidaria se realizaban con gran detalle y maestría. Es el caso de los cráneos tallados en cristal de roca encontrados en la Península de Yucatán, los cuchillos de pedernal y obsidiana utilizados en sacrificios y en el combate, y las esferas de obsidiana y mármol encontradas en algunas ofrendas en referencia al juego de pelota. Los trabajos de orfebrería alcanzaron un espléndido desarrollo en la cultura Mixteca de Oaxaca (Spores, 1967).

Actualmente, el comercio de minerales y rocas ornamentales y, específicamente, de gemas tiene una indiscutible importancia económica y se realiza a escala mundial. Algunos de los yacimientos mexicanos de gemas son reconocidos por la calidad y las características distintivas de sus ejemplares. Cinco de las gemas más emblemáticas y apreciadas de México, incluidas las de mayor importancia económica actual, así como sus principales yacimientos, se describen en el presente trabajo (Figura 1).

Figura 1. Yacimientos de gemas en México. Se muestran las localidades mencionadas en este trabajo: (1) Mina Verde (Baja California), danburita y elbaíta en una pegmatita de litio; (2) Cerro de Mercado (Durango), fluorapatita en un yacimiento de hierro IOCG; (3) Distrito Minero de Charcas (San Luis Potosí), danburita en un skarn de Ag-Pb-Zn-Cu; (4) El Tepetate (San Luis Potosí), topacio en riolitas ricas en flúor y elementos litófilos; (5) La Magdalena y Tequila (Jalisco), ópalo de fuego, alteración de rocas volcánicas ácidas; (6) Distrito Minero de Colón (Querétaro), ópalo de fuego, alteración de rocas volcánicas ácidas; (7) Simojovel (Chiapas), ámbar; (8) Totolapa (Chiapas), ámbar. Las unidades geológicas y fisiográficas se tomaron de Sedlock et al. (1993).

2. Ópalo

El ópalo, en su variedad de calidad gema conocida comoópalo de fuego, es característico de diversos yacimientos del estado de Querétaro, obteniéndose principalmente en las minas Iris y Guacamaya del distrito minero de Colón (Figura 1). Además, existen diversas explotaciones menores distribuidas en los municipios de San Juan del Río, Tequisquiapan, Ezequiel Montes y Cadereyta (Coremi, 1992). Otras localidades donde se encuentra ópalo precioso son La Magdalena y Tequila en Jalisco (Figura 1), y Zimapán en Hidalgo. Aunque los ejemplares de estas localidades no suelen alcanzar la calidad de los que se obtienen en Querétaro, gran cantidad de los ópalos que se venden en dicho estado proceden en realidad de Jalisco.

El ópalo de fuego de Querétaro ya fue utilizado por los aztecas en la elaboración de artículos ornamentales y ceremoniales entre los siglos XIII y XVI. Durante la época colonial los yacimientos de ópalo cayeron en el olvido, hasta que en 1840 Don José Maria Siurub los redescubrió e inició la explotación moderna de la mina Santa María Iris, en la Hacienda Esmeralda (Foshag, 1953). En 1855 se descubrió el yacimiento que daría lugar a la mina La Carbonera. A principios del siglo XX, las minas fueron trabajadas principalmente por extranjeros, y la actividad extractiva alcanzó su apogeo en 1969, debido a la creciente demanda por parte de los países europeos y Japón.

2.1. Yacimientos y explotación

Actualmente la actividad extractiva es muy reducida y se realiza a pequeña escala (Coremi, 1992). Los principales yacimientos (Iris y Guacamaya, en Querétaro) se explotan semiartesanalmente y al nivel de gambusinaje, empleando, cuando mucho, dinamita y herramientas neumáticas. Probablemente todavía quedan por explotar muchas zonas potencialmente ricas en ópalo de fuego. Diariamente se obtienen en cada mina uno o dos ejemplares en promedio de tamaño y calidad suficiente para su uso como gemas.

En los yacimientos de Querétaro, el ópalo de fuego se asocia a riolitas terciarias relacionadas genéticamente con el volcanismo félsico de la Sierra Madre Occidental. Estas rocas son muy ricas en cuarzo y presentan texturas porfídicas con matriz afanítica o vítrea. Constituyen estructuras dómicas, las cuales se hallan intensamente afectadas por fracturas de dirección predominante NO-SE. Dichas fracturas canalizaron preferentemente la circulación de fluidos hidrotermales, hecho por el cual se asocian a ellas abundantes depósitos de ópalo y caolín. Las soluciones hidrotermales redepositaron la sílice de las riolitas en forma de ópalo, rellenando cavidades miarolíticas, vesículas y fracturas (Foote, 1986), y reemplazando parcialmente la roca encajonante (Huspeni et al, 1984). Además, la circulación de fluidos hidrotermales produjo una alteración de las riolitas que consiste en argilización seguida de silicificación y de limonitización.

2.2. Características de la gema

El ópalo de Querétaro presenta un brillo vítreo a resinoso y puede ser transparente, translúcido u opaco. Su color más característico es el anaranjado rojizo, por lo que se considera ópalo de fuego. Sin duda, su iridiscencia distintiva u opalescencia es el aspecto determinativo en la valoración de su calidad como gema (Figura 2). Esta propiedad es infrecuente en la mayor parte de los ópalos de fuego de otras localidades.

El ópalo de fuego de Querétaro presenta un indice de refracción de 1.42±0.01, y puede mostrar una fluorescencia (UV) moderada en tonos pardos y verdes y, más raramente, fosforescencia.

En México, también se conoce a esta gema con el nombre tradicional de "Piedra de la bruja", debido a que en ocasiones se blanquea y se fractura o se desprende de su montura. Esto se debe a la desestabilización del ópalo, fenómeno relacionado con una pérdida de agua de su estructura (Aguilar-Reyes et al., 2005), aunque las creencias populares lo han atribuido a maldiciones y hechizos.

Algunos ejemplares de ópalo de fuego de Querétaro han sido importantes por su calidad y trascendencia histórica. Entre ellos, cabe destacar el Águila Azteca (32 ct), Phoebus (35 ct), el Dios Azteca del Sol (199.52 ct), actualmente en el Museo de Historia Natural de Chicago, en EUA, el Peón Negro (90 ct), el Dragón Mexicano (54 ct), y el Arco Iris Mexicano (10 ct) (Eckert, 1997).

Figura 2. Ópalo de fuego de Querétaro. (A) Muestras al natural de riolitas alteradas con ópalo de fuego; (B) ópalo de fuego tallado en cabujones elípticos y en gota.

3. Topacio

El topacio es un mineral relativamente común en México. Principalmente se presenta en riolitas ricas en flúor y elementos litófilos, a pesar de que también se ha descrito en algunos granitos y pegmatitas.

Se conocen numerosas mineralizaciones de topacio a lo largo del territorio mexicano, por ejemplo, en la Mina Delicias (Baja California), en la Mina San Antonio (Chihuahua), en las minas Remedios y Barranca (Durango), en Villa García (Zacatecas), así como en diversas localidades de Guanajuato, Guerrero, Hidalgo y San Luis Potosi (Panczner, 1987; Jolyon e Ida, 2006). El yacimiento más reconocido por la calidad, tamaño y abundancia de sus cristales se conoce como El Tepetate, y se localiza en el municipio de Villa de Aniaga, en San Luis Potosi (Figura 1). Este yacimiento se encuentra aproximadamente a 2 km hacia el NO del poblado del mismo nombre, y en él se han obtenido cristales de topacio de hasta 15 cm de longitud.

La palabra tepetate es un mexicanismo usado en la jerga minera para designar la roca estéril (Gómez-Caballero et al., 2004), aunque localmente hace referencia a los depósitos tobáceos alterados (Jolyon e Ida, 2006).

3.1. Yacimientos y explotación

La explotación de cristales de topacio en México es una actividad muy exigua, que recae en muy pocas personas. Actualmente, la extracción de ejemplares de topacio con fines comerciales se lleva a cabo únicamente en El Tepetate. Esta actividad se realiza eventualmente, al nivel de gambusinaje, con la ayuda de explosivos, pico, pala y barretas. Los ejemplares de topacio de mayor calidad se facetean y se comercializan como gemas, y los demás se destinan al coleccionismo.

Los yacimientos de topacio de El Tepetate están asociados a un complejo de domos de riolitas terciaras ricas en flúor, que asimismo alojan mineralizaciones menores de estaño. De hecho, El Tepetate constituye una de las 26 localidades conocidas de riolitas con topacio dispersas entre el centro de México y los estados de Colorado y Utah, en EUA (Christiansen et al., 1986; Menzies, 1995).

Además de riolitas, el área mineralizada de El Tepetate contiene otras rocas volcánicas ácidas terciarias, principalmente a modo de depósitos de ignimbritas y flujos de andesitas y latitas (Coremi, 1996). Geológicamente, todas estas rocas, cuya edad se estima alrededor de 30 Ma, corresponden al extremo SE de Sierra Madre Occidental. Mucho más escasas, las rocas volcánicas más recientes, de edad cuaternaria, constituyen pequeños derrames basálticos y depósitos de pumicitas (Coremi, 1996).

La extrusión del magma que generó las rocas volcánicas ácidas en el Terciario originó grandes estructuras volcánicotectónicas de orientación NE-SO, como la fosa tectónica de Villa de Reyes (Labarthe-Hernández et al., 1992; Nieto-Samaniego et al., 2005).En relación con estos procesos tuvo lugar la formación de los domos de riolita con topacio. Los magmas riolíticos que originaron las mineralizaciones de topacio eran muy ricos en volátiles (F, Cl) y en elementos litófilos (Sn, Li) (Webster et al., 1996).

El topacio cristaliza principalmente en las cavidades miarolíticas de la riolita, asociado a cuarzo y ópalo hialino (Figura 3). Las mineralizaciones de estaño que se asocian a las riolitas con topacio de El Tepetate consisten en brechas y fracturas rellenas de casiterita y hematites (Coremi, 1996).

Figura 3. Topacio de El tepetate, San Luis Potosí. (A) Cristales en una cavidad miarolítica de riolita; (B) detalle de cristal euhedral (izquierda) y de cristal tallado .

3.2. Características de la gema

Los mayores cristales de topacio encontrados en El Tepetate alcanzan 15 cm de longitud y 1 cm de diámetro (Panczner, 1987). Usualmente, los cristales desarrollan prismas terminados por una pirámide truncada por un pinacoide (Figura 3). Como norma general, los cristales más grandes desarrollan formas simples y son poco transparentes, mientras que los cristales menores son morfológicamente más complejos y por su diafanidad son más apreciados como gemas (Menzies, 1995).

La coloración de los cristales de topacio es variable; si bien los ejemplares más característicos presentan tonos ambarinos y pardo-rojizos (color champagne), los cristales incoloros también son habituales. Las coloraciones más oscuras se han atribuido a la presencia de inclusiones de rutilo y hematites (Menzies, 1995) y de centros de color.

4. Ámbar

En México, todos los yacimientos económicos de ámbar se encuentran en el estado de Chiapas (Figura 1). Dicha gema se explota principalmente en el distrito de Simojovel de Allende, aunque se conocen otros yacimientos en los vecinos municipios de Huitiupan y Totolapa, así como en los alrededores de San Cristóbal de las Casas y en diversas localidades dispersas al este de Chiapas (Rice, 1993; Ytuarte-Núñez, 2001).

El ámbar de Chiapas tuvo un significado y una importancia especiales para las culturas mesoamericanas, que lo usaron para elaborar ornamentos y para realizar ofrendas funerarias. Por este motivo, fue objeto de un intenso comercio por parte de los pobladores autóctonos de Chiapas, principalmente chontales, tzotziles y zoques, y su destino fue, principalmente, la elite azteca (YtuarteNúñez, 2001).

4.1. Yacimientos y explotación

Actualmente la extracción de ámbar en las minas de Chiapas es una actividad irregular y que se realiza a pequeña escala. La explotación de ámbar es efectuada de modo totalmente artesanal por grupos familiares que se han dedicado esta actividad desde hace décadas. La producción de ámbar en Chiapas es muy limitada: en el año 1997, por ejemplo, únicamente se extrajeron en total 850 kg de esta gema (Coremi, 1999).

En el distrito de Simojovel se efectúa un minado mediante socavones y tiros, mientras que en Totolapa y en los otros yacimientos el ámbar se extrae mediante pequeñas explotaciones a cielo abierto.

Geológicamente, los yacimientos de ámbar de Chiapas se localizan en la provincia del Cinturón Chiapaneco de Pliegues y Fallas, la cual está constituida esencialmente por una secuencia de rocas sedimentarias de edad mesozoica y cenozoica (Ortega-Gutiérrez et al., 1992). Dichos sedimentos consisten principalmente en rocas carbonatadas cretácicas cubiertas por secuencias detríticas continentales y marinas del Terciario (Coremi, 1999).

El yacimiento de Simojovel está encajonado en la Formación El Bosque, del Eoceno, la cual se compone esencialmente de areniscas y lutitas con intercalaciones carbonatadas (Coremi, 1999). Estas rocas se depositaron en un ambiente sedimentario de marismas de manglar y marjales, hecho que explica la gran variedad de crustáceos, gasterópodos e insectos que se encuentran fosilizados como inclusiones en el ámbar (Ytuarte-Núñez, 2001). El ámbar se asocia a un tramo de lutitas carbonosas, de unos 30 m de espesar, y se halla en forma de nódulos (Figura 4). La resina que originó el ámbar corresponde al guapinol (Hymenaea courbaril), especie arbórea de la familia de las leguminosas (Langenheim, 1966).

4.2. Características de la gema

Tanto por su índice de refracción como por su peso especifico, el ámbar de Chiapas es similar al del Báltico, aunque su dureza es menor.

Los ejemplares de ámbar de Chiapas muestran una amplia variedad de colores, como son amarillo claro, miel, musgo y color vino (Rice, 1993). Esa diversidad de tonos, aunada a la profusión de organismos fósiles incluidos (principalmente artrópodos), hacen del ámbar de Chiapas un preciado objeto de coleccionismo (Figura 4). Además, la facilidad en la lapidación y tallado del ámbar ha favorecido el arraigo de una sólida tradición artesanal entre los pobladares de Simojovel, y las piezas talladas en dicha localidad gozan de gran aceptación en las joyerías de todo el pais.

Figura 4. Ámbar de Chiapas. (A) Nódulo de ámbar incluido en lutita carbonosa; (B) pieza de ámbar tallado en cabujón, con un insecto incluido en la parte central.

5. Fluorapatita

La fluorapatita se ha descrito en México en múltiples yacimientos pertenecientes a diversas tipologías (Panczner, 1987). Desde el punto de vista de la calidad de sus cristales, la localidad más sobresaliente es la mina de hierro del Cerro de Mercado, situada hacia las afueras de la ciudad de Durango (Figura 1). En este yacimiento, la fluorapatita es el principal mineral de ganga y representa un problema tecnológico en el beneficio del hierro (el contenido máximo pennisible de fluorapatita en el concentrado final es de 0.05% en peso). Los cristales de fluorapatita son euédricos, diáfanos y de color verde claro a amarillo, por lo que son muy valorados entre los coleccionistas de minerales. No obstante, debido a su baja dureza (5 en la escala de Mohs), la fluorapatita no es muy apreciada como gema.

5.1. Yacimientos y explotación

La explotación de hierro en el yacimiento del Cerro de Mercado inició en el año 1828. El periodo de mayor actividad extractiva fue el comprendido entre los años 1934 y 1986, durante los cuales operó la Compañia Fundidora de Fierro y Acero de Monterrey. Después de su cese, la mina reabrió en 1996, año en que fue adquirida par el Grupo Acerero del Norte. Últimamente, la fluorapatita ha sido objeto de explotación como mena de fósforo, aunque ello no ha logrado frenar la tendencia recesiva de la actividad minera en el yacimiento.

Geológicamente, el yacimiento del Cerro de Mercado se localiza en la provincia de Sierra Madre Occidental, cuya formación se asocia a un ambiente de arco magmático (Ortega-Gutiérrez et al., 1992). De esta suerte, las rocas que predominan en el área mineralizada pertenecen a una secuencia volcánica ácida del Terciario. Las formaciones Águila y Cacaria, en la base de la secuencia, están constituidas esencialmente por lavas y tobas riolíticas. Les sucede la formación Santuario, compuesta por ignimbritas y riolitas fechadas en unos 30 Ma y que contiene los cuerpos mineralizados de hierro con fluorapatita (McDowell y Keizer, 1977). El Grupo Rio Chico, techo de la secuencia, está formado por ignimbritas, riolitas y basaltos, y su edad se estima en 28 Ma (Coremi, 1993). Al norte del yacimiento, cubriendo las unidades terciarias, hay derrames de basaltos con olivino de la formación Metates, del Cuaternario (Coremi, 1993).

El depósito de hierro del Cerro de Mercado consiste en diversos cuerpos masivos de disposición subhorizontal encajonados en rocas volcánicas ácidas (Lyons, 1988). Dichos cuerpos presentan texturas granulares y brechadas, en los que la fluorapatita se asocia a calcita, calcedonia, hematites, magnetita y diópsido-hedenbergita (Coremi, 1993). La mineralización está claramente vinculada a procesos magmáticos y pertenece, según Pollard (2000) y Tritlla et al. (2005), a la tipologia IOCG (Iron Oxide Copper-Gold Deposits).

5.2. Características de la gema

El yacimiento del Cerro de Mercado sobresale a escala mundial por la abundancia y tamaño de los cristales de fluorapatita (hasta 10 cm de longitud; Panczner, 1987), asi como por su diafanidad, belleza y perfección (Figura 5). Por su homogeneidad y pureza, estos cristales se utilizan como estándar en las técnicas de datación por trazas de fisión y por (U-Th)/He (McDowell et al., 2005).

La tonalidad amarillenta de la fluorapatita propia de algunos cristales del Cerro de Mercado no es muy común. Esta coloración distintiva se ha reconocido en cristales de Jumilla (Murcia, España) y de algunos yacimientos de Canadá, Brasil, Japón, Zimbabwe y Tanzania. En los cristales del Cerro de Mercado, la coloración amarillenta se atribuye a su elevado contenido en Nd, de hasta 0.45% en peso de Nd₂O₃ (Cruz-Ocampo, 2000).

Figura 5. Muestras de mano de fluorapatita del Cerro de Mercado, Durango.

6. Danburita

Por sus características físicas y cristalográficas, la danburita es apropiada para la talla de gemas, si bien es bastante desconocida y, consecuentemente, poco utilizada. Las causas del desconocimiento de este mineral en el ámbito de la gemología son su relativa rareza y el hecho de que las localidades con cristales de buena calidad son muy escasas (Arem, 1977). En efecto, la mayor parte de los ejemplares de danburita que se comercializan como gemas y piezas de colección son originarios de unos pocos yacimientos localizados en Madagascar y México, y en menor cantidad, de Myanmar.

En México, la danburita se ha descrito en dos localidades de Baja California, la Mina Verde (municipio de Ensenada) y la Mina Chuqui (municipio de Tecate), y en Charcas, en San Luis Potosi (Panczner, 1987; Jolyon e Ida, 2006). Esta última localidad es sin duda la más célebre, tanto por la abundancia como por el tamaño y perfección de los cristales que ahi se obtienen (Figura 6).

Figura 6. Danburita del distrito minero de Charcas (San Luis Potosí). (A) y (B) Cristales euédricos al natural; (e), (D) y (E) cristales faceteados.

6.1. Yacimientos y explotación

El yacimiento de la Mina Verde de Ensenada (Baja California; Figura 1) es una pegmatita de litio en la que la danburita se asocia a elbaíta, microclina, estilbita, cuarzo ahumado, lepidolita y moscovita (Panczner, 1987; Jolyon e Ida, 2006). En este yacimiento operó en 1970 una mina destinada a la extracción de turmalina (elbaita) gema, y en él se han obtenido algunos cristales de danburita de calidad.

El distrito minero de Charcas se ubica 110 km al norte de la ciudad de San Luis Potosi (Figura 1), y mantiene en actividad diversas minas que benefician plata, cobre, zinc, plomo, y a menor escala, oro y manganeso. La riqueza mineral de Charcas se conoce desde los inicios de la época colonial. La explotación minera inició en 1583 y desde entonces no se ha interrumpido, aunque se han sucedido múltiples concesionarios (Coremi, 1996). Actualmente, la compañía que opera la extracción es el Grupo México y las minas que se mantienen en actividad son: San Sebastián, Morelos, La Bufa y Tiro General.

En Charcas, la obtención y comercio de cristales de danburita es una actividad totalmente secundaria y casual, ya que se limita a los ejemplares que encuentran los mineros, posteriormente vendidos directamente a comerciantes y coleccionistas.

Geológicamente, el distrito minero de Charcas forma parte de la Provincia Zacatecana (Ortega-Gutiérrez et al., 1992), en la cual afloran principalmente rocas mesozoicas detríticas y carbonatadas y, en menor grado, metamórficas e intrusivas. Estas rocas están plegadas en dirección NNO-SSE como consecuencia de la deformación laramídica. Las rocas y estructuras mesozoicas están parcialmente cubiertas por depósitos terciarios de tobas e ignimbritas riolíticas, los cuales se relacionan con el vulcanismo ácido de la Sierra Madre Occidental (Coremi, 1996).

De la misma forma, en el distrito minero de Charcas aflora una secuencia de rocas sedimentarias y metasedimentarias mesozoicas. En la base de esta secuencia se halla la formación Zacatecas, de naturaleza metasedimentaria, que se compone esencialmente de pizarras y filitas, y cuya edad corresponde al Triásico Superior (Morán, 1984; Coremi, 1996). Le sobreyace discordantemente la Formación La Joya, del Jurásico Medio, constituida por conglomerados, lutitas y areniscas rojas, cuya sedimentación tuvo lugar en un ambiente continental. Una secuencia arcillosa-carbonatada de edad Jurásico Superior a Cretácico Superior se dispone discordantemente sobre las anteriores unidades. Un cuerpo intrusivo granodiorítico del Eoceno corta toda la secuencia mesozoica (Coremi, 1996).

El yacimiento de Charcas es de tipo skarn y, por lo tanto, está relacionado con el contacto entre la intrusión granodiorítica y los sedimentos mesozoicos. La mineralización de Ag-Pb-Zn-Cu forma reemplazamientos masivos (mantos) en las rocas carbonatadas mesozoicas y, además, rellena sistemas de fracturas cerca del contacto (Coremi, 1996).

La danburita se encuentra en los cuerpos de reemplazamiento metasomático, asociada principalmente a datolita CaBSiO₄(OH), cuarzo, calcita, apofilita, pirita, arsenopirita, esfalerita, galena, calcopirita, cinabrio y estibina.

6.2. Características de la gema

La danburita presenta una dureza elevada (7-7.2 en la escala de Mohs) y no tiene exfoliación. Los cristales de danburita son similares a los de topacio, aunque tienen menor densidad, y son asimismo muy apropiados para la talla de gemas (Figura 6).

Los cristales de danburita del distrito minero de Charcas gozan de gran popularidad entre los coleccionistas de minerales por su perfección y tamaño (Figura 6). Típicamente desarrollan prismas rómbicos euédricos de hasta 16 cm de longitud por 7 cm de ancho (Panczner, 1987). Usualmente, los cristales de mayor tamaño son opacos y presentan una coloración blanca o a veces rosada. Los cristales de menor tamaño suelen desarrollar caras cristalinas más perfectas y, al ser los más transparentes, son los más apropiados para la talla de gemas.

Agradecimientos

El presente trabajo se realizó bajo el apoyo económico del proyecto PAPIIT IN107003. Agradecemos a S.I. Franco y a R.M. Prol Ledesma sus comentarios acerca del trabajo. Las revisiones realizadas por A. Camprubí y J.M. Nogués Carulla contribuyeron significativamente a mejorar el manuscrito.

Referencias bibliográficas

Aguilar-Reyes, B.O., Ostrooumov, M., Fritsch, E., 2005, Estudio mineralógico de la desestabilización de ópalos mexicanos: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 22(3), 391--400.

Arem, J.E., 1977, Color encyclopedia of gemstones: Van Nostrand Reinhold Company, New York, EUA, 248 p.

Camprubí, A., Melgarejo, JC., Proenza, J.A., Costa, F., Bosch, J., Estrada, A., Borrell, F., Yushkin, N.P., Andreichev, VL., 2003, Mining and geological knowledge during the Neolithic: a geological study on the variscite mines at Gravá, Catalonia: Episodes, 26, 295-301.

Canet, C., Camprubí, A., 2006, Yacimientos minerales: los tesoros de la tierra: Fondo de Cultura Económica, México DF, México, 232 p.

Christiansen, E.H., Burt, D.M., Sheridan, M.F., 1986, The geology of topaz rhyolites from the westem United States: Geological Society of America Special Paper 205, 82 p.

Consejo de Recursos Minerales (Coremi), 1992, Monografía geológicominera del estado de Querétaro: México, Secretaría de Energía, Minas e Industria Paraestatal, Consejo de Recursos Minerales, 218 p.

Consejo de Recursos Minerales (Coremi), 1993, Monografía geológico-minera del estado de Durango: México, Secretaria de Energía, Minas e Industria Paraestatal, Consejo de Recursos Minerales, 204 p.

Consejo de Recursos Minerales (Coremi), 1996, Monografía geológicominera del estado de San Luis Potosí: México, Secretaria de Energía, Minas e Industria Paraestatal, Consejo de Recursos Minerales, 217 p.

Consejo de Recursos Minerales (Coremi), 1999, Monografía geológico-minera del estado de Chiapas: México, Secretaría de Energía, Minas e Industria Paraestatal, Consejo de Recursos Minerales, 204 p.

Cruz-Ocampo, J.C., 2000, Caracterización mineralógica de roca huésped y zona de mineralización, y propiedades magnéticas del yacimiento del Cerro de Mercado, Durango, México: México DF., Facultad de Ingeniería, UNAM, Tesis Profesional (inédita), 73 p.

Eckert, A.W., 1997, The world of Opals: John Wiley & Sons, New York, EUA, 448 p.

Foote, A., 1986, The Opal Mines of Querétaro, México: Economic Geology, Proceedings of the Academy of Natural Science of Philadelphia, EUA, 278-280.

Foshag, W.F., 1953, Mexican Opal: Gems and Gemmology, 9, 278-282.

Gómez-Caballero, J.A, Miranda-Gasca, M., Tritlla, J., Camprubí, A., Nieto-Obregón, J., 2004, Términos mineros, en: Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, A.F., Tolson, G. (eds.), Léxico Geológico Mexicano, Sociedad Geológica de México, México DF, México, 39-42.

González-Reyna, J., 1956, Riqueza minera y yacimientos minerales de México, 3^aedición: Banco de México, México DF, México, 497 p.

Hurlbut, CS., Kammerling, R.C., 1993, Gemología, 2'edición: Ediciones Omega, S.A., Barcelona, España, 337 p.

Huspeni, J.R., Kesler, S.E., Ruiz, J., Tuta, Z., Sutter, J.F., Jones, LM., 1984, Petrology and geochemistry of rhyolites associated with tin mineralization in northern México: Economic Geology, 79, 87-105.

Jolyon, R., Ida, C., 2006, mindat.org -the mineral and location database, http://www.mindat.org/

Labarthe-Hernández, G., Jiménez-López, L.S., 1992, Características físicas y estructura de lavas e ignimbritas riolíticas en la sierra de San Miguelito, S.L.P.: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto técnico, 114, 36 p.

Langenheim, J.H., 1966, Botanical Source of Amber from Chiapas, México: Ciencia, 24, 201-210.

Lyons, 11., 1988, Volcanogenic iron oxide deposits, Cerro de Mercado and vicinity, Durango, Mexico: Economic Geology, 83, 1886-1906.

McDowell, F.W., Keizer, R.P., 1977, Timing of mid-Tertiary volcanism in the Sierra Madre Occidental between Durango City and Mazatlan, Mexico: Geological Society of America Bulletin, 88, 1479-1487.

McDowell, F.W., McIntosh, W.C., Farley, K.A., 2005, A precise ⁴⁰Ar-³⁹Ar reference age for the Durango apatite (U-Th)/He and fission-track dating standard: Chemical Geology, 214, 249-263.

Menzies, M.A., 1995, The mineralogy, geology and occurrence of topaz: The Mineralogical Record, 26, 5-53. Morán, D.J., 1984, Geología de la República Mexicana: Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática, México DF, México, 89 p.

Nieto-Samaniego, A.F., Alaniz-Álvarez, S.A., Camprubí, A., 2005, La Mesa Central de México: estratigrafía, estructura y evolución tectónica cenozoica: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 57 (3), 285-318.

Ortega-Gutiérrez, F., Mitre, L.M., Roldán, J., Aranda, J.J., Morán, D., Alaniz, S.A., Nieto, A.F., 1992, Carta geológica de la República Mexicana escala 1:2,000,000, 5ª edición: Instituto de Geología, UNAM, Consejo de Recursos Minerales, Secretaría de Energía, Minas e Industria Paraestatal, México, 74 p.

Panczner, W.D., 1987, Minerals ofMexico: Van Nostrand Reinhold Company, New York, EUA, 459 p.

Pollard, P.J., 2000, Evidence of a magmatic fluid and metal source for Fe-oxide Cu-Au mineralization, en Porter, TM. (ed.), Hydrothermal iron oxide copper-gold & related deposits: a global perspective: Glenside, South Australia, Australia, Australian Mineral Fooodation, 1,27-41.

Rice, P.C., 1993, Amber the golden gem of the ages: The Kosciuszko Foundation, New York, EUA, 289 p.

Robles-Camacho, J., Sánchez-Hemández, R., 2006, Análisis mineral y químico de especies micáceas y hojosas identificadas en piezas arqueológicas mesoamericanas: Boletín de Mineralogía, 17: 155.

Secretaría del Patrimonio Nacional, 1970, Minería prehispánica en la Sierra de Querétaro: Consejo de Recursos Naturales No Renovables, Secretaría del Patrimonio Nacional, México DF, 131 p.

Sánchez-Hernández, R., Robles-Camacho, J., 2006, Avance de la investigación geoarqueológica de amazonita en el contexto mesoamericano: Boletín de Mineralogía, 17, 157.

Sedlock, R.L., Ortega, F., Speed, R.e., 1993, Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolution of Mexico: Geological Society of America, Special Paper, 278, 153 p.

Spores, R., 1967, The Mixtec kings and their people: University of Oklahoma Press, EUA, 270 p.

Tritlla, J., Camprubí, A., Centeno-García, E., Corona-Esquivel, R., Iriondo, A., Sánchez-Martínez, S., Gasca-Durán, A., Cienfuegos-Alvarado, E., Morales-Puente, P., 2003, Estructura y edad del depósito de hierro de Peña Colorada (Colima): un posible equivalente fanerozoico de los depósitos de tipo IOCG: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 20 (3), 182-201.

Ytuarte-Núñez, c., 2001, Rutas comerciales del ámbar mexicano: Chiapas (comunicación, cultura y política): México DF, Universidad Autónoma Metropolitana, Tesis de Maestría en Ciencias Antropológicas (inédita), 48 p.

Webster, J.o., Burt, D.M., Aguillon, R.A., 1996, Volatile and lithophile trace-element geochemistry of Mexican tin rhyolite magmas deduced from melt inclusions: Geochimica et CosmochimicaActa, 60,3267-3283.

Manuscrito recibido: Junio 29, 2006
Manuscrito corregido recibido: Agosto 16, 2006
Manuscrito aceptado: Agosto 21, 2006

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA

VOL. 59, NÚM:. 1, 2007, p. 1-7

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2007v59n1a1

The first geologic map of Sonora

Max Suter

Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Estación Regional del Noroeste,
Apartado Postal 1039, C. P. 83000 Hermosillo, Sonora, México

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Abstract

The 1888 publication by José Guadalupe Aguilera Serrano about the 3 May 1887 Sonora, Mexico earthquake contains the earliest geologic map of Sonora, a 1:1,000,000 scale color map with six cartographic units, reproduced in this paper. On the map,which covers ~20, 000 km²of northeastern Sonora, and in the accompanying article, Aguilera delimited and described parts of what is now known as the Jaralito and Oposura batholiths and assigned them, remarkably, an Eocene age. The map unit of volcanic rocks belongs mostly to the vast cover of the middle Tertiary Sierra Madre Occidental volcanic province and the units of Pliocene and Quaternary rocks to the fill of extensional basins. Aguilera assigned a Quaternary age to the basalt flows in the Moctezuma and San Bernardino valleys, which he described as covering the alluvium of these valleys. The rocks of the Pliocene map unit were described by Aguilera as an indurated conglomerate dipping 20°S, overlain with angular unconformity by alluvium, and most of its clasts being of volcanic origin; this unit is now known as the Báucarit Formation of Mioceneage. The Cretaceous map unit, described by Aguilera as ash grey, compact, and fossiliferous limestone beds belonging very probably to the Comanche series, is now known as the Lower Cretaceous Mural Limestone. Aguilera's map covers a series of north-south trending mountain ranges separated by the Moctezuma, Bavispe, San Bernardino, Fronteras, and Agua Prieta River valleys, a landscape pattern typical of the Basin and Range physiographic province. Aguilera described this transition zone between the plateau of the Sierra Madre Occidental in the east and the lowlands in the west as a large-scale staircase pattern, with the steep, fault-bounded side of the mountain ranges always facing west. A rare photograph by Camillus S. Fly possibly shows Aguilera and his field party near Bavispe, Sonora in August 1887.

Keywords: José Guadalupe Aguilera Serrano [1857-1941], history of geology, geologic map, Sonora, Mexico, Basin and Range province, Sonoran batholith

Resumen

La publicación en 1888 por José Guadalupe Aguilera Serrano sobre el terremoto del 3 de mayo de 1887 de Sonora incluye la primera carta geológica de Sonora. Se trata de un mapa en color a escala 1: 1,000,000 con seis unidades cartográficas, el cual es reproducido en este trabajo. En el mapa, que cubre ~20,000 km²del noreste de Sonora, y en el artículo que acompaña al mapa, Aguilera delimitó y describió partes de lo que se conoce actualmente corno los batolitos de Jaralito y de Oposura y les asignó notablemente una edad eocena. La unidad cartográfica de rocas volcánicas pertenece sobre todo a la cobertura amplia de la provincia volcánica de la Sierra Madre Occidental del Terciario medio y las unidades de rocas del Plioceno y Cuaternario al relleno de cuencas de extensión. Aguilera asignó una edad cuaternaria a los derrames de basalto en los valles de Moctezuma y San Bernardino y los describió corno cubriendo al aluvión de estos valles. A las rocas de la unidad cartográfica pliocénica, Aguilera las describió corno conglomerado bastante resistente con echado de 20° S, cubierto con discordancia angular por aluvión, y con la mayoría de los clastos siendo de origen volcánico. Esta unidad se conoce ahora como Formación Báucarit de edad miocena. La unidad cartográfica del Cretácico, descrito por Aguilera como capas de caliza gris cenicienta compacta y fosilifera, perteneciendo muy probablemente a la serie Comanche, se conoce ahora como la Caliza Mural del Cretácico Inferior. El mapa de Aguilera cubre una serie de valles de orientación norte-sur separados por los valles de los Ríos Moctezuma, Bavispe, San Bernardino, Fronteras y Agua Prieta, lo que es el patrón de paisaje típico de la provincia fisiográfica de cuencas y sierras. Aguilera describió esta zona de transición entre el plateau de la Sierra Madre Occidental al oriente y la tierra baja al poniente como una gigantesca escalinata formada por diversas cordilleras, cuya mayor pendiente ve siempre hacia el oeste. Una fotografia rara por Camillus S. Fly posiblemente muestra a Aguilera con su equipo de campo cerca de Bavispe, Sonora en agosto de 1887.

Palabras clave: José Guadalupe Aguilera Serrano [1857-1941J, historia de la geología, carta geológica, Sonora, México, provincia de cuencas y sierras, batolito de Sonora

1. Introduction

The purpose of this short note is to highlight the geologic map (Figure 1) that is part of the outstanding study José Guadalupe Aguilera Serrano [1857-1941] made of the devastating 3 May 1887 M_W7.5 Sonora earthquake.Aguilera's 1888 publication (in Spanish), which is based on his expedition to the epicentral region of this earthquake in the summer of 1887, is an important contribution to the regional geology and seismology of Mexico. Beside the first geologic map of northeastern Sonora (published in color), it includes a detailed surface rupture map and the earliest isoseismal map, source parameters, and seismic velocities of an earthquake in Mexico. Nevertheless, Aguilera's study is not widely known today, and he is not given credit for his pioneering achievements in reviews of the history of seismology (for example, Davison, 1927; Agnew, 2002) or earthquake geology (historical vignettes in Yeats et al., 1997). Here, I focus on Aguilera's geologic map; elsewhere (Suter, 2006), I reviewed the major seismologic accomplishments in Aguilera's study of the 1887 earthquake and placed them in a historical context.

Figure 1. Excerpt from the geologic map of northeastern Sonora by José G. Aguilera (1888). The original map scale is 1: 1,000,000. The reproduction is reduced to a scale of ~1,500,000. The map employs six cartographic units and shows Aguilera's itinerary.

2. Aguilera's expedition

Aguilera was dispatched to the epicentral region on 1 July 1887 from Hermosillo, Sonora (Figure 1), where he was employed by the Scientific Commission of Sonora (Comisión Científica de Sonora) as Head of the Department of Naturalists (Jefe de la Sección Naturalista). In his work order, which is included in his 1888 publication on page 9, he was asked not only to study the earthquake but also to describe the regional geology along his itinerary, collect rock samples, and construct a geologic map and cross sections. Aguilera was accompanied by a military crew carrying out triangulation that resulted in a topographic map of the expedition area. In Aguilera's 1888 report, credit for the topographic work is given to Juan B. Laurencio and Nicolás Lazo de la Vega, who possibly are depicted in Figure 2.

The itinerary of the expedition, ~750 km long, is marked on the geologic (Figure 1) and topographic maps in Aguilera's 1888 report. The field party traveled from Hermosillo to Moctezuma and from there to Bavispe, where they spent 15 days in August 1887 documenting the damage to the village and mapping ground fissures (Aguilera, 1888, p. 37). From Bavispe, they moved to the junction of the Bavispe and San Bernardino Rivers (Figure 1) and mapped the earthquake surface rupture scarp that passes along the eastern margin of the San Bernardino valley (now known as Pitáycachi segment of the 1887 rupture; Suter, 2001 ; Suter and Contreras, 2002). The expedition then proceeded on the U.S. side of the international boundary from San Bernardino (Figure 1) to Agua Prieta, from where they returned to Moctezuma and Hermosillo.

In Bavispe, Aguilera met in August 1887 Dr. George Emory Goodfellow [1855-1910] (Chaput, 1996), a physician and naturalist from Tombstone, Arizona Territory, who was also involved in an observational study of the 1887 earthquake (Goodfellow, 1887a, 1887b, 1888) together with the photographer Camillus Sidney Fly [1849-1901] (Vaughan, 1989; Cooper, 1989; Rowe, 1997). Goodfellow's (1887b) study includes the first surface rupture map of an earthquake in North America, and Fly's photographs are the earliest photographs worldwide of an earthquake rupture scarp. Goodfellow's map and several of Fly's photographs of the surface rupture were reproduced in Suter (2006, figs. 3 and 6-10) and his photographs of the earthquake damage in Bavispe in DuBois and Smith (1980, figs. 1215). The encounter between Goodfellow and Aguilera is mentioned by Goodfellow (1888, p. 162). A group portrait taken by Fly near Bavispe, at a place where major fissures developed in the flood plain of the Bavispe River, possibly shows the two field parties (Figure 2). A print of this photograph in the Steinbrugge Collection (University of California, Berkeley) includes the caption "Depressions or seismic troughs in river bed. View from Babispe, looking northwest. (Fly)" A comparison with photographs in Chaput (1996) suggests that the person labeled G is very likely Goodfellow, who was 32 years of age when this picture was taken. Based on a comparison with a picture in de Cserna (1990, fig. 14) and Gómez-Caballero (2005, fig.9), Aguilera is possibly the person labeled A. Aguilera was the only civilian in the Mexican field party and 30 years old at the time the picture was taken. The second person from the right (labeled L) is possibly Major Juan B. Laurencio, topographer of the Aguilera expedition. Based on comparisons with photographs in Smith (1970) and Truett (2004), the civilian on the outer right (labeled K) is likely to be Emilio Kosterlitzky [1853-1928], a German Russian immigrant who worked in 1887 in Bavispe for the Mexican customs guard or Gendarmería Fiscal, and who registered the aftershocks of the 3 May 1887 earthquake (Orozco y Berra, 1888, p. 522).

Figure 2. Photograph by Camillus S. Fly possibly showing José G. Aguilera and his field party in August 1887 near Bavispe, at a place where major fissures formed a small graben in the flood plain of the Bavispe River. The labeled persons are interpreted to be G: Dr.George E. Goodfellow, a physician and naturalist from Tombstone, Arizona Territory, who was also involved in an observational study of the 1887 earthquake; A: José G. Aguilera; L: Major Juan B. Laurencio, topographer of the Aguilera expedition; and K: Emilio Kosterlitzky.

3. Aguilera's geologic map of northeastern Sonora

Aguilera published the results of his expedition in 1888; the preface to his article was written in Hermosillo on 18 March 1888. The first half of his article is taken up by the geologic description of his itinerary and the collected samples, whereas the second half is related to the 3 May 1887 earthquake. The article includes four plates: an isoseismal map (scale: 1:6,000,000) covering the southwestern US and Mexico; a geologic map of northeastern Sonora (scale: 1:1,000,000); a topographic map of northeastern Sonora (scale: 1:1,000,000; contour interval: 250 m) that shows the surface rupture and ground fissures caused by the earthquake; and a plate with five geologic cross sections. The isoseismal map and the part of the topographic map showing the earthquake surface rupture are reproduced in Suter (2006, figs. 5 and 11). Aguilera (1888, p. 7) considered the topographic and geologic maps necessary tools to document and interpret the earthquake-related field observations and to formulate a hypothesis about the cause of the earthquake.

Aguilera's 1: 1,000,000 scale geologic map is reproduced here on a reduced scale (~ 1: 1,500,000) as Figure 1. This is likely to be the earliest geologic map covering a part ofSonora. Aguilera's map is little known to geologists working in Sonora today; it has barely been referenced in recent work about this region. The map reaches from Hermosillo in the southwest to the boundary with the United States and Chihuahua in the northeast and covers an area of ~20,000 km². Aguilera employed six cartographic units: granite; volcanic rocks; Quaternary rocks; Pliocene rocks; Cretaceous rocks; and an outcrop of questionable Triassic age southeast of Fronteras (Figure 1).

The granite unit on Aguilera's map includes two outcrops. The western one, east of Ures, is now known as the granitic-granodioritic Jaralito batholith and has a radiometric age between 51.8 and 69.6 Ma (Anderson et al., 1980; Roldán-Quintana, 1991). The eastern outcrop, east of Moctezuma (Figure 1), now known as the Oposura batholith, has a granitic-granodioritic-quartz monzonitic composition and a radiometric age between 59 and 62 Ma (Roldán-Quintana, 1994). These rocks belong to the Sonoran batholith, which is part of the subduction-related Late Cretaceous -early Tertiary (Laramide) magmatic arc (McDowell et al., 2001). Based on its contact, Aguilera inferred this granite to be older than the overlying rocks of the Sierra Madre Occidental volcanic province and assigned it, remarkably, an Eocene age (Aguilera, 1888, p. 26), over 100 years before this age was confirmed by radiometric studies.

Aguilera's unit of volcanic rocks belongs mostly to the vast cover of the middle Tertiary Sierra Madre Occidental volcanic province and his units of Pliocene and Quaternary rocks to the fill of extensional basins. These units define on his map a series of north-south trending fault-bounded mountain ranges separated by the valleys of the Sonora, Moctezuma, Bavispe, Fronteras, San Bernardino and Agua Prieta rivers (Figure 1), a landscape pattern typical of the southern Basin and Range physiographic province (Parson, 1995). Aguilera (1888, p. 12) describes this transition zone between the plateau of the Sierra Madre Occidental in the east and the lowlands in the west as a gigantic staircase pattern, with the steep, fault-bounded side of the mountain ranges always facing west.

Aguilera (1888, p. 13,21, and 30) assigned a Quaternary age to the basalt flows in the Moctezuma (Paz Moreno et al. , 2003) and San Bernardino (Gerónimo volcanic field; Kempton and Dungan, 1989; Biggs et al., 1999) valleys, which he described as covering the alluvial fill of these valleys. The rocks of the Pliocene map unit are described by Aguilera (1888, p. 15) between Huásabas and Óputo (now Villa Hidalgo) as an indurated, 20°S dipping conglomerate, with most of its clasts being of volcanic origin, and local concentrations of gypsum, overlain with angular unconformity by alluvium. This unit is now known as the Báucarit Formation of Miocene age (Bartolini et al., 1994; McDowell et al., 1997).

The Cretaceous map unit is represented by two outcrops east of the San Bernardino River valley and west of the Agua Prieta River valley (Figure 1). The western one of these outcrops, which is crossed by the international boundary west of Agua Prieta (Figure 1), has a NW-SE orientation resulting from Laramide shortening (Warzeski (1987). Aguilera (1888, p. 20-21) refers to these rocks as ash grey, compact, and fossiliferous limestone belonging very probably to the Comanche. The marine limestone mapped by Aguilera, now known as the Lower Cretaceous Mural Limestone of the Bisbee Group, was studied in detail by Warzeski (1987), who erroneously credits Dumble (1900) for having first reported these rocks. Aguilera's map also contains a Triassic unit shown southeast of Fronteras (Figure 1). However, Aguilera did not describe these rocks in the text, and the outcrop was not included in the 1889 geologic map of Mexico (de Cserna, 1990, pl. 1).

Furthermore, Aguilera (1888, p. 20) describes a 60 m section of lake deposits east of Batepito, probably in the lowermost part of Arroyo de la Cabellera (located on Figure 1 northeast of the junction of the Bavispe and San Bernardino Rivers, where Aguilera's itinerary doubles back) composed of thin bedded alternations of marl and chert-bearing limestone, and compares them to the lake deposits of the Mexico City basin (profile at Tajo de Nochistongo). Aguilera (1888, p. 22) also reports rocks of similar lithology near Cabullona, now known as deposits of the Cabullona basin (González-León and Lawton, 1995), which he correlates with the lake deposits he observed near Batepito.

4. Discussion

Additionally to his employment with the Scientific Commission of Sonora, Aguilera also held a position as Segundo Naturalista at the Comisión Geográfico Exploradora, the Mexican federal mapping agency of its time, with headquarters in Jalapa, Veracruz (Rubinovich Kogan et al., 1991). lt is likely that Aguilera was assigned to the Scientific Commission of Sonora not because of the earthquake but to do field mapping for the first geologic map of the Republic ofMexico (1 :3,000,000 scale), which was published in 1889 (facsimile in de Cserna, 1990, pl. 1). This map was based on geologic reconnaissance trips he had taken in Sonora not only to the epicentral region of the 1887 earthquake, but also among other places to San Javier and to Sahuaripa, Arivechi, and Cerro de las Conchas in eastern Sonora (Aguilera and Ordóñez, 1897). The 1889 geologic map of Mexico shows, additionally to the information on Aguilera's 1888 map and among other things the Cretaceous limestone outcrops at Lampazos and in the surroundings of Sahuaripa, as well as more extended outcrops of the Sonoran batholith and the Sierra Madre Occidental volcanic province.

Aguilera's 1888 paper does not contain bibliographical references, which were still not customary at that time. It is for that reason difficult to reconstruct what geologic information was available to him about the study area. The closest Aguilera comes to making a reference is his mentioning that the Comanche series was "recently established by the distinguished paleontologist of the U.S. Geological Survey, Dr. C.A. White, in his exploration of the Cretaceous in the southern and southwestern United States" (Aguilera, 1888, p. 21). Darton's 1896 index to North American geology and Aguilar y Santillán's 1898 bibliography of Mexican geology provide elues about what was known in 1887 about the geology of northeastern Sonora; it is a dearth of information that includes the survey of the international boundary region by Emory (1859) and a compilation by Marcou (1867). None of the references contains a geologic map of Sonora; neither does the catalog of geologic maps of America by Marcou and Marcou (1884, updated 1893) indicate any map that would cover Sonora. The geologic map of the Emory survey does not provide relevant information about Sonora, and the geologic map sheet of the Wheeler Survey covering southeastern Arizona and southwestern New Mexico (Gilbert el al., 1877) only reaches as far south as the northern part of the Chiricahua Mountains (Gilbert, 1875), ~90 km north of the international boundary. Aguilera's 1888 map (Figure 1) ranks therefore as the earliest geologic map of Sonora.

5. Conclusions

The 1888 publication by José Guadalupe Aguilera Serrano about the 1887 Sonora, Mexico earthquake includes the earliest geologic map of Sonora, a 1:1,000,000 scale color map with six cartographic units covering ~20, 000 km²of northeastern Sonora. The map and the accompanying article signified major advancements in the regional geology of northeastern Sonora. The transition zone between the plateau of the Sierra Madre Occidental in the east and the lowlands in the west was recognized as a large-scale staircase pattern, with the steep, fault-bounded side of the mountain ranges always facing west. A map pattern typical of the Basin and Range physiographic province is defined by north-south trending mountain ranges separated by major river valleys; on Aguilera's map the fault-bounded mountain ranges exhibit volcanic rocks of the Tertiary Sierra Madre Occidental volcanic province, whereas the intervening extensional basins are filled with siliciclastic rocks of the Pliocene and Quaternary map units. The basalt flows in the Moctezuma and San Bernardino valleys were described as covering the alluvial fill of these valleys and were assigned a Quaternary age. The Pliocene map unit (now known as the Miocene Báucarit Formation) was described as overlain by alluvium with an angular unconformity. Lake deposits composed of sandstone and thin bedded alternations of marl and chert-bearing limestone were described from near Cabullona and Batepito. The Jaralito and Oposura batholiths were recognized to be older than the rocks of the Sierra Madre Occidental volcanic province and were assigned an Eocene age. A northwest-southeast oriented outcrop of the Cretaceous unit was mapped across the international boundary west of Agua Prieta and described as ash grey, compact, and fossiliferous limestone (now known as the Lower Cretaceous Mural Limestone of the Bisbee Group).

Bibliographic references

Agnew, C. D., 2002, History of seismology, in Lee, WH.K., Kanamori, H., Jennings, P.C., Kisslinger, C., (eds.), International Handbook of Earthquake & Engineering Seismology: San Diego, California, Academic Press, part A, p. 3-11 and fil e AgnewNotes.pdf on the allached Handbook CD.

Aguilar y Santillán, R., 1898, Bibliografía geológica y minera de la República Mexicana: Instituto Geológico de México, Boletín 10, 158 p.

Aguilera, J.G., 1888, Estudio de los fenómenos séismicos del 3 de mayo de 1887: Anales del Ministerio de Fomento de la República Mexicana, v. 10, p. 5-56.

Aguilera, J.G., Ordóñez, E., 1897, Bosquejo geológico de México: Instituto Geológico de México, Boletín 4-6, 270 p.

Anderson, T H., Sílver, L.T, Salas, G.A., 1980, Distribution and U-Pb isotope ages of some lineated plutons, northwestern Mexico, in Crittenden Jr., M.O., Coney, P.J., Davis, G.H. (eds.), Cordilleran metamorphic core complexes: Geological Society of America Memoir 153, p. 269-283.

Bartolini, C.,Damon, P.E., Shafiqullah, M., Morales, M., 1994, Geochronologic contributions to the Tertiary sedimentary-volcanic sequences ("Baucarit Formation") in Sonora, Mexico: Geofísica Internacional, v. 33, p. 67-77.

Biggs,T.H., Leighty, R.S., Skotnicki, S.J., Pearthree, P.A., 1999,Geology and geomorphology of the San Bernardino valley, southeastern Arizona: Arizona Geological Survey, Open-File Report 99-19, 20 p.

Chaput, D., 1996, Dr. Goodfellow, physician to the gunfighters, scholar, and bon vivant: Westernlore Press, Tucson, Arizona, Great West and Indian Series, v. 66, 203 p.

Cooper, E.S., 1989, C.S. Fly of Arizona: The life and times of a frontier photographer: History of Photography, v. 13,p.31-47.

Darton, N.H., 1896, Catalogue and index of contributions to North American geology 1732-1891: U.S. Geological Survey, Bulletin 127, 1045p.

Davison, C.,1927, The founders of seismology: Cambridge, United Kingdom, Cambridge University Press, 240 p.

de Cserna, Z., 1990, La evolución de la geología en México (~1500-1929): Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista, v. 9, p. 1-20.

DuBois, S.M., Smith, A.W, 1980, The 1887 earthquake in SanBernardino valley, Sonora: State of Arizona, Bureau of Geology and Mineral Technology, Special Paper 3, 112 p.

Dumble, E.T., 1900, Notes on the geology of Sonora, Mexico: American Institute of Mining Engineers, Transactions, v. 29, p. 122-152.

Emory, W.H., 1859, Report on the United States and Mexican boundary survey, Geological Reports: Washington, D.C., 34th Congress, 1st Session, House Executive Document 135, v. 1, part 2, 174 p.

Gilbert, G.K., 1875, Report on the geology of portions of New Mexico and Arizona, in Wheeler, G.M. (ed.), Report upon geographical and geological expiorations and surveys west of the one hundredth meridian: Washington, Government Printing Office, v. 3, part 5, p. 503-567.

Gilbert, G. K., Howell, E.E., Loew, O., 1877, Sheet Nr. 83 covering parts of eastern and southeastern Arizona, western and southwestern New Mexico, in Humphreys, A.A., Geologic atlas projected toillustrate geographical explorations and surveys west of the 100^th meridian of longitude, under the command of First Lieut. Geo. M. Wheeler: New York, U.S. Army Corps of Engineers, geologic map, scale 1:506,880.

Gómez-Caballero, J.A., 2005, Historia e índice comentado del Boletín del Instituto de Geología de la UNAM : Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana,v.57,p. 149-185.

González-León, C.M., Lawton, TF., 1995, Stratigraphy, depositional environments, and origin of the Cabullona basin, northeastern Sonora, in Jacques-Ayala, C., González-León, C.M., Roldán Quintana, J. (eds.), Studies on the Mesozoic of Sonora and adjacent areas: Geological Society ofAmerica Special Paper 301, p. 121-142.

Goodfellow, G.E., 1887a, The Sonora earthquake: Science, v. 9, no. 224, p.483-484.

Goodfellow, G.E., 1887b, The Sonora earthquake: Science, v. 10,no. 236, p. 81-82.

Goodfellow, G.E., 1888, The Sonora earthquake: Science, v. 11 , no. 270,p. 162-166.

Kempton, P.D., Dungan, M.A., 1989, Geology and petrology of basalts and included mafic, ultramafic, and granulitic xenoliths of the Geronimo volcanic field, southeastern Arizona: New Mexico Bureau of Mines & Mineral Resources, Memoir 46, p. 161-185.

Marcou, J., 1867, Notes géologiques sur les frontiéres entre le Mexique et les Etats-Unis, in Archives de la Commission Scientifique du Mexique: Imprimerie impériale, Paris, France, v. 2, p. 74-80.

Marcou, 1., 1893, Mapoteca geológica Americana, second supplement: American Geologist, v. 11 , p. 95-99.

Marcou, J., Marcou, J.B., 1884, Mapoteca geológica Americana. A catalogue of geological maps of America (Northand South) 17521881, in geographic and chronologic order: U.S. Geological Survey, Bulletin 7, 184 p.

McDowell, F.W., Roldán-Quintana, J., Amaya-Martínez, R., 1997, Interrelationship of sedimentary and volcanic deposits associated with Tertiary extension in Sonora, Mexico: Geological Society of America Bulletin, v. 109, p. 1349-1360.

McDowell, F.W., Roldán-Quintana, J., Connelly, J.N., 2001, Duration of late Cretaceous-early Tertiary magmatism in east-central Sonora: Geological Society of America Bulletin, v. 113, p.521-531.

Orozcoy Berra,J., 1888. Efemérides séismicas Mexicanas: Memorias de la Sociedad Científica Antonio Alzate,v. 1, p. 303-541.

Parsons, T., 1995, The Basin and Range Province, in Olsen, K.H. (ed.), Continental rifts - evolution, structure, tectonics: Amsterdam, the Netherlands, Elsevier, p. 277-324.

Paz Moreno, F.A., Demant, A., Cochemé, J.J., Dostal, J., Montigny, R., 2003, The Quaternary Moctezuma volcanic field: A tholeiitic to alkali basaltic episode in the central Sonoran Basin and Range Province, México, in Johnson, S.E., Paterson, S.R., Fletcher, J.M., Girty, G.H., Kimbrough, D.L., Martín-Barajas, A. (eds.), Tectonic evolution of northwestern México and the southwestern USA: Geological Society of America Special Paper374,p.439-455.

Roldán-Quintana, J., 1991, Geology and chemical composition of the Jaralito and Aconchi batholiths in east-central Sonora, Mexico, in Pérez-Segura, E., Jacques-Ayala, C. (eds.), Studies of Sonoran Geology: Geological Society of America Special Paper 254, p. 69-80.

Roldán-Quintana, J., 1994, Geología del sur de la Sierra de Oposura, Moctezuma, Estado de Sonora, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 11 , p. 1-1 0.

Rowe, J., 1997, Photographers in Arizona, 1850-1 920, a history & directory: Nevada City, California, Carl Mautz Publishing, 126 p.

Rubinovich Kogan, R., Levy Aguilera, M., de Luna Moreno, C.,Block Iturriaga, C., 1991, José Guadalupe Aguilera Serrano, datos biográficos y bibliografía anotada: Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México and Instituto de Investigaciones en Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Hidalgo, 116 p.

Smith, C.C., 1970, Emilio Kosterlitzky, eagle of Sonora and the Southwest border: Glendale, California, Arthur H. Clarke Company, 344 p. Suter, M., 2001, The historical seismicity of northeastern Sonora and northwestern Chihuahua, Mexico (28-32°N, 106-111°W): Journal of South American Earth Sciences, v. 14, p. 521-532.

Suter, M., 2006, Contemporary studies of the 3 May 1887 M_W= 7.5 Sonora, Mexico (Basin and Range province) earthquake: Seismological Research Letters, v. 77, p. 134-147.

Suter, M., Contreras, J., 2002, Active tectonics of northeastern Sonora, Mexico (southern Basin and Range province) and the 3 May 1887 M_W=7.4 earthquake: Seismological Society of America Bulletin, v. 92, p. 581-589.

Truett, S., 2004, Transnational warrior: Emilio Kosterlitzky and the transformation of the U.S.-Mexico borderlands, 1873-1928 in Truett, S., Young, E. (eds.), Continental Crossroads: remapping U.S.-Mexico borderland history: Durham, North Carolina, Duke University Press, p. 241-270.

Vaughan, T., 1989, C.S. Fly, Pioneer Photojournalist: Journal ofArizona History, v. 30, p. 303-318.

Warzeski, E.R., 1987, Revised stratigraphy of the Mural Limestone -a Lower Cretaceous carbonate shelf in Arizona and Sonora, in Dickinson, W.R., Klute, M.A. (eds.), Mesozoic rocks of southern Arizona and adjacent areas: Arizona Geological Society Digest, v. 18, p. 335-363.

Yeats, R.S., Sieh, K., Allen, C.R., 1997, The geology of earthquakes: Oxford, United Kingdom, Oxford University Press, 568 p.

Manuscript received: February 10, 2006
Corrected manuscript received: March 2, 2006
Manuscript accepted: August 25, 2006

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