Resumen

Se propone formalmente a la Formación Chivillas, unidad litoestratigráfica clave para descifrar el registro sedimentario de la Cuenca Cuicateca. Su localidad tipo se encuentra en la Barranca Las Salinas al noreste de Tehuacán, donde las rocas están prácticamente sin deformar. La Formación Chivillas consiste en derrames basálticos frecuentemente con estructura en almohadilla y depósitos siliciclásticos producto de corrientes turbidíticas y flujos de escombros que forman una sucesión volcanosedimentaria muy gruesa cortada por diques de composición similar a los derrames. Se estima un espesor total de más de 4875 m. La Formación Chivillas se asigna al Barremiano con base en la edad máxima de depósito por circones detríticos, edad que es congruente con el contenido fósil previamente reportado.

En la formación se identificaron 16 facies en cinco clases: conglomerática, arenosa, fina, calcárea e ígnea, las cuales se agruparon en ocho asociaciones de facies: A) Turbiditas de grano medio; B) Turbiditas de grano grueso; C) Turbiditas de grano fino; D) Areniscas sin estructura interna; E) Debritas soportadas por clastos; F) Debritas soportadas por matriz; G) Pliegues disarmónicos sinsedimentarios y H) Derrames y lavas almohadilladas. Con las asociaciones de facies reconocidas se interpreta un ambiente de depósito de abanico submarino.

Las rocas volcánicas de la Formación Chivillas tienen una composición máfica a intermedia alcalina con afinidad geoquímica tipo MORB u OIB, con valores isotópicos de plomo común similares a los valores de manto enriquecido, la firma isotópica Pb/Pb de los derrames de la Formación Chivillas sugiere una fuente asociada a la corteza inferior.

Las areniscas estudiadas están conformadas principalmente de cuarzo monocristalino, cuarzo policristalino milonítico, cuarzo policristalino en mosaico, microclina pertítica, y algunas plagioclasas; también son muy abundantes los líticos de limolita y caliza, y en menor cantidad líticos volcánicos y metamórficos, y otros similares a granito o gneis granulítico; texturalmente, los clastos son angulosos a subredondeados. Los clastos en los conglomerados son de caliza, arenisca (con estratificación cruzada) y gneis. Estas litologías son características de los complejos Milonítico Sierra de Juárez y Oaxaqueño, y su cubierta sedimentaria. Se observaron escasos líticos volcánicos en las areniscas, y algunos niveles con piroclastos de caída. Las areniscas tienen su procedencia en bloques continentales, específicamente en un cratón interior o de un basamento levantado, por lo que podemos suponer que proceden de la erosión de Oaxaquia. La presencia de circones de edad Pan-Africano-Brasiliano indica una procedencia de Gondwana probablemente transportados por sistemas fluviales complejos en una etapa evolucionada del proceso de rifting del Golfo de México.

Palabras clave: turbiditas, Golfo de México, Barremiano, rift, abanico submarino, circones detríticos.

Abstract

We propose formally the Chivillas Formation, as a key litostratigraphic unit to decrypt the sedimentary record of Cuicateca basin. Its type locality is along Barranca Las Salinas creek northeastern ward Tehuacán, Pue., where the rocks are virtually without deformation. Chivillas Formation consists of basaltic flows frequently with pillow structure and siliciclastic deposits of turbidite currents and debris flows, on a very thick volcanosedimentary succession cut by dikes of similar composition. Estimate a total thickness of more than 4,875 m. Chivillas Formation is assigned at Barremian based on the maximum age of detrital zircon within sandstones, this age is consistent with previously reported fossil content.

We recognized 16 facies into five classes: conglomeratic, sandy, fine, calcareous and igneous, which are grouped as eight facies associations: A) Medium-grained turbidites, B) Coarse-grained turbidites, C) Fine-grained turbidites, D) Structureless sandstones; E) Debrites clast supported, F) Debrites matrix supported; G) Synsedimentary disharmonic folds and H) Lavas and pillow lavas. From the recognized facies associations, we interpreted an environment of submarine fan deposit.

The volcanic rocks of Chivillas Formation are alkaline mafic to intermediate, geochemical affinity MORB or OIB, with common lead isotopic values similar to values of enriched mantle, the isotopic signature Pb/Pb of lavas suggests a source from lower crust.

The sandstones studied are graywackes composed mainly of monocrystalline quartz, mylonitic polycrystalline quartz, mosaic polycrystalline quartz, perthitic microcline, and some plagioclase; very abundant siltstone and limestone lithics, and fewer volcanic and metamorphic lithics, similar to granite or granulite gneiss; the clasts are angular to subrounded. The clasts into conglomerates are of limestone, sandstone (cross-stratified) and gneiss. These lithologies are typical of the Sierra de Juárez mylonitic Complex and Oaxaca Complex, and its sedimentary cover. Only few volcanic lithic in sandstones and some levels with pyroclastic falls were observed. The sandstones have their source on continental blocks, specifically from inner craton or uplifted basement, so we can assume that came from Oaxaquia. The presence of Pan-African-Brazilian zircons indicates a source from Gondwana; probably, they were transported by complex river systems within an advanced step on the rifting process of Gulf of Mexico.

Keywords: turbidites, Gulf of Mexico, Barremian, rift, submarine fan, detrital zircons.

1. Introducción

Recientemente se propuso que el depósito de la Formación Chivillas expuesta al noreste de Tehuacán, en el estado de Puebla (Carrasco, 1978; Alzaga y Pano, 1989), está asociado al proceso de apertura del Golfo de México (Mendoza-Rosales et al., 2010). La Formación Chivillas se depositó en la convergencia de los terrenos Cuicateco y Zapoteco (Figura 1), y representa una de las unidades clave para las reconstrucciones paleogeográficas de la región. El análisis de facies y de procedencia mostrados en este trabajo, favorece la hipótesis de Mendoza-Rosales et al. (2010), y precisa la paleogeografía mesozoica de la región. La caracterización detallada de la unidad permite bosquejar mejor su extensión geográfica, a partir de la comparación de los diferentes elementos del estratotipo de la Formación Chivillas, con las rocas afines, producto de la deformación y el metamorfismo documentado hacia el sureste del área estudiada, ya que en esa dirección se incrementaron esos procesos durante el Mesozoico (Delgado-Argote, 1988, 1989; Alaniz-Álvarez et al., 1994; Barboza-Gudiño y Schwab, 1996; Ángeles-Moreno, 2006; Ángeles-Moreno et al., 2012).

La geocronología de circones detríticos se ha convertido en una herramienta poderosa para determinar la edad máxima de depósito, y la procedencia de los sedimentos acumulados en una cuenca; sin embargo, este recurso debe ser acompañado del análisis de facies, de los estudios petrográficos y de la aplicación de los diagramas de discriminación tectónica para establecer las características sedimentológicas, paleogeográficas y tectónicas de una cuenca sedimentaria. El mayor problema en los estudios de análisis de procedencia reside en el hecho que los sedimentos no constituyen una imagen uno a uno de su fuente, ya que en la formación de una roca sedimentaria se entrelazan una gran variedad de procesos y factores. Factores como el clima, la morfología, los medios de transporte y subambientes de depósito contribuyen de manera específica y única para la conformación de cada cuenca, por lo que aplicar una sola herramienta para su estudio, puede generar resultados sesgados. La relación que existe entre la cuenca sedimentaria y las áreas fuente del sedimento, es especialmente evidente en el caso de areniscas inmaduras con alta proporción en líticos. La composición y clasificación de una arenisca ha sido ligada durante mucho tiempo con las rocas de las que procede, por lo que el análisis de las mismas permite vislumbrar el probable paisaje en el que se formaron.

Acorde a lo establecido en el Código Estratigráfico Norteamericano (Barragán et al., 2010), en este trabajo se revisan sus antecedentes históricos, se redefine y propone formalmente como unidad litoestratigráfica a la Formación Chivillas, con base en la medición de una columna sedimentológica-estratigráfica detallada en la localidad tipo, propuesta en este trabajo como el estratotipo de la unidad, se definen sus límites, se establece su edad; así mismo se describe el ambiente de depósito y proponen las fuentes de aporte de sedimento con base en el análisis de procedencia de sus areniscas.

2. Metodología

2.1. Estratigrafía y facies

Se elaboró un mapa geológico con los afloramientos de la Formación Chivillas para conocer su extensión y límites estratigráficos, utilizando fotografías aéreas escala 1:25000 y trabajo de campo, para verificar afloramientos; se diferenciaron los flujos volcánicos de mayor extensión conforme a la escala del mapa (Figura 2).

Se midió una columna estratigráfica detallada utilizando el báculo de Jacob, para caracterizar litológica, sedimentológica y estratigráficamente al estratotipo de la Formación Chivillas, y por otro lado, se identificaron dieciséis facies, las cuales se agruparon en asociaciones de facies (AF) con el objeto de definir el ambiente de depósito. Las asociaciones de facies propuestas, como resultado de la agrupación de facies genéticamente compatibles, siguen el esquema propuesto por Posamentier y Walker (2006) El incremento en la deformación que presenta la Formación Chivillas hacia el sur del área (Eguiza-Castro, 2001; Mendoza-Rosales et al., 2010), imposibilita la medición de otras columnas estratigráficas para realizar una correlación y poder establecer cambios de facies regionales.

2.2. Petrografía y procedencia

Para la clasificación de las calizas se utilizó el esquema propuesto por Dunham (1962) para muestras de mano, y la metodología de Folk (1962) para descripciones microscópicas; en el caso de las areniscas se empleó el esquema propuesto por Pettijohn (1975).

Con el objetivo de reconocer la composición y la procedencia de los sedimentos siliciclásticos de la Formación Chivillas, se efectúo el estudio petrográfico de diez muestras de arenisca con dos enfoques: 1) identificación pormenorizada de los componentes y sus texturas, y 2) análisis modal. La identificación de los componentes petrográficos se realizó considerando los rasgos texturales y mineralógicos de cada grano, independientemente de su abundancia. El análisis modal para investigar la procedencia, se basó en un conteo de 500 puntos por muestra, adaptado a las características texturales y mineralógicas de la arenisca, la composición fue cuantificada utilizando el método de Gazzi-Dickinson descrito en Ingersoll et al. (1984). Dado que las areniscas varían de grano fino a grueso, la diferencia en el tamaño de grano fue compensado con el espaciado de la red de conteo. Para el análisis de procedencia se utilizaron los diagramas de discriminación tectónica propuestos por Dickinson (1985), Garzanti et al. (2001) y Marsaglia et al. (2007).

2.3. Geocronología y procedencia a partir de edades U-Pb en circones detríticos

La edad de la Formación Chivillas en la Barranca Las Salinas fue obtenida por Mendoza-Rosales et al. (2010) con base en fechamiento de circones detríticos individuales por el método U-Pb en el Arizona LaserChron Center, en la Universidad de Arizona, EUA, utilizando el método de ablación láser y espectrometría de masas (Laser ablation-muticollector inductivelly coupled plasma mass spectrometry), el procedimiento analítico está descrito en Gehrels et al. (2006). En este trabajo se analizó la procedencia de los circones detríticos reportados por Mendoza-Rosales et al., (2010) a la luz de los nuevos datos en el Sur de México. Las edades isotópicas reportadas en este trabajo están referidas a la Tabla Estratigráfica Internacional 2009, publicada por la Comisión Internacional en Estratigrafía (ICS, 2009).

3. Estratigrafía

En la Cuenca de Zongolica, propuesta por personal de Petróleos Mexicanos (PEMEX) e Instituto Mexicano del Petróleo (IMP) con base en la sucesión rocosa que aflora al noreste de Tehuacán en el estado de Puebla, se acumularon depósitos marinos desde el Tithoniano hasta el Cretácico Superior (Alzaga y Santamaría, 1987; Meneses-Rocha et al., 1996; Eguiluz et al., 2000; Ortuño-Arzate et al., 2003). Barboza-Gudiño y Schwab (1996) la denominaron como Cuenca Cuicateca. La base de la secuencia ha sido descrita como depósitos marinos volcanosedimentarios del Jurásico Superior – Cretácico Inferior (formaciones Tepexilotla, Xonamanca y Chivillas; Carrasco et al., 1975; Meneses-Rocha et al., 1996) compuestas de basaltos submarinos, areniscas, conglomerados y lutitas. La unidad más accesible es la Formación Chivillas que aflora a lo largo de la Barranca Las Salinas.

3.1. Formación Chivillas

3.1.1. Antecedentes

La Formación Chivillas fue descrita por vez primera por Pano (1973) en un informe inédito de PEMEX como una sucesión de lutitas, areniscas y filitas, intercaladas con conglomerados, que afloran al pie del cerro Chivillas al norte de San Antonio Cañada, Pue., de donde toma su nombre. Carrasco (1978) describe una sección estratigráfica parcial de 304.5 m de lutitas calcáreas, areniscas, micritas y grainstone alternadas con andesitas con estructura almohadillada; misma que Toriz (1983) asigna a la Formación Chivillas de Pano (1973) y la subdivide en dos miembros: como Chivillas Inferior propone a la sucesión descritas por Carrasco (1978), caracterizada por la intercalación de rocas volcánicas; Toriz (1983) considera como Chivillas Superior al resto de la sucesión descrita por Pano (1973) y la caracteriza por la ausencia de rocas ígneas.

Alzaga y Pano (1989) describen a la Formación Chivillas con base en dos miembros: el inferior, caracterizado por dos facies: una sedimentaria de limolitas, arcosas y arcosas líticas, con un espesor de 288 m; y la otra facies de 164 m de espesor, volcánica de rocas espilíticas con estructura almohadillada. Para el miembro superior definen una sola facies de areniscas de grano medio a grueso, en ocasiones gravillenta, que alterna con limolitas, para un espesor de 169 m.

3.1.2. Definición y localidad tipo

Los mejores afloramientos de la Formación Chivillas se encuentran en la Barranca Las Salinas, al noreste de Tehuacán (Figura 2), considerada en este trabajo como la localidad tipo, donde las rocas están prácticamente sin deformar. La Formación Chivillas consiste en flujos de lava basálticos frecuentemente con estructura en almohadilla, intercalados con depósitos siliciclásticos en estratos delgados a medianos de grauvaca, lutita, caliza arcillosa y conglomerado, que forman una sucesión volcanosedimentaria muy gruesa cortada por diques de composición similar a los flujos de lava. Con el objeto de establecer el estratotipo de la unidad, en la Barranca Las Salinas, se midió una sección de referencia en tres segmentos de 58, 1225 y 1532 metros respectivamente (Figura 2 y Figura 3) en la cual se reconocieron ocho unidades que se describen detalladamente más adelante, las cuales representan las características litológicas y sedimentológicas de la Formación Chivillas. Con base en observaciones de campo, se estima que el espesor total de la Formación puede sobrepasar los 4875 m.

Se propone abandonar la subdivisión propuesta por Toriz (1983), ya que fue planteada con base en el contenido de rocas volcánicas sólo en el Miembro Inferior, pero en este trabajo se observaron intercalaciones de rocas ígneas en toda la Formación Chivillas como se observa a lo largo de la Barranca Las Salinas y en diversos afloramientos de la región, por lo cual no se justifica la subdivisión en Chivillas Inferior y Chivillas Superior.

3.1.3. Relaciones estratigráficas

La base de la Formación Chivillas no está expuesta, se encuentra limitada al poniente por la Falla Oaxaca, y cubierta por depósitos cenozoicos como se observa en la Figura 2; se infiere un basamento que puede estar conformado por rocas metamórficas del Proterozoico – Paleozoico, ya que a 30 km hacia el sureste, Ortega-Gutiérrez et al. (1995) reportan rocas metamórficas de edad grenvilliana. Ortuño-Arzate et al. (2003) reportan granitoides de edad paleozoica en el Pozo Orizaba-1 de PEMEX, localizado al noreste del área de estudio, lo que sugiere su probable existencia por debajo de la cubierta mesozoica. Mendoza-Rosales et al. (2010) mencionan que las rocas volcánicas de la Formación Chivillas tienen valores iniciales de εNd (126) que varían entre 0.3 y 4.1, y edades modelo que van desde 632 hasta 1520 Ma los cuales son similares a los valores de εNd del Complejo Oaxaqueño (Ruiz et al., 1988; Torres et al., 1999), lo que sugiere la presencia de un basamento antiguo para la Formación Chivillas y la participación de materiales corticales en la generación de los magmas.

Se considera que el límite superior de la formación es transicional con base en el cambio gradual de depósitos siliciclásticos a depósitos calcáreos de la Formación Miahuatepec del Aptiano reportadas al poniente (Calderón, 1956; Centeno-García et al., 2009; Mendoza-Rosales, 2010). En el área de Tehuacán esta relación estratigráfica no se observa porque el contacto de la Formación Chivillas con las calizas de la Formación Miahuatepec corresponde con una superficie de detachment, con pliegues apretados recostados al noreste (Rodríguez-Otero, 2010). La Formación Chivillas en la Barranca Las Salinas se presenta levemente inclinada hacia el noreste o plegada suavemente (Figura 2), condición que cambia rápidamente hacia el sur, dirección en que se incrementa la deformación (Eguiza-Castro, 2001), de modo que en Coxcatlán, se observan a las rocas de la Formación Chivillas cizalladas y con pliegues apretados, mientras que en el área de Teotitlán está parcialmente milonitizada (Ángeles-Moreno, 2006; Ángeles-Moreno et al., 2012).

4. Asociaciones de facies y paleoambiente de depósito de la Formación de Chivillas

4.1. Asociaciones de facies

En la columna medida en la localidad tipo en la Barranca Las Salinas, se reconocen 16 distintas facies en la Formación Chivillas agrupadas en cinco clases: conglomerática, arenosa, fina, calcárea e ígnea (Tabla 1 y Figura 4). Siguiendo el esquema propuesto por Posamentier y Walker (2006), se proponen ocho asociaciones de facies (AF) las cuales se describen a continuación:

4.1.1. Asociación de Facies A: Turbiditas clásticas de grano medio

Esta asociación de facies (AF) consiste de una intercalación rítmica de estratos paralelos continuos de arenisca de grano medio (facies Ar-cr, Ar-ei, Tabla 1) interestratificados con lutita calcárea (facies F-lof, Tabla 1) y algunos estratos de caliza (facies Cz-p, Tabla 1), con espesores entre 10 y 30 cm (Figura 3b); ocasionalmente se encuentran intercaladas con la facies Cz-ic (Tabla 1) formando estratos de 10 a 20 cm de espesor. Se observan numerosas estructuras sedimentarias: estructuras de corte y relleno (flute cast, tool marks, scour cast), gradación grano decreciente, rizaduras asimétricas con crestas redondeadas, estratificación cruzada, convoluta y estructuras flaser. Esta AF incluyen algunas de las facies (divisiones) propuestas por Bouma (1962), en algunos estratos se presenta la secuencia Bouma completa: Arenisca con gradación grano decreciente y marcas de base (Ta), arenisca con laminación paralela de régimen de flujo superior (Tb), arenisca con rizaduras, estratificación cruzada (Tc), limo y arcilla con laminación paralela (Td) y depósitos pelíticos (Te), como se aprecia en la Figura 3b y Figura 3c). La combinación de facies permite inferir que el depósito es producto de flujos turbidíticos. Esta asociación de facies contiene algunos canales pequeños, rellenos de arenisca de grano grueso y conglomerado muy fino, de menos de 10 cm de espesor y algunos centímetros de ancho (Ar-cg, Tabla 1). Se observan esporádicos horizontes piroclásticos intercalados con wackestone de radiolarios y calciesferúlidos mal preservados (< 1 cm, Figura 6d).

Figura 6. Fotomicrografías de muestras de roca de la Formación Chivillas: a) Facies Ar-cg (muestra FCH-32) grauvaca lítica con clastos angulosos de cuarzo policristalino, microclina pertítica e intraclastos de biomicritas, en una matriz arcillosa (tomada con luz polarizada cruzada); b) Grauvaca lítica de la Formación Chivillas, facies Ar-ei (muestra FCH-06) (tomada con luz polarizada cruzada); c) Grauvaca lítica de la Formación Chivillas, facies F-lof (muestra FCH 30) con clastos angulosos de cuarzo, se observan algunas de las facies de Stow: T0 laminación cruzada, T6 lentes con gradación grano decreciente (tomada con luz polarizada cruzada); d) Facies Cz-p (muestra FCH-B2) wackestone de radiolarios y calciesferas mal preservados, se aprecia una laminación ondulada muy fina, la cual es perturbada por la caída de piroclastos en la cima (tomada con luz polarizada cruzada); e) Facies Cgc-cz (muestra THOR 9B) clasto del conglomerado constituido por una biomicrita en la que se observa un fragmento de esponja (tomada con luz polarizada cruzada); f) Facies Cgc-cz (muestra TH 04) packstone de intraclastos de biomicritas y ooesparitas, con fragmentos de moluscos (tomada con luz polarizada plana).

4.1.2. Asociación de Facies B: Turbiditas de grano grueso

Esta AF se presenta en paquetes de 10 a 20 m de espesor (Figuras 3 a,b,c,e), consiste principalmente de arenisca de grano grueso, intercalado con algunos niveles de arenisca de grano fino en estratos de 20 a 40 cm de espesor (Figura 3b) (facies Ar-cg, Ar-cr, Ar-ei, Tabla 1). Se encuentran interestratificados con estratos de 5 a 20 cm de lutitas calcáreas (facies F-lof, Tabla 1). Se trata de grauvaca lítica con abundantes líticos metamórficos y calizas, con cuarzo mono y policristalino, y algunos feldespatos. Los estratos presentan estructuras primarias erosivas a escala media como flute cast y gutter cast; así como frecuentes formas de estratificación cruzada planar y acanalada. En muchos estratos se observan las estructuras que conforman la secuencia Bouma (Tabc) y algunos presentan la secuencia propia de las turbiditas CCC (Posamentier y Walker, 2006) que presenta rizaduras montantes, laminación convoluta, intraclastos de lodo (climbing ripples, convolute lamination, ripped-up mud clast). Esta AF presenta localmente un nivel con abundante madera fósil (Figura 3c).

La AF B sugiere tasas altas de sedimentación que podrían corresponder con depósitos de levee. La presencia de estructuras erosivas apoya esta interpretación, ya que hay más probabilidad de erosión asociados a los flujos confinados en los canales que en los ambientes asociados a una planicie (Posamentier y Walker, 2006).

4.1.3. Asociación de Facies C: Turbiditas de grano fino

La AF C está formada por una alternancia de facies de grano fino F-lof y F-p (Tabla 1) que varía de limo a tamaño arcilla, así como algunos lentes de arenisca de grano muy fino, en estratos de 10 a 20 cm de espesor (figuras 3 b,c,d,e). Se reconocieron varias de las facies turbidíticas de Stow (Stow y Shanmugam, 1980) (Figura 6c), como son: Laminación lenticular a la base (rizaduras atenuadas (T0), laminación ondulada o lenticular (T2), laminación regular fina (T3), lentes gradados de limo/arcilla (T6), arcilla sin gradación (T7). El color de la roca varía de negro a café claro. Se observa intercalada la facies F-fc (Tabla 1) con abundantes estructuras de flama y de carga (Figura 5). En esta asociación se reconocieron pequeñas fallas de crecimiento. La textura de grano fino y las facies identificadas son probablemente producto de un régimen hidrodinámico de baja velocidad, con abundante sedimento fino dentro de los flujos turbidíticos, asociado a una etapa de desaceleración del flujo, señalado por la transición de sedimentación por tracción (T0-T2 rizaduras, laminación cruzada) a sedimentación por suspensión (T6-T7), depositado en la zona de intercanales o en la planicie de inundación.

4.1.4. Asociación de Facies D: Areniscas sin estructura interna (masivas)

La AF D está conformada por la facies F-ea (Tabla 1), se presenta en estratos de 30 a 70 cm de espesor, algunos de los cuales se encuentran amalgamados; se caracterizan por la ausencia de estructuras primarias por flujo, pero es frecuente observar estructuras de flama y marcas de carga en la base de los estrato, así como estructuras de escape de agua: estructuras de plato en los estratos más gruesos, y volcanes de arena; estructuras propias de flujos de sedimentos fluidizados, los cuales indican deshidratación probablemente por compactación o asociado a un choque repentino de las partículas en el sedimento.

4.1.5. Asociación de Facies E: Debritas soportadas por clastos

La AF D está conformada por la facies Cgc-sm (Tabla 1) en estratos con base erosiva que varían de 12 a 40 metros de espesor (Figura 3d y Figura 4d), y por la facies Cgc-cz (Tabla 1) (Figura 4a y Figura 6e) en estratos con espesores de 50 cm a 7 metros con base erosiva (Figura 3a, d y f). Esta AF se acumuló como flujos de escombros no cohesivos; su espesor y relaciones de acreción con las asociaciones de facies adyacentes sugieren que podría tratarse de rellenos de canal, ya que en ocasiones se observa la transición a las areniscas de la AF D que correspondería con la fase final de un flujo turbidítico de alta densidad (Lowe, 1982), formado probablemente al pie de un talud.

4.1.6. Asociación de Facies F: Debritas soportadas por matriz

La AF E está conformada por la facies Cgm-sm (Tabla 1) en cuerpos entre 8 y 40 metros de espesor; los estratos presentan límites en forma de cuña con las AF adyacentes. Esta AF se acumuló probablemente como un flujo de escombros subacuoso rico en lodo, producto de flujos de masas por gravedad cohesivos, se trata de flujos de transición entre corrientes turbidíticas y flujos de escombros que muestran los efectos de la turbulencia y la cohesión en el proceso de sedimentación. La presencia de olistolitos sugiere desprendimientos de la pared del canal o del talud y arrastre de bloques.

4.1.7. Asociación de Facies G: Pliegues disarmónicos sinsedimentarios

Esta AF se presenta en unidades de 2.5 a más de 10 metros, consiste en paquetes de estratos entre 5 y 25 centímetros de arenisca y limolita deformados conforme a pliegues disarmónicos (Figura 4e), limitados por estratos sin perturbar tanto a la base como a la cima de la facies S (Tabla 1). Internamente, se trata de pliegues recumbentes y asimétricos, con desarrollo de fallas locales tanto normales como inversas. Estos pliegues son producto del desplazamiento de sedimentos inestables. La ausencia de bioturbación sugiere condiciones ambientales estresantes y un sepultamiento rápido.

4.1.8. Asociación de Facies H: Flujos y lavas almohadilladas

Esta AF está conformada por las facies de la clase ígnea (Tabla 1) que corresponden con roca volcánica de composición basáltica que se presenta como lava almohadillada (facies La-ah, Tabla 1) o flujos de lava (facies La-f, Tabla 1) (Figuras 3a-c y Figura 4c); los cuerpos de mayores dimensiones fueron cartografiados (Figura 2). Dos derrames masivos presentan peperitas en su cima (facies Pe, Tabla 1, Figura 3a y Figura 4f). La asociación se presenta en derrames individuales de 45 cm de grosor hasta paquetes de derrames con espesor mayor a los 800 m.

Figura 6. Fotomicrografías de muestras de roca de la Formación Chivillas: a) Facies Ar-cg (muestra FCH-32) grauvaca lítica con clastos angulosos de cuarzo policristalino, microclina pertítica e intraclastos de biomicritas, en una matriz arcillosa (tomada con luz polarizada cruzada); b) Grauvaca lítica de la Formación Chivillas, facies Ar-ei (muestra FCH-06) (tomada con luz polarizada cruzada); c) Grauvaca lítica de la Formación Chivillas, facies F-lof (muestra FCH 30) con clastos angulosos de cuarzo, se observan algunas de las facies de Stow: T0 laminación cruzada, T6 lentes con gradación grano decreciente (tomada con luz polarizada cruzada); d) Facies Cz-p (muestra FCH-B2) wackestone de radiolarios y calciesferas mal preservados, se aprecia una laminación ondulada muy fina, la cual es perturbada por la caída de piroclastos en la cima (tomada con luz polarizada cruzada); e) Facies Cgc-cz (muestra THOR 9B) clasto del conglomerado constituido por una biomicrita en la que se observa un fragmento de esponja (tomada con luz polarizada cruzada); f) Facies Cgc-cz (muestra TH 04) packstone de intraclastos de biomicritas y ooesparitas, con fragmentos de moluscos (tomada con luz polarizada plana).

4.2. Paleoambiente de depósito

Las asociaciones de facies A, B y C representan los depósitos clásicos de corrientes turbidíticas (Secuencia Bouma); considerando los espesores de las asociaciones y la litología que las conforma, estas asociaciones son producto de corrientes que se deslizaron desde una plataforma marina somera a través de pendientes y cañones, confinados en canales de diversas dimensiones; cuando estos flujos alcanzaban el fondo de la cuenca continuaban confinados por levees una cierta distancia (AF B). Conforme avanzaban mar adentro, la altura del levee disminuía hasta que no podía contener el flujo y se desbordaba en una planicie de inundación formando lóbulos (AF C). Las diferencias granulométricas que se presentan en las facies pueden ser producto de cambios en la fuente del sedimento o en el nivel de energía de cada flujo turbidítico.

Las características de la facies Cgc-cz, compuesta principalmente de clastos de calizas con esponjas y corales, sugieren el acarreo catastrófico de sedimentos previamente acumulados en un ambiente marino somero, esta facies es más abundante hacia la base de la Formación Chivillas (Figuras 3a, y Figura 3b).

Las intercalaciones lenticulares de las asociaciones de facies E y F representan el relleno de los canales asociados probablemente a los cañones submarinos y a los canales principales de un abanico, dadas las dimensiones de las unidades observadas. La asociación de facies G corresponde con slumps, los cuales se acumularon por gravedad en zonas de talud.

Las asociaciones de facies reconocidas permiten interpretar que la Formación Chivillas es producto del depósito de un conjunto de abanicos submarinos coalescentes, de diferentes dimensiones, formados en una cuenca subsidente, dado el gran espesor de la unidad, las fallas de crecimiento que se observaron en algunos niveles y, los cambios en las facies de turbiditas finas y medias en la base, a turbiditas gruesas y conglomerados hacia la cima de la sección estratigráfica medida (Figura 3), indicando una progradación del depósito.

La intercalación de las asociaciones de facies de carácter sedimentario con la asociación de facies ígnea (AF H), indica actividad volcánica contemporánea; en tanto que la abundancia y espesor de las lavas almohadilladas y de los derrames, sugieren que la fuente volcánica se encontraba muy cerca. Así, la Formación Chivillas se acumuló probablemente, en las márgenes de un volcán submarino o asociado a volcanismo fisural como lo infieren Mendoza-Rosales et al. (2010).

5. Geocronología de circones detríticos

La edad máxima de depósito, se basa en el estudio de geocronología de circones detríticos a dos muestras de areniscas (FCH-40 y FCH-39) (Mendoza-Rosales et al., 2010) cuya localización geográfica y posición estratigráfica se pueden observar en las Figura 2 y  Figura 3. Los resultados se muestran en la Figura 7. Las edades de los circones están graficadas como histogramas con las curvas de probabilidad acumulada sobreimpuesta para representar la edad medida y la incertidumbre asociada con cada análisis:

Muestra FCH-40: La muestra corresponde con una grauvaca lítica colectada en la parte basal de la columna medida (Figura 3b), las edades de los circones oscilan en el rango de 1573.6 ± 59.8 a 124.9 ± 1.6 Ma (Figura 7a) y presentan tres poblaciones principales: a) rangos entre 124 y 130 Ma (máximo en ~126 Ma); b) la segunda con un máximo en 188 Ma, y c) una población con un rango entre 921-1236 Ma (con dos máximos relativos en ~1022.4 y ~1157.4 Ma).

Muestra FCH-39: Esta muestra es una grauvaca lítica calcárea colectada hacia la cima de la columna medida (Figura 3e), las edades de los circones oscilan en el rango de 1680.2 ± 46.4 a 126.2 ± 0.9 Ma (Figura 7b). La muestra presenta poblaciones similares a la muestra FCH-40 con diferencias que pueden atribuirse al carácter aleatorio del muestreo. El grano más joven tiene una edad de 126.2 ± 0.9 Ma, las poblaciones varían de: a) rangos entre 126 y 130 Ma (máximo en ~ 128 Ma); b) el segundo en con un máximo en 174.9 Ma, y c) con un rango entre 924 - 1360 Ma (con máximos en ~ 1020 y ~ 1188 Ma).

Tabla 2. Datos correspondientes al conteo estadístico de puntos a partir de los cuales se graficaron los diagramas ternarios de discriminación para procedencia de fragmentos clásticos en rocas sedimentarias: (Qm: cuarzo monocristalino, Qp: cuarzo policristalino (>4 cristales), FK: feldespato potásico, Pl: plagioclasa, Gn: gneis, E: esquisto; Lv: líticos volcánicos, Ls: líticos sedimentarios, Cz: calizas, Czp: pelmicritas, Zr: circón, Mtz: matriz).

5.1. Edad de la formación de Chivillas

Las edades menores obtenidas en circones con formas cristalinas euhedrales probablemente proceden de las mismas rocas volcánicas de la Formación Chivillas (Mendoza-Rosales, 2010). Considerando los circones más jóvenes (124.9 ± 1.6 Ma y 126.2 ± 0.9 Ma) y que los diagramas de frecuencia correspondientes a las edades de los circones de las dos muestras presentan picos en 126 y 128 Ma, respectivamente, se infiere que la edad máxima de depósito es de 126 Ma (Barremiano). Esta edad es compatible con el rango de edad del Valanginiano Tardío al Barremiano (~ 140 - 125 Ma) propuesto con base en amonites de los géneros Olcostephanus sp. y Spitidiscus sp. (Alzaga y Pano, 1989).

6. Análisis de Procedencia

Para el análisis de procedencia se utilizaron los diagramas estandarizados de Dickinson (1985); los resultados del conteo fueron normalizados al 100% como la suma del cuarzo monocristalino (Qm), cuarzo policristalino (Qp), plagioclasa (Pl), feldespato potásico (FK), líticos volcánicos (Lv), líticos sedimentarios (Ls) y líticos metamórficos (gneis y esquisto; Lm). Los líticos de caliza, circones y minerales opacos fueron excluidos para este análisis siguiendo la propuesta de Dickinson (1985).

6.1. Petrografía y Procedencia

Las areniscas estudiadas de la Formación Chivillas están conformadas principalmente de cuarzo monocristalino, cuarzo policristalino milonítico, cuarzo policristalino en mosaico (> 4 cristales/grano), microclina pertítica, y algunas plagioclasas; también son muy abundantes los líticos (limolita, caliza, volcánicos máficos, esquisto). Los granos constituidos por mosaicos cristalinos de cuarzo-pertita-microclina tienen texturas y composiciones similares a granito o gneis granulítico.

La composición de los líticos observados en las areniscas es congruente con las características observadas en los clastos que conforman a los conglomerados, los cuales consisten principalmente de clastos de arenisca (con estratificación cruzada) y gneis. Estas litologías son características de los complejos Milonítico Sierra de Juárez y Oaxaqueño, y su cubierta sedimentaria (Ortega-Gutiérrez et al., 1995; Alaniz-Álvarez, et al., 1996; Ángeles-Moreno, 2006). Aunque no se observaron clastos de esquisto en los conglomerados, están presentes como líticos en la arenisca, de igual forma los cuarzos policristalinos indican como fuente probable una roca metamórfica de bajo a medio grado (Basu et al., 1975). Así mismo, se observaron algunos niveles con piroclastos de caída (Figura 6b) pero escasos líticos volcánicos en las areniscas.

De acuerdo con los resultados del conteo de puntos, graficados sobre el diagrama triangular de Dickinson (1985), las areniscas tienen su procedencia en bloques continentales, con una incipiente influencia desde un orógeno reciclado en el diagrama Qm/F/Lt (Figura 8). Particularmente, las muestras analizadas de la Formación Chivillas tienen una procedencia en un cratón interior o de un basamento levantado, por lo que podemos suponer que proceden de la erosión de Oaxaquia (Ortega-Gutiérrez et al., 1995), elemento paleotectónico que conformaba bloques continentales, los cuales fueron exhumados y expuestos a los procesos de meteorización, por lo que los minerales más susceptibles como el feldespato, la plagioclasa y la mica fueron alterados o destruidos, formando la matriz de las grauvacas.

6.2. Fuente de los circones detríticos

Las muestras analizadas presentan un amplio rango de circones de edad mesozoica que van del Jurásico Inferior al Cretácico Inferior (130 - 188 Ma), con edades que se equiparan a las dataciones de eventos tectonomagmáticos relativamente cercanos. Los circones con edades comprendidas entre 130 - 170 Ma corresponden con las edades reportadas en el Complejo Milonítico Sierra de Juárez, localizado a 30 km hacia el sur del área de estudio (Figura 7, Ángeles-Moreno, 2006; Delgado-Argote et al., 1992), así como a la edad reportada por Alaniz-Álvarez et al. (1996) en un granito sintectónico del extremo sur del cinturón milonítico del Complejo (Figura 9). Para los circones con edades entre 174 y 188 Ma (Jurásico Inferior) hay reportes de edades similares en el Complejo Ayú en el área de Huajuapan de León, Oax. (Helbig et al., 2012; Campos-Madrigal et al., 2013). Los circones comprendidos en el rango de edades entre 209 y 288 Ma se derivaron probablemente del cinturón de granitoides Permico-Triásicos (Torres et al., 1999) emplazado en el Complejo Oaxaqueño. Los circones con edades del Paleozoico Inferior, Pan-Africano-Brasiliano y Grenvilliano (~ 419, ~ 511, ~ 535, ~ 1020, ~ 1160 y ~ 1240 Ma) son similares a las edades reportadas en el Complejo Oaxaqueño y su cubierta paleozoica (cf. Keppie et al., 2001, 2003; Solari et al., 2003; Gillis et al., 2005); estas edades también se han reportado en rocas del Complejo Acatlán y en algunos granitoides que lo cortan (cf. Elías-Herrera et al., 2005; Talavera-Mendoza et al., 2005; Vega-Granillo et al., 2007; Nance et al., 2007; Keppie et al., 2007; Ortega-Obregón et al., 2009) localizados al poniente y suroeste del área de estudio, así como en las areniscas de la Formación Todo Santos (Pérez-Gutiérrez et al., 2009) (Figura 9 y Figura 10).

7. Geoquímica de las lavas de la formación Chivillas

Con base en los requisitos que se mencionan en el Código Estratigráfico Norteamericano (Artículo 9, Barragán et al., 2010), la geoquímica constituye uno de los aspectos que permiten caracterizar a una roca, y que debe de describirse (en el caso de existir) para la formalización de la unidad.

Mendoza-Rosales (2010) caracterizó geoquímicamente a las rocas volcánicas de la Formación Chivillas con una composición máfica a intermedia, todas ellas son alcalinas, con valores de SiO2 entre 46.3 % y 52.8 %, el contenido de K2O + Na2O fluctúa entre 5 y 8 % wt; los resultados de elementos traza indican que las lavas son basalto alcalino, andesita y andesita/basalto. Algunas muestras presentan valores bajos en el Mg# (30-45), lo que sugiere que la lava no procede de una fuente primaria derivada del manto; el contenido de Al2O3 varía entre 15 % y 16.9 %; todas las muestras tienen valores bajos de TiO2 (< 1.6% wt) y de V (180 - 242 µg/g), con valores de Ti/V entre 30 y 50. Las concentraciones de elementos traza incompatibles, tales como Th (0.69 - 3.18), Ta (0.33 - 1.52), y Nb (4.9 - 28) son variables, pero muchos de estos valores son similares a los que presentan los magmas OIB-MORB (White, 1985). Las muestras estudiadas por Mendoza-Rosales (2010) presentan un ligero enriquecimiento en elementos de tierras raras ligeras (LREE); conforme se asciende estratigráficamente las curvas de los elementos de tierras raras pesados (HREE) tienden a ser planas y están ligeramente fraccionadas (LaN/YbN 1.44-6.46). De acuerdo a Mendoza-Rosales (2010) los valores isotópicos de plomo común son similares a los valores de manto enriquecido (EM-II), con valores de 206Pb/204Pb entre 18.6 y 20.5, y valores de 208Pb/204Pb de 38.4 a 40.3 que corresponden con las zonas de MORB y OIB (White, 1985); por lo que la firma isotópica del Pb/Pb para las lavas de la Formación Chivillas está constreñida principalmente a la corteza inferior.

8. Bosquejo Paleográfico

El conjunto de los análisis de facies, procedencia de areniscas y circones detríticos, permite proponer el bosquejo paleogeográfico Barremiano que se muestra en la Figura 9, para la región de Tehuacán, así como algunas inferencias tectónicas: Los diagramas de procedencia (Figuras 8a y 8b) sugieren un basamento cristalino conformado por rocas metamórficas; las diferencias granulométricas que presentan las areniscas pueden significar diferentes fuentes de procedencia. Estos sedimentos se generaron muy probablemente en las regiones de Teotitlán y Oaxaca, localizadas hacia el sureste del área (Delgado-Argote et al., 1992; Alaniz-Álvarez et al., 1996; Ángeles-Moreno, 2006; Ángeles-Moreno et al., 2012); y en menor medida en el poniente (Elías-Herrera et al., 2005; Talavera-Mendoza et al., 2005; Vega-Granillo et al., 2007; Mendoza-Rosales, 2010). El hecho de que las rocas calcáreas del Aptiano-Albiano cubran discordantemente a las rocas del Complejo Oaxaqueño al sur del área de estudio (Wilson y Clabaugh, 1970), así como a las rocas paleozoicas y jurásicas, permite suponer que estas se encontraban expuestas a la erosión durante el depósito de la Formación Chivillas, como se aprecia en los atributos sedimentarios de la columna estratigráfica, en la cual podemos reconocer una estratigrafía invertida con base en los clastos presentes en las debritas. Hacia la base de la columna predominan las areniscas y conglomerados formados predominantemente por clastos de calizas; los clastos de gneis son más abundantes hacia la parte media de la columna, mientras que los clastos de areniscas dominan el sector superior de la columna. Con base en la composición de los clastos de las areniscas y los conglomerados, se considera que la influencia del Terreno Mixteca en la procedencia de sedimentos para el depósito de la Formación Chivillas fue suplementaria, ya que los fragmentos de esquisto derivados del Complejo Acatlán están ausentes en los conglomerados aunque si se observan algunos líticos de esquistos en las areniscas, y el cuarzo policristalino que se encuentra en las areniscas procede probablemente de rocas metamórficas de bajo a medio grado (Basu et al., 1975).

Es en este basamento cristalino en el que se genera una cuenca sinsedimentaria tipo rift que evolucionó en el Barremiano a una etapa transicional entre rift continental y tipo Mar Rojo (Mendoza-Rosales et al., 2010); en esta cuenca se depositó una sucesión turbidítica de gran espesor, común en este tipo de ambientes tectónicos, las areniscas de la Formación Chivillas analizadas, pueden proceder entonces del hombro del rift sin disectar como se muestra en la Figura 8c, de acuerdo a la propuesta de Garzanti et al. (2001) y Marsaglia et al. (2007).

La presencia de circones Pan-Africano-Brasiliano indica una clara procedencia de Gondwana, pudiendo estos sedimentos tener como fuente a las rocas del Complejo Acatlán desde el poniente, o venir del sureste como producto del acarreo de sistemas fluviales complejos representados por la Formación Todos Santos (Blair, 1987, 1988; Pérez-Gutiérrez et al., 2009), en una etapa evolucionada del proceso de rifting del Golfo de México (Mendoza-Rosales et al., 2010).

No hay evidencias que permitan determinar la paleobatimetría de la cuenca, sin embargo la acumulación de la Formación Chivillas pudo ocurrir en el marco de niveles bajos del nivel del mar, lo cual permitiría que se erosionaran sedimentos contemporáneos de la plataforma marina (facies Cgc-cz); condición del nivel del mar que se ha propuesto para los eventos de depósito en la mayoría de los abanicos submarinos (Mutti, 1985; Shanmugam et al., 1985).

Por otro lado, los flujos de detritos calcáreos así como la abundancia de clastos calcáreos con fragmentos de esponjas, corales y equinodermos (AF D) sugieren como fuente de aporte, depósitos marinos someros y arrecifes contemporáneos, como la sucesión de la Formación San Ricardo expuesta hacia el sureste (Blair, 1988); que incluye depósitos sedimentarios similares a los inferidos, o los propios de la Cuenca de Zapotitlán al poniente conformados por calizas arrecifales de la Formación La Compañía (Mendoza-Rosales, 2010).

Agradecimientos

Los autores agradecen los apoyos recibidos de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM) a través del “Programa de Apoyo a Proyectos de Investigación e Innovación Tecnológica” (PAPIIT) IN109605 e IN115208, que apoyaron el trabajo de campo y la parte analítica de la investigación respectivamente. Los estudios geocronológicos aquí presentados, fueron posibles gracias al apoyo del LaserChron-Center de la Universidad de Arizona en Tucson, por lo que se agradece el decidido apoyo logístico y técnico de los Drs. George Gehrels y Víctor Valencia. Asimismo, Emiliano Campos Madrigal agradece el apoyo del Posgrado en Ciencias de la Tierra (UNAM) otorgado para la realización de la estancia en LaserChron-Center de la Universidad de Arizona en Tucson. Agradecemos a Adán Castro su apoyo en la elaboración de algunas figuras. Agradecemos a Martín Guerrero Suastegui y a Yam Zul Ernesto Ocampo Diaz su revisión, comentarios y sugerencias que contribuyeron en forma importante en la presentación final de este trabajo.

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Manuscrito recibido: Enero 1, 2013.

Manuscrito corregido recibido: Abril 2, 2013.

Manuscrito aceptado: Mayo 9, 2013.