Caracterización y Génesis de los Yacimientos Minerales

Universidad Nacional Autónoma de México
Posgrado en Ciencias de la Tierra
Centro de Geociencias
Campus Juriquilla
Caracterización y génesis de los yacimientos minerales
estratoligados de celestina, barita, fluorita y plomo-zinc del noreste
de México
Tesis
Para obtener el grado de
Doctor en Ciencias de la Tierra
(Geoquímica y Petrología)
Presenta
Francisco González Sánchez
Enero 2008
González Sánchez F.
Tesis
"A Faby y a Diana"
Gracias por apoyarme a realizar mis metas
A Mis padres
Ofelia y Donato
A Evodia † y Roberto
El primer paso de una carrera
González Sánchez F.
Agradecimientos
Agradecimientos
Un enorme agradecimiento al director de esta tesis, al Dr. Eduardo González Partida, por su
acertada dirección y por su gran amistad. Eduardo, ¡Gracias por todo el tiempo y el
esfuerzo que has dedicado a este estudiante!
De igual manera mi agradecimiento al Dr. Antoni Camprubí i Cano, por su gran apoyo
académico, además de su amistad. ¡Indudablemente otro director de esta tesis!
Agradezco al CONACYT por haberme proporcionado la beca que me ayudo a mantenerme
económicamente durante el periodo de desarrollo de este trabajo. De la misma manera,
agradezco al Dr. Luca Ferrari, por el apoyo económico brindado durante épocas de
turbulencia.
Mi agradecimiento a los integrantes del jurado, Dr. Antoni Camprubí i Cano, Dr. Carles
Canet Miquel, Dr. Eduardo González Partida, Dr. Efrén Pérez Segura, Dra. Elena Centeno
García, Dr. Lucas Ochoa Landín y Dr. Luis F. Vassallo Morales, por los comentarios
finales hacia este trabajo.
Al todo el personal administrativo del Centro de Geociencias por el apoyo material y
logístico para que esta institución funcione ¡Gracias!
Un agradecimiento especial a todos mis compañeros de cubículo (Laura, Lupillo y
Michelangelo) por el apoyo mutuo en tiempos difíciles. Y en general, un agradecimiento a
todos los compañeros estudiantes del Centro de Geociencias ¡Acá, los espero!
Y un agradecimento a mi secretaria predilecta, Marta Pereda, gracias a tu eficiente labor y a
los apoyos de Armando Ramírez y Angel Muñóz, los estudiantes del CeGeo, no nos
preocupamos por los engorrosos trámites administrativos. ¡Gracias a Todos los del
departamento de Posgrado!
A la Academia Nacional de Investigación y Desarrollo A.C. (ANIDE), por el apoyo
económico. En especial a Andrea y a Vicente, grandes como colegas y enormes como
amigos.
Este trabajo fue soportado económicamente gracias a los proyectos CONACYT # 58825 y
PAPIIT # IN102107.
Mi agradecimiento al Dr. Viorel Atudorei, del Laboratorio de isótopos estables de la
Universidad de Nuevo México, por los análisis de isótopos de azufre utilizados en este
trabajo, de igual manera a Edith Cienfuegos y a Pedro Morales, del Laboratorio de isótopos
estables de la Universidad Nacional Autónoma de México, por los análisis de isótopos de
carbono y Oxígeno y cerrando esta lista a David Banks, de la Escuela de Ciencias de la
Tierra de la Universidad de Leeds, UK., por la realización de los análisis de halógenos de
este trabajo.
Pero sobre todo... ¡Gracias a Dios!
González Sánchez F.
Índice
ÍNDICE GENERAL
CONTENIDO
Página
RESUMEN
1
ABSTRACT
2
CAPITULO I
4
GENERALIDADES
I.I Introducción
I.2 Antecedentes
I.3 Objetivos
I.4 Generalidades de los yacimientos del tipo del Valle del Mississippi
"Mississippi Valley Type" (MVT).
4
4
5
7
CAPITULO II
9
7
METODOLOGÍA DE TRABAJO
II.1 Introducción
II.2 Trabajo de campo
II. 2.1 Distribución del muestreo
II. 2.1.1 Sierra de Los Alamitos
II. 2.1.2 Sierra de La Paila
II. 2.1.3 Sierra del Venado
II. 2.1.4 Área de Berrendos
II. 2.1.5 Área de Cuatro Ciénegas
II. 2.1.6 Sierra de Santa Rosa
II. 2.1.7 Área de El Tule
II. 2.1.8 Área de La Encantada - Buena Vista
II. 2.1.9 Área de Sierra Mojada - Reforma
II. 2.1.10 Área de Aguachiles
II.3 Selección y preparación de muestras
II.4 Método experimental para análisis isotópicos
9
9
9
10
10
11
11
11
11
11
11
12
14
15
16
16
CAPITULO III
18
GEOLOGÍA DEL NORESTE DE MÉXICO
III.1 Estructuración de las cuencas mesozoicas del noreste de México
III.2 Estratigrafía del Mesozoico
18
18
21
26
i
González Sánchez F.
Índice
CAPITULO IV
DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL DE LOS DEPÓSITOS MVT
DE CELESTINA, BARITA, FLUORITA Y PLOMO-ZINC EN EL
NORESTE DE MÉXICO.
IV.1 Descripción y distribución regional de la mineralización
IV.2 Distribución estratigráfica de la mineralización
IV.2.1 Mineralizaciones encajonadas en la Formación La Virgen
IV.2.2 Mineralizaciones encajonadas en La Formación Cupidito
IV.2.3 Mineralizaciones encajonadas en La Formación Acatita
IV.2.4. Mineralizaciones encajonadas en La Formación
Del Río-Georgetown
26
26
29
29
33
34
37
CAPITULO V
38
CASOS DE ESTUDIO
V.1 Distrito minero de La Sierra de Santa Rosa
V.1.1 Geología local
V.1.2 Descripción de la mineralización
V.1.3 Resultados
V.2 Distrito minero de Reforma
V.2.1 Geología local
V.2.2 Descripción de la mineralización
V.2.3 Resultados
V.3 Distrito minero de La Sierra de Los Alamitos (Mina La Tinaja)
V.3.1 Geología local
V.3.2 Descripción de la mineralización
V.3.3 Resultados
V.4 Distrito minero de La Encantada-Buena Vista (Mina La Sabina)
V.4.1 Geología local
V.4.2 Descripción de la mineralización
V.4.3 Resultados
V.5 Microtermometría de inclusiones fluidas y geoquímica de isótopos
estables de otros depósitos estudiados en la Provincia MVT del
noreste de México
38
38
38
40
41
46
47
47
49
50
50
52
52
55
55
56
57
CAPITULO VI
68
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
VI.1 Discusión
VI.1.1 Geología y distribución de los depósitos MVT del noreste de
México
VI.1.2 Evolución de Fluidos y comportamiento isotópico
VI.2 Conclusiones
68
68
68
REFERENCIAS
82
!
ii
61
69
80
González Sánchez F.
Índice
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura
Página
I.1
Mapa de localización del área de estudio y su relación geográfica con
respecto a los principales distritos de yacimientos de este mismo tipo en
América del Norte.
6
II. 1
Distribución de los depósitos MVT en relación a los rasgos
paleogeográficos. Se presentan las áreas de muestreo (marcadas por las
letras de la A a la J) en las que se dividió la zona de estudio.
10
II. 2
Distribución del muestreo en el área de La Sierra de Los Alamitos
12
II. 3
Distribución de muestreo en las áreas de la Sierra La Paila, la Sierra El
Venado, y Berrendos.
13
II. 4
Distribución de muestreo en el área de la Sierra de Santa Rosa
14
II. 5
Distribución de muestreo en el área de La Encantada Buenavista.
15
II. 6
Equipo de microtermometría formado por platina de enfriamientocalentamiento Linkam THMSG600, montada en un microscopio
petrográfico Olympus BX50.
17
III.1
Configuración estructural y rasgos tectónicos del noreste de México
19
III.2
Sección esquemática según trazo de la figura III.1.
22
IV.1
Distribución de los depósitos MVT en relación a los rasgos
paleogeográficos. La nomenclatura de los yacimientos esta acotada por
un número al cual le antecede una letra, donde: las letras B, C, F y Z
significan, barita, fluorita, celestina y zinc-plomo respectivamente.
28
IV. 2
Columnas estratigráficas
mineralizaciones MVT.
las
30
IV. 3
Sección transversal esquemática según trazo de la figura III.2.
Distribución estratigráfica de la mineralización
31
IV. 4
Distribución de las mineralizaciones de barita y Zn-Pb en la base de la
Formación La Virgen (Barremiano).
32
IV. 5
Distribución de las mineralizaciones de celestina en la cima de la
Formación La Virgen (Barremiano).
32
IV. 6
Mineralización de una asociación barita/Zn-Pb.
33
mostrando
iii!
la
distribución
de
González Sánchez F.
Índice
IV.7
Distribución de las mineralizaciones de zinc-plomo y barita en la
Formación Cupido (Cupidito) (Barremiano).
34
IV. 8
Distribución de las mineralizaciones de celestina y fluorita en la
Formación Acatita (Albiano).
35
IV. 9
Mineralización de celestina en un manto estratiforme encajonado en
rocas carbonatadas de la Formación Acatita, depósito de El Venado.
36
IV. 10
Distribución de las mineralizaciones de fluorita y celestina en la base de
la Formación Del Río (Cenomaniano).
36
V.1
Mapa geológico del distrito de barita de la Sierra de Santa Rosa,
Coahuila, mostrando su columna estratigráfica y la ubicación de la
mineralización dentro de ésta.
39
V. 2
(Izquierda): Secuencia estratigráfica local del distrito minero de la
Sierra de Santa Rosa y su relación con la mineralización de barita
(afloramiento del manto superior de barita en línea roja). (Derecha):
Manto de barita mostrando su espesor (superior) y su textura rítmica
(inferior).
40
V. 3
A: textura brechada al bajo del manto mineralizado; B: Ganga de calcita
alojada dentro de la mineralización de barita.
41
V. 4
A,B
Gráficas de Th vs Tmi e histogramas de frecuencia de las inclusiones
fluidas del distrito minero de la Sierra de Santa Rosa, en Múzquiz,
Coah. (A y B), Manto superior (Potrero).
42
V. 4
C,D
Gráficas de Th vs Tmi e histogramas de frecuencia de las inclusiones
fluidas del distrito minero de la Sierra de Santa Rosa, en Múzquiz,
Coah. (C y D) Manto inferior (Palmito y Cocina).
43
V.5
(A) Gráficas de Th vs Tmi y (B) histograma de frecuencia de las
inclusiones fluidas del distrito minero de la Sierra de Santa Rosa, en
Múzquiz, Coah. (Considerando ambos mantos como un todo).
44
V.6
Gráfica del !18O vs !13C del distrito minero de la Sierra de Santa Rosa,
Coah. (Los datos incluyen al manto superior y al manto inferior).
45
V.7
Mapa geológico del distrito de Pb-Zn de Reforma en la Sierra de La
Purísima, en Reforma, Coahuila, mostrando su columna estratigráfica y
la ubicación de la mineralización dentro de ésta.
48
V.8
Gráfica de Th vs Tm (A) e histograma de frecuencia de Th (B), de las
inclusiones fluidas del distrito minero de Reforma.
49
iv!
González Sánchez F.
Índice
V.9
Mapa geológico del distrito de celestina de la Sierra de Los Alamitos,
Coahuila, mostrando su columna estratigráfica y la ubicación de la
mineralización dentro de ésta.
51
V.10
Gráfica de Th vs Tm (A) e histograma de frecuencia de Th (B), de las
inclusiones fluidas del depósito La Tinaja, en el distrito minero de la
Sierra de Los Alamitos, en Coahuila.
53
V.11
Gráfica del !18OVPDB vs !13CVPDB de la mina La Tinaja en el distrito
minero de la Sierra de Los Alamitos, Coah.
54
V.12
Mapa geológico del distrito de fluorita del distrito de La EncantadaBuenavista, Coahuila, mostrando su columna estratigráfica y la
ubicación de la mineralización dentro de ésta.
57
V.13
Gráfica de Th vs Tmi (A) e histograma de frecuencia de Th (B), de las
inclusiones fluidas de la mina La Sabina, en el distrito minero de La
Encantada Buenavista. (Th = Temperatura de homogenización, Tmi =
temperatura de fusión del hielo).
58
V.14
Gráfica del !18OVPDB vs !13CVPDB de la mina La Sabina en el distrito
minero de La Encantada Buenavista, Coah.
59
V.15
A: Diagrama Cl vs Cl/Br y B: Na/Br vs Cl/Br de la composición de los
fluidos determinada a partir de análisis de crush-leach en muestras del
distrito minero La Encantada Buenavista.
59
V.16
Patrón de evolución térmica-concentración
mineralizantes en noreste de México.
salmueras
64
V.17
A: Diagrama Cl vs Cl/Br y B: Na/Br vs Cl/Br de la composición de los
fluidos determinada a partir de análisis de crush-leach en muestras del
distrito minero de La Sierra de Los Alamitos.
65
V.18
Gráfica del !18OVPDB vs !13CVPDB de los depósitos MVT del noreste de
México.
65
V.19
Representación de los valores del !34SVCDT de sulfatos y sulfuros para
varios distritos mineros del noreste de México.
66
VI. 1
Delimitación de la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de
México y sus cuatro sub-provincias.
70
VI. 2
Modelo esquemático propuesto de las principales etapas de
mineralización para los depósitos de la Provincia metalogenética MVT
del Noreste de México, basado en la Figura (VI. 2)
74
v!
de
las
González Sánchez F.
Índice
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla
Página
V.1
Resultados de microtermometría de inclusiones fluidas y de geoquímica
isotópica en el distrito minero de barita de la Sierra de Santa Rosa, Coah.
45-46
V.2
Resultados promedio por mineral o roca, de estudios microtermométricos e
isotópicos del distrito minero de barita de la Sierra de Santa Rosa, Coah. Se
incluyen resultados obtenidos por otros autores.
46
V.3
Resultados de los estudios microtermométricos en el distrito minero de
Reforma, en la Sierra de La Purísima, Coah
50
V.4
Resultados promedio por especie mineral de datos microtermométricos en el
distrito minero de Reforma, en la Sierra de La Purísima, Coah
50
V.5
Resultados de estudios microtermométricos e isotópicos en el depósito La
Tinaja, del distrito minero de la Sierra de Los Alamitos, Coah
54-55
V.6
Resultados promedio por especie mineral y/o roca de los estudios realizados
a las muestras del depósito La Tinaja del distrito minero de la Sierra de Los
Alamitos, Coah.
55
V.7
Resultados de estudios microtermométricos e isotópicos en el depósito La
Sabina, del distrito minero de La Encantada Buenavista, Coah.
60
V.8
Resultados promedio por especie mineral de los estudios
microtermométricos e isotópicos realizados a las muestras del depósito La
Sabina del distrito minero de La Encantada Buenavista, Coah
61
V.9
Resultados de estudios por halógenos y elementos alcalinos realizados a las
muestras del distrito minero de La Encantada Buenavista, Coah
61
V.10
Resultados promedio por especie mineral de los estudios
microtermométricos y de isótopos estables realizados a muestras de varios
depósitos de celestina, barita, fluorita y Zn-Pb de la Provincia
metalogenética MVT del Noreste de México.
62
V.11
Resultados de estudios de halógenos y elementos alcalinos realizados a
depósitos del distrito minero de La Sierra de Los Alamitos, Coah
63
vi!
González Sánchez F.
Índice
ANEXOS
I
Unidad Teórica 2 : Las inclusiones fluidas y su aplicación en medios
sedimentario
CD
II
Unidad Teórica 3: Carbonatos y Sulfatos en ambientes evaporíticos, su
formación y geoquímica de isótopos estables de C, H, O y S.
CD
III
Unidad Teórica 1: Evolución paleogeográfica y tectónica del Golfo de
México y su relación con el desarrollo geológico del noreste de México
CD
!
vii!
González Sánchez F.
Resumen
RESUMEN
En el noreste de México, principalmente en el estado de Coahuila, existe un gran
número de depósitos de celestina, fluorita, barita y Zn-Pb, epigenéticos estratoligados,
originados por hidrotermalismo de baja temperatura y hospedados en rocas carbonatadas
y/o evaporíticas. Dichos depósitos se describen como MVT, (Mississippi Valley-Type) y
asociados a éstos.
A pesar del hecho de que existen más de 200 depósitos de esta tipología en el estado
de Coahuila y áreas vecinas, sólo unos pocos han sido estudiados. La mayoría de estos
depósitos están asociados espacialmente con altos de basamento (horsts) como el Bloque de
Coahuila, la Paleopenínsula de El Burro - Peyotes (ambos en los márgenes sur y norte
respectivamente de la Cuenca de Sabinas), la Paleoisla de La Mula, la Paleoisla de
Monclova y el Paleoarchipiélago de Tamaulipas (en la parte central de la misma cuenca).
Estos pilares tectónicos (excepto la Paleopenínsula El Burro-Peyotes) presentan un
basamento compuesto por granitoides y rocas volcánicas del Permo-Triásico, mientras que
la Paleopenínsula de El Burro-Peyotes presenta un basamento de metasedimentos PermoTriásico. Tales estructuras controlaron los patrones estratigráficos de las cuencas
mesozoicas de la región, así como los patrones de deformación de la Orogenia Larámide.
La Cuenca de Sabinas contiene más de 6000 m de rocas siliciclásticas, evaporíticas y
carbonatadas depositadas desde el Jurásico hasta el Terciario. Los depósitos MVT son
generalmente hospedados en formaciones del Barremiano, Aptiano, Albiano y
Cenomaniano. Los fluidos mineralizantes fueron mayormente salmueras de cuenca
movilizadas por presión litostática y por efectos de la Orogenia Larámide. Los cuerpos
mineralizados se produjeron por reemplazamiento de estratos de evaporitas (depósitos de
barita y celestina), o por relleno de cavidades paleokársticas en carbonatos de arrecife
(depósitos de Zn-Pb).
Durante su migración, las salmueras de cuenca interaccionaron con las diversas
formaciones sedimentarias de la cuenca y con aguas meteóricas, como se deduce a partir de
la microtermometría de inclusiones fluidas, del análisis de halógenos en las mismas, y de
los estudios de geoquímica isotópica. Las inclusiones fluidas presentan temperaturas de
homogenización entre 46°C y 195°C, y salinidades entre 1.74 y 26.4 % en peso equivalente
de NaCl. Los fluidos mineralizantes son salmueras cloruro-cálcicas en el centro de la
cuenca, y más frías y diluidas hacia la periferia. Algunas de las inclusiones fluidas
presentan hidrocarburos líquidos y sólidos, al igual que muchos depósitos MVT.
Los datos isotópicos de carbono y oxígeno, y la geoquímica de halógenos respaldan
una evolución de salmueras de cuenca más salinas y calientes hacia el centro de la cuenca
que interactuaron con aguas meteóricas más frías en las plataformas.
Las composiciones isotópicas de azufre sugieren que en los depósitos de barita y
celestina la mayoría del azufre deriva de las formaciones de evaporitas del Calloviano y
Barremiano - Cenomaniano.
La geología regional, las características de los depósitos MVT y su distribución
permiten proponer en este trabajo, una nueva provincia metalogenética denominada
1
González Sánchez F.
Resumen
"Provincia MVT del Noreste de México" (PMNM). Esta provincia comprende casi la
totalidad del estado de Coahuila y porciones de los estados vecinos (Nuevo León, Durango,
Chihuahua, Zacatecas y San Luís Potosí). La PMNM presenta un claro zoneamiento
regional de los diferentes tipos mineralógicos de depósitos, con depósitos de celestina en el
sur, depósitos de fluorita en el norte, y depósitos de Zn-Pb (MVT en sentido estricto) y de
barita en la parte central de la Cuenca de Sabinas. Con base en esta distribución, se
subdivide a la PMNM en cuatro subprovincias: la Subprovincia Sur de Celestina, la
Subprovincia Central de Zn-Pb, la Subprovincia Central de Barita, y la Subprovincia Norte
de Fluorita.
ABSTRACT
In Northeastern México, mostly in the state of Coahuila, there are numerous
epigenetic stratabound carbonate-hosted low-temperature hydrothermal celestine, fluorite,
barite and Zn-Pb deposits, hosted in evaporites or carbonate rocks. Such deposits can be
permissively described as MVT and asociated deposits. Despite the fact that there are over
200 MVT and asociated deposits in the state of Coahuila and neighboring areas, only a
handful of them have been studied in any way. Most of these deposits are associated in
space with basement highs (horsts) like the Coahuila Block, the El Burro – Peyotes
Paleopeninsula (both in the Southern and Northern margins, respectively of the Mesozoic
Sabinas Basin), the La Mula Paleoisland, Monclova Paleoisland, and the Paleoarchipelago
of Tamaulipas (in the Central part of the basin). These horsts consist of Permian-Triassic
granitic and volcanic rocks in the Southern and Central parts of the Sabinas Basin
(Coahuila Block, La Mula and Monclova islands and Tamaulipas Paleoarchipelago) and
metasedimentary rocks in the Northern parts of the basin. Such structures ruled the
stratigraphic patterns of the Mesozoic basins as well as the structural patterns of the
Laramide Orogeny. The Sabinas Basin consists of ~6000 m thick Jurassic to Cretaceous
(Tertiary?) siliciclastic, carbonate and evaporitic rocks. The MVT and asociated deposits
are generally hosted in Barremian, Aptian, Albian, and Cenomanian formations. Such
deposits likely formed from basinal brines that were mobilized from both, lithostatic
pressure, and from the Laramide Orogeny effects. The ore bodies were generated by
replacing evaporite layers (barite and celestine deposits) or lining paleokarstic cavities in
reef carbonates (Zn-Pb deposits).
During the basinal brines migration, they underwent interaction with sedimentary
formations of basin, and meteoric waters, as deduced from fluid inclusion
microthermometry, halogen elements analysis, and isotopic geochemistry studies.
Homogenization temperatures of fluid inclusions range 46° and 195°C, salinities range
between 1.74 and 26.4 wt. % NaCl equiv. The basinal brines are hot, and have chloride calcic composition on basin center, and they change to cold and diluted toward basin edges.
Some inclusions have hydrocarbons or bitumen, like so much of MVT deposits.
The isotopic values of carbon, and oxygen, and halogen geochemistry also, support
an evolution from high salinity, and hotter basinal brines in center of the basin, and an
interaction between this brine and cold meteoric waters on platforms.
2
González Sánchez F.
Resumen
Besides, sulfur isotopic compositions suggest that most of the sulfur in barite and
celestine deposits derived from Callovian, Barremian to Cenomanian evaporites.
The regional geology, and the characteristics and the distribution of the MVT and
asociated deposits, allow in this work to propose a new metallogenic province named MVT
Province of Northeastern Mexico (MPNM). Such province comprises most of the state of
Coahuila and portions of the neighbor states of Nuevo León, Durango, Chihuahua,
Zacatecas, and San Luis Potosi.
As the MPNM exhibits a clear regional zonation of the different mineralogical types of
deposits, with celestine deposits to the south and fluorite deposits to the north of the
Sabinas Basin, and barite and some Zn-Pb deposits in the central part of the basin.
According to that type deposits distributión, the MPNM is four subprovinces subdivided:
the Southern Celestine Subprovince, the Central Barite Subprovince, the Central Zn-Pb
subprovince, and the Northern Fluorite Subprovince.
3
González Sánchez F.
Capítulo I
CAPITULO I
GENERALIDADES
I. 1
Introducción
La Cuenca de Sabinas se localiza en el noreste de la República Mexicana. El área
que ocupan las formaciones sedimentarias relacionadas con ésta cubre prácticamente todo
el estado de Coahuila, aproximadamente dentro de las coordenadas 25° a 30° N y 100° a
104° W (Figura I.1), y queda comprendida fisiográficamente entre las Provincias de Sierras
y Llanuras del Norte (parte occidental del Estado), la Provincia Grandes Llanuras de
Norteamérica (extremo noreste), mientras que la mayor parte del Estado queda dentro de la
Provincia de la Sierra Madre Oriental.
Por muchos años se ha sabido de la existencia de yacimientos minerales de celestina
(SrSO4), barita (BaSO4), fluorita (CaF2) y depósitos de zinc y plomo alojados en cuencas
sedimentarias Mesozoicas y en áreas cercanas a éstas en el noreste de México. Estos
depósitos han sido explotados desde los inicios de la década de 1950, aunque la escala de
su explotación ha variado con el tiempo debido principalmente a las fluctuaciones de los
precios internacionales de estos minerales y a la relativa lejanía y carencia de
infraestructura de las áreas en donde se localizan estos yacimientos. En la actualidad, su
explotación se efectúa por temporadas y a una escala muy baja.
De estos depósitos, sólo los de barita, fluorita y celestina se han explotado de
manera relativamente continua, aunque con muy poco conocimiento en cuanto a sus
condiciones de emplazamiento.
Algunos de los yacimientos del noreste de México han sido recientemente
tipificados como pertenecientes al tipo MVT (e. g. Buenavista al norte de Coahuila;
González-Partida et al. (2003), El Lucero al sur; Puente-Solís (2007); Berrendos al centro;
González-Sánchez et al. (2007), además que 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 de estos depósitos
con base en la distribución geográfica de las formaciones sedimentarias que los contienen
González-Sánchez (2007).
Ésta zona posee un gran interés económico debido a la presencia de importantes
yacimientos de hidrocarburos y carbón, por lo que ha sido objeto de numerosos estudios
geológicos. Sin embargo, a los depósitos de Sr, Ba, F y Zn-Pb de la misma se les ha
prestado muy poca atención desde el punto de vista científico.
México ha sido históricamente un importante productor de Pb-Zn, aunque la
producción de estos metales en depósitos MVT, explotados principalmente entre las
décadas de 1950 y 1970, es poco relevante a la fecha. 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
4
González Sánchez F.
Capítulo I
fluorita, y el primero de celestina. La principal zona productora de barita, celestina y
fluorita de México es su porción noreste, cuya producción proviene de la explotación (aún
rudimentaria en muchos casos) de los yacimientos estratoligados que, en su conjunto, son
objeto del presente estudio.
Este tipo de yacimientos puede representar un potencial de gran importancia a nivel
nacional para diversas sustancias, aunque hasta ahora no han sido plenamente conocidos en
México. Por tal motivo, el estudio y la comprensión de éstos proporcionarán a la industria
minera nuevos blancos para la exploración.
Una vez comprendida la génesis y comportamiento de estos depósitos, se puede
utilizar este conocimiento para aplicarlo a las demás cuencas mesozoicas distribuidas en
toda la parte oriental de México (Fig. I.1).
I. 2
Antecedentes
Entre los trabajos geológicos realizados en la zona del noreste de México, los
enfocados al entendimiento de la evolución paleogeográfica, estructural y estratigráfica del
área son los más numerosos. Ello es debido al potencial de hidrocarburos existente en la
región. De los trabajos efectuados, los que más sobresalen son los de Hill (1887), Dumble
(1895), Aguilera (1906), Böse (1906, 1913, 1921), Haarman (1913), Jones (1925), Böse y
Cavins (1927), Müllerried (1927, 1944, 1948), Tatum (1931), Kellum (1932, 1936 a, b,
1937, 1949), Waitz (1932), King (1934), Imlay (1936, 1937 a, b, c), Kellum et al. (1936),
Kelly (1936), Singewald (1936), Humphrey (1941, 1949, 1956 a, b), Maldonado (1949),
Lozano (1951), Díaz (1952), Humphrey y Díaz (1954), Smith (1970), Ekdale et al. (1976),
Fortunato y Ward (1982), Jones et al. (1984), Tinker (1985), Padilla y Sánchez (1986 a, b),
Young (1986), Frame y Ward (1987), McKee et al. (1988), Ramos y Márquez (1993),
Lehmann et al. (1998, 1999), Goldhammer (1999), Wilson (1999), Eguiluz de Antuñano
(2001), Giles y Lawton (2002), Chávez-Cabello et al. (2005, 2007), entre otros.
Aunque se ha generado gran cantidad de información geológica de la región, es
poco conocido que en esta zona existen un gran número de yacimientos de barita, fluorita,
celestina y, en menor número, de zinc y plomo. Éstos han sido tipificados recientemente
como del tipo del Valle del Mississippi (Mississipi-Valley Type Deposits o MVT). Aunque
muchos de estos depósitos aún son motivo de explotación, la información sobre ellos es
relativamente escasa.
Temple y Grogan (1963) y Salas (1973) describieron algunos depósitos de fluorita
en el distrito de La Encantada Buenavista y celestina en la Sierra de La Paila
respectivamente, y Kesler (1977), Kesler y Jones (1981), Ruiz et al. (1985) produjeron los
primeros estudios metalogenéticos en yacimientos MVT de la región. En trabajos recientes
González-Partida et al. (2002, 2003), Tritlla et al. (2004), Puente-Solís et al. (2005 a, b),
Ramos-Rosique et al. (2005), Puente-Solís (2007), Villareal-Fuentes (2007), junto con el
presente, forman parte de un estudio integral de los depósitos MVT de México.
5
González Sánchez F.
Fig. I.1
Capítulo I
Mapa de localización del área de estudio y su relación geográfica con respecto a los principales distritos de
yacimientos de este mismo tipo en América del Norte.
6
González Sánchez F.
I.3
Capítulo I
Objetivos
1) Establecer las principales características geológicas regionales de depósitos tipo
MVT y asociados, a partir de
(a) la descripción de la estratigrafía de la cuenca y de la estratigrafía local de los
yacimientos estudiados,
(b) la identificación pertinente de todos los depósitos de la región adscribibles a la
tipología MVT y asociados y
(c) la caracterización a nivel regional de los diferentes subtipos mineralógicos de los
depósitos de esta tipología.
De esta manera, se pretende establecer las condiciones pertinentes para abordar el
estudio de depósitos individuales de este tipo en el noreste de México.
2) Caracterizar los fluidos mineralizantes y las condiciones de formación de estos
yacimientos, así como determinar su posible procedencia.
3) Determinar el posible origen del estroncio de los depósitos celestina.
4) Determinación de la relación de los diferentes subtipos de depósitos (celestina,
barita, fluorita y zinc - plomo) con la estratigrafía.
5) Establecer qué relación genética existe entre los diferentes subtipos de
yacimientos MVT y asociados en la región.
6) Definir la evolución térmica de la cuenca durante la formación de estos yacimientos.
I. 4
Generalidades de los yacimientos del tipo del Valle del Mississippi “Mississippi
Valley-Type” (MVT)
El término “Yacimientos del tipo Valle del Mississippi”, mejor conocidos como
“Mississippi Valley-Type Deposits” (MVT), fue asignado a yacimientos de Pb-Zn
estudiados por primera vez en la cuenca del Río 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 MVT en sentido estricto, son cuerpos de sulfuros predominantemente
de plomo y zinc (esfalerita y galena), de carácter estratoligado, rellenando espacios abiertos
(cavernas de disolución y fracturas), cementando brechas de colapso, o reemplazando a
7
González Sánchez F.
Capítulo I
rocas carbonatadas. Estos yacimientos se encuentran hospedados principalmente en
dolomías y, menos frecuentemente, en calizas. Aunque los depósitos MVT fueron definidos
originalmente para mineralización de Pb-Zn, acompañada frecuentemente con pirita y/o
marcasita, también son comunes los yacimientos de barita, fluorita y celestina originados
mediante los mismos procesos geológicos.
Debido a que este tipo de yacimientos se presenta exclusivamente en cuencas
sedimentarias, es considerado, al igual que el petróleo y el gas natural, como parte de su
evolución. A grandes rasgos, los fluidos presentes durante la evolución de una cuenca
sedimentaria se desplazan como respuesta a gradientes hidrostáticos causados por
compactación, gradientes térmicos, relieves topográficos, deformación y otros factores
(Anderson y Macqueen 1988). Tales causas producen el cambio constante de la
composición química de tales fluidos, la precipitación mineral, y/o el reemplazamiento de
minerales preexistentes.
Las características diagnósticas más importantes de los depósitos tipo MVT (Ohle,
1959, Kisvaransayi et al. 1983, Sangster 1983, Sverjensky 1986, entre otros) son:
1)
La mayoría de estos depósitos se encuentran alojados en rocas carbonatadas,
2)
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 presentan metamorfismo,
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, el
mismo depósito está estrictamente delimitado 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,
11)
Las brechas y vetillas están cementadas con la misma mineralización que conforma
el cuerpo mineralizado.
8
González Sánchez F.
Capítulo II
CAPITULO II
METODOLOGÍA DE TRABAJO
II.1 Introducción
Para la elaboración de este trabajo se recopiló la bibliografía geológica y de
yacimientos minerales del área.
Se realizó un muestreo en campo de yacimientos estratégicos en función de su
mineralogía. En base al mismo, se seleccionaron y prepararon las muestras de rocas y
minerales para petrografía clásica, petrografía y microtermometría de inclusiones
fluidas, geoquímica isotópica de O, C, S, y geoquímica de Na y halógenos (Br y Cl) en
inclusiones fluidas.
Los fundamentos teóricos aplicados para el estudio de las inclusiones fluidas, así
como los criterios de selección y preparación de las muestras utilizadas para este fin, se
pueden consultar en la unidad teórica “Las inclusiones fluidas y su aplicación en medios
sedimentarios” (Anexo I).
De igual manera, en la unidad teórica “Carbonatos y sulfatos en ambientes
evaporíticos, su formación y geoquímica de isótopos estables de C, O y S” (Anexo II),
se describen de manera amplia los fundamentos teóricos de la evolución de los
carbonatos y sulfatos sedimentarios, con especial énfasis en su composición isotópica.
II.2 Trabajo de campo
Tras el análisis bibliográfico se procedió a seleccionar los lugares de muestreo
de forma que los principales yacimientos de los cuatro subtipos mineralógicos de
yacimientos MVT y asociados de la región (celestina, barita, fluorita, y Pb-Zn) pudieran
ser debidamente estudiados (Fig. II.1). Algunos de estos lugares ya habían sido
estudiados con anterioridad, principalmente por medio de microtermometría de
inclusiones fluidas (González-Partida et al. 2002, 2003; Levresse et al. 2003; RamosRosique et al. 2005; Villareal-Fuentes et al. 2005; Puente-Solís 2007). En este estudio
se utilizaron las muestras testigo de dichos trabajos para realizar estudios isotópicos
complementarios.
Se colectó un total de 241 muestras de los diferentes depósitos seleccionados,
incluyendo 69 muestras del Distrito La Encantada-Buenavista 26 muestras del
yacimiento El Volcán, 28 muestras del Yacimiento El Venado y 32 muestras del
yacimiento El Lucero, de los cuales ya se disponía de datos microtermométricos
(González-Partida et al. 2003; Villareal-Fuentes 2007; Ramos-Rosique et al. 2005 y
Puente-Solís 2007, respectivamente).
Con el objetivo de detectar posibles variaciones en las composiciones isotópicas
en la roca hospedante, se procuró tomar una muestra de ésta aproximadamente cada 5
metros partiendo del cuerpo mineralizado hacia afuera o, cuando existía la presencia de
fracturas rellenas de calcita o del mismo mineral del cuerpo mineralizado, este muestreo
se realizó tanto en roca de caja del alto como en la del bajo.
9
González Sánchez F.
Capítulo II
Figura II. 1 Distribución de los depósitos MVT en relación a los rasgos paleogeográficos (explicación de estos en
Capítulo. IV). Se presentan las áreas de muestreo (marcadas por las letras de la A a la J) en las que se
dividió la zona de estudio. La nomenclatura de los yacimientos esta acotada por un número al cual le
antecede una letra, donde: las letras B, C, F y Z significan, barita, fluorita, celestina y zinc-plomo
respectivamente. Base estructural y paleotopográfica modificada de Chávez-Cabello et al. 2005.
Distribución de yacimientos modificada de Puente-Solís (2007).
II. 2.1 Distribución del muestreo
Con base en la distribución de los depósitos estratoligados, se definieron 10
áreas de muestreo (Fig. II. 1).
II. 2.1.1 Sierra de Los Alamitos
El muestreo efectuado en la zona de la Sierra de Los Alamitos (área de muestreo
I, Fig. II.1) comprendió 138 muestras. Esta área incluye las minas de La Tinaja (34
muestras), El Diablo (32 muestras), El Volcán (26 muestras), El Venado (28 muestras),
10
González Sánchez F.
Capítulo II
y el prospecto 3 Mantos (4 muestras). Las inclusiones fluidas de los yacimientos de El
Venado y El Volcán fueron parcialmente estudiados con anterioridad por RamosRosique (2004) y Villareal-Fuentes (2007), respectivamente; en el presente trabajo se
profundiza en dicho estudio y se complementa con análisis isotópicos (Fig. II. 2).
II. 2.1.2 Sierra de La Paila
La Sierra de La Paila (área J, Fig. II .1) alberga una gran cantidad de minas y
prospectos de celestina y algunos de barita, pero el principal de ellos es la Mina de San
Agustín, depósito de clase mundial de celestina (probablemente el más grande del
mundo). En este yacimiento se tomaron 29 muestras (Fig. II. 3).
II. 2.1.3 Sierra de El Venado
En el área de La Sierra del Venado (área H, Fig. II .1) se localiza el yacimiento
de celestina El Lucero, muestreado con anterioridad para realizar estudios de
microtermometría por Puente-Solís (2007). Durante la etapa de campo correspondiente
al presente estudio sólo se verificó la procedencia de 5 muestras de las 32 muestras
colectadas con anterioridad por Puente-Solís (2007) (Fig. II. 3).
II. 2.1.4 Área de Berrendos
La zona de muestreo de Berrendos (área D, Fig. II .1) presenta una variedad de
mineralización que comprende tres de las clases de yacimientos que estamos tratando en
este trabajo, esto es, barita, Zn-Pb, y celestina, con presencia de azufre nativo
acompañando a la celestina. En la zona de barita/Zn-Pb se tomaron 12 muestras y en la
zona de celestina/azufre se obtuvieron 11 muestras (Fig. II .3).
II. 2.1.5 Área de Cuatro Ciénegas
En el área de Cuatro Ciénegas (área G, Fig. II. 1) se localizan varios prospectos
de fluorita (el prospecto muestreado es llamado “Poza de la Becerra”). El muestreo
realizado en esta zona, además de utilizarlo para la caracterización de los fluidos,
ayudará a establecer el comportamiento térmico de la cuenca durante la etapa de
mineralización. En esta área se colectaron 22 muestras.
II. 2.1.6 Sierra de Santa Rosa
De los yacimientos de barita que se explotan en la actualidad, los más
importantes son los localizados en la Sierra de Santa Rosa (área D, Fig. II. 1). En este
distrito minero se presentan dos mantos de barita. En la mina de Potrero se explota el
manto superior, del que se tomaron 21 muestras (Fig. II. 4). Las minas Palmito y Cocina
están desarrolladas sobre el manto inferior, del que se obtuvieron 22 muestras (Fig. II.
4).
En esta misma área, aunque en diferente formación (estratigráficamente por
encima de la barita) se localizó un lugar conocido como Las Lilas con presencia de
galena y óxidos de hierro y probablemente de zinc, de la que se tomaron 3 muestras
(Fig. II.4).
II. 2.1.7 Área de El Tule
En el área de celestina coronada con fluorita de El Tule (Área C, Fig. II. 1 y Fig.
IV.2) se colectaron 9 muestras a las que se le realizaron únicamente estudios de
microtermometría como apoyo para el análisis térmico del área de estudio.
11
González Sánchez F.
Figura II. 2
Capítulo II
Distribución del muestreo en el área de La Sierra de Los Alamitos
II. 2.1.8 Área de La Encantada - Buenavista
La Encantada-Buenavista (área B, Fig. II. 1) es uno de los distritos mineros de
fluorita más importantes de México. Por ello, es uno de los yacimientos más estudiados
de la región (Kesler, 1974, 1977; González-Partida et al., 2003). Estos autores
realizaron estudios de microtermometría, por lo que en este trabajo sólo se estudiaron
algunas muestras de inclusiones fluidas y se realizó una selección de los testigos del
muestreo de González-Partida et al. (2003) para complementarlo con estudios de
isótopos estables. Así, se seleccionaron y separaron 51 muestras (Fig. II. 5).
12
González Sánchez F.
Figura II. 3
Capítulo II
Distribución de muestreo en las áreas de la Sierra La Paila, la Sierra El Venado, y Berrendos.
13
González Sánchez F.
Figura II. 4
Capítulo II
Distribución de muestreo en el área de la Sierra de Santa Rosa
II. 2.1.9 Área de Sierra Mojada - Reforma
El área que ocupan los depósitos de Zn-Pb (Área F, Fig. II. 1) comprende una
superficie que ocupa casi la totalidad de la parte central de la Cuenca de Sabinas, desde
los yacimientos de Sierra Mojada hasta el depósito de Reforma. En este trabajo sólo se
muestreó el yacimiento de Reforma, del cual ya se disponía de un estudio
microtermométrico de inclusiones fluidas (González-Ramos, 1984). Así, el estudio de
microtermometría realizado en este trabajo se realizó sólo como verificación, por medio
de un equipo con mayor precisión.
14
González Sánchez F.
Capítulo II
Se tomaron cinco muestras de yeso de la Formación Minas Viejas, en la
localidad llamada Rancho Minas Viejas, ubicada aproximadamente a 40 Km. al N de
Monterrey. Éstas se tomaron con el objetivo de obtener la composición isotópica en S
de los sulfatos, para poder compararla con las composiciones isotópicas de las muestras
de barita, celestina y azufre.
Figura II. 5
Distribución de muestreo en el área de La Encantada-Buenavista.
II. 2.1.10 Área de Aguachiles
En esta área con mineralizaciones de fluorita (Área A, Fig. II. 1), se presentan
condiciones de mineralización diferentes de las de otras áreas con análoga mineralogía
dominante. Aunque existen yacimientos claramente definibles como asociados a MVT,
existen varias intrusiones riolíticas tabulares y dómicas con estructuras anulares. La
característica de las mineralizaciones localizadas en las cercanías o en contacto con los
intrusivos es que se presentan en zonas brechadas con intensa alteración hidrotermal, y
muy posiblemente son producto de la removilización de fluidos ricos en F de los
yacimientos MVT de fluorita preexistentes (González-Partida et al., 2003). Dentro de la
categoría de los MVT se encuentran los depósitos de La Fácil y La Alicia, que presentan
altos contenidos en uranio, además de la abundante presencia de hidrocarburos en
inclusiones fluidas. Entre los depósitos ligados a diques y domos riolíticos están los
depósitos de Aguachiles y de Cuatro Palmas.
15
González Sánchez F.
Capítulo II
II.3 Selección y preparación de muestras
Para el estudio de inclusiones fluidas, se separaron calcita, fluorita, celestina,
barita y esfalerita, preparados en secciones gruesas doblemente pulidas con el método
descrito en la unidad teórica presentada en el Anexo I.
Se realizó la petrografía convencional y la aplicada a inclusiones fluidas,
eligiéndose para microtermometría inclusiones fluidas de origen primario, verificando
que estas no hubieran sufrido cambios post-atrapamiento (consultar anexo I).
Los análisis microtermométricos se realizaron utilizando una platina de
enfriamiento-calentamiento Linkam THMSG600 (rango de temperatura desde -196°C
hasta 600°C), montada en un microscopio Olympus BX51, (Fig. II. 6).
Para las corridas microtermométricas se utilizó el procedimiento de secuencia
para muestras de ambientes sedimentarios (Anexo I).
La obtención de las salinidades a partir de las temperaturas de fusión del hielo,
se calcularon mediante la ecuación:
Salinidad (peso %) = 0.00 + 1.78" - 0.0442"2 + 0.000557"3 ----------- (Bodnar, 1992)
Y para el sistema H2O-NaCl-CaCl2 se utilizaron los diagramas de las figuras 13 y 14 del
anexo I, en el cual también se pueden ver detalles referentes a esta ecuación.
Las muestras para análisis de !18O y !13C se separaron a mano bajo lupa
binocular, seleccionándose granos puros de calcita, calizas, calcarenitas y dolomías. Las
muestras separadas se lavaron con acetona y en ultrasonido durante 30 minutos,
realizándose el procedimiento tres veces con cambio de acetona en cada lavado. Acto
seguido se secaron en un horno a 50°C durante 24 horas y se pulverizaron en un
mortero de ágata.
Para la preparación de las muestras para la determinación del !34S se realizó el
mismo procedimiento con celestina, barita, yeso, galena, y azufre nativo.
II.4. Método experimental para análisis isotópicos
Para la determinación de !18O y !13C se utilizó el procedimiento descrito por Kinga
Révész et al. (2001, 2002), que consiste en utilizar 400 ± 20 !g de carbonato de calcio
que se hace reaccionar con ácido fosfórico (H3PO4+CaCO3), utilizando el equipo de
preparación de muestra Thermoquest-Finnigan Gas Bench II y el espectrómetro de
masas de relación de isótopos de flujo continuo Delta Plus XL. La precisión alcanzada
en este equipo es # 0.1 ‰ y # 0.2 ‰ a temperatura y tiempo de reacción de 26°C y
entre 24 y 54 horas respectivamente, tanto para isótopos de carbono como de oxígeno.
Para el caso de muestras de dolomías o dolomita, el procedimiento es el mismo, sólo
que la temperatura de reacción es 72°C.
La composición isotópica del carbono es reportada mediante la notación delta
por mil (! ‰) con respecto al estándar VPDB (Vienna Peedee Belemnite) y la
composición isotópica del oxígeno se reporta de igual manera, respecto al estándar
VPDB y además se reporta en el estándar VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean
Water). Los análisis isotópicos de C y O se realizaron en el Laboratorio de
16
González Sánchez F.
Capítulo II
Espectrometría de Masas de Isótopos Estables del Instituto de Geología de la
Universidad Nacional Autónoma de México.
Figura II. 6 Equipo de microtermometría formado por platina de enfriamiento-calentamiento Linkam THMSG600
montada en un microscopio petrográfico Olympus BX50.
Para determinar la composición isotópica de azufre en sulfatos y sulfuros, éstos
fueron calcinados con CuO a 1000°C para liberar SO2. El SO2 se pasa por una trampa
con metal de cobre a 450°C para prevenir la formación de SO3.
El SO2 fue analizado en un espectrómetro de masas VG SIRA 10. La precisión
de los análisis es superior a ±0.2‰ y la composición isotópica de azufre es reportada
mediante la notación delta por mil (! ‰) con respecto al estándar CDT (Canyon Diablo
Troilite).
Los análisis se efectuaron en el Laboratorio General de Análisis de Isótopos
Estables de la Universidad de Salamanca (España) y en el Laboratorio de Isótopos
Estables de la Universidad de Nuevo México (Estados Unidos).
17
González Sánchez F.
Capítulo III
CAPITULO III
GEOLOGÍA DEL NORESTE DE MÉXICO
III.1
Estructuración de las cuencas mesozoicas del noreste de México
La configuración estructural y estratigráfica actualmente reconocible de esta región
(Fig. III.1) inicia con el evento orogénico Ouachita-Marathon durante el Permo-Triásico
(Goldhammer, 1999). 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
(Padilla y Sánchez, 1986b), con la separación de las placas norteamericana, sudamericana y
africana. Ello condicionó la evolución estratigráfica de la región durante el Cretácico, hasta
la Orogenia Larámide, 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, 1986b),
y posteriormente determinaron los estilos estructurales larámides (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 El 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
(Fig.III.1). La composición litológica de los bloques es diferente debido probablemente a
que estos son alóctonos, transportados por movimientos de fallas regionales con
desplazamiento lateral.
El Bloque o Isla de Coahuila (Fig. III.1) es un alto de basamento que está
intrusionado por rocas graníticas a granodioríticas de edad Permo-Triásica (Wilson et al.,
1984). Hacia el oeste, en el área del Valle de Acatita – Las Delicias, el Bloque de Coahuila
presenta una sucesión volcanoclástica del Pennsilvánico 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, 2007), y al sur
está delimitado por La Cuenca de Parras (Fig. III.1). 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 Larámide (Imlay, 1936; Charleston,
1981; Johnson, 1989; Johnson et al., 1991).
18
González Sánchez F.
Capítulo III
El Archipiélago o Arco de Tamaulipas (Fig. III.1) se localiza al Este de la Cuenca
de Sabinas y presenta una orientación NW. El basamento de este arco está constituido por
intrusiones Permo-Triásicas consideradas como los remanentes de un arco de islas del
Paleozoico (Goldhammer, 1999). Su límite oriental lo forma una falla regional lateral
derecha, denominada Falla Tamaulipas – Chiapas (Pindell, 1985; Wilson, 1990).
La Península El Burro – Peyotes (Fig. III.1) constituye un alto de basamento al
norte de La Cuenca de Sabinas, (en aparente continuidad con el Archipiélago de
Tamaulipas Wilson, 1990), cuyo basamento está formado por rocas metasedimentarias
deformadas del Paleozoico Superior. Está delimitada 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).
Figura. III.1. Configuración estructural y rasgos tectónicos del noreste de México (estado de Coahuila y áreas adyacentes).
Modificado de Chávez-Cabello et al. (2005).
19
González Sánchez F.
Capítulo III
La Cuenca de Sabinas (Fig. III.1) es una depresión delimitada por los bloques altos de
Coahuila al sur, de El Burro – Peyotes al norte, y de Tamaulipas al este. Dentro de la
cuenca se conocen dos áreas con intrusiones graníticas de edad Permo-Triásica, que
corresponden a los altos de basamento de La Mula y de Monclova (Jones et al., 1984;
Wilson, 1990).
La deformación que caracteriza actualmente a la Península de El Burro – Peyotes, el
Archipiélago de Tamaulipas y la Cuenca de Sabinas, incluyendo las islas de La Mula y
Monclova (Fig. III.1), se conoce como la “Faja Plegada de Coahuila”, producida durante la
Orogenia Larámide (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 de Sabinas son las cuencas de Parras y La Popa (Fig.
III.1), las cuales se desarrollaron durante el Cretácico Superior (CampanianoMaastrichtiano). La Cuenca de Parras 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 (Fig.
III.1). Ambas cuencas presentan cerca de 5000 m de sedimentos siliciclásticos terrígenos
marinos someros y deltáicos del Campaniano-Maastrichtiano pertenecientes al Grupo La
Difunta (Padilla y Sánchez, 1986b; Goldhammer, 1999; Fig. III.2). En las porciones sur y
este de la Cuenca de Parras, en las zonas próximas al frente de la Sierra Madre Oriental, 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 Cuenca
de 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 dio origen a las estructuras de
la Sierra Madre Oriental (Fig. III.1), 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 Inferior – Cretácico Superior
(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, que pueden estar delimitados por cabalgaduras (Padilla y Sánchez, 1986a,b;
Johnson, 1989; Eguiluz de Antuñano, 2001).
20
González Sánchez F.
Capítulo III
III.2. 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 se produjo en grabens y semi-grabens.
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, se originó el depósito de
evaporitas durante la primera trasgresión marina hacia el centro de la cuenca (Padilla y
Sánchez, 1986a, b).
En el transcurso del Calloviano al Oxfordiano Inferior se depositaron secuencias de
trasgresión marina compuestas por conglomerados, evaporitas intercaladas con rocas
terrígenas de grano fino 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. Fig. III.2) con un espesor original de 1000 m (Goldhammer, 1999).
Hacia el Archipiélago de Tamaulipas, la sal grada a anhidrita y carbonatos interdigitados
hacia la base de La Formación Olvido, y a 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 (Fig. III.2), la Formación La Gloria cambia
transicionalmente hacia arriba a carbonatos de plataforma de La Formación Zuloaga
(Oivanki, 1974).
Durante el Oxfordiano Superior, las facies de arenas de playa de La Formación La
Gloria (Fig. III.2) continúan depositándose de forma simultánea a 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 La Gloria y Olvido son cubiertas por lutitas negras de la
Formación La Casita (según Eguiluz de Antuñano, 2001) o Grupo la Casita (según
Humphrey, 1956b). Ésta está integrada por tres miembros: (1) el miembro inferior contiene
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 está
conformado por lutitas calcáreas negras y limolitas (Eguiluz de Antuñano, 2001). Los
espesores de esta formación en su totalidad varían entre 60 y 800 m, y su edad abarca desde
el Kimmeridgiano hasta la base del Berriasiano (Fig. III.2).
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).
21
González Sánchez F.
Capítulo III
Figura III.2 Sección esquemática según trazo de la figura III.1. Interpretación a partir de la información de los autores mencionados en el texto, mostrando la configuración interna
restituida (anterior a la Orogenia Larámide) 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.
22
González Sánchez F.
Capítulo III
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 entre 135 y 500 m (Goldhammer, 1999). En las inmediaciones de la Península
El 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
continentales a transicionales y marinos someros de la Formación San Marcos (Eguiluz de
Antuñano, 2001), con espesores de 1000 m (Chávez-Cabello et al., 2005, 2007), cuya
acumulación es sincrónica a la Formación Hosston (Eguiluz de Antuñano, 2001, Fig. III.2).
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 El 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 (Fig. III.2).
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 (Fig. III.2). 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) (Fig. III.2).
23
González Sánchez F.
Capítulo III
El Aptiano Superior se caracteriza por registrar un incremento en el nivel del mar
que cubrió inclusive el Bloque (o Isla) de Coahuila. Tal trasgresión 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 El
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 (Fig. III.2; Lehmann et al., 1999; Eguiluz de Antuñano, 2001).
Durante el Albiano-Cenomaniano continuó la subsidencia del área. Ello propició, en
la parte oriental de la cuenca, la depositación de 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 del Bloque de Coahuila, la Formación Tamaulipas
Superior cambia a facies de carbonatos de plataforma de la Formación Aurora
(Goldhammer, 1999, y referencias en éste), con 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 dolomías 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 (1986 a,b) menciona que es
probable que en el Bloque El Burro – Peyotes hayan existido condiciones semejantes a las
del Bloque Coahuila, y que la Formación McKnight sea equivalente a la Formación Acatita
(Fig. III.2).
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 (Fig. III.2). La Formación Del Río se formó en el
Cenomaniano Inferior a 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 Sombreretillo según Eguiluz de Antuñano, 2001)
consiste en una intercalación de lutitas y calizas. Esta formación genera dudas acerca de su
ubicación estratigráfica, ya que Winker y Buffler (1988) y Lehmann et al. (1999)
consideran que se ubica sobreyaciendo a la Formación Tamaulipas Superior e
infrayaciendo a la Formación Georgetown, pero Humphrey (1956b), Ramírez (1966),
24
González Sánchez F.
Capítulo III
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; Fig. III.2).
Entre el Coniaciano y el 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 (Fig. III.2), 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 entre el
Cenomaniano Superior y el 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
Larámide, al formarse las cuencas interiores (área Sabinas – Olmos y las cuencas de Parras
y de La Popa) y al producirse el depósito de formaciones típicas de ambientes de planicies
aluviales continentales y complejos deltáicos.
La Formación Upson (Fig. III.2), depositada entre el Santoniano Superior y el
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 (Fig. III.2), del Campaniano Medio al 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 (Fig. III.2), 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 y se depositó entre el Maastrichtiano y el
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 (Eguiluz de Antuñano,
2001; Fig. III.2), sin embargo, Vega et al., (2007) sugiere con base a evidencias
bioestratigráficas, que la parte superior de la Formación Escondido puede tener alcances
hasta el Eoceno Inferior. Posteriormente se acumulan productos sedimentarios en
ambientes lacustre y deltaico, propios de un mar en regresión.
25
González Sánchez F.
Capítulo IV
CAPITULO IV
DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL DE LOS DEPÓSITOS MVT DE
CELESTINA, BARITA, FLUORITA Y ZINC-PLOMO EN EL NORESTE DE
MÉXICO.
IV. 1 Descripción y distribución regional de la mineralización
Los yacimientos estratoligados identificados como pertenecientes al tipo MVT o
asociados 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, así como minerales de uranio en cantidades
subordinadas en algunos depósitos de fluorita. 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 encajonante ni en las mineralizaciones
estratoligadas, ni en las brechas, fracturas o rellenos kársticos. En cuanto a alteraciones
hidrotermales, los depósitos identificados sólo presentan escasa dolomitización y/o
silicificación. Ahora bien, los depósitos de Zn-Pb, constituidos esencialmente por sulfuros
suelen presentar una acusada alteración supergénica con la consiguiente alteración de los
sulfuros a óxidos, carbonatos y sulfatos.
Partiendo de una investigación minuciosa de más de 500 informes técnicos
relacionada a los yacimientos minerales de celestina, barita, fluorita y plomo-zinc en el
noreste de México, Puente-Solís (2007) realizó una discriminación de yacimientos que
presentan características propias de los depósitos MVT de aquellos que de alguna manera
tienen alguna relación con sistemas hidrotermales asociados a magmatismo. De dicha
información se obtuvo un mapa con la distribución geográfica de estos depósitos. Ésta
cubre la totalidad del estado de Coahuila y algunas pequeñas porciones de los estados de
Chihuahua, Durango, Nuevo León y Zacatecas (Fig. IV.1). La distribución de los
yacimientos MVT y asociados en la zona presenta una marcada tendencia a formar grupos
con predominio de un tipo mineralógico en específico. Además, es remarcable que tal
predominio constituye prácticamente una exclusividad. Es decir, el grupo geográfico en el
que predominan los yacimientos de fluorita, por ejemplo, presenta sólo algunos pocos
yacimientos de otro mineral, como Zn-Pb o celestina (Fig. IV.1).
De la misma manera, el grupo que forman los yacimientos de celestina en el cual
existe poca o nula presencia de barita, fluorita y zinc-plomo.
Los depósitos de celestina muestran una tendencia a formarse principalmente en las
rocas carbonatadas de plataforma Albianas correspondientes a la Formación Aurora, en las
facies evaporíticas asociadas (Formación Acatita) y/o en formaciones equivalentes en
tiempo. Éstos se localizan preferencialmente sobre el Bloque de Coahuila (Fig. IV.1).
Existe otro grupo de depósitos de celestina localizado en la Cuenca de Parras, al sur del
Bloque de Coahuila, siguiendo un alineamiento NW.
Grupos formados por un menor número de estos depósitos se encuentran
distribuidos en las áreas de Berrendos, aquí, estos se hospedan en la cima de la Formación
La Virgen (Barremiano), así como sobre la Paleopenínsula de El Burro-Peyotes en el área
de El Tule Fig. IV.1)
26
González Sánchez F.
Capítulo IV
Los depósitos de barita son localizados en la parte interna de la cuenca de Sabinas
(Fig. IV.1) y están hospedados en evaporitas y carbonatos de plataforma que correponden a
las formaciones Cupido (Cupidito) y La Virgen, de edad Barremiano a Aptiano Temprano.
Los principales depósitos de barita de esta área son los de Reforma, Berrendos, y
Sierra de Santa Rosa. Los yacimientos de barita de Berrendos están asociados en espacio
con depósitos estratiformes de Zn-Pb en la base de la Formación La Virgen. En la Sierra de
Santa Rosa, son mantos estratiformes hospedados en las facies evaporíticas de la
Formación Cupido (Cupidito) o posiblemente en la facies de transición entre las
formaciones Cupido y La Virgen.
En la misma área, pero en un nivel estratigráfico más alto (Formación Aurora), hay
depósitos de Zn-Pb en forma de relleno de fracturas y pequeñas cavidades kársticas (Fig.
IV.2).
Los depósitos de Berrendos muestran un zoneamiento vertical de la base a la cima
de la Formación La Virgen que consiste en mineralización de barita + Zn-Pb, a celestina +
azufre nativo (Fig. IV.2).
Existen algunos depósitos de barita distribuidos de manera dispersa en las
inmediaciones de la Sierra Madre Oriental y en la Cuenca de Parras (Fig. IV.1)
Hay una alta concentración de depósitos estratiformes de fluorita sobre la
plataforma de El Burro-Peyotes (Fig. IV.1), éstos se hospedan en rocas del Grupo Washita
(equivalente a la Formación Aurora, Cenomaniano), en el contacto entre las formaciones
Del Río y Georgetown, además, es frecuente la presencia de mineralización económica de
fluorita rellenando paleokarst en la Formación Georgetown (Fig. IV.2).
Las formaciones Georgetown y Del Río consisten de carbonatos de plataforma y
lutitas respectivamente, de esta manera, esta última formación actuó como sello para los
fluidos mineralizantes.
De los cuatro grupos de yacimientos presentes en la zona, el grupo representado por
los depósitos de Zn-Pb son los que presentan mayor dispersión ya que se encuentran en casi
toda la extensión de la Cuenca de Sabinas, siguiendo la misma orientación que ésta, es
decir, una tendencia NW-SE (Fig. IV.1).
27
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV. 1
Distribución de los depósitos MVT en relación a los rasgos paleogeográficos. La nomenclatura de los
yacimientos esta acotada por un número al cual le antecede una letra, donde: las letras B, C, F y Z significan,
barita, fluorita, celestina y zinc-plomo respectivamente. Base estructural y paleotopográfica modificada de
Chávez-Cabello et al. 2005. Distribución de yacimientos modificada de Puente-Solís (2007).
Claves:
Depósitos de barita: (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: (Z1) Puerto Rico; (Z2) Carmen; (Z3) Diamantina; (Z4) San Lorenzo; (Z5) Cerritos I y 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)
28
González Sánchez F.
Capítulo IV
Agrupamiento Mina; (Z28) Sacramento; (Z29) Minas Viejas; (Z30) Nuevo México, La Carmencita; (Z31) La Cucaracha;
(Z32) El Diente, Victoria I y II; (Z33) El Socorro.
Depósitos de celestina: (C1) Oasis; (C2) Elvia; (C3) Max II; (C4) El Gari, El Cuadrangular; (C5) El Tule; (C6) La Victoria;
(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: (F1) San Genaro, Evelyn, Evelyn 2; (F2) Tres Hermanos; (F3) Ponchito; (F4) La Bonita; (F5)
Josefinas; (F6) Navideño 4; (F7) Irma, 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 y 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 y 4; (F70) San Antonio; (F71) Sierra San Marcos, Pinos (La Becerra); (F72) La Reina, Los Amigos; (F73) Eva 13;
(F74) Margarita 4.
IV.2. Distribución estratigráfica de la mineralización
IV.2.1 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
Zn- Pb (Fig. IV.5) y se localizan casi en el contacto con la Formación La Mula (Fig. IV.2 y
IV. 3). 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 la mineralización con intenso fracturamiento relleno de sulfuros de ZnPb con texturas botrioidales y dendríticas (Fig. IV.6) en proceso de oxidación supergénica.
(Esto puede sugerir que la mineralización de barita puede ser preorogénica y deformada
durante la orogenia con el posterior depósito de la mineralización de Zn-Pb rellenando las
fracturas) En general, la zona mineralizada en la Formación La Virgen se caracteriza por la
presencia de fracturas con mineralización de Zn- Pb, orientadas NW-SE.
En la cima de La Formación La Virgen (Barremiano Superior) se alojan cuerpos
estratoligados de escasos metros de espesor de celestina con 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 (Fig. IV.1 y IV.5).
29
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV. 2 Columnas estratigráficas mostrando la distribución de las mineralizaciones MVT. Para la localización de
cada columna, ver el cuadro de localización en la esquina inferior derecha.
30
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV. 3 Sección transversal esquemática según trazo de la figura III.2. Distribución estratigráfica de la mineralización
31
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV. 4 Distribución de las mineralizaciones de barita y Zn-Pb en la base de
la Formación La Virgen (Barremiano). Se muestran los rasgos
paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).
La localización de estos depósitos es relevante en cuanto a su posición
geográfica y estratigráfica pero su emplazamiento no es sincrónico a la
formación que los hospeda.
Figura IV. 5
Distribución de las mineralizaciones de celestina en la cima de la
Formación La Virgen (Barremiano). Se muestran los rasgos
paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001).
La localización de estos depósitos es relevante en cuanto a su posición
geográfica y estratigráfica pero su emplazamiento no es sincrónico a la
formación que los hospeda.
32
González Sánchez F.
Capítulo IV
IV.2.2 Mineralizaciones encajonadas en la Formación Cupidito
Encajonadas en la Formación Cupidito (Aptiano Inferior) se encuentran diversas
mineralizaciones de Zn-Pb y/o de barita. Los cuerpos de Zn-Pb 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. Hospedados en esta
formación se encuentran algunos de los yacimientos de Zn-Pb 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 (Fig. IV.1, IV. 7).
Figura IV. 6 Mineralización de una asociación barita/Zn-Pb, característica de los depósitos de Berrendos en la base de la
Formación La Virgen.
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 (Fig. IV.7). 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 Fig. (V.2).
33
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV.7 Distribución de las mineralizaciones de zinc-plomo y barita en la Formación Cupido (Cupidito)
(Barremiano), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001). La
localización de estos depósitos es relevante en cuanto a su posición geográfica y estratigráfica pero su
emplazamiento no es sincrónico a la formación que los hospeda.
IV.2.3 Mineralizaciones encajonadas en la Formación Acatita
Algunas de las áreas con mayor concentración de yacimientos estratoligados de
celestina en la región, así como algunos yacimientos de fluorita (no económicos), 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 (Fig. IV.1). Dichos yacimientos están encajonados en
rocas de la Formación Acatita del Albiano (Fig. IV. 2 y Fig. IV. 8).
34
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV.8 Distribución de las mineralizaciones de celestina y fluorita en la Formación Acatita (Albiano), con los rasgos
paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001). La localización de estos depósitos es
relevante en cuanto a su posición geográfica y estratigráfica pero su emplazamiento no es sincrónico a la
formación que los hospeda.
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 cm. hasta 3 m 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 (Fig. IV. 9).
35
González Sánchez F.
Capítulo IV
Figura IV.9 Mineralización de celestina en un manto estratiforme encajonado en rocas carbonatadas de la Formación
Acatita, depósito de El Venado.
Figura IV.10
Distribución de las mineralizaciones de fluorita y celestina en la base de la Formación Del Río
(Cenomaniano), con los rasgos paleogeográficos de la época. Modificado de Eguiluz de Antuñano (2001). La
localización de estos depósitos es relevante en cuanto a su posición geográfica y estratigráfica pero su
emplazamiento no es sincrónico a la formación que los hospeda.
36
González Sánchez F.
Capítulo IV
IV.2.4. Mineralizaciones encajonadas en la Formación Del Río-Georgetown
A lo largo del borde de la Península de El Burro–Peyotes se localiza una alta
concentración de cuerpos estratoligados de fluorita (Fig. IV.1 y IV.10). En esta zona, la
mineralización se encuentra encajonada en rocas sedimentarias del Grupo Washita,
equivalente en tiempo al miembro superior de la Formación Aurora, con la particularidad
de que la mineralización se halla preferencialmente emplazada en el contacto entre las
formaciones Del Río y Georgetown del Cenomaniano (Fig. IV.2 y IV.3). Sobre esta misma
paleopenínsula, se localizan algunos yacimientos de celestina (Fig. IV.1 y IV.10) en forma
de mantos coronados por horizontes no económicos de fluorita. Sin embargo, este estilo de
mineralización no es exclusivo de esta zona, pues se encuentra también en localidades
sobre el Bloque de Coahuila como la Sierra de La Paila (distrito minero de San Agustín) y
en la Sierra de Los Alamitos (Fig. IV.1).
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 (Fig. IV.2). En esta zona, las mineralizaciones se presentan principalmente
como rellenos de pequeñas estructuras kársticas y de fracturas de diferente espesor (1 a 40
cm.). Aunque la mineralogía primaria se encuentra generalmente oxidada, se pueden
observar remanentes de galena.
37
González Sánchez F.
Capítulo V
CAPITULO V
CASOS DE ESTUDIO
Aunque se hayan realizado muestreos de diferentes depósitos minerales con el
objetivo de tener más elementos para establecer los rasgos generales de los depósitos MVT y
asociados en la región estudiada, se han elegido cuatro depósitos como casos de estudio para
este trabajo por representativos de los cuatro tipos de mineralización (celestina, barita, fluorita
y Zn-Pb).
V.1 Distrito minero de La Sierra de Santa Rosa
Este distrito minero se localiza aproximadamente 7 kilómetros al SE de la ciudad de
Melchor Múzquiz, en la Sierra de Santa Rosa. El mineral de importancia económica es la
barita de la cual existen varias minas y prospectos en esta área, pero las más importantes son
las que explota la compañía BAROSA (Barita de Santa Rosa). Esta zona mineralizada cubre
varios kilómetros cuadrados y los afloramientos de estos cuerpos son expuestos a lo largo de
hasta 20 kilómetros en dirección NW-SE paralelamente al frente NE de esta sierra (Fig. V.1).
V.1.1 Geología local
El área de la Sierra de Santa Rosa presenta litologías cuyas edades más antiguas son
Hauteriviano-Barremiano, con calizas y lutitas de la Formación La Mula (Servicio Geológico
Mexicano, 2003; Fig. V.1). De acuerdo a la interpretación de los autores de esta carta, la
Formación La Virgen no existe en esta área, y reportan la presencia de las formaciones Padilla
y La Mula. Sin embargo, de acuerdo a la interpretación de la estratigrafía de la Cuenca de
Sabinas en el capítulo IV de este trabajo, estas dos formaciones se desarrollan en la parte
central y sur de la cuenca (sobre la paleoisla de La Mula) y la Formación Cupido descansa
sobre la Formación Padilla en el extremo SE de la cuenca. Esta última observación está
basada en la configuración de la Formación Cupido (facies arrecifal) propuesta por Lehmann
et al. (1998, 1999).
Sobreyaciendo a la Formación La Virgen se localizan las calizas de la Formación
Cupido en su facies lagunar (Formación Cupidito). Éstas varían desde wackestone a
grainstone de fragmentos biogénicos, en estratificación gruesa. Es en esta formación en donde
está alojada la mineralización de barita (Fig. V.2).
Sobre la Formación Cupidito descansa de manera concordante la Formación La Peña
del Aptiano, constituida por calizas arcillosas y lutitas calcáreas en una alternancia rítmica
con estratificación delgada (Fig.V.1).
La Formación Aurora del Albiano temprano, está constituida localmente por calizas
parcialmente dolomitizadas, mudstone a wackestone, con estratificación media a gruesa.
Durante el Albiano tardío (y Cenomaniano temprano), en condiciones de depósito de
mayor profundidad, se generaron bandas y nódulos de pedernal dentro de la caliza. Este
cambio se reconoce en este trabajo como transicional y sincrónico al miembro superior de la
Formación Aurora; sin embargo, se encuentra en una zona que presenta cierta confusión en
cuanto a la nomenclatura formacional, de forma que el Servicio Geológico Mexicano (2003a)
la reconoce como la Formación Georgetown (Fig. V.1).
38
González Sánchez F.
Capítulo V
El frente NE de la Sierra de Santa Rosa está delimitado por una cabalgadura que sitúa
las rocas albianas sobre las rocas del Grupo Washita (formaciones Del Río y Buda) del
Cenomaniano. Estas formaciones son correlacionables con el miembro superior de la
Formación Aurora y se encuentran hacia la parte noreste del área, en donde son cubiertas por
conglomerados del Terciario, y por coladas basálticas y aluviones del Cuaternario (Fig. V.1).
Figura V.1 Mapa geológico del distrito de barita de la Sierra de Santa Rosa, Coahuila, mostrando su columna estratigráfica
y la ubicación de la mineralización dentro de ésta. Mapa geológico adaptado del Servicio Geológico Mexicano
(2003a).
39
González Sánchez F.
Capítulo V
V.1.2 Descripción de la mineralización
La mineralización de barita se desarrolla básicamente en dos mantos estratoligados
con orientación de NW 69°, buzando de 0 a 30° al NE, y espesores de 1 a 5 m (promedio de 2
m) y separados aproximadamente por 30 m de calizas de la Formación Cupido (Cupidito).
Figura V. 2 (Izquierda): Secuencia estratigráfica local del distrito minero de la Sierra de Santa Rosa y su relación con la
mineralización de barita (afloramiento del manto superior de barita en línea roja). (Derecha): Manto de barita
mostrando su espesor (superior) y su textura rítmica (inferior).
La extensión máxima conocida de los mantos mineralizados es de hasta 20 Km., sin
embargo, el potencial para este tipo de yacimientos es grande debido a que la mayor parte de
la formación que los hospeda permanece sin aflorar, y ésta es susceptible de presentar
mineralización en cualquier parte de ella.
En algunas zonas, los mantos mineralizados están cubiertos de manera discordante por
basaltos de edad probable cuaternaria.
La mineralización es de grano fino y compacto de color blanco, gris o rosa. Hacia la
base de los mantos, ocasionalmente se observan brechas cementadas por barita, (Fig. V.3A),
así como zonas de ritmitas que consisten en alternancia de bandas delgadas de coloraciones
claras y obscuras, siendo éstas últimas ricas en materia orgánica o franjas de roca sin
reemplazar (Fig. V.2 y V.3A).
Dentro de los mantos, frecuentemente se encuentra calcita en cristalización gruesa y
distribuida de manera errática (Fig. V.3B), de la misma manera se observan relictos de caliza
orientados paralelamente a la estratificación. Ocasionalmente, en algunos bordes entre los
mantos y las calizas encajonantes se aprecia un cambio gradacional entre ambos. Los
minerales de ganga son principalmente calcita, escaso yeso, celestina, sílice y oxihidróxidos
de hierro.
40
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V. 3 A: textura brechada al bajo del manto mineralizado; B: Ganga de calcita alojada dentro de la mineralización de
barita.
V.1.3 Resultados
El muestreo realizado en los cuerpos de la Sierra de Santa Rosa se restringe a las
minas que están siendo explotadas actualmente; la distribución del muestreo se presenta en la
figura (II. 4).
Para el manto superior de este depósito se obtuvieron temperaturas de fusión del hielo
(Tmi) de -22°C a -15°C (salinidades de 18.6 y 24 wt.% NaCl equiv.), y temperaturas de
homogenización del orden de 60°C a 126°C (Fig. V.4A y 4B). En algunas muestras se pudo
observar la primera fusión, estas van desde -52°C a -39°C, lo cual nos indica la presencia de
salmueras cálcicas. La cantidad relativa de estos cloruros va desde 13% hasta el 68% de NaCl
(relativo a NaCl+CaCl2), estimada mediante el diagrama del sistema H2O-NaCl-CaCl2
propuesto por Bodnar, (2003b).
La microtermometría de las inclusiones fluidas del manto inferior de este yacimiento,
dio temperaturas de fusión del hielo (Tmi) de -26°C a -5°C (salinidades de 7.9 a 27 wt.%
NaCl equiv.), y el rango de temperaturas de homogenización fue de 59°C a 155°C (tabla V.
1), (Fig. V. 4C y 4D). En algunas muestras se pudo observar la primer fusión, las
temperaturas de estas van desde -41°C a -26°C. La cantidad relativa de cloruros de Na y Ca
va desde 12% hasta el 65% de NaCl (respecto a NaCl+CaCl2), estimada mediante el diagrama
del sistema H2O-NaCl-CaCl2 propuesto por Bodnar, (2003b).
En el manto superior (Fig. V.4A), existe una pequeña diferencia en la distribución de
valores entre los minerales de calcita y barita, la calcita presenta temperaturas de fusión
ligeramente más altas que la barita y temperaturas de homogenización levemente más bajas
que la barita.
En el histograma de la figura V.4B se pueden observar la tendencia hacia dos
modalidades de fluidos, la calcita con una tendencia hacia temperaturas de homogenización
ligeramente más bajas que la barita, con una zona de traslape entre ambos minerales.
41
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V. 4 Gráficas de Th vs Tmi e histogramas de frecuencia de las inclusiones fluidas del distrito minero de la Sierra de
Santa Rosa, en Múzquiz, Coah. (A y B), Manto superior (Potrero). (Th = Temperatura de homogenización, Tmi =
temperatura de fusión del hielo).
42
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V. 4 Gráficas de Th vs Tmi e histogramas de frecuencia de las inclusiones fluidas del distrito minero de la Sierra de
Santa Rosa, en Múzquiz, Coah. (C y D) Manto inferior (Palmito y Cocina). (Th = Temperatura de homogenización,
Tmi = temperatura de fusión del hielo).
En el manto inferior (Fig. V.4C), se observa una diferencia de temperaturas entre los
minerales de calcita y barita, la calcita presenta temperaturas de fusión más bajas que la
barita, y en cuanto a temperaturas de homogenización, no se aprecian grandes diferencias
entre ellos. El mineral de calcita se distribuye en dos grupos dentro de este misma gráfica, el
que engloba la mayoría de los datos se localiza próximo al grupo del mineral de barita, y un
43
González Sánchez F.
Capítulo V
segundo grupo que comprende sólo algunos de estos datos y se encuentra sobre la línea de la
temperatura de fusión de -5°C.
En el histograma de la figura (V.4D) se aprecian dos modalidades de fluidos, teniendo
un comportamiento diferente cada uno de los minerales analizados. La calcita con una
tendencia hacia temperaturas de homogenización ligeramente más bajas que la barita, pero
con una zona de traslape entre ambos minerales.
La figura (V.5A y 5B) son los diagramas de Th vs Tmi y el histograma de frecuencia
(respectivamente) de los dos mantos en conjunto. En la figura V.5A, se observa el
comportamiento de las temperaturas de fusión y temperaturas de homogenización. En este
diagrama se observa con más claridad la tendencia de la calcita a presentar mayores
temperaturas de fusión y menores de homogenización que las presentadas por el mineral de
barita, sin embargo, la tendencia de la calcita a mostrar un grupo de valores separado del resto
de ellos.
Los datos representados en el histograma de la figura V.5B confirman la presencia de
fluidos diferentes para la formación de este par de minerales estudiados con la persistencia del
traslape entre ellos.
Figura V.5
(A) Gráficas de Th vs Tmi y (B) histograma de frecuencia de las inclusiones fluidas del distrito minero de la
Sierra de Santa Rosa, en Múzquiz, Coah. (Considerando ambos mantos como un todo). (Th = Temperatura de
homogenización, Tmi = temperatura de fusión del hielo).
44
González Sánchez F.
Capítulo V
El rango de valores para el !13CVPDB en el manto superior es de -1.28 ‰ a 1.61 ‰, asi
mismo, el rango para el !18O VPDB está entre -10.04 ‰ y -7.22 ‰ (Fig. V.6), y para el !34S
VCDT es entre 15.8 ‰ y 21.2 ‰.
Para el manto inferior los rangos de estos valores son, para el !13CVPDB de -2.33 ‰ a
2.25 ‰, el !18O VPDB está entre -9.82 ‰ y -4.55 ‰ (Fig. V.6), y para el !34S VCDT es entre
11.8 ‰ y 20.2 ‰ (tabla V.1).
Figuras V.6 Gráfica del !18O vs !13C del distrito minero de la Sierra de Santa Rosa, Coah. (Los datos incluyen al manto
superior y al manto inferior).
La gráfica de !18O vs !13C de la figura (V.6), involucra los datos isotópicos de los dos
mantos, y estos configuran dos grupos dominados por cada tipo de material estudiado. El
grupo formado por la calcita, muestra un rango entre -2 ‰ y 2.5 ‰ en el !13C, mientras que
para este mismo grupo, el rango del !18O es de -10 ‰ a -8 ‰, mostrando una tendencia
vertical.
Los valores isotópicos de C y O de la caliza, forman el otro grupo de datos, estos
guardan una correlación positiva con un rango de -1.28 ‰ a 2.25 ‰ en el !13C, distribuido en
un rango del !18O entre -9.28 ‰ a -4.55 ‰.
Tabla V.1 Resultados de microtermometría de inclusiones fluidas y de geoquímica isotópica en el distrito minero de barita
de la Sierra de Santa Rosa, Coah.
Resultados
Inclusiones Fluidas
Lugar
Material
Clave
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Potrero
Calcita
Calcita
Barita
Calcita
Barita
Calcita
Calcita
Barita
Caliza (Clara)
Caliza (Obs.)
Calcita
Barita
Calcita
Barita
Barita
Calcita
Barita
Calcita
Barita
Caliza
MS-1
MS-2
MS-3
MS-4
MS-5
MS-6
MS-7
MS-8,9
MS-10
MS-11
MS-12
MS-13
MS-14
MS-15
MS-16
MS-17
MS-18
MS-19
MS-20
MS-21
Isótopos estables
Rango Th
(°C)
Th
Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
Salinidad
wt. %
NaCl
equiv.
60 a 89
73.5
-20 a -22
-20.72
22.9
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
!34S
VCDT
(‰)
-0.28
1.02
(‰)
-9.41
-9.52
(‰)
21.21
21.10
(‰)
1.07
-9.99
20.61
1.22
-0.61
-9.74
-8.77
20.87
21.87
1.38
1.61
-1.28
-7.43
-7.72
-8.61
23.25
22.95
22.03
1.17
-9.76
20.85
16.7
15.8
75 a 122
86 a 98
63 a 110
81 a 125
103.7
91.71
77.86
108.1
-19 a -20
-15 a -20
-20
-20
-19.58
-18.21
-20
-20
22.1
21.1
22.4
22.4
20.0
21.2
21.1
20.3
68 a 85
80 a 96
72.23
93.67
-18.5
-20
-18.5
-20
21.3
22.4
1.04
-9.81
20.80
1.17
-10.04
20.56
0.26
-8.55
22.10
19.3
20.0
45
González Sánchez F.
Capítulo V
Resultados
Inclusiones Fluidas
Lugar
Material
Clave
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Palmito
Barita
Calcita
Calcita
Barita
Calcita
Barita
Calcita
Barita
Barita
Caliza
Calcita
Barita
Calcita
Caliza
MIP-1
MIP-1
MIP-2
MIP-3
MIP-3
MIP-4
MIP-4
MIP-5
MIP-6
MIP-6
MIP-7
MIP-8
MIP-9
MIP-9
Isótopos
Rango Th
(°C)
Th
Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
87 a 119
98 a 150
100.8
131.2
-20 a -25
-19
-22.75
-19
Salinidad
wt.%
NaCl
equiv.
26.4
21.7
76 a 90
82.76
-21
-21
23.1
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
!34S
VCDT
(‰)
(‰)
(‰)
(‰)
16.2
0.08
0.56
-8.74
-9.34
21.90
21.28
-0.66
-9.38
21.24
0.71
-9.43
21.19
-0.14
-2.33
-8.45
-8.89
22.20
21.75
-0.69
-0.83
-9.26
-8.78
21.36
21.86
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
!34S
VCDT
(‰)
-0.18
0.17
2.25
(‰)
-8.25
-6.90
-4.55
(‰)
22.40
23.80
26.22
(‰)
15.8
14.5
15.4
Pal-2C
70 a 150
126.8
-20.3
-20.3
22.6
17.0
Resultados
Inclusiones Fluidas
Lugar
Material
Clave
Rango Th
(°C)
Cocina
Calcita
MIC-1
Cocina
Caliza
MIC-1
Cocina
Caliza
MIC-2
Cocina
Barita
MIC-3
79 a 110
Cocina
Barita
MIC-4
110 a 155
Cocina
Calcita
MIC-4
65 a 115
Cocina
Barita
MIC-5
Cocina
Calcita
MIC-5
67 a 110
Cocina
Barita
MIC-6
MIC-6
90 a 120
Cocina
Calcita
Cocina
Caliza
MIC-6
Cocina
Calcita
MIC-7
Cocina
Caliza
MIC-7
Cocina
Calcita
MIC-8
75 a 135
Cocina
Barita
MIC-9
98 a 145
Cocina
Calcita
MIC-9
49 a 75
Cocina
Calcita
MIC-10
60 a 66
Cocina
Caliza
MIC-10
Cocina
Barita
MIC-11
96 a 130
Cocina
Caliza
MIC-11
Cocina
Calcita
MIC-12
Cocina
Caliza
MIC-12
Cocina
Calcita
MIC-13
Cocina
Caliza
MIC-13
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
Isótopos
Tmi
Prom.
(°C)
Salinidad
wt.%
NaCl
equiv.
-24 a -26
-19.3
-15 a -18.7
-24.33
-19.3
-15.61
26.45
21.9
19.1
-1.23
-9.23
21.39
88
-19
-19
21.7
0.32
-9.14
21.49
104.3
-5 a -17
-10.71
14.7
103.2
121.7
67.58
62.75
-14 a -19.9
-17 a -20
-15 a -18
-12
-17.87
-18.17
-16.32
-12
20.9
21.1
19.7
16
-1.33
-1.27
-0.22
0.68
-0.56
-9.26
-9.11
-8.15
-8.29
-9.14
21.36
21.52
22.51
22.36
21.49
0.37
-2.19
-0.69
-9.53
-8.50
-8.70
21.09
22.15
21.94
104
-17 a -19
-18.22
21.1
-1.44
1.35
1.59
1.56
1.76
-9.82
-7.38
-7.34
-8.43
-6.50
20.79
23.30
23.34
22.22
24.21
Th
Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
88.17
123.3
82.3
20.2
12.9
11.8
13.3
19.6
16.3
Tabla V.2 Resultados promedio por mineral o roca de estudios microtermométricos e isotópicos del distrito minero de barita
de la Sierra de Santa Rosa, Coah. Se incluyen resultados obtenidos por otros autores.
Promedios
Inclusiones Fluidas
Lugar
Manto
Superior
Manto Inferior
Material
Referencia
Isótopos estables
Rango Th
(°C)
Th Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
Salinidad
% eq. Peso de
NaCl
80 a 125
60 a 122
96
79
(-15 a -20)
(-18.5 a -22)
-18.94
-19.75
21.64
22.2
115
91.44
(-18.2 a 22.7)
(-5 a -26)
-19.85
-16.67
22.25
19.97
Barita
Calcita
Caliza
Barita
Calcita
Caliza
100.7 a
126.8
49 a 150
Área de
Kesler y Jones
Barita
Múzquiz
(1981)
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
!34S
VCDT
(‰)
(‰)
(‰)
(‰)
19.27
0.50
1.06
-9.51
-7.90
21.10
22.76
-0.27
0.20
-8.87
-7.79
21.75
22.82
17.31
9.1 a 15.4
V.2 Distrito minero de Reforma
Este distrito minero se localiza aproximadamente 50 kilómetros al SW de la ciudad de
Monclova, en el flanco SW de la Sierra de La Purísima. En el área de Reforma se explotaron
tres depósitos conocidos como Mina Reforma, Mina Ojo de Agua y Mina Juárez, de norte a
sur (Fig. V.7).
46
González Sánchez F.
Capítulo V
V.2.1 Geología local
En la Sierra de La Purísima se encuentra una secuencia sedimentaria que inicia con
areniscas conglomeráticas arcósicas intercaladas con capas delgadas de limolitas y areniscas,
pertenecientes a la Formación San Marcos, del Hauteriviano (Consejo de Recursos Minerales,
1998a; Fig. V.7). Esta formación constituye el núcleo de un anticlinal recumbente con
vergencia hacia el SW y eje NW-SE. Sobreyaciendo de manera concordante a la Formación
San Marcos se localiza un potente paquete de calizas masivas (esporádicamente presenta
estratificación delgada) de la Formación Cupido (con predominancia de su facies arrecifal)
del Barremiano-Aptiano.
Cubriendo en concordancia a la Formación Cupido se encuentra la Formación La
Peña, del Aptiano Tardío, caracterizada por la presencia de calizas arcillosas intercaladas con
lutitas calcáreas en estratificación delgada y laminar.
La Formación Aurora (Fig. V.7) descansa concordantemente sobre la Formación La
Peña. Esta formación está compuesta por calizas de estratificación de media a gruesa con
nódulos y bandas de pedernal, y su edad corresponde al Albiano-Cenomaniano Temprano.
La Sierra de La Purísima está delimitada en su flanco SW por una cabalgadura con
dirección NW-SE. Esta falla pone en contacto a rocas de la Formación Aurora (AlbianoCenomaniano Temprano) sobre la secuencia de lutitas-calizas de la Formación Eagle Ford del
Cenomaniano Tardío-Turoniano. Estas últimas son las rocas mesozoicas más jóvenes que
afloran en el área, mientras que la superficie restante se encuentra cubierta por un paquete de
conglomerados oligomícticos del Mioceno-Plioceno, abanicos aluviales y aluviones y
coluviones del Holoceno (Consejo de Recursos Minerales, 1998a; Fig. V.7).
V.2.2 Descripción de la mineralización
Los cuerpos mineralizados se hospedan en calizas de la Formación Cupido (Fig. V.7),
son de carácter estratiforme (mantos y lentes), y también se presentan en forma de relleno de
brechas, fisuras y cavidades kársticas.
El mineral de mena presenta asociaciones de galena, esfalerita, barita y cantidades
subordinadas de sulfuros y sulfosales de plata; los minerales de ganga son calcita y hematita,
principalmente, y en menor cantidad cuarzo. Además, se encuentra dolomitización en las
rocas encajonantes en las proximidades de los cuerpos mineralizados, como única alteración
hidrotermal asociada a los mismos (González Ramos., 1984).
47
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V.7 Mapa geológico del distrito de Zn- Pb de Reforma en la Sierra de La Purísima, en Reforma, Coahuila, mostrando
su columna estratigráfica y la ubicación de la mineralización dentro de ésta. Mapa geológico adaptado del Consejo
de Recursos Minerales (1998a).
Los espesores de los cuerpos mineralizados varían desde unos cuantos centímetros
hasta 1.2 m en los mantos. Sin embargo, los cuerpos formados como relleno de cavernas
pueden llegar a medir hasta 15, 6 y 7 m de largo, ancho y alto, respectivamente.
La textura más común del depósito es un bandeado con grosores desde escasos
milímetros hasta 15 cm. La composición mineral de las bandas está determinada por una
secuencia de bandas de (1) barita y galena, (2) barita y esfalerita, (3) galena y esfalerita, y (4)
hematites y galena. También se aprecian oquedades rellenas de arcillas.
La secuencia de bandas presenta plegamientos y se observan desplazamientos en
microfallas de la mineralización González Ramos (1984), por lo que es probable que este
48
González Sánchez F.
Capítulo V
yacimiento sea de edad relativa anterior a la Orogenia Larámide o, al menos, formado a
inicios de la misma.
V.2.3 Resultados
Las temperaturas de fusión del hielo (Tmi) para este yacimiento fueron del rango de 13°C a -0.1°C (salinidades de 0.2 a 16.9 wt. % NaCl equiv.), y un rango de temperaturas de
homogenización del orden de 48°C a 150°C (tabla V.3; Fig. V.8).
Figura V.8 Gráfica de Th vs Tm (A) e histograma de frecuencia de Th (B), de las inclusiones fluidas del distrito minero de
Reforma. (Th = Temperatura de homogenización, Tmi = temperatura de fusión del hielo).
La gráfica de Th vs Tmi de la figura (V.8A), define dos grupos, uno de ellos encierra
exclusivamente datos microtermométricos de calcita, este grupo se caracteriza por tener
temperaturas de fusión del hielo entre -2°C y 0 °C y temperaturas de homogenización dentro
del rango de 48°C a 80°C. El segundo grupo comprende los datos que en su mayoría
49
González Sánchez F.
Capítulo V
pertenecen al mineral de barita con algunos datos de calcita (los valores de la calcita tienden a
concentrarse hacia el extremo de temperaturas de homogenización más bajas y temperaturas
de fusión más altas), este grupo se encuentra entre rangos de temperaturas de fusión de -13°C
a -6°C y de homogenización de 90°C a 150°C.
El histograma de la figura (V.8B) muestra dos tendencias, en donde la tendencia
relacionada al mineral de calcita está dominada por temperaturas de homogenización más baja
comparados con aquellos que representan al mineral de barita.
Tabla V.3 Resultados de los estudios microtermométricos en el distrito minero de Reforma, en la Sierra de La Purísima,
Coah.
Resultados
Inclusiones Fluidas
Lugar
Material
Clave
Rango Th
(°C)
Reforma
Calcita
RE-1
48 a 68
Reforma
Calcita
RE-5B
52 a 99
Barita
RE-2A
99 a 146
Reforma
Reforma
Barita
RE-B1
102 a 150
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
Th Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
60.67
67.67
120.96
128.95
-0.1 a -0.5
-0.5 a -7
-9.1 a -11
-6.7 a -11.6
-0.13
-1.32
-9.87
-8.35
Salinidad
wt.%
NaCl
equiv.
0.25
2.13
13.81
12.03
Tabla V.4 Resultados promedio por especie mineral de datos microtermométricos en el distrito minero de Reforma, en la
Sierra de La Purísima, Coah.
Promedios
Inclusiones Fluidas
Lugar
Material
Reforma
Reforma
Calcita
Barita
Referencia
Rango Th
(°C)
Th Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
48 a 99
99 a 150
76.97
125
-0.1 a -7
-6.7 a -11.6
-4.18
-9.04
Salinidad
wt.%
NaCl
equiv.
6.59
13.3
140
-10.2 a -19.5
-18.5
21.3
González-Partida et
Reforma
al, (2003)
76 a 150
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt. % NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
V.3 Distrito minero de la Sierra de Los Alamitos (Mina La Tinaja)
La Sierra de Los Alamitos se localiza aproximadamente a 70 Km. al SSW de la
población de Cuatro Ciénegas, Coahuila. En esta sierra se reconocen al menos 20 yacimientos
de celestina de importancia económica, uno los cuales es el conocido como Mina La Tinaja,
presentado en este trabajo como caso de estudio (Fig. V.9).
V.3.1 Geología local
La Sierra de Los Alamitos se encuentra sobre el Bloque de Coahuila. Bajo esta
premisa, se esperaría encontrar la Formación Las Uvas, del Aptiano Tardío, de forma no
concordante sobre el basamento granítico o volcano-sedimentario del Permo-Triásico, aunque
hasta el momento no se han hallado afloramientos de tal formación en esta zona.
Sobreyaciendo concordantemente a la Formación Las Uvas se localiza una secuencia
de calizas de estratificación media en alternancia con rocas evaporíticas (anhidrita y yeso) de
la Formación Acatita del Albiano. Esta última formación aflora de manera extensa en toda la
Sierra de Los Alamitos, y aloja las mineralizaciones de celestina, (la Formación Acatita
equivale al miembro inferior de la Formación Aurora en su facies lagunar) (Fig. IV.4 y V.9).
En el interior de la Sierra de Los Alamitos existen muy pocos y pequeños
afloramientos del miembro superior de la Formación Aurora, con edades entre el Albiano
50
González Sánchez F.
Capítulo V
Tardío y el Cenomaniano. Sin embargo, esta formación aflora de manera amplia en la
periferia de esta sierra (Fig. V.9), sobreyaciendo concordantemente a la Formación Acatita.
La Formación Aurora está constituida por estratos de medios a gruesos y hasta de un carácter
masivo de calizas fosilíferas (Consejo de Recursos Minerales, 1998b).
Figura V.9 Mapa geológico del distrito de celestina de la Sierra de Los Alamitos, Coahuila, mostrando su columna
estratigráfica y la ubicación de la mineralización dentro de ésta. Mapa geológico adaptado del Consejo de Recursos
Minerales (1998b).
En la parte oriental de la Sierra de Los Alamitos se presentan algunas coladas
basálticas de probable edad pliocénica (Consejo de Recursos Minerales, 1998b), que
sobreyacen discordantemente a las calizas y yesos de la Formación Acatita.
51
González Sánchez F.
Capítulo V
En las depresiones se depositaron conglomerados oligomícticos y aluviones del
Holoceno, mientras que las depresiones lacustres forman ambientes de tipo sabkha en que se
produce la formación de yesos, (Consejo de Recursos Minerales, 1998b, Fig. V.9).
Estructuralmente, La Sierra de Alamitos presenta una serie de pliegues suaves con ejes
orientados al NW.
V.3.2 Descripción de la mineralización
Este depósito es estratoligado, se encuentra encajonado en calizas de la Formación
Acatita (Fig. IV.2 y V.9), y presenta alteración incipiente en la roca encajonante (ligera
dolomitización y menor silicificación) de pocos centímetros en los contactos de la
mineralización. Se localiza en el flanco SW de un anticlinal suave con inclinación de 30°, el
espesor del cuerpo mineral varía entre 1.5 y 3.5 m.
Texturalmente, el nivel mineralizado presenta en su parte superior una zona con
espesor variable de hasta 1 m caracterizada por la presencia de grandes cristales (de hasta 10
cm de longitud) de celestina de color azul celeste, cavidades geódicas y drúsicas, y de yeso,
tanto en forma de grandes cristales como en agregados sacaroidales. Hacia el centro del
cuerpo se constata la ausencia de cavidades y de yeso, y la celestina se presenta en agregados
con tamaño de cristal gradualmente menor, si bien conserva su color y pureza. En la base del
cuerpo se presenta una zona de espesor variable de ritmitas con bandas de espesor milimétrico
a centimétrico de (1) celestina de grano fino y color blanquecino, y (2) celestina rica en
materia orgánica, de color oscuro.
Debido a que este depósito no presenta deformación se puede considerar que es
postorogénico o, al menos, sinorogénico.
V.3.3 Resultados
Se estudiaron 34 muestras del depósito La Tinaja (Fig. IV.9), 16 para análisis de
isótopos de carbono y oxígeno, 21 para microtermometría de inclusiones fluidas, y 19 para
análisis de isótopos de azufre (Tabla V.5). Ver la expresión general de dichos análisis en la
tabla (V.6).
Los análisis microtermométricos de inclusiones fluidas del yacimiento de La Tinaja
dieron un rango de temperaturas de fusión del hielo de -11°C a -1.1°C (un rango de
salinidades de 15 y 1.9 wt.% NaCl equiv.), y un rango de temperaturas de homogenización de
44°C a 155°C (tabla V.5; Fig. V.10).
En el yacimiento de la Tinaja se analizaron las inclusiones fluidas en calcita y yeso
como minerales de ganga y en celestina como mineral de mena. La gráfica de Tf vs Tmi de la
figura (V.10A), esbozan la formación de tres grupos de datos.
52
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V.10 Gráfica de Th vs Tm (A) e histograma de frecuencia de Th (B), de las inclusiones fluidas del depósito La
Tinaja, en el distrito minero de la Sierra de Los Alamitos, en Coahuila. (Th = Temperatura de homogenización, Tmi
= temperatura de fusión del hielo).
Los datos microtermométricos del yeso se distribuyen en tres grupos, el primero de
ellos con un rango de temperaturas de fusión del hielo muy constantes cercanas a -1°C y
temperaturas de homogenización entre 100°C y 130°C, este grupo se encuentra enlazado a un
único grupo de datos del mineral de calcita, el cual presenta un rango de temperaturas de
fusión del hielo entre -2°C y -1°C y un rango de temperaturas de homogenización muy
cercano a los 100°C. Un segundo grupo del yeso se encuentra delimitado por las temperaturas
de fusión del hielo entre -5.5°C y -4.5°C y temperaturas de homogenización muy próximos a
los 50 °C. El tercer grupo formado para los datos del yeso, presenta temperaturas de fusión
del hielo entre -9°C y -7°C y temperaturas de homogenización de 95°C a 140°C.
La distribución de los datos del mineral de celestina es más dispersa en relación a los
otros grupos de datos, ya que el rango de temperaturas de fusión del hielo para este mineral
está entre -11°C y -2.8°C y el rango de temperaturas de homogenización oscila entre los 95°C
y 155°C.
El histograma de frecuencias de la figura (V.10B) muestra tres distribuciones de
frecuencia, uno caracterizado por bajas temperaturas de homogenización entre los rangos
53
González Sánchez F.
Capítulo V
41°C a 60°C del mineral de yeso. Una segunda distribución en la que coexiste yeso, calcita y
celestina entre los rangos de 91°C a 110°C y una última distribución formada solo por mineral
de celestina entre los rangos de 110°C a 160°C.
Figura V.11 Gráfica del !18O
Coah.
VPDB
vs !13CVPDB de la mina La Tinaja en el distrito minero de la Sierra de Los Alamitos,
El rango de valores para el !13CVPDB en el yacimiento La Tinaja es de -8.17 ‰ a 2.29
‰, asi mismo, el rango para el !18O VPDB está entre -8.23 ‰ y -1.22 ‰, y para el !34S VCDT es
entre 17.2 ‰ y 17.8 ‰ (Fig. V.11).
En la figura V.11, se observa un comportamiento diferente entre los valores del !18O y
los del !13C de la caliza con respecto a los de la calcita. Los valores en la caliza se distribuyen
en una correlación positiva con una concentración de estos en el rango de -1.22 a 3.78 en el
!18O y entre el 2.25 y el -0.59 del !13C, continuando con un empobrecimiento de ambos
isótopos pesados. Los valores isotópicos de la calcita muestran una correlación con tendencia
positiva pero con una pendiente menor que la caliza y una variación más marcada en los
valores del !18O comparados con los del !13C.
Tabla V.5 Resultados de estudios microtermométricos e isotópicos en el depósito La Tinaja, del distrito minero de la Sierra
de Los Alamitos, Coah.
Resultados
Inclusiones Fluidas
Lugar
TINAJA
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
"
Material
Caliza
Caliza
Calcita
Caliza
Caliza
Caliza
Caliza
Caliza
Caliza
Caliza
Yeso
Yeso
Yeso
Yeso
Calcita
Celestina
Celestina
Celestina
Celestina
Celestina
Celestina
Clave
TN-1
TN-2
TN-3
TN-3
TN-4
TN-5
TN-6
TN-7
TN-8
TN-9
TN-10
TN-11
TN-12
TN-13
TN-14
TN-15
TN-16
TN-17
TN-18
TN-19
TN-20
Rango Th
(°C)
Th
Prom.
(°C)
98 a 125
44 a 56
110 a 136
100 a 125
90 a 102
98 a 139
130 a 140
124 a 138
134 a 145
138 a 142
120 a 135
110
52
120
105
99
118
134
135
140
139
130
Rango Tmi
(°C)
-7.6 a -9
-4.6 a -5.2
-7.1 a - 8.6
-1.1 a -1.2
-1.1 a -2
-2.9 a -3.4
-3.3 a -6.9
-3.6 a -6
-5.1 a -6.7
-5 a -6.9
-4.5 a -7
Isótopos estables
Tmi
Prom.
(°C)
Rango de
Salinidad
wt.% NaCl equiv.
-8
-4.8
-8.2
-1.1
-1.6
-3
-3.9
-3.8
-5.3
-5.5
-6
11.2 a 12.9
7.3 a 8.1
10.6 a 12.6
1.9 a 2.1
1.9 a 3.4
4.8 a 5.6
5.4 a 10.4
5.9 a 9.2
8 a 10.1
7.9 a 10.4
7.2 a 10.5
54
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
!34S
VCDT
(‰)
1.92
0.80
1.51
1.21
-4.89
0.88
2.25
-0.31
1.20
-0.40
(‰)
-1.69
-3.78
-2.76
-2.54
-5.60
-1.22
-2.05
-1.84
-1.37
-1.36
(‰)
29.17
27.01
28.06
28.29
25.14
29.65
28.80
29.01
29.50
29.51
(‰)
TNJ-25
TNJ-101
TNJ-104
TNJ-105
0.55
-4.25
26.53
20.03
TNJ-102
17.8
TNJ-24
TNJ-23
TNJ-9
TNJ-10
González Sánchez F.
Capítulo V
"
Celestina
TN-21
115 a 132
"
Celestina
TN-22
139 a 146
"
Celestina
TN-23
"
Celestina
TN-23
130 a 148
"
Celestina
TN-24
128 a 155
"
Celestina
TN-25
93 a 153
"
Celestina
TN-26
98 a 100
"
Celestina
TN-27
96 a 135
"
Celestina
TN-28
99 a 140
"
Celestina
TN-29
95 a 126
"
Caliza
TN-30
"
Celestina
TN-30
96 a 125
"
Caliza
TN-31
"
Caliza
TN-32
"
Caliza
TN-32
"
Caliza
TN-33
"
Calcita
TN-34
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
128
140
-5 a -8
-4.3 a -6.6
-6.4
-5.2
7.9 a 11.7
6.9 a 10
142
148
138
98
100
115
112
-3 a -9
-5.6 a -6.9
-2.9 a -4.5
-2.8 a -7
-8 a -11
-3.5 a -9
-4 a -10
-6.6
-6.1
-4
-4.5
-9.5
-8.6
-8.5
5 a 12.9
8.7 a 10.4
4.8 a 7.2
4.7 a 10.5
11.7 a 15
5.7 a 12.9
6.5 a 13.9
114
-8 a -11
-9.5
11.7 a 15
19.81
20.40
1.51
-2.00
28.85
2.29
0.66
0.59
-8.17
-0.55
-1.94
-3.51
-1.13
-8.23
-7.6
28.91
TNJ-13
17.8
17.2
TNJ-15
TNJ-16
TNJ-17
TNJ-21
TNJ-19
TNJ-20
TNJ-11
Tabla V.6 Resultados promedio por especie mineral y/o roca de los estudios realizados a las muestras del depósito La Tinaja
del distrito minero de la Sierra de Los Alamitos, Coah.
Promedios
Inclusiones Fluidas
Lugar
TINAJA
"
"
"
"
"
"
"
Material
Clave
Caliza (Alto)
Calcita (Alto)
Yeso
Celestina
Calcita
Caliza (Cuerpo)
Caliza (Bajo)
Calcita (Bajo)
Rango Th
(°C)
44 a 136
93 a 155
90 a 102
GonzálezPartida et
70 a 160
al. (2003)
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
"
Celestina
Th
Prom.
(°C)
Rango
Tmi (°C)
93.5
129.6
99
-1.1 a -9
-2.8 a -11
-1.1 a -2
Isótopos estables
Tmi
Prom.
(°C)
Rango de
Salinidad
% eq. Peso
de NaCl
-5.69
-5.88
-1.6
1.9 a 12.9
4.7 a 15
1.9 a 3.4
-1.5 a - 15
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
(‰)
0.29
0.80
(‰)
-2.38
-3.78
(‰)
28.45
27.01
1.51
1.157
-0.55
-2.00
-3.70
-7.60
28.85
27.09
23.08
2.6 a 18.6
!34S
VCDT
(‰)
17.2 a 17.8
V.4 Distrito minero de La Encantada-Buenavista (Mina La Sabina)
El distrito minero de La Encantada-Buenavista se localiza a 125 kilómetros en línea
recta al NW de la ciudad de Melchor Múzquiz, Coahuila. En este distrito se conocen al menos
30 yacimientos de fluorita de importancia económica. En este apartado se presenta el depósito
conocido como La Sabina (Fig. V.12), explotado por la compañía Fluorita de México S. A de
C. V.
V.4.1 Geología local
El depósito de fluorita La Sabina se localiza entre las sierras de La Encantada (al
poniente) y de Buenavista al oriente, sobre el valle del Sinclinal La Sabina, con orientación
regional NW-SE.
Las rocas más antiguas expuestas en el área son calizas y dolomías del miembro
inferior de la Formación Aurora, del Albiano Temprano (Fig. V.12), que aflora hacia la parte
sur del área. Ésta formación se encuentra truncada en su extremo norte por una falla normal,
misma que la pone en contacto con calizas de la Formación Georgetown del Albiano Tardío
(equivalente en tiempo al miembro superior de la Formación Aurora). De acuerdo a la
información del Servicio Geológico Mexicano (2005), en esta región la Formación Kiamichi
descansa concordantemente sobre la Formación Aurora. Sin embargo, la Formación Kiamichi
no ha sido reportada en la zona de la mina La Sabina.
55
González Sánchez F.
Capítulo V
La Formación Georgetown consiste en calizas masivas (packestone-grainstone) y es
sobreyacida por un horizonte delgado de lutitas, el cual constituye a la Formación Del Río,
del Cenomaniano Temprano (en el área se le conoce un espesor promedio de 2 m).
La Formación Buda, del Cenomaniano Medio, está formada por calizas (mudstone y
wackestone) en estratos delgados a gruesos, y sobreyace concordantemente a la Formación
Del Río (Fig. IV. 2 y V. 12).
Las rocas representativas del Cenomaniano Tardío al Turoniano corresponden a una
secuencia de calizas arcillosas intercalada con lutitas calcáreas, cuyo conjunto conforma la
Formación Eagle Ford. Ésta descansa concordantemente sobre la Formación Buda y cambia
de manera transicional hacia su cima a calizas menos arcillosas que en su base (mudstone) con
algunas intercalaciones de lutita laminar de la Formación Austin, del Coniaciano-Santoniano.
Dentro de la secuencia sedimentaria cretácica, la Formación Austin es la unidad más joven
que aflora en el área de la mina La Sabina (Fig. V.12).
La zona minera de La Sabina presenta rocas intrusivas de composición intermedia del
Oligoceno, según un alineamiento N-S (Fig. V.12). Hacia la parte NE del área se reporta la
presencia de tres afloramientos de rocas volcánicas-subvolcánicas ácidas, dos de los cuales
con pórfidos riolíticos y riolitas, y uno con riolitas y tobas riolíticas (Fig. V.12).
Cubriendo de manera discordante a las unidades anteriores se presentan
conglomerados oligomícticos y aluviones holocénicos, principalmente el la parte ENE del
área (Fig. V.12).
V.4.2 Descripción de la mineralización
La mineralización es estratoligada (mantos), en forma de relleno de fracturas y
cavidades kársticas, y en brechas hidráulicas y de colapso. Los mantos se encajonan en el
contacto entre las lutitas de la Formación Del Río y las calizas de la Formación Georgetown,
y los rellenos de fracturas y de cavidades se encuentran generalmente en la cima de esta
última, aunque es común la presencia de fluorita diseminada dentro de las lutitas.
La cristalización de fluorita se encuentra bien desarrollada, de fina a gruesa, formando
texturas masivas, crustiformes y zonas de ritmitas tipo cebra. Los cristales de fluorita
generalmente presentan núcleos incoloros y bordes morados.
El mineral de mena es fluorita, y los de ganga son calcita y sílice en cantidades muy
bajas.
En el yacimiento es notoria la presencia de materia orgánica degradada en forma de
hidrocarburos. No se observa alteración alguna, salvo en los lugares en donde la
mineralización es atravesada por algunos diques de composición intermedia a ácida más
tardíos, en donde se observa silicificación que altera tanto la mena de fluorita como la roca
encajonante.
56
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V.12
Mapa geológico del distrito de fluorita de La Encantada-Buenavista, Coahuila, mostrando su columna
estratigráfica y la ubicación de la mineralización dentro de ésta. Mapa geológico adaptado del Servicio Geológico
Mexicano (2005).
V.4.3 Resultados
El rango de temperaturas de fusión del hielo para este depósito es de -11.4°C a -2.6°C
(salinidades entre 15.4 y 4.3 wt.% NaCl equiv., y las temperaturas de homogenización tienen
57
González Sánchez F.
Capítulo V
un rango que varía entre 89°C y 145°C (tabla V. 7 y V. 8; Fig. V.13), González-Partida et al.
(2003), indican que las inclusiones con hidrocarburos homogenizan a más bajas temperaturas
que aquellas que no los tienen.
Los patrones de distribución de Th vs Tmi de la fluorita de la Encantada Buenavista en
la figura (V.13A) permiten separar dos grupos de datos, el primer grupo con temperaturas de
fusión del hielo entre -4.5°C a -2.5°C y temperaturas de homogenización entre 130°C a
145°C. El segundo grupo engloba el mayor número de datos, este grupo está entre un rango
de temperaturas de fusión del hielo de -11.5°C a -6.7°C y entre las temperaturas de
homogenización de 89°C y 145°C.
El histograma de frecuencias de la figura (V.13B), muestra una distribución casi
normal con sesgo positivo.
Figura V. 13 Gráfica de Th vs Tmi (A) e histograma de frecuencia de Th (B), de las inclusiones fluidas de la mina La
Sabina, en el distrito minero de La Encantada Buenavista. (Th = Temperatura de homogenización, Tmi =
temperatura de fusión del hielo).
58
González Sánchez F.
Capítulo V
Los valores para el !13CVPDB en este yacimiento tienen un rango de 0.0 ‰ a 2.45 ‰, y
el rango para el !18O VPDB está entre -14.3 ‰ y -5.1 ‰, (tabla V.7 y V. 8; Fig. V.14).
Figura V.14 Gráfica del !18OVPDB vs !13CVPDB de la mina La Sabina en el distrito minero de La Encantada Buenavista,
Coah.
El gráfico de !18O vs !13C de la figura (V.14), presenta una correlación negativa para
los valores de la caliza (empobrecimiento en el !18O y enriquecimiento de !13C),
contrariamente, los valores isotópicos para la calcita muestran una correlación positiva, con
un enriquecimiento para ambos isótopos pesados.
Los análisis de los halógenos cloro y bromo y de los metales ligeros litio, sodio y
potasio, presentan rangos para el cloro, de 47661 a 91180 ppm, para el Br, de 158 a 656 ppm,
para el litio, de 18 a 434 ppm, para el sodio, de 12510 a 70006 ppm, y para el potasio de 331 a
4829 ppm, (tabla V.9).
Figura V.15 A: Diagrama Cl vs Cl/Br y B: Na/Br vs Cl/Br de la composición de los fluidos determinada a partir de análisis
de crush-leach en muestras del distrito minero La Encantada Buenavista. Línea de evaporación del agua marina de
Fontes y Matray (1993).
59
González Sánchez F.
Capítulo V
Tabla V.7 Resultados de estudios microtermométricos e isotópicos en el depósito La Sabina, del distrito minero de La
Encantada-Buenavista, Coah.
Resultados
Lugar
Material
Clave
Rango
Th(°C)
La EncantadaBuenavista
Caliza
EB1
Fluorita
EB1A
114 a 130
"
"
Caliza
EB2
"
Caliza
EB3
"
Fluorita
EB3A
100 a 170
"
Caliza
EB4
"
Caliza
EB5
"
Fluorita
EB6
90 a 134
"
Caliza
EB7
"
Caliza
EB8
"
Calcita
EB9
"
Caliza
EB9
"
Fluorita
EB9A
115 a 165
"
Caliza
EB10
"
Caliza
EB11
"
Fluorita
EB11A
136 a 153
"
Caliza
EB12
"
Caliza
EB13
"
Fluorita
EB13A
119 a 140
"
Caliza
EB14
"
Calcita
EB15
"
Caliza
EB15
"
Fluorita
EB15A
60 a 145
"
Caliza
EB16
"
Caliza
EB17
"
Fluorita
EB17A
117 a 136
"
Caliza
EB18
"
Caliza
EB19
"
Roca
EB20
"
Fluorita
EB20
45 a 131
"
Caliza
EB21
"
Calcita
EB22
"
Caliza
EB22
"
Caliza
EB23
"
Fluorita
EB23
115 a 145
"
Caliza
EB24
"
Caliza
EB25
"
Caliza
EB26
"
Fluorita
EB26A
100 a 130
"
Caliza
EB27
"
Caliza
EB28
"
Fluorita
EB28A
90 a 140
"
Caliza
EB29
"
Caliza
EB30
"
Fluorita
EB30A
51 a 152
"
Caliza
EB31
"
Caliza
EB32
"
Fluorita
EB33A
70 a 159
"
Fluorita
EB33B
105 a 129
"
Caliza
EB35
"
Fluorita
EB35A
125 a 140
"
Caliza
EB36
"
Caliza
EB37
"
Fluorita
EB38
53 a 100
"
Caliza
EB39
"
Caliza
EB40
"
Fluorita
EB40A
119 a 125
"
Caliza
EB41
"
Calcita
EB42
"
Caliza
EB43
"
Calcita
EB44
"
Caliza
EB45
"
Caliza
EB46
"
Caliza
EB47
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
Datos de inclusiones fluidas de González-Partida et al. (2003)
Th Prom.
(°C)
122
123
100
135
145
131
96.75
125
114.2
116.4
113.4
107.3
119.4
Inclusiones Fluidas
Rango
Tmi
Tmi
Prom.
(°C)
(°C)
-10.2
-10.9 a -12
-11 a -12
-2.6 a -10.6
-10.3
-10.51
-7 a -16.7
-10.4
-10 a -11.2
-4 a -8.9
-8.3 a -9.4
-5 a -10.5
-9.5 a -11
-10.2
-11.07
-11.5
-5
-10.3
-10.51
-9.67
-10.4
-10.7
-6.77
-9.09
-8.71
-10.4
Rango de
Salinidad
wt.% NaCl equiv.
-7.36
-7.53
23.32
23.15
2.16
2.00
-7.87
-6.24
22.80
24.48
2.45
1.60
1.30
1.60
-6.85
-6.16
-10.68
-9.30
23.85
24.56
19.90
21.32
2.20
2.22
-7.80
-7.98
22.87
22.68
1.08
1.43
-5.90
-5.61
24.83
25.13
2.07
2.07
1.60
-7.94
-8.28
-5.54
22.72
22.37
25.20
1.76
1.62
-6.62
-6.67
24.09
24.03
2.15
1.85
-7.39
-6.14
23.29
24.58
1.94
0.51
1.75
2.10
-8.03
-14.42
-9.49
-8.37
22.63
16.04
21.13
22.28
1.82
1.98
2.14
-7.11
-8.39
-6.66
23.58
22.26
24.04
1.95
1.72
-8.61
-4.99
22.03
25.77
1.36
2.21
-7.37
-7.94
23.31
22.72
2.16
0.75
-7.09
-6.50
23.60
24.21
2.27
-8.06
22.60
2.05
2.31
-7.60
-7.93
23.08
22.73
2.27
1.31
-8.32
-4.07
22.33
26.71
1.79
0.97
1.44
0.00
1.11
1.23
1.44
-7.43
-12.11
-6.64
-14.34
-7.18
-5.00
-6.19
23.25
18.43
24.06
16.13
23.51
25.76
24.53
14.5
10.5 a 20
14.4
13.9 a 15.2
6.5 a 12.7
12 a 13.3
7.9 a 14.5
13.4 a 15
-8.9
-8.9
12.7
-10.2
1.90
2.20
14.3
133
-10.2
24.03
4.3 a 14.6
11.8 a 15
12.5 a 14.7
121
-6.67
15 a 16
-9.02
-9.5
-7.74
1.56
14.9 a 16
-8.1 a -11
-8.7 a -10.7
-6.9 a -9
Isótopos estables
!18O
!18O
VPDB
VSMOW
(‰)
(‰)
14.2
127.7
110
85.8
!13C
VPDB
(‰)
10.4 a 12.9
14.2
La figura (V.15A) presenta la gráfica de la composición del Cl vs Cl/Br para el distrito
de La Encantada Buenavista, en esta se observa que la mayoría de los datos quedan por
debajo de la curva de evaporación del agua marina, mismos que han alcanzado la saturación
con respecto a la halita, los valores localizados por arriba de esta curva han sufrido algún tipo
de disolución-recristalización de la halita. La gráfica de las relaciones Na/Br vs Cl/Br (Fig.
60
González Sánchez F.
Capítulo V
V.15B), configura dos grupos, uno de ellos sigue la tendencia paralela de la línea de
evaporación del agua marina, por ambos lados de esta línea. El otro grupo sigue una tendencia
hacia la línea de disolución/recristalización de la halita.
Tabla V.8 Resultados promedio por especie mineral de los estudios microtermométricos e isotópicos realizados a las
muestras del depósito La Sabina del distrito minero de La Encantada - Buenavista, Coah.
Promedios
Inclusiones Fluidas
Lugar
Material
La
EncantadaBuenavista
"
"
"
Referencia
Rango Th
(°C)
Th Prom.
(°C)
Rango Tmi
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
Isótopos estables
Rango de
Salinidad
wt.% NaCl equiv.
Caliza
Calcita
Fluorita
González-Partida
et al. (2003)
50 a 170
Fluorita
Kesler (1974)
125 a 165
109.11
-4 a -16.7
-8.89
!13C
VPDB
!18O
VPDB
!18O
VSMOW
(‰)
(‰)
(‰)
1.88
-7.18
23.5
0.97
-11.96
18.57
6.5 a 20
Tmi = Temperatura de fusión del hielo
Tf = Temperatura de homogenización
wt.% NaCl equiv. = Porciento en peso equivalente a NaCl
Tabla V.9 Resultados de estudios por halógenos y elementos alcalinos realizados a las muestras del distrito minero de La
Encantada-Buenavista, Coah.
Material
Na
K
Li
Cl
EB9-A
Muestra
Calcita
989
24
5
1327
Br
3
ENC-30
Fluorita
2184
97
62
2525
3
ENC-22
Fluorita
2123
68
59
2543
3
ENC-27
Fluorita
1076
28
4
1327
3
ENC-25
Calcita
2026
49
11
2394
8
ENC-31
Fluorita
1287
79
39
2439
4
ENC-23
Fluorita
2445
55
43
2443
2
ENC-27
Fluorita
1843
50
8
2413
7
ENC-31
Fluorita
540
8
3
2397
7
ENC-35
Fluorita
2149
47
9
2433
6
ENC-22
Fluorita
2828
75
12
2606
5
ENC K-1
Fluorita
1375
24
4
1329
2
ENC-27
Fluorita
1327
44
11
2538
5
ENC-30
Fluorita
2401
65
18
2399
6
ENC-31
Fluorita
3025
80
21
2521
5
ENC-18
Calcita
1791
25
27
2429
8
ENC-22
Fluorita
1074
28
7
1328
3
ENC-23
Fluorita
1318
29
12
1330
2
ENC-27
Fluorita
2617
86
23
2412
8
ENC-35
Fluorita
724
57
33
2396
8
EB-35
Fluorita
2380
47
33
2606
5
Los valores están en mmol//kg de solución
V.5
Microtermometría de inclusiones fluidas y geoquímica de isótopos estables de
otros depósitos estudiados en la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de
México
A título de complemento, se presentan datos de los depósitos estudiados durante ésta
investigación y que no fueron expuestos como casos de estudio en este trabajo. Asi mismo, se
incluye una recopilación de datos para yacimientos que fueron estudiados con anterioridad en
alguna disciplina, mismos que han sido complementados mediante otros estudios realizados
durante el desarrollo de este trabajo (tabla V.10 y V.11).
61
González Sánchez F.
Capítulo V
Tabla V.10 Resultados promedio por especie mineral de los estudios microtermométricos y de isótopos estables
realizados a muestras de varios depósitos de celestina, barita, fluorita y Zn-Pb de la Provincia Metalogenética MVT del
Noreste de México.
Promedios
Inclusiones Fluidas
Lugar
El Tule
"
"
"
La Aurora
"
Material
Calcita
Celestina
Fluorita
Fluorita /
Celestina
"
Fluorita
Fluorita
Celestina
Fluorita
Caliza
Calcita
Fluorita
Fluorita
Calcita
"
Celestina
"
"
"
Lucero
GonzálezPartida et al.
(2003)
Fluorita
Calcita
Korea
Ana Gabriela
Alicia
Cuatro Ciénegas
"
"
"
"
San Agustín
"
"
"
"
Referencia
Rango Tmi
(°C)
58 a 110
107 a 145
130 a 139
85
135
134
-5.2 a -7.6
-2.8 a -7.2
-1 a -3
-6.4
-6.3
-2.5
Rango de
Salinidad
% eq. Peso de
NaCl
8.1 a 11.2
4.7 a 10.7
1.7 a 5
!13C
VPDB
!18O
VPDB
(‰)
(‰)
Sr/86Sr
6.4 a 13.2
133
89
70 a 148
-5.3 a -10
-8.1 a -9.8
-8
-8.4
8.3 a 13.9
11.8 a 13.7
-10.8
-9
-1
14.5 a 15.5
12.3 a 13.1
0.4 a 2.4
0.70768 a
0.70789
-5.1 a -17.8
114 a 140
84 a 130
80 a 110
129
121
101
82 a 120
80 a 160
91 a 125
104
126.3
131.8
-10.5 a -11
-8.5 a -9.2
-0.2 a -1.4
-1.8 a -15
-7.1 a -15
-7.85
-10.16
0.37
1.13
-8.26
-8.02
1.43
-1.99
-2.05
8.82
3.1 a 18.6
10.6 a 18.6
13.6
98 a 160
62 a 110
127 a 150
128
85
140
-5 a -14.9
-5 a -12.1
-14 a -14.7
-13.5
-11
-14.5
7.9 a 18.6
7.9 a 16.1
17.8 a 18.4
0.70761
Kesler y Jones
(1981)
Puente-Solís
(2007)
0.70755 a
0.70767
0.70782 a
0.70800
63.6 a
175.4
103.7
-1.6 a -12.6
-7.07
"
"
Caliza
Calcita
Yeso
Caliza
Calcita
Calcita
"
Celestina
Volcán
"
Área Alamitos
Venado
Celestina
Celestina
"
Caliza
Calcita
"
Calcita
"
Celestina
"
Celestina
"
"
Caliza
Calcita
Celestina
Diablo
Víbora
Celestina
Víbora
Berrendo
"
"
"
"
Celestina
Celestina
Barita
Qz+Sph
Barita +
Sph
Caliza
azufre
"
Yeso
"
Lilas
Tres Mantos
Fm. Minas
Viejas
Aguachiles
17.2 a
18.2
16.8 a
38.3
18.5 a
21.8
GonzálezPartida et al.
(2003)
VillarealFuentes et al.
(2007)
Kesler y Jones
(1981)
65 a 101
86.04
-2 a -10
-7.19
3.4 a 13.9
86 a 140
118.7
0 a -14
-8.26
0 a 17.8
62 a 120
-1.75 a -11.9
1.24
1.71
-4.1
-7.45
1.38
2.11
-1.49
-2.14
17.2 a
17.7
2.9 a 15.9
0.70756 a
0.70765
1.50
2.21
86.6 a
116.8
88.3 a 135
RamosRosique et al.
(2005)
95.85
122.1
80 a 140
-1 a -13
0 a -16
-8.04
-9.68
0 a -12
19.24
0 a 16
1.27
40 a 50
80 a 140
GonzálezPartida et al.
(2003)
46.5
109.6
83 a 106
-1 a -4.5
0 a -13
16.3 a 17
-2.29
-2.56
1.7 a 16.9
0 a 19.5
-3
-8.13
-6.7 a -16.9
-2.23
1.7 a 7.2
1.7 a 16.9
??
10.1 a 20.2
* Tmhh = -32
* Tmhh = -32
* Tmhh =-52
86 a 115
150 a 211
191 a 210
165 a 225
95
181.7
169.3
195.2
-6.6 a - 9
-9.3 a -16
-9 a -25
-20 a -26
-6.5
-11.79
-17.47
-24.06
10 a 12.9
13.2 a 19.5
12.9 a ~26
22.4 a ~27
* Tmhh = -32
152 a 180
157.3
-11.6 a -16
-14.28
15.6 a 19.5
24.4 a 33
25 a 31.9
25.7 a
29.3
-5.39
-5.31
8.08
20.5 a
27.5
7.8
Galena
Caliza
1.33
Yeso
Fluorita
16.4
2.7 a 16.5
Celestina
"
"
"
!34S
VCDT
(‰)
130 a 165
Barita
Celestina
87
Kesler y Jones
(1981)
Caliza
Calcita
Celestina
Calcita
Yeso
Yeso
Celestina
Rango Th
(°C)
Tmi
Prom.
(°C)
128 a 136
70 a 110
Kesler (1977)
Isótopos estables
Th
Prom.
(°C)
-2.02
17.76
GonzálezPartida et al.
(2003)
130 a 165
Úrsulo
Fluorita
125 a 146
* Tmhh = Temperatura de fusión de la hidrohalita (grados Celsius)
-1.75 a -2.4
137.3
-14 a -19.1
62
2.9 a 4
-18.32
17.8 a 21.8
González Sánchez F.
Capítulo V
Para más información, consultar el anexo III, "Los yacimientos estratoligados del
Noreste de México".
Considerando todos los datos de inclusiones fluidas y complementando con datos
inéditos de González-Partida, se construyó la figura (V.16), en la que se observa el
comportamiento de fluidos más calientes y más salados (salmueras cálcicas-sódicas) a partir
de las partes profundas de la cuenca y su evolución hacia las partes más someras de la misma
y hacia las plataformas con tendencia al enfriamiento y la dilución. En el recuadro interno de
esta figura se grafican las Th vs Tmi, haciendo una separación de las especies minerales de
cuenca y de plataforma, con un comportamiento de los fluidos similar al descrito
anteriormente.
Tabla V.11 Resultados de estudios de halógenos y elementos alcalinos realizados a depósitos del distrito minero de La
Sierra de Los Alamitos, Coah.
Na
K
Li
Cl
Br
F
Muestra
Material
El Volcán
Celestina
1427
117
70
2454
7
21
La Tinaja
Celestina
1610
113
64
2259
6
37
La Víbora
Celestina
633
54
306
691
2
1865
La Víbora
Celestina
895
102
291
1540
8
256
El Venado
Celestina
982
105
364
1607
8
33
El Venado
Celestina
1690
127
82
2587
7
92
Los valores están en mmol/kg de solución.
63
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V. 16 Patrón de evolución térmica-concentración de las salmueras mineralizantes en la Provincia MVT del Noreste de México. Recuadro interno; gráfica general de Th vs Tmi de la
PMNM, mostrando la tendencia de evolución de los fluidos en cada especie mineral (flechas gruesas). Los datos de la sección marcados con asterisco, son de González-Partida
(inéditos). La figura de los procesos de la evolución de fluidos, es modificada de Wilkinson (2001).
64
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V.17 A: Diagrama Cl vs Cl/Br y B: Na/Br vs Cl/Br de la composición de los fluidos determinada a partir de análisis
de crush-leach en muestras del distrito minero de La Sierra de Los Alamitos. Línea de evaporación del agua marina
de Fontes y Matray (1993).
Figura V.18 Gráfica del !18O VPDB vs !13CVPDB de la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de México comparados
con la composición de algunos carbonatos. Los valores para las calizas y mármoles son de Hudson (1977). Los
campos para hidrotermalismo son a partir de calcitas provenientes de cordillera midoceánica con una mezcla de
carbón derivado del manto (M) y carbón derivado de agua marina (S), Stakes y O'Neil (1982) y para el campo de
(hidrotermalismo MV), las calcitas provienen de los depósitos Mississippi Valley-Type. La flecha dentro del campo
MV apunta hacia la evolución más joven, Richardson et al. (1988). Modificado de Rollinson (1993).
La composición de las salmueras para el distrito de la Sierra de Los Alamitos en la gráfica Cl
vs Cl/Br (Fig. V.17A) se localizan por debajo de la curva de evaporación del agua marina con
valores típicos de la relación Cl/Br que han alcanzado la saturación con respecto a la halita
(Boiron et al. 2002).
La gráfica de las relaciones Na/Br vs Cl/Br (Fig. V.17A), indican una tendencia similar a la
línea de evaporación del agua marina por debajo de la saturación de la halita.
65
González Sánchez F.
Capítulo V
Figura V.19 Representación de los valores del !34S (VCDT) de sulfatos y sulfuros para varios distritos mineros el noreste de
México. Los valores de !34S del distrito mineros de San Agustín y Cuatro Ciénegas son tomados de Kesler y Jones
(1981).
Considerando la totalidad de los datos de isótopos estables de carbono y oxígeno de la
Provincia Metalogénica del Noreste de México en una gráfica de !18O vs !13C (Fig. V.18), se
observa que existe de una manera generalizada una correlación ligeramente positiva,
indicando generalmente un epobrecimiento en el !18O tanto en la caliza como en la calcita. La
gran mayoría de los datos caen dentro del campo de las calizas marinas y a valores más
negativos caen dentro del campo de hidrotermalismo MV (representado por calcitas de
depósitos minerales MVT).
66
González Sánchez F.
Capítulo V
Los resultados de los isótopos de azufre representados en la gráfica de la figura (V.19),
muestra que la mayoría de los yacimientos guardan una cierta relación con los campos de
valores de !34S publicados por Claypool et al (1980) para las evaporitas representativas del
Jurásico Superior y el Cretácico Inferior. El comportamiento isotópico de los minerales de
sulfatos precipitados de una salmuera padre, es el de incrementar su !34S hasta en un 2.4‰
con respecto al material de origen (Thode y Monster 1965; Holser y Kaplan 1966). Otro
grupo que se puede apreciar en esta figura, es el formado por depósitos que presentan altos
valores de !34S, en especial los distritos mineros de San Agustín y Berrendos (ver discusión
más adelante).
67
González Sánchez F.
Capítulo VI
CAPITULO VI
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
VI.1 DISCUSIÓN
VI.1.1 Geología y distribución de los depósitos MVT del Noreste de México.
La distribución espacial de los depósitos de celestina, barita, fluorita y Zn-Pb
tipificados como MVT describe un zoneamiento regional según la mineralogía dominante de
cada uno de ellos. Dicho zoneamiento está asociado a ciertos elementos paleotectónicos y/o
paleogeográficos de carácter regional establecidos durante el Triásico y el Jurásico.
La mayoría de los depósitos MVT emplazados en la cuenca mesozoica del Noreste de
México presentan características texturales y morfológicas comunes, siendo las principales
que:
(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 paleógeográficos
como el Paleogolfo de Sabinas, y en pilares tectónicos que describen rasgos
paleogeográficos como el Bloque de Coahuila, las paleoislas de La Mula y
Monclova, el Paleoarchipiélago de Tamaulipas y la Paleopenínsula El Burro –
Peyotes;
(2)
están localizados en las inmediaciones a grandes sistemas de fallas que han sido
reactivadas en varias épocas, o localizados también sobre los grandes rasgos
paleogeográficos delimitados por estos sistemas de fallas (e.g. Falla San Marcos y
Falla La Babia), mismos que derivan o son el reflejo de grandes estructuras
generadas durante la apertura del Golfo de México.
Las características geológicas presentes en el área de estudio, implican una
interrelación muy estrecha entre los eventos tectónicos, las formaciones litoestratigráficas y la
evolución físico-química de los fluidos involucrados. Estos fenómenos y su interrelación,
influyeron en los procesos de liberación y de concentración de los elementos que, a la postre,
constituyen los depósitos minerales característicos de esta región. Visto de esta manera, se
puede considerar al conjunto de estas características como un metalotecto.
Ahora bien, partiendo de la definición de una provincia metalogenética, la cual se
define como "Una área caracterizada por una asociación particular de depósitos minerales,
o por uno o más tipos característicos de mineralización," además de que, "una provincia
metalogenética puede tener más de un episodio de mineralización, o época metalogénica",
American Geological Institute (1980) y con base en los resultados de los análisis
microtermométricos de inclusiones fluidas, así como los datos de los estudios de isótopos
estables, los cuales conducen a concluir que los diferentes tipos mineralógicos de depósitos
MVT de la región fueron formados en ambientes similares, y están también asociados a
procesos geológicos análogos, incluyendo la Orogenia Larámide. Por ello, y por el carácter
regional y circunscrito de su emplazamiento, es permisible agrupar este conjunto de depósitos
en una provincia metalogenética no definida formalmente con anterioridad, la cual se propone
aquí como "Provincia Metalogenética MVT del Noreste de México" o PMNM, Fig. VI.1).
68
González Sánchez F.
Capítulo VI
Considerando la distribución de los diferentes tipos de mineralización y su disposición
en grupos con predominio en cada uno de ellos de un solo tipo de mineralización, la PMNM
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, (2) la Subprovincia Central de Zn-Pb,
que cubre toda la parte sur y noreste de la Cuenca de Sabinas y es subparalela a la Falla San
Marcos, (3) la Subprovincia Central de Barita, localizada en la parte central norte de la
Cuenca de Sabinas, y (4) la Subprovincia Norte de Fluorita, localizada sobre la
Paleopenínsula El Burro – Peyotes y la Falla La Babia (Fig. VI.1).
VI.1.2 Evolución de fluidos y comportamiento Isotópico.
Para los depósitos a los cuales se les estudiaron inclusiones fluidas en calcita además
del mineral principal de mena, en las gráficas de Th vs Tmi, generalmente se observa que los
fluidos atrapados en la calcita presentan una tendencia hacia temperaturas de fusión del hielo
más altas y hacia temperaturas de homogenización más bajas, ambas con respecto a las
temperaturas del mineral de mena al que acompañan. Esto implica que los fluidos para la
calcita sean más diluidos y más fríos que los fluidos participantes en la formación del mineral
de mena (gráficas de las figuras V.4, V.5, V.8, V.10 y V.13).
Los histogramas de Th graficados para cada mineral muestran también de una manera
casi generalizada, distribuciones con sesgos positivos y negativos, y en la mayoría de los
casos se observan tendencias bimodales aunque no bien definidas. En estos histogramas se
corrobora la parcialidad de los fluidos de la calcita hacia más bajas temperaturas de
homogenización en relación al mineral de mena de ese mismo yacimiento, sin embargo, se
puede ver también que existe traslape entre los polígonos (gráficas de las figuras V.4, V.5,
V.8, V.10 y V.13).
Las variaciones en la temperatura y la salinidad de los fluidos mineralizantes
inicialmente calientes, pueden ser debido a la interacción con aguas subsuperficiales (más
frías y oxigenadas) localizadas en acuíferos someros, o a la mezcla de aguas meteóricas
descendentes con los fluidos mineralizantes calientes y salinos ascendentes, lo cual traería
como consecuencia la precipitación de la carga mineral de tales fluidos (Ohmoto 1986).
El comportamiento de los fluidos a presentar temperaturas de homogenización más
bajas se puede deber incluso a un simple ascenso de estos hacia la superficie, sin la
participación de otro fluido, en tal caso, estos seguirían un comportamiento de acuerdo a un
gradiente geotérmico normal, disminuyendo su temperatura pero, en este caso, la salinidad
podría mantenerse sin cambio, dependiendo del grado de interacción de estos fluidos con la
roca a través de la cual circulan o de la tasa de precipitación mineral provocada por la caída
de la temperatura.
El manto inferior de barita en el distrito minero de la Sierra de Santa Rosa, figura (V.
4C), se observa un grupo de datos de mineral de calcita con Tmi de -5°C pero con Th entre
106°C y 120°C, este grupo de datos se encuentra en una muestra en donde el predominio de
Tmi es de -15°C, de tal manera que existe la posibilidad de que este grupo de inclusiones
hayan sufrido alguna modificación posterior a sus condiciones iniciales de atrapamiento (fuga
y relleno) (Goldstein 2001).
En el yacimiento de La Tinaja se les realizó microtermometría de inclusiones fluidas a
minerales de yeso, calcita y celestina.
69
González Sánchez F.
Capítulo VI
Figura VI. 1 Delimitación de la Provincia Metalogenética MVT del Noreste de México y sus cuatro sub-provincias. Base
estructural y paleotopográfica modificada de Chávez-Cabello et al. (2005, 2007). Distribución de yacimientos
modificada de Puente-Solís (2007). Geología simplificada de Servicio Geológico Mexicano (2006).
Los datos del yeso se presentan en tres grupos con diferentes Tmi (Fig. V.10A). El
primer grupo caracterizado por temperaturas de homogenización entre 100°C a 135°C y
70
González Sánchez F.
Capítulo VI
temperaturas de fusión del hielo entre -7°C a -9°C (rodeado por los datos de la celestina). Un
segundo grupo con temperaturas de homogenización entre los 50°C y temperaturas de fusión
alrededor de los -5°C y por último, el tercer grupo con Th entre 100°C y 125°C pero con Tmi
cercanas a -1°C.
En este mismo yacimiento, los datos de la calcita forman un solo grupo, el cual
coincide con el tercer grupo de datos del yeso. En este caso, la calcita sigue un
comportamiento semejante a los demás yacimientos, es decir, presenta una menor salinidad y
temperaturas de homogenización más bajas que las del mineral de mena.
Las temperaturas de fusión del hielo de la celestina muestran a grandes rasgos una
tendencia a aumentar desde la base hacia la cima del manto (tabla V. 5), en cambio, los
valores más altos de Th se cargan hacia el centro de este. El comportamiento de las Tmi al
parecer es normal, ya que en condiciones de un gradiente normal, se espera que estas tiendan
a disminuir conforme los fluidos migran hacia posiciones topográficas más altas, y la
concentración de las temperaturas de homogenización más altas hacia el centro del cuerpo
mineralizado puede estar provocado por un enfriamiento al contacto de los fluidos con las
paredes más frías de la roca encajonante.
De acuerdo a la distribución de los datos en ambos tipos de diagramas, se puede
pensar que los fluidos iniciales para la formación de la celestina siguen un proceso normal en
su evolución, esto es, conforme avanza la cristalización, los fluidos se enfrían y se diluyen
paulatinamente, sin embargo, una vez pasada la etapa máxima de generación de celestina
(hacia el intervalo 131-140 del histograma de la figura V.10B) inicia la precipitación de yeso,
simultáneamente a la celestina, una vez habiéndose diluido la salmuera, viene la etapa de
cristalización de calcita. De acuerdo al carácter bimodal que presenta este histograma de Th,
es probable que hayan existido al menos dos pulsos de suministro de fluidos, uno más caliente
y salado que el otro.
El grupo de datos cercanos a los 50°C de Tf, puede ser una etapa tardía de
precipitación de yeso, y dado a las características de dureza y crucero de este mineral, este
pudo haber sufrido un proceso de fuga y relleno en sus inclusiones, generando de esta manera
el grupo de inclusiones del yeso que acompaña al grupo de la calcita, dando de esta manera Tf
y Tmi más altas (Goldstein, 2001).
En general, el análisis de los datos de microtermometría, sugieren que la formación de
los depósitos de la Provincia Metalogenética del Noreste de México (PMNM), se
desarrollaron por al menos dos pulsos de fluidos, manifestados estos por el carácter bimodal
de las Tf (con excepción del distrito de La Encantada-Buenavista), y en la mayoría de los
casos hubo mezcla de fluidos más fríos y de más bajas salinidades, lo cual provocó el
enfriamiento y la dilución del fluido resultante y en muchos casos la precipitación de la carga
mineral.
Para el caso del distrito minero de La Encantada, el diagrama de dispersión (Fig.
V.13A) muestra que las Th se conservan casi constantes pero con un aumento en las Tmi, y el
histograma de la figura (V.13B) representa una distribución unimodal con un ligero sesgo
positivo (hacia temperaturas de homogenización más altas), esto sugiere la idea de que en la
generación de la mineralización hubo la intervención de un solo tipo de fluido y que el
suministro de este, al lugar de depósito pudo haber sido constante y con tiempo suficiente
para poder precipitar toda su carga mineral y experimentar una dilución al mismo tiempo.
El análisis de los datos de inclusiones fluidas de los depósitos de la PMNM, permiten
ver que los yacimientos formados a mayor profundidad en la Cuenca de Sabinas se generaron
a partir de fluidos cálcicos más calientes que los yacimientos formados en secciones
estratigráficamente más someras, esto permite pensar que los fluidos mineralizantes fueron
afectados por algún tipo de dilución a la par de un enfriamiento generalizado (Fig. V.16).
71
González Sánchez F.
Capítulo VI
Este comportamiento de las salmueras, puede deberse a una evolución de ellas
siguiendo un gradiente geotérmico normal durante su ascenso a la superficie, sin embargo,
hay que considerar que pueden existir gradientes geotérmicos locales con comportamiento
anormal (estos pueden ser hacia más alta y más bajas temperaturas).
Las salmueras en la mayoría de los casos, son más saladas a medida que la
profundidad de su generación sea mayor (Hanor, 1987), sin embargo, esto no implica que las
salmueras tengan que ser cálcicas como es en este caso.
La concentración de calcio en estos fluidos se puede explicar considerando que la
disolución-precipitación de la halita y de parte de las formaciones evaporíticas incrementa la
salinidad en las salmueras, además, existe una liberación de calcio cuando el bario o el
estroncio reemplazan a este en las evaporitas, dando pauta para que las salmueras tengan un
carácter cálcico hacia la parte más profunda de la cuenca.
Es posible que la mayor parte de las soluciones cloruradas cálcicas-sódicas provengan
de las formaciones evaporíticas más profundas (Formación Minas Viejas), ya que estos
fluidos serían los primeros en ser expulsados una vez alcanzada la presión litostática
suficiente, entonces inicia la migración de estos fluidos en un sentido lateral dentro de la
formación evaporítica hasta alcanzar las formaciones siliciclásticas en donde pueden
encontrarse y mezclarse con los fluidos provenientes de otras formaciones.
Los resultados obtenidos de la microtermometría de las inclusiones fluidas para los
depósitos de la PMNM, indican que las salinidades de los fluidos mineralizantes son desde
bajas a altas, y las temperaturas de homogenización son de bajas a moderadas, estas
características son similares a los patrones de temperaturas de homogenización y temperaturas
de fusión (salinidades) reconocidas por diversos autores para los yacimientos MVT (Roedder
et al., 1968; Richardson y Pincney, 1984; Roedder, 1984; Kaiser et al., 1987; Spirakis y Heyl,
1988; entre otros), mismos que reconocen, son generados por salmueras de cuenca. Sin
embargo, se midieron temperaturas más altas de homogenización en el depósito de Berrendos
(superiores a 200°C, incluso hasta 225°C), las cuales son semejantes con las reportadas por
McLimans (1977) para algunos yacimientos ricos en zinc en el distrito del Valle del
Mississippi.
El flujo de fluidos a gran escala en una cuenca sedimentaria es controlado por (a) las
diferencias de elevación, (b) presión del fluido y (c) su densidad Hanor, (1987), sin embargo,
es importante agregar otro factor de suma importancia como es las características geológicoestructurales.
Considerando estos factores, se han generado varios modelos para explicar la
movilización de los fluidos de cuenca, dentro de los cuales destacan (1) flujo de agua connata
debido a la compactación de sedimentos (Jackson y Beales, 1967), (2) bombeo sísmico
(Sibson et al., 1975), (3) flujo generado por tectonismo y diagénesis (Sharp, 1978), (4)
liberación intermitente de fluidos en cuencas sobrepresurizadas (Cathles y Smith, 1983), (5)
gradiente topográfico (Garven y Freeze, 1984), (6) gradiente topográfico debido a procesos
orogénicos (Garven, 1985), y (7) libre convección térmica en fallas (Yang et al., 2004).
En el caso de la PMNM, se proponen tres principales etapas regionales de movilización de
fluidos y sus correspondientes etapas de mineralización: (1) movilización de salmueras por
presión litostática, (2) intensificación de la movilización de las salmueras de cuenca por
efectos de la Orogenia Larámide (3) incursión de aguas meteóricas descendentes (Fig. VI.2).
72
González Sánchez F.
Capítulo VI
De acuerdo a Sverjensky (1984) y Plumlee et al. (1994), las salmueras de cuenca son
capaces de transportar metales en solución a través de grandes distancias.
En la Cuenca de Sabinas, las salmueras profundas y calientes pudieron haber sido
expulsadas debido a la presión litostática a través de fallas activas (e.g., las fallas San Marcos
y La Babia) y unidades siliciclásticas (e.g., formaciones San Marcos y Hosston) en la cuenca,
migrando hacia zonas de menor presión. Estas formaciones fueron lixiviadas, enriqueciéndose
los fluidos en los elementos formadores de mena, que eventualmente migraron a través de
rocas evaporíticas, reaccionando con ellas y formando depósitos preorogénicos estratoligados
caracterizados por mostrar señales de deformación manifestada por resquebrajamiento y
fallamiento inverso dentro de la mineralización (e.g., depósitos El Venado y Reforma), (Fig.
VI. 2A y 2B). La migración de las salmueras se aceleró por efectos de la Orogenia Larámide
y, como consecuencia, propició el emplazamiento de depósitos postorogénicos, los cuales
reemplazaron a las rocas previamente deformadas y, por lo tanto, tales yacimientos no
presentan evidencias de deformación posterior (Fig. VI.2 B). Mientras tanto, en un ambiente
más somero, la fracturación y el fallamiento favorecieron la percolación de aguas meteóricas,
y con ello la generación de espacios abiertos mediante procesos de karstificación. Al mismo
tiempo, tal percolación ocasionaría una dilución de las salmueras ascendentes de la cuenca
mediante la mezcla de estos fluidos, creando las condiciones para la formación de depósitos
minerales rellenando cavidades kársticas (Corbella et al., 2004) (Fig. VI.2 B).
Las etapas metalogénicas regionales 2 y 3 son congruentes con los modelos que
aluden a la mezcla de fluidos como un mecanismo eficiente de precipitación (depósitos de El
Venado y La Encantada; González-Partida et al., 2003; Tritlla et al., 2004; Ramos-Rosique et
al., 2005).
Como fase inicial para las etapas de movilización de fluidos, el modelo de Jackson y
Beales, (1967) puede ser el más adecuado en esta cuenca, no obstante, las fallas regionales
que delimitan a la Cuenca de Sabinas guardan una notoria relación espacial con muchos de
los depósitos MVT y asociados, y aparentemente controlan su emplazamiento. Por ello, el
modelo de flujo por convección térmica libre a través de zonas de falla de Yang et al. (2004)
también puede ser aplicable a la Cuenca de Sabinas. Sin embargo, la falta de conocimiento de
las edades absolutas de estos depósitos no permite determinar correctamente la aplicabilidad
de los distintos modelos genéticos.
Los depósitos de la PMNM configuran un zoneamiento, el cual inicia con la presencia
de barita coexistiendo con minerales de zinc-plomo (e.g., depósitos de Berrendos, parte
central de la cuenca), alojados en los niveles estratigráficos más profundos (de los horizontes
mineralizados conocidos), en este caso corresponde a la base de la Formación La Virgen
(Barremiano) y hacia la cima de esta misma formación se alojan depósitos de celestina con
azufre nativo (Fig. IV. 2).
Subiendo estratigráficamente, en el nivel de la Formación Cupidito, existen depósitos
de barita con mineralización de zinc-plomo (e.g., distrito minero de Reforma, en la parte sur
de la Cuenca de Sabinas), y, depósitos de barita en este mismo nivel estratigráfico (e.g.,
distrito minero de la Sierra de Santa Rosa). En esta misma posición geográfica pero en la base
de la Formación Aurora (Tamaulipas Superior; Albiano) se localizan pequeños cuerpos de
sulfuros de plomo-zinc.
73
González Sánchez F.
Capítulo VI
Figura VI.2 Modelo esquemático propuesto de las principales etapas de mineralización para los depósitos de la Provincia
metalogenética MVT del Noreste de México, basado en la Figura (VI. 2).
Los depósitos minerales localizados en los niveles estratigráficos más altos, en la
Formaciones Acatita y Aurora (Albiano-Cenomaniano), son los formados por celestina (e.g.,
distrito minero de la Sierra de Los Alamitos), muchos de los cuales, en sus cimas presentan
mineralización de fluorita. Geográficamente, estos depósitos se localizan sobre el Paleobloque
de Coahuila (Fig. IV.2 y V.16). Otra zona mineralizada en este mismo intervalo estratigráfico
es la formada por los depósitos de fluorita (e.g., distrito minero La Encantada Buenavista),
alojados entre las formaciones Georgetown y Del Río (Albiano-Cenomaniano). Estos se
localizan sobre la Paleopenínsula de El Burro-Peyotes.
De acuerdo a la descripción del zoneamiento mineral y a su ubicación geográfica y
estratigráfica observada en las figuras (IV.2 y V.16), se piensa que existen dos grandes pulsos
mineralizantes. El primer pulso alojado en la Formación La Virgen, este se representa por
74
González Sánchez F.
Capítulo VI
toda una secuencia de depósito desde su base, con una asociación barita + zinc-plomo, hasta
su cima con la asociación celestina+azufre en la parte central de la Cuenca de Sabinas.
El segundo evento (localizado dentro de la cuenca) se aloja a partir de la Formación
Cupidito con asociaciones de barita+zinc-plomo al sur, y barita y plomo-zinc al norte, este
segundo pulso continúa hacia las plataformas, para culminar su precipitación con depósitos de
celestina con incipiente fluorita depositada hacia el final del evento, (sobre el paleobloque de
Coahuila), mientras que sobre la paleopenínsula de El Burro-Peyotes se formaron los grandes
depósitos de fluorita.
La precipitación de la barita inicia a partir de un fluido con un contenido inicial
cualquiera de Sr/Ba al mezclarse con otro fluido cargado en sulfatos disueltos (Hanor 2000).
El proceso se lleva a efecto al penetrar los fluidos cargados de estroncio y bario a los estratos
evaporíticos de la Formación la Virgen. A medida que los fluidos avanzaron hacia niveles
estratigráficos superiores dentro de la formación, el bario, debido a que es más fácilmente
removido de la solución hacia la fase sólida de los sulfatos que el estroncio (Hanor 2004),
sustituyó al calcio de las evaporitas, generando de esta manera los depósitos de barita. Una
vez que el bario fue agotado, el estroncio sustituye ahora al calcio para formar la celestina.
La presencia del azufre nativo en la celestina, puede ser explicada mediante la
reducción termoquímica de sulfatos, ya sea de la celestina o del yeso (Machel et al. 1995).
Se tienen dos tipos de depósitos de barita en el noreste de México; los depósitos de
barita libres de sulfuros metálicos y aquellos con barita ligada a estos sulfuros. Maynard y
Okita (1991), sugirieron que esta diferencia podría deberse al sitio tectónico en el que se
desarrollaron los depósitos y clasificaron a estos en "Tipo margen continental" los cuales
están libres de sulfuros metálicos y los "Tipo rift cratónico" asociados a tales sulfuros.
Los depósitos de barita en la PMNM, presentan ambas características en los dos pulsos
mineralizantes considerados, de tal manera que aunque se pudieran considerar por el ambiente
tectónico dentro del Tipo margen continental (generados en pequeñas cuencas entre una zona
de subducción y un margen pasivo Maynard y Okita 1991), la presencia de sulfuros metálicos
en los cuerpos de barita lo pone fuera de este contexto.
La escasez de depósitos con sulfuros metálicos en esta primer etapa de mineralización
en el noreste de México y la concentración de ellos en ciertos lugares, es posible que se deba
principalmente a ambientes locales de depósitos en los cuales se alcanzaron las condiciones
de temperatura suficiente para poder haberse efectuado la reducción termoquímica de los
sulfatos, además de la presencia de estos metales en las salmueras. Carpenter et al., (1974),
determinaron que el plomo y zinc que enriquecieron las salmueras de la costa del Golfo del
Mississippi central se derivaron de la Formación Hosston, esta misma formación clástica se
encuentra ampliamente distribuida en el noreste de México (en espacio y en tiempo), figuras
(V.4: V.5, V.7 y V.16), de esta manera, es probable que los metales generadores de los
depósitos de sulfuros en nuestra zona de estudio, tengan la misma fuente.
La fuerza que propició el primer pulso de fluidos mineralizantes se puede considerar
que se debió a la sobrepresión ejercida por la carga litostática acompañada de subsidencia
continua de la cuenca (Fig. VI.2 A).
Con la precipitación de la celestina en la parte superior de la Formación La Virgen, se
puede considerar como el fin del primer pulso de mineralización, sin embargo, es probable
que muchos de los fluidos que no alcanzaron a interactuar con las rocas evaporíticas pudieron
haber pasado de largo aprovechando las altas permeabilidades de las formaciones clásticas y
de las zonas de falla.
75
González Sánchez F.
Capítulo VI
El segundo pulso de fluidos mineralizantes, se considera que fue detonado por el
incremento de presión provocado por los esfuerzos compresionales de la Orogenia Larámide,
estos esfuerzos movilizaron las aguas connatas de formaciones superiores y fluidos que aún
permanecían atrapados en formaciones más profundas.
Estos fluidos arribaron a la Formación Cupidito, la cual por su carácter lagunar fue
susceptible de contener zonas locales de evaporitas (además de existir una zona de transición
vertical en el cambio de la Formación La Virgen a la Formación Cupidito) en las cuales fue
posible la formación de los depósitos de barita libre de sulfuros metálicos del distrito minero
de la Sierra de Santa Rosa (aunque existe la presencia de sulfuros de plomo-zinc en La
Formación Aurora, un nivel estratigráfico superior a la Formación Cupidito) y la asociación
barita +sulfuros del distrito minero de Reforma.
La variante que presenta este segundo pulso en relación al primero, es que solo genera
depósitos de barita y de barita+sulfuros metálicos, y las soluciones enriquecidas en estroncio
y en otros elementos como el flúor continúan su viaje hacia las plataformas (Sharp 1978;
Cathles y Smith 1983).
Las soluciones que migran hacia la parte alta del paleobloque de Coahuila,
interaccionan con los horizontes de evaporitas de la Formación Acatita (Fig. V.16) generando
los depósitos de celestina de los distritos mineros de la Sierra de Los Alamitos, la Sierra de La
Paila y la Sierra de El Venado, y esporádica fluorita en la parte superior de algunos de los
depósitos.
Por otro lado, los fluidos que viajaron hacia la parte superior de la Paleopenínsula de
El Burro-Peyotes, con una relación F/Sr muy grande (ver explicación más adelante), se
encuentran con zonas evaporíticas locales (Padilla y Sánchez 1986a,b), en las cuales
precipitan algunos depósitos de celestina (distrito minero de El Tule). Las salmueras
residuales continúan su ascenso hasta que este es detenido por las lutitas de la Formación Del
Río (la cual corresponde en tiempo a la parte superior de la Formación Aurora), en donde
encuentran las condiciones de depósito adecuadas para precipitar, dando paso a la génesis de
los depósitos de fluorita de los distritos mineros de El Tule, La Encantada Buenavista y
Aguachiles (antes de la actividad ígnea terciaria).
En la literatura se proponen diferentes mecanismos de precipitación de la fluorita en
los ambientes MVT: (1) enfriamiento conductivo de fluidos mineralizantes, (2) dilución de
salmueras con agua meteórica, (3) mezcla de fluidos de diferente composición, (4) incremento
de pH en fluidos originalmente ácidos, y (5) interacción de fluidos mineralizantes
hidrotermales con materia orgánica (Richardson y Holland, 1979; Burt y Sheridan, 1980;
Deloule, 1982; Ruiz et al., 1985; Spirakis y Heyl, 1988). En este sentido, González-Partida et
al. (2003) sugirieron un mecanismo de mezcla para la precipitación mineral en el depósito de
fluorita de La Encantada-Buenavista en la Subprovincia Norte de Fluorita.
De acuerdo a la descripción de la mineralización (apartado V.4.2), la parte superior de
los mantos de fluorita están encajonados por lutitas de la Formación Del Río, mismas que
funcionan como sello, reteniendo las soluciones, y dado que el suministro de estas fue
continuo, el volumen de las soluciones al igual que las presiones fue en incremento,
manteniendo de esta manera la temperatura y el tiempo suficientes para llevar a efecto la
precipitación de la fluorita y la generación de brechas hidráulicas en las rocas encajonantes.
La participación de un fluido de procedencia meteórica como lo sugiere Tritlla et al.
(2004), parece un poco difícil de llevarse a efecto debido a la barrera física que impone la
lutita de la Formación Del Río. Sin embargo, la posibilidad de la intervención de otro fluido
de diferente salinidad pero de temperatura similar de procedencia lateral puede ser factible o
incluso se puede pensar en la posibilidad de un proceso de ósmosis inversa, sólo que en este
último caso, la salinidad de los fluidos mineralizantes tendría que incrementarse (McKelvey y
76
González Sánchez F.
Capítulo VI
Milne, 1962; Graf, 1982), además de que la tasa de flujo puede ser demasiado baja Neuzil,
(1986).
Los datos de halógenos para el distrito de La Encantada Buenavista, presentados en la
gráfica de Na /Br vs Cl /Br de la figura V.15B, nos sugiere que los fluidos de este distrito se
originan a partir de agua marina, la cual sufrió procesos de evaporación sobrepasando la
saturación con respecto a la halita (valores que siguen la tendencia paralela a la línea de
evaporación del agua marina), sin embargo, algunos de estos valores con altas relaciones
Na/Br y Cl/Br, indican que estas salmueras se vieron influenciadas por procesos de
disolución-recristalización de la halita. La gráfica de la figura V.15A, muestra, de igual
manera, que la mayor parte de los valores de composición de estas salmueras quedan por
debajo de la curva de evaporación del agua marina, observando nuevamente la tendencia de
algunos valores hacia un incremento en la relación Cl/Br, indicando una posible disoluciónprecipitación de la halita.
Para el caso del distrito minero de la Sierra se Los Alamitos, los valores de la
composición de los fluidos analizados en el gráfico de Cl vs Cl/Br (Fig. V.17A), se ubican por
debajo de la curva de evaporación del agua de mar, alcanzando la saturación respecto a la
halita, esto se comprueba en la gráfica Na /Br vs Cl /Br de la figura (V.17B), los datos se
ajustan casi a la perfección a la línea de evaporación del agua marina y todos estos valores
han alcanzado la saturación con respecto a la halita.
Los bajos contenidos de cloro en ambos casos, pueden ser debido a la disolución de las
salmueras por un fluido de más baja salinidad.
El origen de los fluidos de acuerdo a los datos de halógenos para este distrito, procede
de la evaporación de agua marina, misma conclusión a la que llegaron Ramos-Rosique et al.
(2005).
Los rangos de contenidos de Br, de 2 a 9 mmol/kg de solución, y de la relación de
Br/Cl (log Br/Cl) de -2.5 a -3.1, son típicas de salmueras profundas de cuenca, así mismo, las
relaciones de Na/K y Na/Li, sugieren que las composiciones de estos fluidos son similares a
las salmueras de cuencas sedimentarias (M.C. Boiron 2002).
Con respecto a los isótopos de azufre y de acuerdo a los principios establecidos por
diversos autores como Lloyd (1968); Rye y Ohmoto (1974); Suzuoki y Epstein (1976), entre
otros, que especifican que en ambientes evaporíticos prácticamente no hay fraccionamiento
isotópico del azufre y del oxígeno entre la solución padre (agua marina) y las diferentes
especies de sulfatos, y siguiendo tambien a Kusakabe y Robinson (1977); Zák et al. (1980);
Ohmoto y Lasaga (1982); Zheng y Hoefs (1993); Worden y Smalley (1996), quienes dicen
que la disolución de la anhidrita por fluidos de baja temperatura no produce fraccionamiento
isotópico, se puede interpretar, que los valores de !34S de los depósitos de celestina y barita en
la PMNM (Fig. V.19; Tablas V.1, V.2. V.6 y V.9), pudieron originarse en las formaciones de
anhidritas del Jurásico Superior y del Cretácico Inferior (formaciones Minas Viejas, La
Virgen y Acatita) (Fig. V.19).
Por lo general, se considera que la fuente del azufre involucrado en la génesis de los
depósitos MVT y asociados son evaporitas. Sin embargo, el amplio rango que presenta la
composición de los isótopos de azufre en los depósitos de esta provincia, sugiere que las
composiciones isotópicas iniciales de algunos de los minerales de mena fueron modificadas
por procesos de oxidación y reducción, ya sea en presencia de materia orgánica (Schreiber y
El-Tabakh 2000) y/o por procesos de termo reducción química de los sulfatos.
En la figura (V.19), se observa que el comportamiento isotópico del azufre de estos
yacimientos es congruente con el fraccionamiento isotópico esperado, en este caso, los
77
González Sánchez F.
Capítulo VI
distritos mineros de barita de la Sierra de Santa Rosa y la Sierra de La Paila, y los distritos
mineros de celestina de la Sierra de La Paila, Cuatro Ciénegas, Sierra de Los Alamitos y la
Sierra de El Venado, forman un grupo con rangos en los valores de !34S, entre +11.8‰ y
+21.8‰ y cuya posible fuente sean los sulfatos (evaporitas) de las formaciones Minas Viejas
y Acatita, que se reportan en este trabajo, los cuales caen dentro del rango definido por
Claypool et al.(1980) para las evaporitas del Jurásico Superior y del Cretácico Inferior (Fig.
V.19).
El azufre y la galena presentan los valores más bajos del !34S debido a que estos son el
producto de procesos de termo reducción química de los sulfatos.
Los valores de !34S reportados por Kesler y Jones (1981) para la celestina del distrito
minero del Tule, son muy bajos, al igual que algunos valores de la barita de la Sierra de Santa
Rosa en el manto inferior. En estos depósitos, es probable que se haya efectuado un proceso
de reducción de sulfatos. Whelan et al. (1988), asentaron que, una reducción de sulfatos no
bacteriana a temperaturas entre 75 a 175°C, se puede desarrollar en presencia de
hidrocarburos. Las temperaturas de homogenización de ambos depósitos son en el rango de
59°C a 155° para la barita y 100°C a 166°C para la celestina de El Tule (Kesler 1977), las
cuales se puede considerar que quedan dentro del rango propuesto por Whelan (op.cit), sin
embargo, la reducción implicaría la presencia de sulfuros. En el caso del depósito de barita, la
presencia de estos se manifiesta pero no en coexistencia con la barita, sino en un horizonte
estratigráfico superior al horizonte que encajona a la barita. En el distrito minero de El Tule,
no se ha tenido conocimiento de la presencia de sulfuros.
Para el distrito minero de la Sierra de La Paila, Kesler y Jones (1981), reportan rangos
de valores de !34S muy amplios e inusualmente altos para la barita, (+16.8 a +38.3), de la
misma manera, González-Sánchez et al. (en revisión), reportan valores de !34S para la
celestina, la barita y los yesos del distrito minero de Berrendos.
De acuerdo a lo que se observa en la figura (V.19), se tienen valores isotópicos para
las evaporitas de la Formación La Virgen, mismas que encajonan parcialmente a la
mineralización de celestina. Estos valores se encuentran ligeramente por debajo de los
minerales de mena, lo cual permite pensar que tales depósitos fueron originados por estas
evaporitas. Visto de esta manera, las evaporitas medidas en este distrito no concuerdan con
alguna de las reportadas por Claypool (op.cit) para el Cretácico Inferior. Respecto al dato
reportado por Kesler y Jones (op.cit), una posible respuesta la pueden dar Richardson et al.
(1988), ya que ellos encontraron que los valores de !34S pueden llegar a ser muy altos, si en
un sistema cerrado se remueven los sulfuros, ya sea por pérdida de el H2S gas o por la
precipitación de los sulfuros metálicos, ya que en este caso, el fraccionamiento isotópico del
azufre es controlado por fraccionamiento Rayleigh, y de esta manera, la composición
isotópica de los sulfatos cambia con la disminución de la concentración de sulfatos.
Con respecto al origen del estroncio, Kesler y Jones (1981) reportaron valores de
Sr/ Sr obtenidos entre 0.70755 y 0.70891 (Tabla V.10) y estimaron que la mayoría del Sr
probablemente se derivó de las calizas del Cretácico, incluso proponen un balance de masas y
concluyen que todos los depósitos de celestina fueron formados con tan solo un 10% del
estroncio liberado de las rocas carbonatadas por procesos diagenéticos.
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 del
Permo-Triásico. Dicho basamento, en la parte sur de la Provincia Metalogenética MVT del
Noreste de México (PMNM) (Bloque de Coahuila, Paleoisla de La Mula y Paleoarchipiélago
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86
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González Sánchez F.
Capítulo VI
de Tamaulipas) contiene predominantemente rocas graníticas, mientras que en la porción
norte de la misma (Península El Burro – Peyotes) contiene 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. Dichas rocas
(especialmente conglomerados, arcosas y rocas carbonatadas arenosas como, las formaciones
San Marcos y Hosston) fueron las unidades que, debido a su permeabilidad relativamente alta,
más efectivamente pudieron haber actuado como acuíferos que albergaron salmueras de
cuenca por periodos de tiempo indeterminado. También pudieron haber actuado como rutas
de migración para salmueras generadas a mayor profundidad. De esta manera, las
formaciones detríticas derivadas de la denudación de rocas ígneas pudieron haber liberado a
las salmueras por lixiviación cantidades significativas de Sr radiogénico. Éste habría sido
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
El Burro – Peyotes (rica, en cambio, en depósitos de fluorita) estaría explicada por la
hegemonía de fragmentos de origen metasedimentario en las formaciones detríticas de esa
zona.
Los isótopos de carbono y oxígeno de carbonatos estudiados en conjunto, ayudan a
distinguir entre carbonatos de diferentes orígenes, además de ser útiles en la reconstrucción de
la historia evolutiva de las rocas. En este sentido, Allan y Wiggins (1993) interpretaron el
fraccionamiento isotópico de los carbonatos en función de su sepultamiento y de su
temperatura de formación. Así, los valores de !18O más positivos tienen un origen de baja
temperatura y los valores más negativos, de más alta temperatura. En contraste, el
fraccionamiento del carbono es prácticamente insensible a la temperatura (Emery y Robinson,
1993).
La distribución de los valores de !18O vs !13C graficados en la figura (V.18),
muestran, en primer lugar, que el origen de estos carbonatos es marino y caen dentro del
campo que Hudson (1997) denomina como "calizas y mármoles", casi la totalidad de los
valores se alinean dentro de una franja con una ligera correlación positiva con variaciones de
entre -2 y +3‰ en el !13CVPDB, esta variación se ajusta al rango de valores de los carbonatos
marinos (-1 a +2‰), y los bicarbonatos marinos (-2 a +1‰), Rollinson (1993), sin embargo,
el comportamiento isotópico del oxígeno presenta una amplia variabilidad (entre 0 y -15‰).
Algunos valores de los valores de !13C tienden a empobrecerse hasta llegar a valores
de -8‰, especialmente en los depósitos de celestina y algunos pocos valores de los
yacimientos de barita. Este grupo de datos de valores más negativos en !13C, se localizan en
el campo del hidrotermalismo MV definido por Richardson et al. (1988), (Fig. V.18).
De una manera generalizada, la distribución de los valores de !18O y !13C en la figura
(V.18), sugiere que las calizas precipitadas a partir de carbonatos y bicarbonatos marinos,
evolucionaron bajo un aumento de temperatura (probablemente bajo un régimen de gradiente
geotérmico). A medida que la profundidad aumentó, la temperatura se vio incrementada
provocando que los fluidos se tornaran isotópicamente más ligeros como lo sugieren los
valores más negativos del !18O, mientras el !13C conservaba sus valores iniciales. Aunque los
valores isotópicos de oxígeno más negativos mostrados en la figura (V.18) pueden ser debidos
a un incremento de temperatura ocasionada por la invasión de salmueras profundas, las cuales
pudieron haber inducido la maduración de la materia orgánica al momento de la precipitación
mineral. Este último efecto explicaría la tendencia (más pronunciada en los carbonatos de los
yacimientos de celestina) hacia valores de !13C y !18O más bajos, desde las composiciones de
las rocas carbonatadas cretácicas de la región. Sin embargo, tales composiciones isotópicas
79
González Sánchez F.
Capítulo VI
también se pueden deber a un aporte de carbono biogénico por parte de las aguas meteóricas
durante su descenso (Allan y Matthews, 1982).
VI.2 CONCLUSIONES
"
Los depósitos estratoligados del noreste de México, presentan características
tectónicas y geológicas (litológicas, estratigráficas, estructurales, morfológicas,
mineralógicas, texturales y geoquímicas) que permiten tipificarlos como yacimientos
Mississippi Valley-Type (MVT) y depósitos asociados.
"
Con base en el análisis estratigráfico y paleogeográfico de la Cuenca de Sabinas y sus
alrededores, se puede describir la afinidad entre ciertos elementos metalogénicos y
unidades paleogeográficas y litológicas específicas y bien definidas. Ello permite
proponer una provincia metalogénica no descrita con anterioridad, definida
formalmente en este trabajo como Provincia Metalogenética MVT del Noreste de
México (PMNM). Ésta, a su vez, se subdivide en cuatro subprovincias en función de
la mineralogía predominante en los depósitos, a saber, la Subprovincia Norte de
Fluorita, la Subprovincia Central de Barita, la Subprovincia Central de Zn-Pb, y
la Subprovincia Sur de Celestina.
"
Los resultados de la microtermometría de inclusiones fluidas, así como la información
aportada por la geoquímica de los halógenos y de los isótopos estables de carbono,
oxígeno y azufre, conducen a determinar que los fluidos mineralizantes con mayor
participación en la génesis de estos yacimientos son salmueras de cuenca. Este hecho
es un elemento más para considerar la caracterización de esta zona como una
provincia metalogenética con "personalidad propia".
"
Se ha determinado que los fluidos mineralizantes son fundamentalmente salmueras de
cuenca, movilizadas inicialmente por presión litostática y posteriormente por los
efectos de la Orogenia Larámide. Tal migración produjo depósitos minerales antes,
durante y después de dicha orogenia. Los depósitos preorogénicos presentan
deformación, con fracturación y fallamiento inverso interno. Los depósitos
sinorogénicos y postorogénicos, en cambio, no presentan deformación alguna, aunque
en ciertos casos se aprecia que emplazamiento de la mineralización se produjo cuando
las rocas encajonantes ya habían sido deformadas.
"
Se definen dos pulsos principales de mineralización. El primero los constituyeron
salmueras más profundas, de carácter cálcico (más salinas) y más calientes. Éstas
evolucionaron a medida que realizaron su ascenso y depositaron sus contenidos
mineralizantes en la Formación La Virgen. El segundo pulso se caracterizó por
salmueras más frías y diluidas que evolucionaron a medida que se aproximaron a las
plataformas carbonatadas localizadas sobre el Bloque de Coahuila y sobre la
Paleopenínsula de El Burro-Peyotes, sobre los cuales descargaron sus cargas
minerales.
"
Se propone que la fuente principal del estroncio de la celestina en la Subprovincia Sur
de Celestina, son las arcosas derivadas del basamento granítico y volcánico del Bloque
de Coahuila.
80
González Sánchez F.
Capítulo VI
"
Se concluye que los depósitos de la PMNM tienen una relación genética entre sí,
debido a que están relacionados a los mismos procesos geológicos y a los mismos
tipos de fluidos que evolucionaron de forma análoga en un área en común. Además, al
tratarse de depósitos estratoligados, existen ciertos patrones litológicos que gobiernan
su distribución de ellos.
"
Con los resultados de este trabajo, se da un sustancial avance en el conocimiento de
este tipo de yacimientos en México, lo cual puede incentivar la exploración hacia
zonas en donde se desarrollaron ambientes de cuencas marinas en la parte occidental
de la cuenca del Golfo de México.
81
González Sánchez F.
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91
ANEXO
ANEXO I
Universidad Nacional Autónoma de México
Posgrado en Ciencias de la Tierra
Centro de Geociencias, Campus Juriquilla
Unidad Teórica 2
Las inclusiones fluidas y su aplicación en medios
sedimentarios
Presenta:
Francisco González Sánchez
Director de Tesis:
Dr. Eduardo González Partida
Asesor:
Dr. Ulises Hernández Romano.
Asesor:
Dr. Antoni Camprubí i Cano
Juriquilla, Qro. Junio, 2006.
1
LAS INCLUSIONES FLUIDAS Y SU APLICACIÓN EN MEDIOS
SEDIMENTARIOS
CONTENIDO
1. INTRODUCCIÓN
2. GENERALIDADES
2.1
¿Que son las inclusiones fluidas?
2.2
¿Como se forman las inclusiones fluidas?
2.3
Clasificación de las inclusiones fluidas
2.4
Selección de las inclusiones fluidas
2.5
Preparación de las muestras
2.5.1 Muestras en general
2.5.2 Muestras provenientes de medios sedimentarios
2.5.3 Manejo de las muestras ya preparadas
2.6
Técnicas de estudio de las inclusiones fluidas
2.6.1 Técnicas analíticas no destructivas
2.6.1.1 Técnicas que utilizan Rayos X y rayos Gamma
2.6.1.2 Técnicas de imágenes
2.6.2 Técnicas analíticas destructivas
2.6.2.1 Métodos de extracción de los fluidos
2.6.2.2 Técnicas Analíticas
3. TERMODINÁMICA DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS.
3.1
Isopleta
3.2
Isocora
3.3
Temperaturas de fusión (Tm): determinación de salinidad
3.3.1 Sistemas acuosos (agua.sal)
3.3.1.1 Sistema H2O-NaCl
3.3.1.2 Sistema H2O-NaCl-KCl
3.3.1.3 Sistema H2O-NaCl-CaCl2
3.3.1.4 Modelo de composición del agua marina
3.4
Temperatura de homogenización.
3.5
Temperatura de atrapamiento
3.6
Presión de atrapamiento
3.7
Programas de cómputo para cálculo de propiedades P-T-V-X de las
inclusiones fluidas.
3.7.1 Sistemas acuosos (Agua-Sal)
3.7.1.1 Ecuaciones de estado para sistemas acuosos (Agua-Sal)
3.7.1.2 Programas aplicables:
3.7.1.3 Modelos empíricos
3.7.1.4 Soluciones electrolíticas
3.7.2 Sistemas no acuosos
3.7.2.1 Ecuaciones de estado para sistemas no acuoso
3.7.2.2 Programas aplicables
2
3.7.3 Sistemas mixtos (Agua-Sal-Gas)-(Agua-Gas)
3.7.3.1 Ecuaciones de estado para sistemas mixtos
3.7.3.2 Programas aplicables:
3.7.3.3 Soluciones diluidas
3.7.3.4 Soluciones electrolíticas
3.7.4 Clatratos (Hidratos de Gas)
3.7.4.1 Programas: cálculo de propiedades P-V-T-X de clatratos.
3.7.5 Otros programas
4. PROBLEMAS POST-ATRAPAMIENTO DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
4.1
Separación de fases
4.2
Reequilibrio de las paredes de las inclusiones fluidas
4.2.1 Stretching (extensión-dilatación)
4.2.2 Leakage (filtración, fuga)
4.2.3 Decrepitación
4.2.4 Necking-down (estrangulamiento)
4.3
Metaestabilidad
4.4
Reequilibrio térmico en medios sedimentarios
4.4.1 Como determinar si hay reequilibrio térmico
5. LAS INCLUSIONES FLUIDAS EN MEDIOS SEDIMENTARIOS DIAGENÉTICOS.
5.1
Etapas secuenciales en las corridas microtermométricas.
5.2
Inclusiones de petróleo
5.2.1 Utilidad de los datos de las inclusiones fluidas de petróleo.
5.2.2 Bosquejo sobre la química del petróleo
5.2.3 Principios fundamentales a conocer antes del estudio de inclusiones
fluidas de petróleo
5.2.4 Tipos de yacimientos y propiedades generales PVT del petróleo.
6. PROCEDIMIENTO DE ANÁLISIS PARA LA RECONSTRUCCIÓN PTX DE
INCLUSIONES INVOLUCRADAS EN MEDIOS PETROLEROS.
6.1
Preparación de las muestras, descripción petrográfica e identificación de las
inclusiones acuosas y de petróleo.
6.1.1 Petrografía
6.1.2 Epi-iluminación (UV).
6.1.3 Catodoluminiscencia (CL)
6.2
Microtermometría (Inclusiones acuosas e inclusiones de petróleo)
6.3
Espectroscopia Raman (inclusiones acuosas)
6.4
Modelado de inclusiones acuosas “AIT”
6.5
Espectrometría infrarroja con transformada de Fourier “FT-IR”. (Inclusiones
de petróleo).
6.6
Microscopía confocal de escaneo láser “CSLM” (inclusiones de petróleo)
6.7
Modelado de las inclusiones de petróleo “PIT”
6.8
Condiciones de Presión-Temperatura de atrapamiento: Coexistencia de
inclusiones acuosas y de petróleo.
REFERENCIAS
3
Unidad Teórica 2
LAS INCLUSIONES FLUIDAS Y SU APLICACIÓN EN
AMBIENTES SEDIMENTARIOS
1. INTRODUCCIÓN
El estudio de las inclusiones fluidas ha tomado un creciente interés y una aceleración
importante en su desarrollo especialmente en los últimos treinta años. A pesar que en sus
inicios, esta técnica fue usada por muy pocos investigadores, ahora, las inclusiones fluidas se
aplican en todas las áreas de las ciencias de la tierra como una de las muchas herramientas en
el estudio de la petrología ígnea, metamórfica y sedimentaria, análisis estructurales y
estratigráficos, así como en la exploración y génesis de los depósitos minerales y de
hidrocarburos (Bodnar, 1994).
Como consecuencia del desarrollo científico-tecnológico relacionado a esta, relativamente
nueva técnica, ha habido un sustancial incremento en el número de laboratorios que se dedican
al estudio de las inclusiones fluidas ya que el progreso tecnológico ha dado lugar a un
perfeccionamiento continuo de aparatos específicos para el análisis de inclusiones, por
ejemplo, las platinas de calentamiento/enfriamiento y, últimamente, los espectrómetros de
masa y las microsondas electrónica y de Raman, que facilitan extraordinariamente su estudio.
Aunado a esto, el equipo a utilizar es relativamente barato y de uso y mantenimiento fácil, y
sobre todo, por que las inclusiones fluidas proporcionan resultados cuantitativos en forma de
temperatura, presión y composición (P, T, X) (Bodnar, 1994).
Los datos de presión, temperatura y composición, adquieren una enorme importancia si
consideramos que las rocas de la corteza terrestre son el resultado de una larga historia que
puede incluir episodios de deformación, metamorfismo y diagénesis, fenómenos que están
asociados con los distintos fluidos que en ese entorno circulan.
Las propiedades P, T, X, pueden ser obtenidas de una manera indirecta utilizando modelos
termodinámicos a partir de las fases minerales sólidas presentes en ciertas asociaciones
mineralógicas, sin embargo, la alta variabilidad en el comportamiento de los sistemas
geológicos hace que muchas veces, las paragénesis minerales no proporcionen los suficientes
datos para llevar a cabo una reconstrucción apropiada de los paleofluidos (Boiron y Dubessy,
1994).
El estudio de la inclusiones fluidas llevado a buen término con una correcta interpretación de
sus datos, nos proporciona información que no puede ser obtenida de ninguna otra manera ya
que ellas son una evidencia directa del papel tan importante que tienen los fluidos durante los
procesos geológicos (Van den kerkhof y Hein, 2001).
La aplicación de esta técnica en conjunto con otras tales como petrografía clásica, petrografía
por catodoluminiscencia, análisis químicos, microsonda Raman, espectroscopia de
fluorescencia entre otras, hace del estudio de las inclusiones fluidas una poderosa herramienta
que permite al investigador de esta disciplina caracterizar de manera más precisa las
propiedades de los fluidos involucrados en la formación y evolución geológica de una región o
de un área en particular, asimismo, diversas aplicaciones como en: yacimientos minerales;
estudios de muestras lunares y meteoritos, gemología, estratigrafía y sedimentología, en
complejos ígneos y metamórficos, en la prospección de hidrocarburos, en algunos depósitos de
4
domos de sal, en estudios de evolución de la atmósfera y paleoclimatología, en la química de
soluciones a alta presión y alta temperatura, durante la perforación de sistemas geotérmicos
activos, estudios de muestras en materiales del manto tales como nódulos ultramáficos en
basaltos y kimberlita (y posiblemente en diamantes), evaluación de riesgo en sitios para
construcción de reactores nucleares y depósitos de desechos radiactivos (Roedder, 1984)
2.
GENERALIDADES
2.1 ¿Qué son las inclusiones fluidas?
Durante el proceso de formación de las rocas de la corteza terrestre, sin importar el ambiente
geológico (magmáticos, sedimentarios o metamórficos) en el cual se llevan a efecto, los
fluidos juegan un papel preponderante, ya que en la ausencia de ellos difícilmente se podrían
llevar a cavo todas las reacciones químicas que involucran la formación y transformación de
los minerales formadores de rocas.
Los fluidos presentes en estos procesos se encuentran en constante movimiento, lo cual
implica que también se encuentren sujetos a cambios constantes tanto en su composición
química como en sus condiciones termodinámicas, esto hace que con el tiempo, estos fluidos
tengan una evolución y generen una historia la cual queda registrada en forma de inclusiones
fluidas.
Una inclusión fluida se forma cuando en una cavidad o laguna de crecimiento de un mineral,
se atrapa uno o varios fluidos en los cuales puede además haber uno o más minerales sólidos.
De esta manera, las inclusiones fluidas son trazas microscópicas de fluidos sub-superficiales o
profundos, de diferentes unidades de tiempo (muy antiguas o muy jóvenes) que quedan
atrapadas en los minerales formadores de roca (Dubessy, 1984). Los tamaños de las
inclusiones normalmente son inferiores a las 100 $m, pero en su mayoría están entre 5 y 30
$m, aunque se conocen ejemplares con tamaños de varios centímetros.
Los fluidos atrapados pueden ser líquido, vapor o fluidos supercríticos y su composición
puede incluir esencialmente agua pura, salmueras de varias salinidades, gas o líquidos
gaseosos y silicatos, sulfuros o mezclas de carbonatos entre otros (Bodnar, 2003a).
2.2 ¿Cómo se forman las inclusiones fluidas?
Cualquier proceso que interfiera con el desarrollo de un cristal perfecto puede causar el
atrapamiento de inclusiones primarias, aquí se presentan algunas de las formas más comunes.
(Roedder, 1981, 1984)
a) Cuando las capas de crecimiento de un cristal no son completamente planas se forman
cavidades o vacíos en el que se atrapa el fluido (Fig. 1).
(Fig. 1).
5
b) La disolución parcial de un mineral precoz produce numerosos entrantes en la superficie
cristalina. Cuando continúa el crecimiento, se pueden formar inclusiones grandes, o bandas de
inclusiones pequeñas, en las irregularidades de la superficie (Fig. 2).
(Fig. 2)
c) Cuando algún objeto sólido se fija a la superficie de un cristal en vías de crecimiento, puede
quedar englobado como inclusión sólida y capturar al mismo tiempo alguna inclusión fluida
(Fig. 3).
(Fig. 3).
d) El crecimiento rápido de un mineral puede dar lugar a la formación de un cristal con bordes
esqueléticos o dendríticos. Si a este episodio sucede otro de crecimiento más lento, pueden
quedar atrapadas en el cristal inclusiones de tamaño variado (Fig. 4).
(Fig. 4).
-Inclusiones secundarias.
Son las inclusiones que se forman después de haberse formado el cristal, se forman
principalmente debido al sellado de fracturas que afectan al cristal ya formado. (Fig. 5).
Figura 5.Cicatrización de una fractura en un cristal de cuarzo que da lugar a la formación de inclusiones
secundarias. Si este proceso ocurre al tiempo que desciende la temperatura, las inclusiones individuales pueden
tener relaciones gas/líquido variables (Roedder, 1962).
e) Durante la formación de los cementos diagenéticos en ambientes sedimentarios (formados
durante los procesos de soterramiento), es común el atrapamiento de inclusiones fluidas de
salmueras e hidrocarburos (McLimans, 1987).
6
2.3
Clasificación de las inclusiones fluidas
Dentro del estudio de las inclusiones fluidas (IF), la determinación de su origen es una de las
etapas más importantes, durante esta tarea, se crean esquemas con relación al tiempo de
atrapamiento de las IF en relación al mineral que las contiene. Se evalúan estas paragénesis
con el objetivo de determinar cual de ellas esta relacionada con el problema a resolver.
La clasificación más usual reconoce tres términos que son usados para clasificar el origen de
la IF. Estos términos a saber, son: primario, secundario y pseudo-secundario (Roedder, 1984;
Bodnar, 2003a), aunque Shepherd et al. (1985), las clasifica solo en primarias y secundarias y
Goldstein (2003), por su parte, introduce un nuevo término, el llamado “indeterminado”
(Fig.6), y además, propone que se especifique que la clasificación se realizó mediante
petrografía anteponiendo la palabra “petrográficamente” a la clasificación, de esta forma, se
nombraría: petrográficamente primaria, (secundaria, pseudo-secundaria, indeterminada).
Figura 6.
Bosquejo de una vista hipotética dentro de un cristal que muestra inclusiones primarias (p),
secundarias (s), pseudo secundarias (ps) e inclusiones de origen indeterminado (i). Tomada de Goldstein, (2003).
1) El término primario se usa normalmente para referirse a las inclusiones que han sido
atrapadas como un resultado directo del crecimiento del cristal.
2) Las inclusiones secundarias se forman después que el cristal ha concluido su
desarrollo, normalmente cuando se rellenan microfracturas o rasgos de deformación
que cortan al cristal.
3) Las inclusiones fluidas catalogadas como pseudo-secundarias se forman antes que el
cristal haya terminado su crecimiento, en origen son similares a las IF secundarias ya
que son atrapadas en microfracturas o en otros rasgos de deformación
4) El término indeterminado se enfoca a aquellas inclusiones cuyo origen relativo al
crecimiento del cristal no puede ser precisado con seguridad.
El problema se complica en los minerales que constituyen las rocas masivas. Los planos de
crecimiento nunca son visibles y la cronología se define con respecto al borde de granos. Las
7
inclusiones primarias aparecen o bien aisladas dentro de los granos, con formas características
y de gran tamaño o bien en el borde de los granos. Las inclusiones secundarias atraviesan los
bordes de grano según fracturas cicatrizadas o recristalizadas, son mucho más abundantes, y
tienen menor tamaño. También se pueden disponer según los planos de exfoliación y mostrar
formas muy irregulares.
Los criterios para identificar cada una de las clasificaciones en el análisis petrográfico se
pueden consultar en (Roedder, 1984; Bodnar, 2003a; Shepherd et al. 1985; Goldstein, 2003).
En la actualidad, otro intento de clasificación muy extendido es el de indicar con letras los
diferentes tipos de inclusiónes en función de las fases principales presentes a temperatura de
laboratorio (Roedder, 1984; Shepherd et al. 1985; Goldstein, 2003; Van den Kerkhof y Hein,
2001; Fig. 7). Así, tenemos:
Tipo L. Homogenizan en fase líquida; no suelen llevar sólidos significativos; a veces no
tienen fase vapor (monofásicas a temperatura de laboratorio); tienen mayor densidad y son las
más abundantes.
Tipo V. Homogeneizan en fase vapor; no suelen presentar sólidos significativos; la fase vapor
ocupa un 50% y tienen menor densidad.
Tipo C. A temperaturas de 20ºC, presentan 3 fases: L1 (líquido fundamentalmente acuoso),
L2 (líquido fundamentalmente carbónico con CO2, CH4,....) y V (vapor carbónico: CO2, CH4,
N2).
Tipo S. Este tipo contiene, por lo menos, un sólido. La fase líquida suele ser mucho mayor
que la fase vapor. El sólido puede ser precipitado o atrapado mecánicamente. En el primer
caso nos indica que el fluido está saturado en ese compuesto. Los sólidos más comunes son
NaC1, KC1, anhidrita, nacolita, carbonatos de Ca y Mg, los minerales atrapados
mecánicamente son sólidos que estaban en equilibrio con el medio.
Tipo G. Vidrio, más fluido y/o fases sólidas, son frecuentes en rocas volcánicas, subvolcánicas, meteoritos y muestras lunares, de apariencia similar, sin embargo, presentan
una o varias burbujas inmóviles debido a su elevada densidad.
2.4
Selección de las inclusiones fluidas.
Para hacer la selección de las IF que se deben de estudiar se tiene que enfrentar el problema de
establecer la liga entre tales inclusiones y el proceso que se quiere investigar. La tarea de
selección de las IF inicia desde el trabajo de campo en donde se define el marco geológicoestructural y se detecta el evento geológico a dilucidar.
Una vez que se define el problema geológico que se quiere resolver, se procede a tomar las
muestras que pertenezcan al evento o sucesión de eventos involucrados en dicho problema y
se da inicio a la elaboración de las secciones delgadas doblemente pulidas en las cuales se hará
la separación de las familias de inclusiones. Aunque la mayoría de las muestras contienen
numerosas asociaciones de inclusiones, solo algunas de ellas serán relevantes para dar
respuestas que conduzcan a la solución del problema (Goldstein y Reynolds, 1994).
8
FIG. 7. Tipos de inclusiones: l. líquido; v, vapor; h, halita; x, varios cristales a menudo no identificados; g,
vidrio.
Antes que cualquier asociación de inclusiones fluidas (FIA) pueda ser utilizada para estudiar
la evolución térmica y química de un sistema geológico, uno debe estar seguro que los fluidos
9
atrapados en las inclusiones sean representativos de los fluidos existentes en el momento de la
formación de la inclusión, esto es, deben de cumplir con tres premisas conocidas como
“Reglas de Roedder” (Bodnar, 2003a) las cuales establecen:
1) Las inclusiones deben ser atrapadas en una fase homogénea.
2) Las inclusiones representan un sistema isocórico.
3) Después de su atrapamiento, nada ha sido adherido a, o removido de, las inclusiones.
2.5 Preparación de la muestra
2.5.1 Muestras en general.
La forma de preparación de la muestra dependerá de la dureza de la roca o mineral que se
desea estudiar, pero independientemente de esto, hay que considerar que las inclusiones
fluidas son frágiles por lo cual, las muestras deben ser tratadas cuidadosamente. Las técnicas
de preparación deben de estar diseñadas para evitar el calentamiento de la muestra y su
deformación mecánica.
Sección delgada doblemente pulida: Para preparar una sección de este tipo se requiere realizar
ocho pasos. (Goldstein, 2003):
1. Impregnación de la muestra de roca.
2. Reducción del tamaño de la muestra mediante corte.
3. Esmerilado de la superficie que será montada.
4. Pulido de la superficie a ser montada.
5. Montaje de la roca pulida sobre al vidrio.
6. Corte del excedente de roca en el vidrio.
7. Desvastado de la roca montada hasta obtener el espesor apropiado y
8. Pulido de la superficie de la sección delgada.
Una vez realizado el pulido final, se procede a desmontar la muestra del portaobjeto y a
hacerle la limpieza requerida.
La preparación de muestras para realizar estudios de inclusiones fluidas que contienen
hidrocarburos, requieren de cuidados adicionales, estos se describirán más adelante dentro de
este trabajo.
Fragmentos con crucero: Algunos minerales que presentan buen crucero como son la calcita,
dolomita, halita, fluorita y yeso producen un pulido natural libre de hoyos e irregularidades.
Aunque el desprender fragmentos de estos minerales con crucero se considera como un
“método sucio y rápido” de obtener pequeños pedazos de mineral con lados paralelos que
fungen como muestras ya preparadas, estas presentan grandes ventajas con respecto a otras
técnicas debido a que son fáciles de preparar, se preservan las inclusiones en materiales suaves
(Goldstein, 2003).
Placas rápidas: Estas láminas se consideran como “ahorradoras de tiempo”, aunque estas se
preparan siguiendo la trayectoria de los ocho pasos mencionados arriba, solo que en este caso,
10
el último paso (pulido final de la superficie) no se realiza hasta estar seguro que la muestra
tiene las inclusiones que se requieren para el estudio de esa muestra. Para saber si la muestra
tiene inclusiones, al finalizar el paso 7, la superficie se cubre con un aceite de inmersión de
índice de refracción similar al del mineral estudiado y de esta manera se puede ver al
microscopio si existen o no inclusiones, de existir estas, se procede a terminar el pulido de la
muestra, en caso contrario, la muestra es desechada ahorrando el tiempo del pulido final
(Goldstein y Reynolds, 1994; Goldstein, 2003).
Una descripción amplia de las técnicas de preparación de muestras de rocas en láminas
delgadas para análisis microscópicos la presenta (Roedder, 1984; Shepherd et al. 1985) entre
otros.
2.5.2 Muestras provenientes de medios sedimentarios
Para la preparación de este tipo de muestras se siguen los mismos pasos, sin embargo, se
deben tener cuidados especiales, ya que debemos tener en mente que las temperaturas que
predominan en estos ambientes son relativamente bajas y más tratándose de fluidos petroleros,
de tal forma que el objetivo es preparar las muestras previniendo la alteración de las
inclusiones fluidas.
Es importante conocer el manejo que se le ha dado a las muestras desde el momento de su
recolección, sean de afloramientos, recortes de perforación de pozos de aceite o gas e incluso
láminas delgadas pulidas ya preparadas, ya que estas pudieron sufrir un sobrecalentamiento
por incendios en superficie, por procesos de limpieza en los recortes o por montaje en las
secciones. Si es este el caso, es preferible evitar el uso de estas muestras ya que es muy
probable que las inclusiones fluidas hayan sufrido alteraciones por reequilibrio térmico. En
muchos casos, las muestras de pozos que se designan para un estudio de IF consisten en
núcleos, en este caso se tiene que verificar que a estos núcleos no se les hayan realizado
pruebas petrofísicas (porosidad y permeabilidad de núcleo total) ya que estas pruebas
requieren de aplicación de calor (Goldstein, 2001),
Una vez que se sabe que la muestra no ha sufrido sobrecalentamientos previos al muestreo de
campo (p.e. un incendio puede afectar las IF en muestras de superficie, o un secado de la
muestra a base de temperatura puede alterar las IF), el corte del fragmento a preparar se debe
de hacer evitando el fracturamiento y el calentamiento, lo anterior se logra al realizar los
cortes con máquinas de disco de baja velocidad para evitar ejercer mucha presión y por lo
tanto evitar el calentamiento por fricción y utilizando agua como refrigerante, ya que si se
utiliza aceite puede afectarse la química de las IF si estas son de petróleo.
En relación al montaje de las muestras, este se debe de realizar utilizando resinas epóxicas que
endurezcan a temperatura de laboratorio. Estas mismas observaciones se hacen para el resto
del proceso de preparación, es decir, durante el desbastado, primer pulido y pulido final.
Khile, (1995) describe una técnica que evita la autofluorescencia provocada por las resinas
utilizadas en la preparación de muestras pobremente consolidadas que requieren impregnación
al vacío con resinas fuertemente fluorescentes.
2.5.3 Manejo de las muestras ya preparadas
El manejo que se le debe de dar a las muestras una vez que las secciones delgadas doblemente
pulidas han sido preparadas, debe de ser el más adecuado para evitarles cualquier daño, por
ejemplo, evitar: tratamiento con ácidos, ponerlas en contacto directo con otras muestras, o
bien, si son muestras para estudios microtermométricos, no se les debe realizar otro tipo de
11
análisis que implique el uso de haces de electrones, por ejemplo, en un SEM, en una platina de
CL, (Goldstein, 2001) o aplicación de fluorescencia UV, (Pironon y Pradier, 1992) ya que el
uso de estas técnicas provocan sobrecalentamiento que se puede traducir en perturbaciones de
las inclusiones fluidas.
2.6
Técnicas de estudio de las inclusiones fluidas
Dado que no podemos caracterizar las inclusiones con una sola técnica, es necesario utilizar
un conjunto de ellas que complementen unas con otras la información necesaria para la
correcta caracterización de los fluidos atrapados en tales inclusiones.
Los métodos analíticos para estudiar las inclusiones fluidas se dividen en:
a) Técnicas no destructivas, en estos métodos, la inclusión queda en la mayoría de los
casos intacta, esto es, el contenido de ella no es alterado y pueden seguir haciéndose
estudios sobre la misma inclusión.
b) Técnicas destructivas, como su nombre lo indica, estos requieren de la destrucción de
la inclusión para poder extraer el contenido de esta y realizar su respectivo análisis.
Los resultados del estudio de inclusiones pueden ser cuantitativos, semi-cuantitativos o
cualitativos, esto depende de la técnica que sea utilizada para determinar la composición de los
fluidos y de los minerales atrapados en las inclusiones.
2.6.1 Técnicas analíticas no destructivas
Petrografía.
Microtermometría.
Espectroscopia Raman.
Espectroscopia infrarroja con transformada de Fourier (FT-IRS)
2.6.1.1 Técnicas que utilizan Rayos X y radiación de rayos Gamma
Proton Induced X-ray Emisión (PIXE).
Proton Induced Gamma-ray Emission (PIGE)
Synchrotron X-ray Fluorescence
Difracción de rayos–X
X-ray absorption fine structure (XAFS)
2.6.1.2 Técnicas de imágenes
Catodoluminiscencia (CL)
Resonancia magnética nuclear (H NMR).
Microscopía de escaneo confocal láser (CLSM).
Imágenes de electrones retro-dispersados (Back scattering electrón) (BSE).
Epi-iluminación (UV). Se conocen tres técnicas relacionadas al uso de luz UV:
(1) Fluorescence emission microscopy (microscopía de emisión
defluorescencia),
(2) Fluorescence emission spectroscopy (espectroscopia de emisión de
fluorescencia)
12
(3) UV-visible excitation fluorescence spectroscopy (espectroscopia
fluorescente de excitación visible-UV)
Mapeo de elemento EDS/WDS (Sistema dispersivo de energía/Sistema
dispersivo de longitud de onda).
Transmision electron microscopy (TEM).
Flourescence exitation and emission micro-spectrometry (FLEEMS
Microscopía electrónica de barrido (SEM).
Análisis de activación de neutrones (NAA).
2.6.2 Técnicas analíticas destructivas
Los métodos utilizados para el análisis de IF son en su mayoría métodos destructivos y
requieren que la inclusión sea abierta para liberar su contenido y ser analizado, (Shepherd et
al.1985). Considerando que el objetivo de extraer los fluidos de las IF es el de realizar su
análisis químico, es obvio pensar que entre más burda sea la extracción de estos fluidos, los
resultados serán también menos precisos. Existen variadas formas de obtener los fluidos de las
IF, estos van desde la simple trituración de una muestra que contenga IF sin importar que estas
inclusiones pertenezcan a minerales o a rocas huésped, hasta la extracción de fluidos de
inclusiones fluidas individuales las cuales han sido seleccionadas por representar el problema
geológico que queremos solucionar.
El análisis de los fluidos obtenidos en el primer caso, serán difíciles de interpretar debido a
que es una mezcla de ellos además con bastante contaminación y por lo tanto, no podrán ser
aplicados a algún problema en específico. En el último caso, desde el momento que se
eligieron las inclusiones a estudiar, el objetivo es enfocado hacia la solución del problema.
2.6.2.1 Métodos de extracción de los fluidos
El método de Crush-leach. (Crushing test: Prueba de Trituración).
Decrepitación.
Ablación láser
2.6.2.2 Técnicas Analíticas
Inductively Coupled Plasma-Atomic emission Spectrometry (ICP-AES).
Secondary Ion Mass Spectrometry (SIMS).
Cromatografía de gas (GC).
La cromatografía gas-líquido (GLC)
Cromatografía de gas – espectrometría de masa (GC-MS)
Espectrometría de absorción atómica (AAS).
Fotometría de emisión de flama (EFP).
Diferencial pulse anodic stripping voltammetry (DPASV).
(Ion-selective electrodes) Electrodos selectivos de iones.
Cromatografía ionica.
Inductively coupled mass spectrometry (IC-MS).
Métodos volumétricos.
Estratigrafía de inclusiones fluidas. Fluid Inclusión Stratigraphy (FIS).
Análisis isotópicos.
3.
TERMODINÁMICA DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS.
13
Como se precisó al principio, la caracterización de los fluidos presentes en las IF es una de los
objetivos más importantes de los estudios de las inclusiones fluidas. Tal caracterización se
logra al obtener las densidades de los fluidos, identificación del sistema químico mediante la
determinación del punto triple, la determinación de la temperatura de atrapamiento basado
principalmente en información principalmente de tipo geológico y el cálculo de las isocoras a
partir de los volúmenes molares y composición de las IF y mediante el uso de una ecuación de
estado del sistema implicado. (Burke, 1994). El gran objetivo es el de poder estimar la presión
de atrapamiento de la inclusión (Dubessy, 1994; Munz 2001).
Se sabe que en la naturaleza, específicamente en las rocas de la corteza terrestre, la presencia
de IF que consisten de agua pura son raras, sin embargo, los principios en que se basa el
análisis y la interpretación del origen de las inclusiones de H2O pura utilizando sus
propiedades petrográficas y microtermométricas son válidos para todas las inclusiones fluidas,
sea que contengan agua o no (Diamon, 2003a). Aunque los componentes de los fluidos que
conforman las IF son químicamente complejos, se ha dado por utilizar modelos
termodinámicos simplificados que describen sus relaciones de fase y que a la vez representan
los sistemas más comunes en la naturaleza tales como son los sistemas acuosos H2O-sal como
(H2O-NaCl); (H2O-NaCl-KCl); (H2O-NaCl-CaCl2), los sistemas no acuosos como: (CO2-CH4N2) y los sistemas mixtos H2O-sal-CO2.
Para la modelación de las IF como sistemas termodinámicos, en una primera aproximación, se
tienen que considerar como sistemas “diatérmicos”, “isopléticos” e “isocóricos”.
“Sistema diatérmico” por que las IF desde el momento en que se forman están sujetas a
intercambios de calor instantáneos con el medio que las rodea y tienen la capacidad de
permanecer en equilibrio térmico con los minerales hospedantes (Diamon, 2003a).
“Sistema isoplético” implica que la composición química de las inclusiones permanece
constante, esto es, que el cristal que las rodea se comporta químicamente inerte y es
impermeable a la difusión de las especies químicas contenidas en ellas (Diamon, 2003a).
“Sistema isocórico” significa que el volumen de las inclusiones permanece constante, sin
importar que los minerales hospedantes estén sujetos a esfuerzos o modificaciones de
temperatura y presión (Diamon, 2003a). Estos dos últimos sistemas obedecen a dos de las
“reglas de Roedder”, estas son las de “Comportamiento como sistema isocórico” y “no
intercambio de materia entre las IF y los cristales que las contienen”
3.1 Isopleta
Es una sección que pasa a través del modelo P-T-X paralelo al plano P-T (Fig. 8). La
intersección de la isopleta con los elementos de fase en el sistema, define las estabilidades de
P-T de las asociaciones de fase para la composición bulk particular. En principio, el número
de isopletas posibles en un sistema multicomponente es infinito y por que la localización P-T
de los límites de fase varía con la composición, cada isopleta representa un diagrama de fase
único caracterizado por un valor numérico único de los parámetros composicionales (fracción
molar, % wt, molaridad) (Diamon, 1994, 2001).
3.2 Isocora.
Son trayectorias lineales (univariante) a lo largo de los planos isopléticos (Fig. 8). En cada
isopleta se pueden construir un número infinito de isocoras, pero cada isocora esta
caracterizada por un valor numérico constante del parámetro volumen (volumen molar bulk,
volumen específico bulk, densidad bulk) el cual es único para una isopleta dada (Fig. 9).
14
Figura 8. (a) modelo esquemático P-T-X de relaciones de fase en el sistema CO2-H2O (no a escala), mostrando
una isopleta (área sombreada) para XH2O ~ 0.9 bulk. Se dibujan isocoras seleccionadas para el campo de una
fase. La isocora completa para una inclusión atrapada en el punto 1 está marcada por la ruta 1-6. (b) relaciones de
fase esquemáticas (líneas gruesas) para la isopleta en (a). Se muestran isocoras seleccionadas (líneas finas) para
los campos de fluidos. El tamaño relativo de áreas de P y T bajas (cuadro) se exagera grandemente como en (a).
Tomada de Diamond (1994).
15
Fig. 9: Relaciones esquemáticas P-T-Vm del sistema H2O, ilustrando las 8 topologías básicas de isocoras. (a)
Diagrama P-T-Vm; (b) Proyección P-T. Las escalas de los ejes están distorsionadas para apreciar la topología del
sistema. Los porcentajes en itálico muestran el volumen de la fracción de vapor a temperatura de laboratorio,
%Vap (25°C), para isocoras seleccionadas. Tomado de Diamond, (2003a).
Fig. 10 Influencia de la salinidad en la posición de la curva líquido-vapor y la pendiente de la isocora en el
campo líquido para el sistema H2O-NaCl. El valor de las isocoras está en unidades de g cm-3. Tomado de
Shepherd et al. (1985).
Se pueden encontrar isocoras con el mismo valor numérico de volumen bulk también en otras
isopletas, pero sus pendientes (P/T) varían con la composición (Fig. 10).
16
Sobre una isopleta dada, el volumen molar se incrementa conforma las isocoras se cruzan de
alta a baja presión y los valores de la densidad se comportan de manera opuesta (Diamon,
1994; 2001).
De esta manera, una isocora representa la línea de volumen constante a lo largo de la cual la IF
fue atrapada (Atkinson et al. 2002).
3.3
Temperaturas de fusión (Tm) determinación de salinidad)
La determinación de las salinidades en las inclusiones fluidas se basa en el comportamiento de
estas inclusiones a bajas temperaturas, para este fin, se consideran tres sistemas definidos
como: acuoso; no acuoso y mixto (sal-agua-gas).
Para fines prácticos, muchas inclusiones pueden ser representadas por las composiciones de
los miembros finales (acuosos o no-acuosos) (Shepherd et al. 1985).
3.3.1 Sistemas acuosos (Agua-Sal)
3.3.1.1 Sistema H2O-NaCl
La mayoría de las inclusiones fluidas a líquido y vapor encontradas en la naturaleza, pueden
ser modeladas mediante el sistema H2O-NaCl, debido a que los estudios a baja temperatura se
aplican más fácilmente para medir la salinidad de inclusiones acuosas ya que el abatimiento
del punto de congelamiento del agua pura es directamente proporcional a la cantidad de sal en
solución.
Dado que es difícil observar en que momento el agua es solidificada en su totalidad, se utiliza
la medida de la temperatura de fusión “Tm” la cual se logra al someter a calentamiento el agua
ya congelada y registrar la temperatura a la que funde el último cristal de hielo. Las
temperaturas de fusión del hielo se reportan por convención como “equivalentes en porcentaje
en peso de NaCl” (Weight % NaCl eq.), a menos que el comportamiento de la fusión o la
presencia de fases hijas indiquen la presencia de cationes adicionales (Shepherd et al.1985;
Belkin, 1994; Bodnar y Vityk, 1994; Fig. 11).
La (Fig. 11) nos muestra las relaciones de fase H2O-NaCl en la región de baja temperatura,
incluyendo la relación entre la salinidad y la temperatura de fusión. Una ecuación que describe
la Fig. 11, fue propuesta por Bodnar (1992), en la que relaciona el abatimiento del punto de
congelación (freezing point depression) a la salinidad de acuerdo a:
Salinidad (peso %) = 0.00 + 1.78! - 0.0442!2 + 0.000557!3
(1)
donde " es el abatimiento del punto de congelación (FPD) en grados Celsius. (FPD =
temperatura de congelación negativa).
La ecuación (1) es útil para el rango de composiciones desde el agua pura hasta la
composición eutéctica (23.2 wt % NaCl) y un rango de temperatura desde 0.0°C hasta la Te =
-21.2°C) (Shepherd et al. 1985; Belkin,1994; Bodnar y Vityk,1994; Bodnar, 2003b).
La medición de la temperatura eutéctica Te (temperatura a la cual aparece el primer líquido
después de haber congelado la inclusión en su totalidad y es característica de cada sistema),
nos puede ser útil en la elección del sistema químico apropiado, este fenómeno es muy difícil
o casi imposible de observar, sin embargo, realizar el registro de la primera temperatura de
fusión “observable” en ocasiones es de gran utilidad. Un listado con temperaturas eutécticas
17
estables, metaestables y observadas de varios sistemas acuosos, así como datos de fases para
soluciones acuosas de especies cloruradas comunes y también de especies no cloruradas, se
pueden consultar en las tablas 7.1, 7.2 y 7.3 de Goldstein y Reynolds, (1994).
Fig. 11. Relaciones de fase vapor-saturadas en el sistema NaCl-H2O a baja temperatura. I = hielo; L = líquido; HH = hidrohalita; H
= halita; P = peritéctico (0.1°C, 26.3 wt. % NaCl: E = eutéctico (-21.2°C, 23.2 wt. % NaCl). Tomada de Bodnar y Vityk. (1994).
Existe un intervalo entre el punto eutéctico (E) y el punto peritéctico (P) entre los rangos de
temperatura (Te=-21.2°C a Tp=0.1°C) y salinidad (23.2 wt % NaCl a 26.3 wt % NaCl) en los
que existe confusión entre la fusión del hielo y la disociación de la hidrohalita.
Para las inclusiones con salinidades superiores a 26.3 wt % NaCl, se pueden aproximar las
salinidades como una función de la temperatura de disolución de la halita de acuerdo a la
ecuación:
Salinidad (peso %) = 26.242 + 0.4928" + 1.42"2 - 0.223"3 + 0.04129 "4 + 6.295x10-3
"5 -1.967x10-3 "6 + 1.1112x10-4"7
(2)
donde & = T (°C)/100
La aplicación de esta ecuación tiene algunas restricciones que dependen de la presión al
momento de la disolución de la halita y de la salinidad (Bodnar, 2003b).
3.3.1.2 Sistema H2O-NaCl-KCl
Bajo el entorno de este sistema, si las inclusiones fluidas presentan dos fases (L+V) a
temperatura de laboratorio, es sumamente difícil poder determinar si su composición implica
ambos cloruros, (de Na y K) si nos basamos tan solo en análisis microtermométricos, debido
principalmente a la dificultad de precisar el inicio de la fusión durante el calentamiento de las
inclusiones congeladas ya que las temperaturas eutécticas de los sistemas H2O-NaCl con Te
=-21.2°C y H2O-NaCl-KCl con Te = -22.9°C, como se puede apreciar, son muy cercanas.
18
Para las inclusiones que contienen halita + silvita como minerales hijo, es más frecuente
interpretar sus resultados microtermométricos mediante el sistema H2O-NaCl-KCl (Bodnar,
2003b).
La composición de las IF con halita + silvita se determina a partir de las temperaturas de
disolución de las dos fases, por lo tanto, la composición bulk de la inclusión, está definida por
la temperatura de disolución de la última fase y utilizando el diagrama de la (Fig. 12).
La distinción entre la halita se puede realizar basado en el comportamiento durante el
calentamiento en el rango de la temperatura de laboratorio hasta los 150°C (Bodnar, 2003b).
Figura 12. Relaciones de solubilidad vapor-saturadas en el sistema H2O-NaCl-KCl. Tomada de Bodnar (1983;
1989; 2003b)
3.3.1.3 Sistema H2O-NaCl-CaCl2
Las inclusiones fluidas que se pueden modelar con este sistema, son comunes en varios
ambientes incluyendo ambientes de cuencas sedimentarias. Para la identificación de
inclusiones que contienen H2O-NaCl-CaCl2, se puede usar la característica que tienen de
presentar baja temperatura (entre -40°C y -50°C) en su primer fusión durante la etapa de
congelación, (la Te de este sistema es '-52°C).
La mayoría de las IF con dos fases (L+V) en este sistema, al congelarse forma una mezcla de
hielo, hidrohalita y antarcticita (Fig.13). La composición bulk se define por la trayectoria de
mezcla con la isoterma apropiada en el campo de hielo estable (Shepherd et al. 1985). Como
ejemplo: (Fig.14) la hidrohalita desaparece a -25°C y el hielo funde a -10°C, la inclusión debe
tener una composición indicada por el círculo negro, sobre la isoterma de -10°C. Sin embargo,
en la práctica es muy difícil distinguir entre el hielo y la hidrohalita, lo cual dificulta
determinar la temperatura a la que la hidrohalita desaparece. (Hynes, 1985; en Bodnar, 2003b)
describe una técnica que facilita la identificación de fases y determina las temperaturas de
fusión y (Samson y Walter, 2000; en Bodnar, 2003b) describen una técnica criogénica Raman
que detecta la presencia o ausencia de hidrohalita en las IF durante microtermometría a baja
temperatura.
19
Fig. 13. equilibrio de fases vapor-saturadas en el sistema H2O-NaCl-CaCl2 mostrando isotermas (en grados
Celsius) de solubilidad de halita y fusión de hielo. Tomada de Bodnar, (2003b)
Fig. 14. Isotermas (en grados Celsius) del hielo liquidus a 1 atm de presión en el sistema H2O-NaCl-CaCl2.
Tomada de Bodnar, (2003b)
Para las IF que a temperatura de laboratorio presentan también halita como mineral hijo, su
composición, idealmente, puede ser determinada por la medición de la temperatura de
20
disolución de la hidrohalita a lo largo de la coexistencia halita-hidrohalita, seguido por la
medición de la temperatura de disolución de la halita a alta temperatura. Sin embargo, es
difícil determinar exactamente la temperatura a la cual se disuelve el último cristal de
hidrohalita, además de otros factores que introducen errores que influyen en cálculo de la
salinidad total de la inclusión (Bodnar, 2003b).
Vanko et al. (1988) y Williams-Jones y Samson, (1990), utilizaron la temperatura de fusión
del hielo y las temperaturas de disolución de la halita para estimar la composición de las IF
con halita en el sistema H2O-NaCl-CaCl2, de esta manera se evitaron problemas y redujeron el
error en los cálculos de la salinidad. Como ejemplo, en la (Fig. 13), una inclusión con halita en
la que el hielo funde a -25°C y la halita se disuelve a 350°C, debe tener una composición
indicada por el círculo blanco sobre la isoterma de 350°C.
3.3.1.4 Modelo de composición del agua marina
En los casos en que se tenga la plena seguridad basada en evidencias geológicas irrebatibles y
apoyadas por criterios petrográficos de que los fluidos en las inclusiones son de origen marino,
el uso del modelo de agua marina (Fig. 15), puede ser el apropiado para interpretar el dato de
la Tm del hielo. En estos casos, puede ser aplicable también el sistema H2O, pero existe una
diferencia cercana a 2.7 ppt (partes por trillón) la cual significa un error casi del 8% de menos
comparada con el modelo del agua marina, el utilizar el sistema H2O-NaCl con una Tm final
del hielo de -1.9°C se interpretaría como una salinidad de 32.3 ppt y por lo tanto como una
agua marina diluida, dado que el agua marina normal tiene una salinidad de 35 ppt. Por tal
motivo, las evidencias en las que se apoye el origen marino de los fluidos debe ser
completamente seguro para decidir el uso del modelo de composición del agua marina y no el
sistema H2O-NaCl (Goldstein y Reynolds, 1994).
Figura 15. Depresión del punto de congelamiento del agua. Este modelo debe ser aplicado únicamente para
inclusiones con un rango entre salobre a menos de dos veces la salinidad del agua marina. Tomada de Goldstein y
Reynolds, (1994).
21
3.4
Temperatura de homogenización.
La temperatura de homogenización, es la temperatura a la cual una inclusión fluida se
transforma de un estado multifásico (heterogéneo), a un estado monofásico (homogéneo). La
homogenización puede ocurrir mediante diferentes transiciones de fases y los reactantes y
productos se registran en conjunto con su temperatura: (1) homogenización a estado líquido
vía transición punto de burbuja, Th (LV(L); (2) homogenización al estado de vapor vía
transición punto de rocío, Th (LV(V); (3) homogenización a un fluido supercrítico vía
transición crítica, Th (LV(SCF) o simplemente Th (crítica); (4) homogenización a líquido
vía transición líquidus (fusión-disolución), Th (SL(L) y homogenización vía transición
vaporus (sublimación), Th (SV(V). En algunas inclusiones de gas, tales como N2-CO2 e
inclusiones fluidas acuosas-gaseosas, tales como CO2-H2O ± sal y CH4-H2O ± sal, se pueden
observar dos o más transiciones de homogenización conforme el calentamiento progresa: (1)
la homogenización parcial de las fases no acuosas a baja temperatura, ejemplo, Th (LCO2 Laq
V(LV) y (2) la homogenización total de la inclusión a alta temperatura, ejemplo, Th
(LV(L) (Diamond, 2003b).
La temperatura de homogenización final o total Thf en conjunto con los datos obtenidos del
estudio a bajas temperaturas (congelación), pueden ser usados para calcular la densidad bulk
de los fluidos y de esta manera poder proyectar la isocora a través de la cual la inclusión fluida
fue atrapada, con el objetivo de determinar las condiciones de temperatura y presión en el
momento del atrapamiento de la inclusión.
Para la estimación de la densidad es útil la figura 16, en la que se muestra la relación entre la
densidad, wt% NaCl y Tht (Shepherd et al. 1985).
Figura 16. Diagrama temperatura-densidad para soluciones de NaCl mostrando las relaciones entre Th para
inclusiones acuosas (L+V(L), densidad de la solución del NaCl, wt%NaCl en solución y la presión de vapor de
la solución a Th. Tomada de Shepherd et al. (1985).
22
3.5
Temperatura de atrapamiento
La temperatura de homogenización (Th) medida durante una corrida en calentamiento, nos da
una estimación de la temperatura de atrapamiento (Tt), sin embargo, la Th es una estimación
mínima de tal temperatura y rara vez la Th representa la Tt real (Th=Tt solamente cuando la
inclusión fue atrapada en un sistema de fluidos inmiscibles o en ebullición). Para la obtención
de la Tt, se tiene que realizar una corrección por presión, cuya magnitud, dependerá de la
presión de homogenización “Ph” (Ph = Pt sólo cuando la inclusión fue atrapada en un sistema
de fluidos inmiscibles o en ebullición), de la presión de atrapamiento (Pt) y de la pendiente de
la isocora ()P/)T), esto es: La corrección por presión = (Pt-Ph)/()P/)T). La Pt se puede
conocer mediante datos geológicos de campo relacionados al espesor de la cubierta existente
en el momento de atrapamiento o a través de algún otro geobarómetro independiente. De ser
así, la Th medida puede ser corregida por presión para obtener de esta forma la Tt (Roedder,
1984; Goldstein y Reynolds, 1994).
A fin de adquirir la pendiente de la isocora )P/)T, debemos conocer el punto de inicio de la
misma sobre la curva de burbuja, dicho punto de inicio está indicado por la temperatura de
homogenización medida, la cual nos proporciona además la presión de curva de burbuja
(presión de vapor del fluido a Th) (Shepherd et al.1985).
Una manera de relacionar la temperatura y presión de atrapamiento, así como la salinidad y
temperatura de homogenización en el sistema H2O-NaCl para poder obtener la pendiente de la
isocora a lo largo de la cual la inclusión fue atrapada, está representada por la ecuación:
dP/dT (bar/°C) = as + bs* Th + cs * Th2
donde dP/dT es la pendiente de la línea iso-Th ('isocora), Th es la temperatura de
homogenización en °C y “as”, “bs” y “cs” son los parámetros adecuados dependientes de la
salinidad definidos por:
as = 18.28+1.4413S+0.0047241S2-0.0024213S3+0.000038064S4
bs = 0.019041-1.5268x10-2S+5.6012x10-4S2-4.2329x10-6S3-3.0354x10-8S4
cs = -1.5988x10-4+3.6892x10-5S-1.9473x10-6S2+4.1674x10-8S3-3.3008x10-10S4
La ecuación de la pendiente anterior es válida para salinidades de 0-40 wt. % NaCl y Ths desde
50 hasta 700°C (Bodnar, 2003b).
El tratamiento que se debe de dar para una corrección por presión, dependerá también de la
cantidad de gas que contengan las inclusiones fluidas bajo estudio, esto es, inclusiones pobres
en gas (p.e. concentraciones menores a 1000 ppm de CH4), en las cuales se puede aplicar el
sistema H2O-NaCl anterior y las que se caracterizan por contener cantidades de gas
significativas (superiores a 1000 ppm de CH4). Para el primer caso, (Fisher, 1976; Potter, 1977
y Potter y Brown, (1975, 1977), mencionan que se pueden encontrar isocoras para varios
sistemas agua-sal, además aluden a Potter y Clynne, (1978) quienes ilustraron que el sistema
H2O-NaCl sirve como un modelo válido para salmueras más complejas, concluyeron que por
debajo de algunas magnitudes de las relaciones atómicas de Ca/Na; K/Na y Mg/Na, las
isocoras determinadas para el sistema H2O-NaCl son muy similares a la de sistemas más
complejos.
Para la corrección por presión en inclusiones con una cantidad superior a 1000 ppm de CH4,
puede usarse el sistema H2O-NaCl-CH4, sin embargo, puede haber una subestimación mayor
de la Tt que en las inclusiones pobres en gas (Aún cuando la Th de las inclusiones con CH4 es
23
más cercana a la Tt que las inclusiones sin CH4 (Goldstein y Reynolds, 1994). Para solucionar
este problema se sugiere determinar el contenido de gas por medio de microsonda Raman y un
GC-MS, para que de esta manera, se pueda determinar el sistema de equilibrio de fases
adecuado (Goldstein y Reynolds, 1994).
3.6
Presión de atrapamiento
La estimación de la presión en el momento de atrapamiento de las inclusiones fluidas, nos da
entrada al entendimiento de su significado geológico y a la vez es un medio por el cual
podemos hacer correcciones a las temperaturas de homogenización para obtener la
temperatura de atrapamiento verdadera.
Las máximas presiones ejercidas sobre un fluido son las provocadas por la presión litostática
cuando le cubren masas rocosas, sin embargo, si este fluido ha quedado expuesto a la
superficie, la presión que se ejerce sobre él es la presión hidrostática.
Los métodos principales para la estimación de la presión de fluido partiendo de datos
obtenidos de las inclusiones fluidas son:
1)
2)
3)
4)
la presión de vapor del fluido a Th. (presión mínima absoluta)
isocoras del fluido usadas en conjunto con geotermómetros independientes, se puede
usar la partición de elementos traza entre fases minerales coexistente, asociaciones
minerales y geotermómetros de isótopos estables (Word y Fraser, 1976; en
Shepherd, 1985).
intersección de las isocoras de los fluidos cuando estos coexisten
disolución de los minerales hijo (halita), especialmente en casos donde la
temperatura de disolución es mayor que la temperatura de homogenización (Shepherd,
et al. 1985).
Para obtener una aproximación de la presión mínima de atrapamiento en inclusiones que
fueron atrapadas a temperaturas más altas que las de la superficie, se hace determinando la
presión de la fase gaseosa de la inclusión a temperatura de laboratorio por medio ya sea de
trituración (crushing) o por espectroscopia Raman. A pesar de que este método subestima
significativamente la presión al momento de su atrapamiento, cuando menos proporciona una
presión mínima de atrapamiento.
Otra manera de obtener una presión mínima de atrapamiento es mediante la determinación de
la curva de punto de burbuja. Como se mencionó con anterioridad, esta estimación fija la Th
sobre la curva de punto de burbuja que es el punto de inicio de la isocora de la inclusión
(Goldstein y Reynolds, 1994).
Para determinar la presión de formación real (más aproximada a lo real) se tiene que asumir
que se conoce la temperatura de atrapamiento, ya que la posición de esta temperatura sobre la
isocora nos aporta la presión de atrapamiento. Las temperaturas a las cuales se tiene que
recurrir se tienen que obtener por medio del conocimiento geológico y pueden estar basadas
en, fraccionamiento de elementos traza entre fases minerales coexistentes, equilibrio de
asociaciones minerales, composición mineral y geotermómetros de isótopos estables
(Shepherd et al. 1985). Otro medio de proporcionar una temperatura de atrapamiento es el uso
de gradientes termobáricos actuales y asumir con gran probabilidad de error que es el mismo
gradiente que existió al momento de que la inclusión fue atrapada, (Goldstein y Reynolds,
1994).
24
Cuando se tienen fluidos inmiscibles en la inclusión, pueden también coexistir inclusiones con
predominancia de uno u otro fluido, si este es el caso, se pueden calcular las isocoras de
ambos fluidos y el punto en donde se cruzan esta determinado por el par de temperatura y
presión real de atrapamiento de las inclusiones.
La disolución de minerales hijo, como la halita dentro de la inclusión, también nos ofrece la
posibilidad de obtener una temperatura de atrapamiento y utilizarla como suministro para la
determinación de la presión de atrapamiento (Shepherd, et al. 1985; Diamond, 2003a).
3.7
Programas de cómputo para cálculo de propiedades P-V-T-X de las inclusiones
fluidas.
Aún con el hecho de que la termometría nos proporciona una excelente herramienta para
analizar densidades y composición bulk de las inclusiones fluidas en los minerales, además de
que la medición de las temperaturas de cambios de fase, incluyendo el comportamiento de la
fusión de los sólidos incluidos y la temperatura de homogenización de las fases líquido y
vapor, sean testigos importantes, para las condiciones de formación, tanto para las inclusiones
fluidas, como para los minerales hospedantes, la interpretación de estas temperaturas sigue
siendo altamente especulativa y las propiedades bulk de los fluidos presentan altos grados de
imprecisión para la mayoría de los sistemas de fluidos.
Además de los sistemas acuosos (Agua-Sal) descritos antes, existen otros más con mayor
grado de complejidad, sin embargo, en la actualidad existen mejoras en las ecuaciones de
estado y, con la ayuda de sistemas de cómputo, se realizan programas que hacen que los
resultados sean más rápidos y con mejor precisión.
Dentro de los paquetes de programas libres que existen en la actualidad se presenta el paquete
“FLUIDS” el cual consiste de cinco programas principales: (Bekker Ronald);
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
1.
2.
3.
4.
BULK, calcula la composición y la densidad bulk de las inclusiones fluidas
ISOC, calcula las isocoras para densidades y composiciones bulk específicas
TEST, prueba ecuaciones de estado
Leoner´s, es un grupo de programas que maneja ecuaciones de estado individuales.
Estos programas pueden ser usados para evaluar temperatura, presión, volumen molar,
fugacidades, equilibrio líquido-vapor y otros a partir de variables conocidas.
5. Aqso´s, es un grupo de programas relacionados a cerca de las propiedades de
soluciones acuosas a baja temperatura. Se presentan como modelos empíricos
puramente, modelos electroquímicos y modelos de solución diluida.
3.7.1 Sistemas acuosos (Agua-Sal)
Cada archivo incluye el procedimiento para calcular (a) la presión como una función de la
temperatura y el volumen molar; (b) el volumen molar como una función de la temperatura y
presión y (3) los coeficientes de fugacidad como una función de la temperatura, presión y
volumen molar, para cualquier tipo de mezcla de fluido. ): (Bekker Ronald);
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
25
3.7.1.1 Ecuaciones de estado para sistemas acuosos (Agua-Sal
Archivo
Sistema
Referencia
ANDERKO.CPP
H2O-NaCl
Anderko & Pitzer (1993a, b)
BODNAR.CPP
H2O-NaCl
Bodnar & Vityk (1994)
Knight & Bodnar (1989)
KELL.CPP
H2O
Kell (1967)
Hare & Sorensen (1987)
Kell & Whalley (1965)
KESTIN.CPP
H2O
Kestin & Sengers (1986)
LVOV.CPP
H2O-NaCl
Lvov et al. (1990)
Lvov & Wood (1990)
ZHANG.CPP
H2O-NaCl-KCl-CaCl2
Zhang & Frantz (1987
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
3.7.1.2 Programas aplicables:
Programa
Sistema
Loner32
H2O-NaCl
Loner14
H2O
Loner31
H2O-NaCl
Loner38
H2O-NaCl-KCl-CaCl2
Referencia
Bodnar & Vityk (1994)
Bodnar (1992, 1994)
Knight & Bodnar (1989)
Haar et al. (1984)
Lvov et al. (1990)
Lvov & Wood (1990)
Zhang & Frantz (1987)
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
3.7.1.3 Modelos empíricos
Programa
Aqso4e
Aqso2e
Aqso3e
Aqso5e
Aqso1e
Sistema
H2O-KCl
H2O-CaCl2
H2O-MgCl2
H2O-NaCl-CaCl2
H2O-NaCl
H2O-NaCl
H2O-NaCl-KCl
H2O-NaCl-CaCl2
Referencia
Bakker et al. (1996)
Dubois & Marignac (1977)
Naden (1996)
Potter et al. (1978)
VPI:
- Hall et al. (1987)
- Sterner et al. (1988)
- Bodnar et al. (1989)
- Oakes et al. (1990)
- Bodnar (1993)
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
26
3.7.1.4 Soluciones electrolíticas
Programa
Sistema
Referencia
Aqso10c
Aqso11c
Aqso8c
Aqso9c
Aqso5c
Aqso6c
Aqso7c
H2O-NaCl
H2O-KCl
H2O-NaCl-KCl-CaCl2-MgCl2
H2O-NaCl-MgCl2
H2O-KCl
H2O-CaCl2
H2O-NaCl-KCl-CaCl2-MgCl2
H2O-NaCl-CaCl2
H2O-CaCl2
Archer (1992)
Archer (1999)
Bakker et al. (1996)
Conceicao et al. (1983)
Holmes & Mesmer (1983)
Holmes et al. (1994, 1997)
Krumgalz et al. (1996)
Møller (1988)
Phutela & Pitzer (1983)
Aqso1c
H2O-NaCl-KCl-CaCl2-MgCl2
Aqso2c
H2O-NaCl-KCl-CaCl2-MgCl2
Pitzer et al. (1984)
Pitzer (1991)
Spencer et al. (1990)
Aqso1c
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
3.7.2 Sistemas no acuosos
3..7.2.1
Ecuaciones de estado para sistemas no acuoso
Archivo
Sistema
Referencia
ANGUS76.CPP
CO2
Angus et al. (1976)
ANGUS78.CPP
CH4
Angus et al. (1978)
ANGUS79.CPP
N2
Angus et al. (1979)
FRIEND.CPP
C2H6
Friend et al. (1991)
SETZMANN.CPP
CH4
Setzmann & Wagner (1991)
SHMONOV.CPP
CO2
Shmonov & Shmulovich (1974)
SPAN.CPP
CO2
Span & Wagner (1996)
THIERY.CPP
CO2-CH4-N2
Thiery et al. (1994a,b)
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3.7.2.2 Programas aplicables:
Programas
Loner17
Loner21
Loner25
Loner20
Loner28
Loner29
Loner14
Loner22
Loner19
Loner13
Loner18
Loner35
Loner11
Loner36
Sistema
CO2
CH4
N2
C2H6
CO
NH3
H2O
N2
CH4
CO2
CO2
O2
CO2-CH4-N2
NH3
Referencia
Angus et al. (1976)
Angus et al. (1978)
Angus et al. (1979)
Friend et al. (1991)
Goodwin (1985)
Haar & Gallagher (1978)
Haar et al. (1984)
Jacobsen et al. (1986)
Setzmann & Wagner (1991)
Shmonov & Shmulovich (1974)
Span & Wagner (1996)
Stewart et al. (1991)
Thiery et al. (1994a,b)
Tillner-Roth et al. (1993)
27
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
3.7.3 Sistemas mixtos (Agua-Sal-Gas)-(Agua-Gas)
Se puede decir que la mayoría de inclusiones caen dentro de esta categoría, ya que, aunque no
se aprecie, las inclusiones catalogadas originalmente dentro de una categoría (acuosas. No
acuosas o mezcladas) en la mayoría de los casos contienen pequeñas cantidades de otros
componentes no pertenecientes a sus sistemas y que además, no pueden ser detectados por
medio de la microtermometría. Sepherd, et al. (1985).
3.7.3.1 Ecuaciones de estado para sistemas mixtos (Agua-Sal-Gas)-(Agua-Gas):
Archivo
Sistema
Referencia
BELON.CPP
H2O-CO2-CH4-CO-H2-O2
Belonoshko & Saxena (1991a,b)
BOWERS.CPP
H2O-CO2-NaCl
Bowers & Helgeson (1983)
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2Bakker (1999)
O2-NaCl
CHUEH.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S
Chueh & Prausnitz (1967)
CHRISTO.CPP
H2O-CO2-CH4-N2
Christoforakos & Franck (1986)
DUAN92.CPP
H2O-CO2-CH4
Duan et al. (1992a,b)
DUAN96.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2Duan et al. (1992c, 1996)
O2
DUAN95.CPP
H2O-CO2-NaCl
Duan et al. (1995)
GALLAGHER.CPP
H2O-CO2
Gallagher et al. (1993)
HOLLOWAY.CPP
Santis et al. (1974)
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2Holloway (1977, 1981, 1987)
O2
Flowers (1979)
KERRICK.CPP
H2O-CO2-CH4
Kerrick & Jacobs (1981)
Jacobs & Kerrick (1981)
LEE.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3
Lee & Kesler (1975)
PENG.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2Peng & Robinson (1976)
O2
REDLICH.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2Redlich & Kwong (1949)
O2
SAXEN87a.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-CO-H2-O2
Saxena & Fei (1987a)
SAXEN87b.CPP
H2O-CO2
Saxena & Fei (1987b)
SOAVE.CPP
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3
Soave (1972)
SPYCHER.CPP
H2O-CO2-CH4-H2
Spycher & Reed (1988)
STERNER.CPP
H2O-CO2
Sterner & Bodnar (1991)
ZHANG.CPP
H2O-NaCl-KCl-CaCl2
Zhang & Frantz (1987)
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
28
3.7.3.2 Programas aplicables:
Programas
Loner15
H2O-CO2-NaCl-KCl
Loner23
H2O-CO2-CH4-CO-H2-O2
H2O-CO2-CH4-N2-H2S-NH3-H2-O2-CO
(S2-SO2-COS-Ar)
Referencia
Anderko & Pitzer (1993a, b)
Duan et al. (1995)
Belonoshko & Saxena (1991a,b)
Belonoshko & Saxena (1992)
Shi & Saxena (1992)
Loner8
H2O-CO2-NaCl
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2-O2-CO-NaCl
Bowers & Helgeson (1983)
Bakker (1999)
Loner26
Loner2
Loner9
Loner10
Loner27
H2O-CO2-CH4-N2 (Xe)
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S
H2O-CO2-CH4-H2S-(NaCl)
H2O-CO2-CH4-N2-H2S-H2-O2-CO (Ar)
H2O-CO2
Christoforakos & Franck (1986)
Chueh & Prausnitz (1967)
Duan et al. (1992a,b, 1996a)
Duan et al. (1992c, 1996b)
Gallagher et al. (1993)
Loner5
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2-O2-CO
Loner6
H2O-CO2-CH4
Loner7
Loner4
Loner1
Loner24
Loner33
Loner3
Loner34
Loner12
Loner11
Loner37
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2-O2-CO
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2-O2-CO
H2O-CO2-CH4-N2-CO-H2-O2
H2O-CO2-CH4-N2-CO-H2-O2 (Ar-Xe)
H2O-CO2-CH4-N2-C2H6-H2S-NH3-H2-O2-CO
H2O-CO2-CH4-H2
H2O-CO2
CO2-CH4-N2
H2O-NH3
Loner40
Sistema
Santis et al. (1974)
Holloway (1977, 1981, 1987)
Flowers (1979)
Kerrick & Jacobs (1981)
Jacobs & Kerrick (1981)
Lee & Kesler (1975)
Peng & Robinson (1976)
Redlich & Kwong (1949)
Saxena & Fei (1987a, 1988)
Saxena & Fei (1987b, 1988)
Soave (1972)
Spycher & Reed (1988)
Sterner & Bodnar (1991)
Thiery et al. (1994a,b)
Tillner-Roth & Friend (1998)
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
3.7.3.3 Soluciones diluidas
Programas
Sistema
Referencia
Aqso1h
Aqso2h
H2O-CH4-N2
H2O-N2-O2
Aqso3h
H2O-CO2
Anderson & Prausnitz (1986)
Benson & Krause (1976)
Carroll et al. (1990)
Carroll & Mather (1992)
Aqso4h
Aqso5h
Aqso6h
Aqso7h
Aqso8h
H2O-CO2-CH4-O2-NaCl
H2O-CO2
H2O-CO2-CH4-H2S-H2-NaCl
H2O-CH4-N2-C2H6-H2-O2
H2O-CH4-C2H6
Cramer (1982)
Crovetto (1991)
Drummond (1981)
Prini & Crovetto (1989)
Rettich et al. (1981)
Aqso9h
H2O-CH4-NaCl-KCl-CaCl2-MgCl2
Aqso10h
H2O-CO2
Stoessell & Byrne (1982)
Byrne & Stoessell (1982)
Teng et al. (1997)
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
29
3.7.3.4 Soluciones electrolíticas
Programas
Aqso4c
Sistema
H2O-CO2-NaCl-KCl-CaCl2-MgCl2
Referencia
Harvie et al. (1984)
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html
3.7.4 Clatratos (Hidratos de Gas)
3.7.4.1 Programas para cálculo de propiedades P-V-T-X de clatratos
Sabemos que las inclusiones fluidas que contienen agua y algún gas cuando son estudiadas a
baja temperatura, es muy común que nos formen clatratos (hidratos de gas). La temperatura
de fusión del clatrato en conjunto con otras observaciones se puede usar para determinar las
composición y densidad bulk de los fluidos. Dado que los clatratos son un compuesto no
estequiométricos y que la cantidad de gas atrapado es dependiente de la presión y de la
temperatura, estos pueden tomar infinitas combinaciones composicionales. Con las razones
anteriores, los clatratos requieren de un trato más minucioso para la interpolación y
extrapolación de las condiciones de estabilidad del clatrato en sistemas naturales. Existen
paquetes
de
programas
exclusivamente
para
clatratos
Bakker,
(
http://www.unileoben.ac.at/~buero62/minpet/Bakker/Programs/Computer.html),
ha
desarrollado y pone en la página web anterior, una serie de programas dentro de su paquete
CLATHRATES, el cual contiene los programas (1) NOSALT; (2)ICE; (3) DENSITY: (4) Q2 .
Estos programas representan el comportamiento de fusión de cuatro tipos específicos de
clatratos.
Los programas DENSITY y Q2 usan la temperatura de fusión final del clatrato, además de la
temperatura de homogenización de la fase carbónica, mientras que ICE, incluye además una
temperatura final del hielo. El programa NOSALT se usa para sistemas de fluidos libres de
sal.
3.7.5 Otros programas
Otro programa de uso común es el FLINCOR, este programa fue desarrollado para procesar
datos de laboratorio obtenidos de las inclusiones fluidas para fluidos que estén compuestos por
H2O, CO2, CH4, NaCl y N2 (Brown y Hagemann, 1994), con el objetivo de proveer una
herramienta para: (1) reducción de las observaciones de laboratorio sobre las inclusiones
fluidas; (2) cálculo de isocoras en el espacio P-T a partir de las observaciones de las
inclusiones fluidas; (3) cálculo de isocoras a partir de mezclas de fluidos hipotéticos y (4)
comparación de los resultados obtenidos mediante el uso de diferentes ecuaciones de estado
usadas para extrapolar propiedades y comportamiento de los fluidos (Brown y Hagemann,
1994).
4. PROBLEMAS POST-ATRAPAMIENTO DE LAS INCLUSIONES FLUIDAS
Una de las premisas establecidas para que el estudio de las inclusiones fluidas sea válido, es el
del comportamiento de estas como un sistema cerrado en el cual no haya habido ningún
intercambio (adherencia o pérdida) de los fluidos o sólidos componentes de la inclusión
después de su atrapamiento.
30
Sabemos ahora que es imposible que todas las IF atrapadas en un determinado momento
geológico permanezcan o hayan permanecido como sistemas cerrados debido a que la historia
geológica prosigue y la posición (espacio-temporal) inicial de las IF no es estática, ya que se
ven involucradas en cambios de presión y temperatura externos que pueden afectar sus
condiciones físico-químicas al romperse el equilibrio entre estas y los cristales hospedantes.
El reequilibrio de una inclusión, ocurre cuando se modifica su volumen o se adhiere o quita
material de la inclusión después de su atrapamiento. Este reequilibrio no solo puede ocurrir en
la naturaleza durante la subsidencia o levantamiento de la roca hacia la superficie, también
puede darse durante la preparación de las muestras o durante su tratamiento en el laboratorio
(al realizar la microtermometría) e incluso en las muestras tomadas en afloramientos que
hayan sufrido cambios abruptos de temperatura como incendios o nevadas (Touret, 1994;
Bodnar, 2003c). Según Chou I-Ming et al. (1994) y Burnley, (2002), algunos de los problemas
de decrepitación y stretching generados durante los análisis microtermométricos pueden
evitarse utilizando una nueva técnica llamada Hidrotermal diamond anvil cell (HDAC).
Hay factores que determinan si una inclusión puede sufrir reequilibrio, dentro de estos
factores, los más importantes incluyen: 1) La mineralogía, la composición y estructura del
material hospedante que se refleja en su dureza; 2) Tamaño de la inclusión (inclusiones más
pequeñas son más estables); 3) Forma de la inclusión, (las formas esféricas o de cristales
negativos son más estables que las de forma irregular) y 4) Composición de los fluidos (Mc
Limans, 1987; Goldstein, 2001; Van den Kerkhof y Hein, 2001; Bodnar, 2003c). De acuerdo a
este último autor y a Burruss (1989), influyen grandemente los gradientes entre la presión
interna de las IF y la presión de confinamiento externa, (sobrepresión o subpresión).
4.1 Separación de fases
El cambio más importante que sufre la inclusión al iniciar su enfriamiento, partiendo de la
temperatura de atrapamiento hasta la temperatura de laboratorio, es la separación de fases
dentro de la inclusión. El desarrollo de una burbuja de vapor, la formación de
minerales
hijos o fluidos inmiscibles son comunes, sin embargo, estos cambios ocurren sin efectuarse
ganancia o pérdida de materiales de la inclusión (Shepherd et al.1985).
4.2
Reequilibrio de las paredes de las inclusiones.
Algunas inclusiones con forma irregular, tienen la tendencia de cambiar a morfologías más
regulares como cristales negativos o esferoidales. Este reequilibrio es isoquímico a volumen
constante (Shepherd et al. 1985).
4.2.1 Stretching (extensión-dilatación) (Fig.17).
La aplicación de este término está dirigida a las inclusiones que han sido modificadas en su
volumen con pérdidas pequeñas o no perceptibles de sus fluidos. El stretching ocurre cuando
el medio hospedante se encuentra bajo un ambiente de deformación con bajas tazas de
esfuerzo que le provocan deformación plástica, y esta, es transmitida como deformación
permanente no elástica a las paredes de las inclusiones (Bodnar, (2003c).
31
4.2.2 Leakage (filtración-fuga) o decrepitación parcial. (Fig.17).
Se lleva a efecto cuando la tasa de esfuerzos se incrementa y provoca un fracturamiento en el
mineral hospedante adyacente a las inclusiones con una pérdida parcial de los fluidos por
expulsión a través de las microfracturas (Bodnar, 2003c).
4.2.3 Decrepitación (Fig.17).
Este término originalmente se refiere a la liberación explosiva del contenido de una inclusión
durante el calentamiento sea este natural o artificial. Si en el desarrollo de fracturamiento
descrito con anterioridad la taza de esfuerzos se incrementa y el fracturamiento se intensifica a
la par, puede haber una pérdida total de los fluidos que ocasionan la creación de un vacío en el
espacio que ocupaban estos, a este proceso también se le conoce como decrepitación (Bodnar,
2003c).
Figura 17. Representación esquemática entre diferentes tipos de reequilibrio de inclusiones fluidas (stretching,
leakage, decrepitación) y el ambiente de deformación (tasa de esfuerzos), el mecanismo de deformación (plástico
vs. Frágil) y pérdida de fluidos (difusión vs. Advección) y la cantidad de pérdida de fluido de la inclusión durante
la deformación (indetectable a completo). De acuerdo a estas relaciones el stretching está asociado con
deformación plástica en un ambiente de bajo esfuerzo, donde se puede perder una cantidad indetectable del fluido
de la inclusión por difusión. Por el contrario, la decrepitación está asociada con deformación frágil en un
ambiente de esfuerzos altos, con una pérdida parcial o completa del fluido por advección a lo largo de fracturas.
Tomada de Bodnar, (2003c)
Van den Kerkhof y Hein, (2001), muestran tres rutas termodinámicas que conducen a
modificaciones en las IF. Una es una descompresión isotérmica ((ITD), otra consiste en un
enfriamiento isobárico (IBC) y por último un enfriamiento isocórico (ICC) e incluye los
términos de “explosión-decrepitación” para las inclusiones que se expanden y pierden parte de
sus fluidos debido a que la inclusión presenta una presión interna muy superior a la presión
reinante en el medio circundante y el término “implosión-decrepitación” para el caso
contrario (Fig. 18).
32
4.2.4 Necking-down (estrangulamiento).
Dentro de la tendencia al cambio de formas irregulares hacia formas más regulares de las
inclusiones, se da el caso de una inclusión con forma original alargada la cual puede
adelgazarse y dividirse en múltiples inclusiones más pequeñas (necking-down). El
estrangulamiento puede desarrollarse antes o después de haberse efectuado una separación de
fases en la inclusión original.
Figura 18.
Los tres regimenes de modificación de inclusiones fluidas durante condiciones retrogradas:
enfriamiento isobárico (IBC), enfriamiento isocórico (ICC) y descompresión isotérmica (ITD). Las inclusiones
fluidas pueden ser modificadas debido a las diferencias entre las presiones del fluido y de confinamiento: una
sobre presión del fluido durante el ascenso puede resultar en explosión-decrepitación (ED), ej. Una expansión de
volumen, mientras que una sub-presión del fluido puede resultar en implosión-decrepitación (ID), ej.
Encogimiento de volumen. Las inclusiones fluidas enfriadas a lo largo de la isocora (d2) la cual cruza-corta las
condiciones de atrapamiento del fluido se conservan más tiempo sin cambios. Tomada de Van den Kerkhof,
(2001)
Si el fenómeno de estrangulamiento se realiza después de que en la inclusión original haya
habido una separación de fases, llamémosle en este caso, una separación de una burbuja de
vapor, (Fig. 19), podemos ver claramente que la relación de fases no es constante, por lo que
sus densidades serán diferentes e influirán en la determinación de sus temperaturas de
homogenización, en este caso, es mejor no incluir los datos obtenidos de estas inclusiones si el
objetivo del estudio es la determinación de las condiciones de P-T de formación (Shepherd et
al. 1985; Goldstein, 2001; Bodnar, 2003c).
Ahora bien, si el estrangulamiento se efectuó antes de una separación de fases, quiere decir
que las condiciones de P-T originales prevalecieron durante el estrangulamiento, esto nos
llevará a una relación de fases constante en las inclusiones así formadas, por lo que los fluidos
presentes en todas las inclusiones tendrán la misma densidad y por supuesto, darán
temperaturas de homogenización similares (Shepherd et al. 1985; Goldstein, 2001; Bodnar,
(2003c).
Una manera de discriminación de inclusiones que presenten reequilibrio, es mediante el
tratamiento estadístico de los resultados obtenidos en microtermometría, esto es, comparando
los datos entre las mismas familias de IF o mediante una gráfica de las temperaturas de
homogenización versus tamaño de las inclusiones (Schmidt-Mumm, 1996).
33
La base para reconocer las inclusiones que han sufrido modificaciones post-atrapamiento es el
análisis petrográfico detallado y cuidadoso de las muestras para identificar tales inclusiones y
definir que información de ellas nos puede ser útil o evitar incluirlas en el estudio que estemos
realizando, ya que de no hacerlo, las interpretaciones que se hagan de los resultados dejarán
mas dudas que respuestas y por ende, el problema quedará sin solución.
Figura 19. Estrangulamiento de una inclusión originalmente grande llena de líquid (T0) que produce tres
inclusiones más pequeñas. Ninguna de estas inclusiones puede registrar la temperatura de formación correcta.
Tomada de Bodnar (2003c)
Aunque ya se trató con anterioridad el tema de las modificaciones post-atrapamiento, es
importante enfocarlas a los ambientes sedimentarios y señalar lo referente al como se realizan,
como afectan y como se detectan estas modificaciones.
Los problemas que se deben encarar en ambientes sedimentarios (de baja temperatura) los
podemos englobar en dos: 1) Metaestabilidad y 2) Reequilibrio térmico (Touret, 1994).
4.3
Metaestabilidad
Si una inclusión fluida es atrapada bajo condiciones de alta temperatura y alta presión y a
partir de ahí inicia un proceso de enfriamiento, esta inclusión seguirá una trayectoria
gobernada por la isocora que le corresponda y, de acuerdo a la figura 9, al interceptarse tal
isocora con la curva LV esperaríamos la nucleación de una burbuja de vapor (siguiendo las
isocoras 3 o 4 de la figura), sin embargo, bajo condiciones de un estado de equilibrio
metaestable esto no ocurre. Para lograr la nucleación de una burbuja cuando hay
metaestabilidad, se requiere aplicar un poco más de energía (en este caso un excedente de
energía térmica) como detonante que inicie el desarrollo de la nucleación estable. Este
34
fenómeno es controlado por cinéticas de nucleación y por efectos de energía-superficial
(Avedisian, 1985).
La figura 20 nos muestra la trayectoria P-T que sigue la inclusión cuando la nucleación
metaestable ocurre. En general, cualquier diferencia cinéticamente controlada entre las
condiciones de presión y temperatura en reacciones desarrolladas en sentido directo e inverso
es llamada “histéresis”. En la figura 20 se observa una inclusión atrapada en el punto 1, bajo
enfriamiento y siguiendo la trayectoria de la isocora hasta el punto 2 no se observa la
nucleación de una burbuja, siguiendo ahora la isocora metaestable (por debajo de la curva
LV), la burbuja nucleará en el punto3. La temperatura alcanzada antes de la nucleación
depende del tamaño de la inclusión y de la pureza del fluido. Tan pronto como la nucleación
del vapor ocurre, la presión interna brinca instantáneamente a la curva de equilibrio LV, esto
es, del punto 3 al punto 4 (Diamon L. W. 2003a).
Figura 20. Proyección P-T de las relaciones de fase del H2O, mostrando el campo del líquido metaestable
(sombreado) superpuesto sobre los límites de fase estable (curvas gruesas). Las curvas de línea delgada son
isocoras del agua con su valor de volumen molar (cm3.mol-1). La disminución de la pendiente de las isocoras
hacia la densidad mínima es un rasgo característico del agua. Notar que en metaestable, extiende el agua a
presiones negativas tan bajas como -200 MPa. Fuera de la curva espinoidal el agua es mecánicamente inestable.
El enfriamiento de una inclusión de agua desde el punto 1 conduce normalmente a la nucleación de vapor por
debajo de la curva estable LV (ej. Ruta de 3 a 4). Calentando una inclusión a lo largo de la curva LV desde una
temperatura de laboratorio siempre causa homogenización vía transición de equilibrio estable (punto 2). La
diferencia entre las temperaturas de homogenización y nucleación define la histérisis, )T. Tomada de Diamond,
(2003a).
En los sistemas diagenéticos es común encontrar inclusiones fluidas que existen en fase
líquida a temperatura de laboratorio, algunas atrapadas a/o por debajo de la temperatura de
laboratorio, por lo que no es raro que no presenten una burbuja de vapor (para que estas
inclusiones logren generar una burbuja de vapor se requiere de un enfriamiento superior
significativo (Diamon, 2003a), sin embargo, otras fueron atrapadas a altas temperaturas y por
lo tanto deben de presentar una burbuja de vapor a temperatura de laboratorio pero, por
fenómenos de metaestabilidad no lograron separar la fase vapor. Ante la presencia de ambos
tipos de inclusiones, monofásicas a líquido y bifásicas (L-V) a temperatura de laboratorio, el
35
problema estriba en la identificación de cuales se formaron a baja y cuales a alta temperatura.
La utilización de la petrografía para definir asociaciones de inclusiones fluidas (FIA)
(Goldstein, 2001), identificar fenómenos de estrangulamiento efectuado después de un cambio
de fases o mediante la comparación de las temperaturas de homogenización obtenidas de estas
inclusiones, nos pueden dar la pauta para resolver este problema.
4.4
Reequilibrio térmico en medios sedimentarios
Hemos hablado en párrafos anteriores de una manera muy general, acerca de las condiciones
bajo las que se puede dar un reequilibrio térmico. Ahora nos avocaremos a los procesos
geológicos bajo entornos sedimentarios y a sus efectos sobre las inclusiones fluidas. En la
figura 21 que nos presenta McLimans (1987), nos grafica una serie de efectos sobre las IF a
partir de su atrapamiento en un evento de cementación con las dos opciones de procesos
geológicos; el primero hacia un levantamiento o “viaje hacia la superficie” mediante el cual no
se generan cambios físicos en las inclusiones, el segundo proceso, el de soterramiento o
subsidencia, los cambios pueden ser continuos desde los no cambios pasando por la dilatación,
decrepitación hasta la recristalización, siendo en esta última en donde las IF tendrían un
“reseteo”, esto es, un cambio total en sus condiciones de P-T-V-X.
Figura 21. Cambios posibles en inclusiones fluidas relacionados a procesos geológicos después del atrapamiento.
Tomada de McLimans, (1987)
36
Para analizar un poco más a detalle el proceso geológico de soterramiento, consideremos una
IF atrapada como una fase líquida única a condiciones de superficie, esta inclusión es
enterrada bajo un gradiente termo-barométrico litostático o hidrostático, al avanzar este
enterramiento, la inclusión se verá sometida a una sobrepresión interna relativa al medio que
la rodea (Fig. 22).
Figura 22. Diagrama de fase P-T para agua pura con gradiente termobárico hidrostático de 28°C/100 bars y
gradiente termobárico hidrostático de 28°C/226 bars superpuestos. Si una inclusión fluida fue atrapada a
condiciones de superficie (punto A) y fue entonces sometida a calentamiento posterior durante soterramiento al
punto B, la presión interna de la inclusión fluida se debe de elevar de una manera significativa por arriba de la
presión hidrostática y litostática a esa temperatura. Tomada de Goldstein, (2001).
La respuesta de la inclusión ante esta sobrepresión interna puede manifestarse a través de la
dilatación (stretching) o la decrepitación dependiendo de la magnitud de la presión diferencial.
Si por efecto de la sobrepresión, la inclusión se deforma de una manera plástica permanente,
su volumen se incrementa ocasionando una caída en la presión interna y como consecuencia
una disminución en la densidad del fluido y por lo tanto un incremento en las temperaturas de
homogenización (Fig 23), pero a pesar de la caída de la densidad, su composición química no
varía.
Si la inclusión responde a la sobre presión interna mediante la decrepitación, esta se abrirá y el
fluido interactuará con los fluidos de poro existentes en el medio circundante (la inclusión se
rellenará eventualmente con una mezcla de fluidos) por lo que tendrá que sufrir un equilibrio
ante las nuevas condiciones de P y T incluyendo también un cambio en su composición, esta
serie de cambios nos conducen a lo que es un reequilibrio térmico (Goldstein, 2001; Fig. 24).
Debido a las características físico-químicas de los minerales hospedantes de las inclusiones,
no todas las IF logran un reequilibrio térmico, además, los procesos geológicos no siempre se
desarrollan en su totalidad, esto quiere decir que tales procesos pueden quedar interrumpidos
en cualquier etapa de su desarrollo, haciendo que el reequilibrio también quede suspendido.
De esto se desprenden dos tareas importantes a realizar en el estudio de las IF en medios
sedimentarios; una consiste en la evaluación del grado en que las IF han sido reequilibradas
térmicamente y la otra es la de encontrar la manera de separar los datos obtenidos de las
inclusiones fluidas alteradas de los datos de las IF no alteradas (Goldstein 2001).
37
Figura 23. Diagrama de fase para agua ilustrando stretching de una inclusión fluida de líquido total durante calentamiento
más allá de la temperatura de atrapamiento. Si la inclusión fue atrapada en el punto A (75°C) y entonces fue calentada por
soterramiento posterior, la presión interna de la inclusión debería seguir una isocora hacia el punto B, y su presión interna
debería incrementarse fuertemente comparada a la presión hidrostática que le rodea. Si la inclusión fue dilatada por su presión
interna, su volumen debe incrementarse y su densidad y presión deben de descender. Este evento está representado por una
caída al punto C y coloca a la inclusión sobre una nueva isocora. el enfriamiento de la inclusión puede provocar que las
condiciones de P-T dentro de la inclusión intercepten la curva LV cerca de los 100°C; la inclusión ahora tiene la densidad que
puede producir la medición de Th de 100°C. Si la inclusión nunca se dilató, ésta pudo haber dado Th de 65°C. Tomado de
Goldstein, (2001).
Figura 24. Diagrama de fase P-T para agua pura con gradiente termobárico hidrostático de 28°C/100 bars y gradiente
termobárico litostático de 28°C/226 bars superpuestos. Si una inclusión fluida fue atrapada como líquido a condiciones de
superficie (punto A) y fue entonces sometida a calentamiento posterior durante soterramiento al punto B. en el punto B, la
inclusión está internamente sobrepresionada en relación al gradiente termobárico hidrostático circundante. Si la inclusión
decrepitó por su sobrepresión interna, esta debe equilibrarse inmediatamente con las condiciones del fluido de poro
circundante y brincar hacia abajo, al punto C sobre el gradiente termobárico hidrostático (también es posible que suceda hacia
el gradiente litostático). Debido a que la inclusión ha decrepitado esta puede rellenarse con cualquier fluido de poro que esté
presente en el momento de la apertura de la inclusión. El recalentamiento de una inclusión seguido por un enfriamiento puede
resultar en nuevas condiciones de T-P que sigan una nueva isocora (diferente densidad y posiblemente diferente composición)
que intercepte la curva líquido vapor a temperatura más alta (punto D). Este reequilibrio térmico causa un incremento en la
temperatura de homogenización de la inclusión y puede incluso rellenarse con nuevos fluidos. Tomada de Goldstein, (2001).
38
4.4.1 ¿Como determinar si hay reequilibrio térmico?
Si consideramos un sistema sedimentario en donde no existen IF monofásicas líquidas,
debemos considerar la posibilidad de que algunas de las inclusiones presentes han sido
reequilibradas, de ser así, se tiene que evaluar el grado a que las inclusiones fluidas originales
se preservan y la magnitud en que los mecanismos del reequilibrio térmico (expansión y fugarelleno) han intervenido.
En acuerdo a Hanor, (1994), quien dice que en algunas cuencas sedimentarias la salinidad de
las aguas de formación se incrementa con la profundidad, se puede establecer una correlación
entre temperatura y salinidad. Habiendo realizado el análisis microtermométrico de las (FIAs),
los resultados de cada una de ellas (por separado) se representan mediante un gráfico de Tms/
Ths, (Fig.25), en la que podemos apreciar las tendencias de los datos representando las
condiciones de temperatura-salinidad originales y la participación de uno solo de los
mecanismos de reequilibrio o de ambos (Goldstein, 2001).
Figura 25. Gráficas bivariantes de Th y Tm del hielo a partir de asociaciones de inclusiones fluidas (FIAs)
pueden dar trenes convergentes que confluyen sobre las condiciones de atrapamiento inicial de las asociaciones y
definen tendencias de dilatación y relleno que reflejan las condiciones experimentadas durante el reequilibrio
térmico de una inclusión durante el progresivo calentamiento por soterramiento. (A) El mecanismo de
reequilibrio para cada inclusión no cambia. (B) El mecanismo de reequilibrio para cada inclusión varía. Tomada
de Goldstein, (2001).
5. LAS INCLUSIONES FLUIDAS EN MEDIOS SEDIMENTARIOS DIAGENÉTICOS.
Hablar de sistemas sedimentarios es hablar de zonas de la corteza terrestre en la que se
desarrollan procesos físico-químicos (diagenéticos) relativamente cercanos a la superficie en
las que predominan también “bajas temperaturas” que van desde las existentes a nivel
superficial (temperatura de laboratorio) hasta alcanzar zonas un poco más profundas en las que
las temperaturas máximas no sobrepasan los 200°C ya que a estas temperaturas se puede
considerar que el ambiente diagenético pasa a un ambiente de metamorfismo (Goldstein,
2001), o quizás hasta los 250°C (Thompson, 1992).
Para poder tener una mejor comprensión del comportamiento y probable composición de las
inclusiones fluidas en medios sedimentarios diagenéticos, tenemos que hacer una revisión de
los fluidos que interactúan y que están o pueden estar presentes en estos sistemas, ya que
estos tienen una relación directa con los fluidos atrapados en las inclusiones (Touret, 1994).
39
En la superficie, los fluidos que dominan son el aire y el agua contenidos en la atmósfera e
hidrosfera.
El agua dulce de origen meteórico que cae en forma de precipitación sobre sedimentos y
suelos, es la principal responsable de la existencia de ríos, lagos y aguas subterráneas. En estos
reservorios, las características composicionales de este fluido varían debido a las
modificaciones experimentadas a través del intemperismo, evaporación y procesos subsuperficiales como la interacción agua-roca, además, las aguas meteóricas son
diagenéticamente reactivas e influyen de una manera importante en la distribución y
heterogeneidad en los depósitos de rocas carbonatadas (Goldstein, 2001).
El agua marina difiere de las aguas meteóricas por su salinidad la cual se mantiene
actualmente cercana a las 35 ppt, se dice “actualmente” por que las aguas marinas antiguas no
tenían la misma composición química , esto es, la salinidad total, las composiciones
isotópicas y las relaciones de iones mayores, menores y traza pudieron haber sido diferentes.
Se ha observado en estudios realizados a mares antiguos (de edades diferentes) que en algunos
predomina la precipitación de aragonito y calcita de alto magnesio y en otros predomina la
precipitación de calcita, asimismo, estas variaciones en la química del agua marina se
comprueban con las variaciones seculares de la composición de los minerales evaporíticos en
los que las aguas salinas madre de una edad son ricas en magnesio y de otra edad son ricas en
potasio (Goldstein, 2001).
La comprensión de las variaciones seculares de la composición del agua marina, nos auxilia
para un mejor entendimiento de los indicadores paleoclimáticos, la evolución de los
organismos y en lo que a nuestro tema concierne, los efectos diagenéticos que ejerce la
composición de esta agua en los sedimentos de carbonatos.
Dos modificaciones importantes pueden llevarse a efecto sobre las aguas marinas, una es la
dilución por aguas meteóricas y la otra es la concentración por efectos de evaporación.
La modificación por dilución nos genera otra categoría, las llamadas aguas salobres, que,
como fluidos diagenéticos pueden provocar la disolución de minerales de carbonatos, provocar
la precipitación de calcita de bajo Mg en algunos sitios y reemplazamiento de minerales de
carbonato por dolomita.
Las modificaciones hechas por la evaporación nos dan como resultado fluidos reactivos
diagenéticamente, los cuales son capaces de influir también en la precipitación de calcita de
bajo Mg, dolomita y una gran variedad de minerales evaporíticos y hasta posibles carbonatos
inestables como calcita magnésica y aragonito (Goldstein, 2001).
A medida que nos profundizamos en el medio, podemos ver como los fluidos que
originalmente fueron meteóricos y marinos sufren transformaciones provocadas por las
variaciones de la temperatura y presión, así como de las reacciones que se van realizando a
través de su trayectoria, sea con fluidos meteóricos preexistentes o por interacción agua/roca,
diluyendo minerales carbonatados inestables y liberando CO2, auspiciando la precipitación de
calcita y otros minerales más estables, de tal forma que las composiciones químicas de tales
fluidos son totalmente diferentes a los fluidos padre (Fig. 26).
Una vez que los fluidos del fondo de la cuenca son calentados por efectos del soterramiento,
estos son expulsados hacia la superficie provocando muchas reacciones diagenéticas que se
efectúan por los cambios de temperatura.
40
Figura 26. Representación esquemática de ambientes en sistemas sedimentarios con las características de fluidos
aplicable al trabajo de inclusiones fluidas (a) y a procesos diagenéticos importantes para cada ambiente. Tomada
de Goldstein, (2001)
Sumados a los fluidos acuosos mencionados con anterioridad, tenemos la presencia de
petróleo y gas natural derivados de la materia orgánica contenida en los sedimentos (además
de metales en solución característicos de los yacimientos Mississipi Valley Type). Estos
fluidos compuestos por hidrocarburos y/o metales son responsables del fuerte interés
económico que ha promovido la investigación en cuencas sedimentarias con el objetivo de
41
entender la historia evolutiva de los fluidos y la diagénesis, ya que esta última, controla
enormemente las condiciones de porosidad y permeabilidad (creándola o destruyéndola) en los
acuíferos y en los yacimientos de gas y aceite (McLimans, 1987; Goldstein, 2001).
Todos estos procesos diagenéticos que se llevan a efecto desde el nacimiento de la cuenca
sedimentaria a través de su evolución hasta su estado actual son eventos episódicos y
continuos en los que siempre están involucrados los imprescindibles fluidos, parte de los
cuales quedan atrapados en forma de inclusiones fluidas localizadas en las zonas de
crecimiento de minerales diagenéticos, en cementos que rellenan microfracturas o sellan
porosidades (McLimans, 1987).
De una manera ideal, las inclusiones fluidas atrapadas nos representan registros fieles de los
fluidos presentes en el momento de su captura. Por otra parte, sabemos que la mayoría de
sistemas diagenéticos están definidos por la temperatura, presión y salinidad de los fluidos
presentes en ese sistema y, en este sentido, las inclusiones fluidas nos ayudan de una manera
relativamente fácil a obtener estos parámetros (Goldstein, 2001).
Considerando lo anterior, podemos pensar en que la información que las inclusiones fluidas
nos pueden proporcionar (dependiendo de la zona de donde provengan) puede ser utilizada
con éxito en los estudios de cambios globales como indicadores sensibles de
paleotemperaturas en ambientes superficiales, en la determinación de la sucesión de cambios
en la química de la atmósfera y los océanos. De importancia para nuestro tema, es la
aplicación de éstas en los estudios de la diagénesis ya que probablemente sea el método menos
ambiguo para determinar la historia diagenética. Ahora bien, dado que la presencia de fluidos
compuestos por hidrocarburos en este medio es común, el estudio de las inclusiones fluidas
compuestas de petróleo nos son útiles para delinear la evolución de la química de los HC
desde su generación hasta el llenado de los yacimientos entendiendo la historia térmica de la
cuenca y relacionando todos sus eventos intermedios (Goldstein R. H. 2001).
Burruss, (1989); McLimans, (1987); Touret, (1994); Goldstein, (2001); Van den Kerkhof y
Hein, (2001); Bodnar, (2003), enfatizan el hecho de que la aplicación de las IF a los sistemas
sedimentarios no está exenta de problemas debido a que, por naturaleza, la evolución de una
cuenca sedimentaria conlleva cambios de temperatura iniciando estos desde la temperatura
ambiente y, cuando esta se incrementa (por efecto de soterramiento), puede alterar por
reequilibrio térmico algunas de las inclusiones fluidas presentes manifestándose en forma de
stretching, leakage o rellenado de estas. Advierten también, que incluso el sobrecalentamiento
durante el estudio en el laboratorio puede causar reequilibrio térmico, por tal motivo,
recomiendan que cuando se esté trabajando con inclusiones fluidas de medios sedimentarios el
manejo de ellas debe ser cuidadoso y protegerlas de sobrecalentamientos.
5.1
Etapas secuenciales en las corridas microtermométricas
Durante las corridas microtermométricas realizadas en ambientes hidrotermales y
metamórficos en los que predominan altas temperaturas, la secuencia normal de estudio es el
análisis a baja temperatura (enfriamiento) y hasta que esta se haya concluido se efectúa la
etapa de calentamiento. En el caso de los sistemas sedimentarios diagenéticos, la secuencia de
estudio es la inversa, es decir, primero se realiza el calentamiento y posteriormente el
enfriamiento, esto obedece al hecho de que las inclusiones compuestas de una sola fase
(líquida) al congelarlas se expandirán (stretching) y eventualmente provocará la nucleación de
una burbuja de vapor, o en caso de inclusiones de baja temperatura que contengan ya una
burbuja de vapor, el enfriamiento puede causar la desaparición de esta por efectos de fuga
42
(leakage) (Goldstein, 2001). Es importante mencionar que en el proceso de calentamiento
cuyo fin sea el de obtener las Ths, el incremento de temperatura, por razones obvias, debe
detenerse en cuanto se haya logrado la homogenización.
5.2
Inclusiones de petróleo
Dentro de los sistemas sedimentarios, los fluidos acuosos son predominantes y participan
activamente en los procesos diagenéticos, sin embargo, la presencia de fluidos petroleros
aunque son con mucho, menos abundantes, la importancia que les confiere el factor
económico los coloca en un lugar privilegiado de atención tanto científica como con fines
prácticos aplicables a la exploración y evaluación de yacimientos de hidrocarburos.
En el transcurso de la evolución de una cuenca sedimentaria, gran cantidad y diversidad de
materiales son acarreados (y/o precipitados) hacia el interior de ella en forma de sedimentos
mezclados con fluidos. Dentro de estos materiales, un lugar importante lo ocupa la materia
orgánica (MO), la cual evoluciona conforme aumenta la presión y temperatura, y cuyas
magnitudes son dependientes del grado de soterramiento o de las fuerzas que puedan actuar
sobre los sedimentos contenedores de la MO. De una manera progresiva (con el aumento de la
profundidad y por lo tanto también la P y T) la MO aumenta su grado de madurez
transformándose en kerógeno y este a su vez, al alcanzar la ventana de generación de HC se
transforma en petróleo.
Hasta este punto de la historia de subsidencia, los fluidos han dejado su rastro pero sin la
presencia de fluidos de petróleo ya que estos iniciarán su registro como tales a partir del
momento de su generación y expulsión de su roca generadora. En el momento del inicio de la
migración de los HC, no solo estos serán expulsados de esta roca, esto significa que todos los
fluidos coexistentes en ese momento geológico emprenderán un viaje dirigido siempre hacia
lugares de menor presión, utilizando la permeabilidad formada por microfracturamiento o por
interconexión de poros, hasta encontrar las condiciones geológicas apropiadas para lograr su
acumulación y formar, de esa manera, yacimientos de HC. Estos yacimientos pueden
permanecer cerrados o pueden volverse a vaciar al cambiar sus condiciones geológicas,
reiniciando de esta forma una nueva etapa de migración de tales fluidos.
Los fluidos emigrantes pueden contener diferentes grados de miscibilidad entre ellos, los
principales fluidos que en este caso interesan son: (1) acuosos (salmueras), (2) petróleo
(hidrocarburos) y (3) algunos gases (orgánicos e inorgánicos).
El grado de miscibilidad entre los hidrocarburos y el agua, es precisamente una función del
contenido de agua, además, la solubilidad de los hidrocarburos decrece con el incremento de la
salinidad. Estos factores, aunados al hecho que, para alcanzar la miscibilidad se requieren altas
temperaturas y presiones, indican que el aceite crudo y el agua son inmiscibles durante los
procesos completos de generación, migración y acumulación de aceite (McLimans, 1987).
Con lo anterior, es fácil imaginar que la concentración de los grumos de aceite no es uniforme
y por consecuencia se formarán varios tipos de inclusiones fluidas, es decir, podremos
encontrar inclusiones de puro hidrocarburo, inclusiones de pura agua o inclusiones con una
mezcla de agua-hidrocarburo en cualquier proporción (McLimans, 1987).
Dado que cada etapa de evolución de la cuenca sedimentaria es continua a través del tiempo,
parte de los fluidos quedan atrapados en forma de inclusiones fluidas y estas son las
evidencias más cercanas que tenemos de las condiciones físico-químicas existentes en el
momento en que fueron atrapadas. De una manera ideal, si tuviéramos toda una secuencia
43
litológica de una cuenca sedimentaria, podríamos “leer” su evolución térmica a través del
estudio de las inclusiones fluidas atrapadas en cada horizonte estratigráfico, así mismo,
tratándose de inclusiones de petróleo, podemos seguir su pista desde la expulsión de la roca
madre siguiendo por sus diferentes rutas de migración y registrando su evolución (estados de
alteración como degradación térmica, biodegradación) hasta su posición actual en los
reservorios.
5.2.1 Utilidad de los datos de las inclusiones fluidas de petróleo
La mancuerna de fluidos acuosos e hidrocarburos en cementos diagenéticos o en
fracturamiento sellado, es testigo del tiempo de generación del petróleo y su migración y un
registro del contexto de la historia diagenética y tectónica de la roca. De esta manera, el
estudio de las inclusiones de agua-hidrocarburo e hidrocarburo por separado, donde al final se
relacionan los datos de ambos tipos de inclusiones para obtener una interpretación, han sido
útiles para determinar:
" Las condiciones P-T de formación de cementos (Horsfield y McLimans, 1984;
McLimans, 1987).
" La determinación de la posible roca fuente (Pironon, 2003)
" La determinación del tiempo de migración de los hidrocarburos (Horsfield y
McLimans, 1984; McLimans, 1987; Goldstein y Reynolds, 1994; Burruss, 2003a).
" La relación temporal entre la formación del fracturamiento-porosidad y la migración
del aceite (Roedder, 1984; McLimans, 1987; Hall, 1996; Larese y Hall, 1996).
" La detección de rutas de migración de los hidrocarburos (Hall, D. et al.,
[email protected]; Hall, 1996; Goldstein, 2001).
" La reconstrucción de la historia de migración de fluidos dentro de la cuenca petrolera
(Goldstein, 2001; Munz, 2001; Pironon, 2003).
" La distinción cuantitativa entre diferentes generaciones de aceite atrapados durante el
crecimiento de minerales diagenéticos y epigenéticos (Guilhaumou et al., 1990).
" La correlación de fluidos en tiempo-espacio (mapeo de características composicionales
del petróleo para determinar las direcciones de transporte de los fluidos) y
biomarcadores y parámetros de madurez en el rango de C19 a C35 (McLimans, 1987;
Hall, 1996; Hall et al. ([email protected]); Munz, 2001).
" La determinación de la evolución del petróleo durante su migración (determinación de
la degradación térmica y/o biológica de los hidrocarburos comparando los fluidos de
petróleo de las inclusiones con los actuales) (Hall, 1996; Macleod et al. 1996;
Goldstein, 2001; Pironon, 2003; Salvi y Williams-Jones, 2003).
" La reconstrucción de la historia del llenado del reservorio (McLimans, 1987; Goldstein
y Reynolds, 1994; Salvi y Williams-Jones, 2003).
" El contacto original agua-aceite en campos explotados (Hall et al. ([email protected]).
" La calidad de hidrocarburos (Hall, 1996; Hall, D. et al., [email protected]).
" La determinación de sellos en el yacimiento (Hall, 1996; Hall, et al. [email protected]).
" La presencia de compartimentación en yacimientos (Hall et al. [email protected]).
" El establecimiento de gradientes paleogeotérmicos (Roedder, 1984).
5.2.2 Bosquejo sobre la química del petróleo
44
El petróleo es una mezcla compleja de HC principalmente saturados, tanto gaseosos como
líquidos y sólidos, contienen además cantidades variables de HC no saturados, cíclicos,
nitrógeno, dióxido de carbono y compuestos de azufre.
Los hidrocarburos saturados o alcanos también se les conocen como parafinas (poca afinidad),
se caracterizan por que los carbonos se unen entre si con ligaduras sencillas y las valencias
libres se saturan con hidrógeno. Cuando presentan cadenas lineales y arborescentes son
compuestos alifáticos y cuando su cadena es cerrada son ciclanos o aliclícicos. El nombre de
los alcanos está en función del número de carbones presente, ejemplo: CH4 es metano; C2H6 es
etano; propano; butano; pentano;……hexano y así sucesivamente. La fórmula general de los
alcanos es CnH2n +2, sus estados físicos son: del metano al butano gas; del pentano al
eptadecano son líquidos y del octadecano en adelante son sólidos.
Por su parte los hidrocarburos no saturados con su característica de presentar doble o triple
ligadura entre carbonos, a los de doble ligadura se les llama alquenos u olefinas (aceitoso), se
consideran derivados de los alcanos por sustracción de dos hidrógenos en carbonos contiguos,
su fórmula general es CnH2n y su nombre tiene la terminación “eno”, así, el eteno deriva del
etano, ejemplo: C2H4 es eteno, C3H6 es propeno,.. etc. Al igual que los saturados pueden ser
alifáticos (de cadena lineal o ramificada) o cíclicos (cadena cerrada), su estado físico se puede
presentar como líquidos, gases o sólidos.
Los hidrocarburos no saturados de triple ligadura son los alquinos, se consideran derivados de
los alcanos por sustracción de cuatro hidrógenos en dos carbones contiguos, su fórmula
general es CnH2n -2, su nombre tiene la terminación “ino”, así, propino deriva de propano,
ejemplo: C2H2 es etino o acetileno, C3H4 es propino o propileno,…etc. Pueden ser alifáticos
(de cadena lineal o ramificada) o cíclicos (cadena cerrada), el estado físico para los primeros
dos (etino y propino) es gaseoso, del C4 al C14 son líquidos y del C15 en adelante son sólidos.
Cuando derivan de la cadena cerrada de seis carbones con tres dobles ligaduras alternas entre
carbones se les conoce como compuestos “aromáticos o bencénicos”. El benceno se presenta
como líquido incoloro que solidifica a los 5.4°C y su punto de ebullición es a los 80.4°C. La
fusión de dos anillos bencénicos genera el naftaleno.
La densidad del petróleo se describe en términos de gravedad API, con unidades de grados
(°API) y su relación con la densidad del fluido esta definida por:
°API = (141.5/*) – 131.5
donde * es la densidad en g/cm3 a 60°F (15.5°C) y presión atmosférica.
Dado que las condiciones de presión y temperatura a las que se calcula la gravedad API son
condiciones de superficie, esta describe fluidos que han perdido sus componentes gaseosos de
bajo peso molecular. De acuerdo con la fórmula anterior, los fluidos con baja densidad tienen
una mayor gravedad API y viceversa y el rango de valores de yacimientos típicos es entre 10 y
60°API.
5.2.3 Principios fundamentales a conocer antes del estudio de inclusiones fluidas de
petróleo
De acuerdo a Burruss, (2003a), para realizar con mayor éxito un estudio de inclusiones fluidas
de petróleo debemos conocer cuatro principios fundamentales:
1. Las inclusiones fluidas de petróleo emiten fluorescencia bajo luz ultravioleta, a pesar
que hay riesgos, el hecho de que la mayoría de las inclusiones fluidas emitan
fluorescencia es la clave para todos los estudios de inclusiones de petróleo. La
45
identificación de este tipo de inclusiones puede ser efectuado utilizando un
microscopio de fluorescencia.
En la siguiente tabla se presentan algunas constantes físicas de hidrocarburos y algunos otros
compuestos.
CONSTANTES FÍSICAS DE HIDROCARBUROS Y OTROS COMPUESTOS
Punto
Constantes Críticas
Características de gas
Características
De
a 15°C y 1 atm.
de líquido
Ebullición
a 15°C y 1 atm.
Presión
Temperatura
Volumen
Densidad/aire*
Volumen
(°C)
Absoluta
Absoluta
Masa
(daire-1)
Masa
(bares)
(°C)
(cm3/g)
(cm3/g)
16,042
-161.2
46,41
-81.8
6,186
0,3 (a)
0,554
1 472,8
C1
30.068
-88.3
48,94
32.7
4,919
0,377 (b)
1,038
785.8
C2
44,094
-41.7
42,57
97.1
4,545
0,50 (b)
1,522
535,9
C3
58,120
-11.4
36,48
135.3
4,520
0,563 (b)
2,006
406,6
IC 4
58,120
-0.2
37,97
152.3
4,382
0,584 (b)
2.006
406,6
nC 4
72,146
28.2
33,30
187.7
4,276
0,625
1,491
327,5
IC 5
72,146
36.4
33,75
196.7
4,307
0,631
2,491
327,5
nC 5
86,172
69.1
30,34
234.8
4,276
0.664
2.975
274,2
C6
100,198
98.8
27,36
267.3
4,257
0.688
3,459
235,8
C7
114,224
126
24,97
295.7
4,257
0,707
3,943
206,9
C8
.128,250
151.1
22,89
321.7
4,239
0,722
4,428
184,2
C9
142,276
174.4
20,96
344.7
4,239
0,734
4,913
166,1
C 10
156,302
196.2
20,00
366.4
4,183
0,744
C 11
170,328
216.6
18,75
385.3
4,164
0,753
C 12
184,354
235.8
17,72
403.1
4,158
0,760
C 13
28,010
-191.7
34,96
-139.7
3.321
0,801 (c)
0,967
843,5
CO
44,010
-78.2
73,84
31.3
2,141
0,827 (b)
1,519
536,8
CO2
34,076
-59.3
90,05
100.7
2,878
0,79
1,176
693,4
H2S
64,060
-9.7
78,81
157.8
1,898
1,397
2.212
368,8
SO2
28,966
-193.9
37,72
-140.4
2,227
0,856 (c)
1,000
13 15, 7
Aire
2.016
-252.4
12,97
-239.6
32,205
0,07 (c)
0,070
11 719,2
H2
32,000
-182.7
50,75
-118.1
2,341
1,14 (c)
1,105
738,4
O2
28,016
-195.5
33,92
-146.7
3,209
0,808 (c)
0,967
843,3
N2
18,016
100.3
221,18
374.5
3,121
1,000
0,622
H20
(a) Densidad promedio aparente de un aceite natural.
(b) Propiedades de líquido a 15°C y a una presión de burbuja.
(c) Masa específica a 1 atm. Y a la temperatura de ebullición.
* Para obtener la masa volumétrica de gas, multiplicar por 1.226x103 que es la
masa volumétrica del aire a 1 atm. y 15°C.
Tomada y modificada de ……………
Símbolo
Masa
molecular
2. El petróleo es una mezcla compleja de moléculas con un amplio rango de
composiciones posibles, el cual afecta tanto a la manera de como hacer los análisis
químicos, como a la interpretación microtermométrica y en el cálculo de las
propiedades físicas de las inclusiones.
3. Todos los estudios de inclusiones fluidas de petróleo, deben estar basados sobre un
sólido entendimiento de cómo se forman las inclusiones fluidas, los principios de la
microtermometría y la petrografía de las inclusiones fluidas.
4. Se requiere un entendimiento básico de la naturaleza del petróleo, en conjunto con el
conocimiento del rango composicional, propiedades físicas y procesos geoquímicos
que controlan la formación, migración y acumulación del petróleo en las cuencas
sedimentarias.
5.2.4 Tipos de yacimientos y propiedades generales PVT del petróleo
46
La clasificación de los yacimientos de hidrocarburos aceptada actualmente se tipifica como:
(1) yacimientos de gas, (2) yacimientos de gas condensado, (3) yacimientos de aceite volátil
“volatile oil” (crudo ligero) y (4) yacimientos de aceite negro “black oil” (crudo pesado) (Fig.
27).
Fig. 27. Diagrama presión y temperatura de límites de fase y propiedades PVT de los cuatro fluidos genéricos de
petróleo descritos en la tabla I. las curvas ovoides marcadas con el tipo de fluido de petróleo son los límites de
fase que separan el campo de dos fases L+V del campo de una fase del fluido de petróleo para cada fluido. Los
puntos sobre las curvas marcados “como puntos críticos” separa la curva de punto de burbuja ( lado de la curva
de baja temperatura) de la curva de punto de rocío (lado de alta temperatura). Sobre la curva de punto de burbuja
se realiza la homogenización a estado líquido y la homogenización a vapor se efectúa en el lado de la curva de
punto de rocío. El punto crítico a condiciones P-T a las cuales la densidad del líquido y el vapor son iguales y las
fases son indistinguibles. Las líneas continuas diagonales son las condiciones de P-T en la sub superficie para un
gradiente de presión hodrostática aproximado (100b/km) a gradientes de temperatura de(25°C/km y 45°C/km)
para una temperatura de superficie promedio anual de 15°C. las líneas interrumpidas son isocoras para
inclusiones de cada uno de los cuatro tipos de fluidos de petróleo atrapados a la misma P y T (500 b y 140°C, o 5
km de profundidad. Tomada de Burruss, (2003a).
La figura 27 nos presenta las envolventes de dos fases y puntos críticos calculados para cuatro
tipos de fluidos de petróleo (representando cada uno a un tipo de yacimiento: aceite pesado;
aceite ligero, gas condensado y gas seco), nos muestra también dos gradientes geotermobáricos de 25°C/km y de 45°C/km a 100b/km para una temperatura de superficie de
15°C. La composición de cada uno de los cuatro tipos de hidrocarburos representados en la
figura 28 se puede ver en la tabla I.
La tabla II contiene las propiedades calculadas de los fluidos y de inclusiones hipotéticas
atrapadas a 5 km de profundidad y aproximadamente a condiciones de presión hidrostática
(140°C y 500 bares). Las propiedades de los fluidos están graficadas como isocoras en la
figura 27 (líneas interrumpidas) las cuales van desde las curvas de punto de burbuja de cada
Componente
C,
Aceite pesado
48.83
Aceite ligero
64.36
Gas-Condensado
87.07
Gas seco
86.67
47
C2
2.75
7.52
C3
1.93
4.74
i-C4
0.60
1.12
n-C4
1.00
3.00
i-CS
0.35
0.97
n-C5
0.75
2.00
C6
1.59
1.38
C7+
42.15
14.91
Rel. Gas-Aceite, GOR,
625
2000
SCF/bbl1:
Gravedad °API
34.3
50.10
Propiedades de la fracción de C7+:
Peso molecular
225
181
3
0.840
0.800
Densidad, g/cm
1
Relación volumétrica, pié cúbico estándar de gas por barril de aceite.
4.39
2.29
0.74
1.00
0.23
0.60
0.60
3.80
7.77
2.95
1.73
0.88
18,200 No líquido
60.80 No líquido
112
0.745
Tabla I. Composición en moles % de cuatro petróleos genéricos, con propiedades físicas de la fracción del C7+
Tomada de Burruss, (2003a).
uno de los tipos genéricos de hidrocarburo hacia las condiciones de atrapamiento sobre el
gradiente geo-termobárico de 25°C/km, las propiedades de las inclusiones hipotéticas están
consideradas a temperatura de laboratorio (20°C).
Propiedades de los fluidos:
Punto crítico, °C
Densidad de atrap., g/cm3
Volumen de atrap., cm3/mol
GOR, 1 bar, 15.5°C
°API, 1 bar, 15.5°C
Propiedades de las inclusiones:
% vapor, 20°C
Pressure, bars, 20°C
Densidad del líquido, g/ cm3
°API en inclusión
Th, °C
Homogenización a:
Aceite pesado
Aceite ligero
Gas condensado
Gas seco
428
0.6991
153.74
618
44
173
0.5000
94.79
3113
56
-58
0.2873
78.38
55,600
67
-46
0.2487
77.12
No líquido
No líquido
6.5
132
0.7394
60
79
Líquido
25
178
2:15 p.m.
107
86
Líquido
98
211
10:51 a.m.
181
23
Vapor
100
235
No líquido
-48
Líquido
Tabla II. Propiedades de inclusiones fluidas hipotéticas atrapadas a partir de los cuatro fluidos genéricos de
petróleo de la tabla I a 140°C y 500 bars. Tomada de Burruss, (2003a).
Un breve análisis de la tabla IV anterior nos hace ver como en las propiedades de los fluidos,
la densidad y el volumen en el momento de atrapamiento se incrementan de forma continua
desde el fluido gaseoso hasta el fluido aceite pesado (black oil), por el lado de la relación
gas/aceite (GOR), como cabe esperarse, partiendo del fluido gas en donde no existe fase
líquida, la magnitud de la relación disminuye por pérdida de gas y aumento de aceite hasta
llegar al aceite pesado, este mismo comportamiento se puede apreciar para la gravedad API
que presenta su máximo valor para el gas condensado y disminuye hacia el aceite pesado
cuya densidad es mayor.
48
Pasando a las propiedades de las inclusiones, el % de vapor disminuye desde un valor de 100
para el gas hasta un 6.5% en el aceite pesado, este comportamiento lo podríamos comparar a la
relación gas/aceite (GOR) en las propiedades de los fluidos. La presión disminuye desde el gas
hasta el aceite pesado siguiendo una relación directa con el porcentaje de vapor pero ambos en
relación inversa a la densidad, es decir, a mayor porcentaje de vapor disuelto, cabe esperar
menor densidad.
La gravedad API de las inclusiones tiene el mismo comportamiento que en las propiedades de
los fluidos, sin embargo, se observan valores mucho mayores para las inclusiones, aquí cabe
recordar que la gravedad API está medida a condiciones de superficie y el cálculo realizado en
las inclusiones es a condiciones de presión interna, por lo tanto, los fluidos dentro de la
inclusión contienen mayor cantidad de gases disueltos provocando una disminución de la
densidad con el consecuente aumento de la gravedad API.
El comportamiento de las temperaturas de homogenización presenta un incremento partiendo
desde temperatura negativa (-48°C) para el gas hasta el aceite ligero con Th de 86°C para caer
a 79°C en el aceite pesado, este incremento de Th del aceite ligero respecto al aceite pesado se
comentará más adelante.
De acuerdo a la posición del punto crítico para cada tipo hidrocarburo bajo estas propiedades,
para los aceites ligero y pesado y para gas, la homogenización será a fase líquida debido a que
sus respectivas isocoras llegan la curva de dos fases en la zona correspondiente a la curva de
punto de burbuja y para el caso de gas condensado la intersección se efectúa sobre la curva de
punto de rocío, por lo tanto, la homogenización será a fase vapor (Fig. 28).
El leve análisis anterior apoyado con la figura 28, en donde se observa que las inclusiones de
gas a temperatura de laboratorio se presentan en una fase y podrá presentar una fase líquida
solo hasta haberse enfriado por debajo de -48°C. Las inclusiones de gas condensado contienen
cerca del 98% de vapor a 20°C y homogeniza a fase vapor a los 23°C, el volumen de vapor es
con mucho mayor que la fase líquida y como se observa, la Th es muy cercana a la
temperatura de laboratorio. El fluido clasificado como gas condensado puede tener un amplio
rango de composiciones (Burruss, 2003a). Las inclusiones de aceite ligero y aceite pesado se
presentan comúnmente en dos fases, a temperatura de laboratorio contienen de 10 a 20% de
vapor y homogenizan a fase líquida, estas temperaturas variarán de acuerdo al gradiente
geotérmico que existía cuando las inclusiones fueron atrapadas, por ejemplo: el gradiente de
40°C/km que daría Ths superiores (Burruss, 2003a).
6.
PROCEDIMIENTO DE ANÁLISIS PARA LA RECONSTRUCCIÓN PTX DE
INCLUSIONES INVOLUCRADAS EN MEDIOS PETROLEROS. (Pironon, 2004)
Todas las técnicas de estudios para las inclusiones fluidas han rendido resultados en mayor o
en menor grado, dependiendo hacia que objetivo se encamine la aplicación de ellas. Debemos
tener presente que la aplicación de una sola técnica muy difícilmente podrá darnos respuestas
para la solución de problemas, esto quiere decir, que se tiene que buscar una serie de técnicas
que en su conjunto puedan ayudar a lograr el objetivo buscado.
Pironon (2004), ha diseñado y puesto en práctica un método el cual consiste en la aplicación
de varias técnicas en el orden secuencial (Fig. 28.)
49
Figura 28. Procedimiento analítico aplicado a inclusiones acuosas y de petróleo co-genéticas. Tomada de
Pironon, (2004).
Con el conocimiento de la manera en que las inclusiones fluidas son atrapadas en los medios
petroleros, sabemos de la presencia de inclusiones acuosas e inclusiones de petróleo que
fueron atrapadas simultáneamente. Bajo esta premisa, el método inicia después de que han
sido seleccionadas y colectadas las muestras en campo, con la preparación de las secciones
delgadas doblemente pulidas, una vez que las láminas han sido preparadas se realiza la
petrografía clásica de las inclusiones apoyada por la técnica de fluorescencia ultra violeta y
catodoluminiscencia, con el objetivo de identificar y separar por así decirlo, las inclusiones de
petróleo de las inclusiones acuosas.
Habiendo realizado la identificación de ambos tipos de inclusiones, se realizan los estudios
microtermométricos, midiendo la Th y Tm para las inclusiones acuosas y únicamente la Th
para las inclusiones de petróleo. A partir de esta etapa, el tratamiento que se les da a ambos
tipos de inclusiones es por rutas diferentes, el paso siguiente para las inclusiones acuosas es la
aplicación de la técnica de espectrometría Raman para la detección y cuantificación de gases
disueltos, específicamente metano. Con los datos obtenidos en los pasos anteriores, se procede
a realizar la modelación termodinámica de las inclusiones acuosas (AIT modeling) con el
objetivo de dibujar la isocora correspondiente.
Continuando por la línea de las inclusiones fluidas de petróleo, después de haber realizado la
microtermometría y obtener la Th, se utiliza la técnica de espectrometría infrarroja con
transformada de Fourier (FT-IR) para la determinación y cuantificación de los gases disueltos
en la inclusión tales como el CH4, CO2 y alcanos. La etapa siguiente consiste en la
cuantificación del volumen de la fase gaseosa de la inclusión calculado a partir de la medición
50
del aceite líquido en la inclusión mediante la técnica microscopía confocal de escaneo láser
(CSLM). Con los datos obtenidos de las inclusiones fluidas de petróleo, se elabora el
modelado termodinámico de estas inclusiones con la obtención de la isocora correspondiente.
En la etapa final se sobreponen ambos modelados con sus respectivas isocoras y se obtiene la
estimación de las condiciones presión-temperatura composición (P-T-X) de atrapamiento (Fig.
28; Pironon, 2004).
6.1 Preparación de las muestras, descripción petrográfica e identificación de las inclusiones
acuosas y de petróleo.
Las muestras que se utilizan para el análisis consisten en secciones delgadas doblemente
pulidas con espesores de 100 a 300 $m y deben de estar tan limpias como sea posible para
evitar contaminaciones de resina, alquitrán, aceite residual o algún otro pegamento. Los pasos
y cuidados que se deben de tener durante la preparación de las secciones delgadas se han
descrito con anterioridad en este trabajo.
6.1.1 Petrografía
Para todo estudio de inclusiones fluidas, un buen estudio petrográfico de las muestras previo a
la aplicación de cualquier técnica, conduce a tener mayores probabilidades de éxito en la
interpretación de los resultados, contrario a este hecho, un análisis petrográfico realizado “a la
ligera” o en el peor de los casos, no hacerlo, las probabilidades de éxito son nulas.
La petrografía se enfoca a la observación de inclusiones individuales y podemos identificar el
origen de las mismas y las fases presentes en ellas así como la discriminación de las
inclusiones que no cumplan con las “reglas de Roedder” (Bodnar, 2003a): (1) la IF debe
atraparse en una fase homogénea, (2) el volumen de la inclusión debe mantenerse constante
después de su atrapamiento y (3) no debe haber intercambio de materia (ni adherido ni
extraído) de la inclusión hacia el medio hospedante y viceversa. Una vez llevado a efecto lo
anterior, poder hacer la selección de las asociaciones de inclusiones fluidas (FIAs) que serán
estudiadas (Goldstein y Reynolds, 1994; Goldstein, 2001),
En base a la petrografía, hacemos que los datos de presión, temperatura y composición de los
fluidos de las inclusiones sean enmarcados bajo un contexto de la historia geológica (Roedder,
1984; Shepherd et al., 1985; Goldstein y Reynolds, 1994; Munz, 2001; Van den Kerkhof y
Hein, 2001; Goldstein, 2003; Bodnar (2003c),
6.1.2 Epi-iluminación (UV)
En esta técnica se aprovecha la propiedad que presentan algunas IF (líquidos orgánicos) de
emitir fluorescencia bajo iluminación ultravioleta. Esta es una fuerte herramienta para
distinguir entre hidrocarburos líquidos y soluciones acuosas (Fig. 29 a y b).
La luz UV es reflejada a través de un reflector dicroico y entonces es enfocado a través del
objetivo hacia la muestra, esto hace que la luz UV se enfoque más intensamente al usar un
objetivo de más aumento (Roedder, 1984; Shepherd et al. 1985; Goldstein, 2003).
Se conocen tres técnicas relacionadas al uso de luz UV: (1) (Fluorescence emission
microscopy) microscopía de emisión de fluorescencia, (2) (Fluorescence emission
spectroscopy) espectroscopia de emisión de fluorescencia y (3) (UV-visible excitation
fluorescence spectroscopy) espectroscopia fluorescente de excitación visible-UV, (Boiron y
Dubessy, 1994), estas generan diferente tipo de espectro dependiendo de qué técnica sea
utilizada). Kihle J., (1995) utilizó un escaneo sincrónico de las longitudes de onda de emisión
51
y excitación (Espectrometría de emisión-excitación sincrónica) el cual genera un espectro con
una resolución más precisa en comparación con la espectrometría de fluorescencia
convencional.
Para obtener una mayor calidad en las imágenes es recomendable trabajar con secciones
delgadas pulidas sin cubre objeto ya que este absorbe demasiada radiación UV y evita la
fluorescencia. Las imágenes obtenidas ayudan a entender la historia del crecimiento,
fracturamiento y recristalización en forma de cambios composicionales observados en el
mineral.
Las texturas identificadas en las imágenes generadas por esta técnica nos ayudan para la
determinación del timing de atrapamiento de las IF y al igual que en la CL, la fluorescencia
mineral puede ser activada por dislocaciones y elementos activadores atrapados como
elementos traza y elementos menores dentro de la red cristalina. Las imágenes obtenidas por
esta técnica tienen aspecto borroso debido a que la luz UV penetra a profundidades
importantes dentro de la muestra de tal forma que los rasgos que generan luminiscencia y que
se encuentran a profundidad fuera de foco influyan para que la definición de límites de los
rasgos de la superficie se dificulte (Roedder, 1984; Shepherd et al. 1985; Goldstein y
Reynolds, 1994; Goldstein, 2003).
Para observar la fluorescencia de los fluidos de petróleo en un microscopio común, es
necesario que la composición de estos contenga moléculas aromáticas de más de 10 átomos de
carbono, estas moléculas no están presentes en los gases como el metano, esto nos dice que las
inclusiones en fase gaseosa a condiciones ambientales no presentan fluorescencia.
Pironon y Pradier, 1992), advierten de el riesgo que se corre al utilizar la fluorescencia
ultravioleta debido a que esta puede modificar las inclusiones de petróleo por alteración
térmica si no se tiene el cuidado adecuado.
6.1.3 Catodoluminiscencia (CL)
Cuando una muestra en forma de lámina delgada es irradiada con un haz de electrones
mediante un microscopio de transmisión de electrones, al incidir este rayo sobre la muestra,
los electrones se comportan de manera diferente ya que algunos de ellos son dispersados, otros
reflejados y otros más logran pasar atravesar la muestra con ninguna interacción (Fig. 30)
Dependiendo del tipo de comportamiento de los electrones (del tipo de energía generada) se le
puede dar diferentes usos prácticos, ya que estas permiten ligar el aspecto estructural del
espécimen con la información acerca de su naturaleza química (Karlík, 2001). Dentro de los
rayos dispersados se encuentran los cátodo-luminiscentes (fotones visibles) los cuales son
utilizados para la técnica de catodoluminiscencia (Fig. 30).
52
Figura 29. Tomada de Pironon, (2004)
53
Fig. 30 Representación esquemática de las energías producidas a partir de la interacción de un haz de electrones
con material sólido. Tomada de Karlík, (2002)
La microscopía por CL puede realizarse con un detector especial instalado en un SEM, en una
microsonda electrónica o usando una platina catodoluminescente caliente o fría montada sobre
un microscopio óptico. Esta técnica no es usada para imágenes de IF pero proporciona
imágenes de la historia del crecimiento, fracturamiento y recristalización registrados como
variaciones composicionales que se observan en las superficies pulidas. Las texturas
plasmadas en las imágenes pueden conducir a la determinación del tiempo de atrapamiento de
las IF que están inmediatamente bajo la superficie de la lámina (Fig. 30).
Esta técnica consiste en el bombardeo de electrones sobre una superficie pulida, la cual
produce imágenes en color o en la escala de grises (la imagen generada es exclusivamente de
la superficie ya que los electrones no penetran mucho por debajo de la superficie pulida).
Algunas propiedades intrínsecas del mineral tales como estructuras de defectos, dislocaciones,
elementos menores o traza dentro de la red del cristalina pueden actuar como activadores de la
catodoluminiscencia de un mineral, aunque algunos otros elementos pueden conducir a la
extinción de esta.
La mayoría de los sistemas de CL montados sobre una platina óptica están diseñados para
trabajar con objetivos de 10X, por lo que si se trabaja con una amplificación mayor, la
intensidad de luminiscencia es baja, esto implica que las imágenes que se obtienen no son muy
54
usadas para minerales del tamaño de escala de inclusiones, sin embargo, los detectores de CL
instalados sobre SEM o Microsonda electrónica son capaces de dar resoluciones de texturas a
la escala del atrapamiento de IF.
Las superficies minerales deben ser pulidas y montadas sobre un placa conductiva (Conductive
stub) cubierta ligeramente con carbón. Es recomendable trabajar con minerales no
fosforescentes como el cuarzo. Para minerales fosforescentes como los carbonatos requieren
un control digital del haz y puede tomar largos periodos de tiempo para producir una imagen
(Goldstein, 2003; Van den Kerkhof y Hein, 2001).
Fig. 31. (Izquierda). Microfotografía de catodoluminiscencia en dolomita y calcita en fracturas.
(Derecha Misma foto tomada con un SEI para su comparación. Tomada de
http://uts.cc.utexas.edu/~rmr/CLweb/CLimages/KX14578%5e9-04b.jpg
6.2
Microtermometría (Inclusiones acuosas e inclusiones de petróleo)
La microtermometría se basa en la medida de las temperaturas a las que se producen los
cambios de fases en las inclusiones cuando éstas se someten a un progresivo y controlado
aumento de la temperatura entre – 193 y + 600ºC (Pironon, 2004), entre ellos, la fusión de un
líquido solidificado previamente, la fusión de fases sólidas (sales, hidratos, etc.) y la
homogenización de sistemas gas-líquido en una sola fase gaseosa o líquida.
Esta técnica es básica para la determinación de las condiciones de temperatura y presión de
atrapamiento de la inclusión, salinidad total y sales y volátiles dominantes en el paleosistema
(Gleeson, 2003).
Las temperaturas de fusión (Tm) dan valores indicativos sobre la composición del fluido
atrapado, mientras que las temperaturas de homogenización (Th) permiten estimar su
densidad. Las temperaturas de homogenización se consideran temperaturas de formación de
las inclusiones siempre que la presión durante su captura no haya excedido la presión de vapor
55
de equilibrio de la solución. En el caso contrario será necesario introducir correcciones de
temperatura debidas a la presión (Roedder, 1984; Belkin, 1994; Boiron et al. (1994).
Aunque los análisis termométricos son una técnica indispensable que nos proporciona
información relacionada a la composición y densidad de las IF, hay que considerar que la
composición química de algunas inclusiones es bastante compleja y los cambios de fase
observables pueden no ser lo suficientemente específicos por lo que únicamente nos
proporcionarán estimaciones cualitativas de la composición (Shepherd et al., 1985).
Cabe recordar que antes de iniciar el análisis microtermométrico, se debe de tener ya realizado
un estudio petrográfico detallado (Boiron y Dubessey, 1994), además, recordar también que en
las corridas de calentamiento (que deben ser las primeras en realizarse) para obtener las Ths,
se debe iniciar con la homogenización de las inclusiones que tengan una Th inferior,
generalmente, las inclusiones de petróleo homogenizan a más bajas temperaturas. Las
temperaturas de fusión del hielo son las últimas en medirse en la secuencia del análisis (Munz,
2001).
En esta etapa del proceso que estamos siguiendo, se determinan las Tms y las Ths de las
inclusiones acuosas y para las inclusiones de petróleo se determinan solo las Ths (Pironon,
2004).
Una descripción completa de la microtermometría en los medios sedimentarios se puede
consultar en (Goldstein y Reynolds, 1994).
6.3
Espectroscopia Raman (inclusiones acuosas)
Habiendo realizado la microtermometría, continuamos con la aplicación de la técnica de
espectrometría de Raman sobre las inclusiones acuosas (Fig. 31).
Sabemos que las inclusiones compuestas de “pura agua” siempre contienen pequeñas
cantidades de gases disueltos en el fluido acuoso, mayormente si estas inclusiones están
relacionadas a un medio sedimentario, especialmente petrolero en donde la participación de
gases tales como CH4, CO2, H2S y N2 es muy frecuente (especialmente el metano). Estos gases
influyen de manera muy importante en la interpretación de PVT. En el caso del metano,
debido a su estado gaseoso a temperatura ambiente, no es detectado mediante luz ultravioleta,
sin embargo, la detección y cuantificación de este (en caso de que esté presente en la
inclusión) se hace necesaria para poder considerarlo en la interpretación PVT.
La espectrometría Raman se puede utilizar para determinar especies iónicas poliatómicas en
solución (SO42-, HCO3-, CO32-, HS-, HSO4- entre otros (Shepherd et al. 1985; Burke, 1984)
esto es, para el análisis cuantitativo de gases (H2O, CO2, NaCl, CH4, N2, H2S, H2, C2H6 y
C3H8, sólidos presentes en las inclusiones (hematina, calcita, anhidrita y nacolita), (Burruss,
2003). Limitaciones: no detecta sales iónicas (iones monoatómicos en soluciones acuosas),
como el Na+, K+, Ca2+, Mg2+ y Cl- o gases monoatómicos como el Ar, (Shepherd et al. 1985)
y es de difícil aplicación en inclusiones con hidrocarburos o sólidos que absorben la radiación,
y que presentan fenómenos de fluorescencia (Barres et al. 1987; Boiron y Dubessy, 1994;
Burruss, 2003; Pironon, 2004).
El principio de esta técnica esta basado en la dispersión inelástica de fotones incidentes (luz)
por las vibraciones de enlaces moleculares o el movimiento de la red en materiales cristalinos.
El proceso de dispersión inelástica cambia la frecuencia de una pequeña fracción de los
fotones incidentes por la frecuencia de la vibración de cada tipo de enlace en una molécula.
Para que pueda ser observada la frecuencia cambiada de los fotones es necesario iluminar la
56
muestra con una fuente de luz monocromática intensa (los lásers son ideales para este
propósito). Para lograr la separación y medición de la pequeña fracción de la dispersión
Raman a partir de la intensa luz dispersada elásticamente (Dispersión Raleigh) la cual tiene la
misma frecuencia que la luz incidente (Boiron y Dubessy, 1994; Burruss, 2003) se lleva a un
diagrama la intensidad de la radiación difundida en función de la frecuencia y se obtiene, por
una parte, la frecuencia de la radiación de excitación (dispersión Raleigh) y por otra, una serie
de picos, de débil intensidad, debidos al efecto Raman, estas son las líneas Raman,
observables gracias a filtros ópticos muy precisos (espectrómetros, espectrógrafos). El
diagrama obtenido constituye el «espectro Raman» del edificio poliatómico. La posición de
las líneas (bandas) Raman nos identifican los constituyentes y la concentración de los mismos
es representada por la intensidad (altura) del pico correspondiente (Shepherd et al. 1985).
La espectroscopia Raman aplicada a la determinación y cuantificación de metano disuelto en
inclusiones acuosas ligadas a medios petroleros, la han utilizado con éxito: Barres et al.
(1987); McLimans, (1987); Grimmer et al. (2002); Pironon et al. (2002).
Las características técnicas del equipo Raman y sus complementos se puede consultar en
Pironon, (2004).
En un espectro Raman, la forma de la banda de agua proporciona información acerca de la
clorinidad de la fase acuosa (Dubessy et al. 2002). Este puede ser usado en sustitución de las
medidas de la temperatura de fusión en caso de muestras frágiles. La cuantificación del
metano es obtenida a partir de la relación de las áreas medidas de CH4/H2O. La relación entre
esta razón y la concentración molar de CH4 ha sido calibrada mediante inclusiones de
referencia, con la ayuda de la ecuación de estado de Duan, (Pironon, 2004 y Referencias en
éste).
El procedimiento analítico está basado en seis etapas sucesivas:
(1) Un espectro es registrado dentro del mineral hospedante para determinar la
localización de sus propias bandas de vibración y determinar el nivel de luminiscencia de la
matriz. Si la fluorescencia es muy intensa, esta enmascara el espectro Raman y entonces las
áreas de las bandas del metano y el agua no pueden ser medidas.
(2) En el caso de burbujas de gas estable, el láser es enfocado dentro de la fase gaseosa
a condiciones de laboratorio para determinar la presencia de metano gaseoso a 2917 cm.-1
(Figura 32a). Si el metano no es detectado en la fase gas este no puede ser cuantificado en la
inclusión homogenizada.
(3) Puede ser registrado un espectro de agua líquida a condiciones de laboratorio. La
forma de la banda de agua puede ser utilizada para determinar la clorinidad de la fase acuosa.
(4) La inclusión es calentada por arriba de la temperatura de homogenización y se
registra un espectro en la fase líquida homogenizada (Fig. 32b).
(5) Se miden las áreas bajo los picos del metano y el agua usando el software
®Labspec desarrollado por Dilor-Jobin Yvon. En caso de una luminiscencia y /o fluorescencia
débil se aplica un tratamiento a la línea base (baseline).
(6) Se calcula la razón del área de banda CH4/agua. Esta da el contenido molar de
metano considerando la clorinidad de agua y el procedimiento de calibración (Pironon, 2004).
57
Figura 32. Espectro Raman de una inclusión acuosa: a) a condiciones de laboratorio dentro de la fase vapor., b)
a temperatura de homogenización (130°C) dentro de la fase líquida. Tomada de Pironon, (2004).
6.4
Modelado de inclusiones acuosas “AIT” Pironon (2004)
Debido a que hasta el momento, no hay una ecuación de estado disponible para el cálculo de la
isocora de una inclusión fluida por arriba de la temperatura de homogenización en el sistema
NH4-H2O-NaCl, Pironon, (2004) propone el siguiente método para inclusiones ricas en agua
y concentraciones de metano debajo de 1 molal y concentraciones de NaCl (mNaCl)
determinadas por microtermometría o Raman:
(1) determinación de las concentraciones de metano usando análisis Raman a unos
pocos grados por arriba de la temperatura de homogenización la curva de calibración relevante
(T, mNaCl);
(2) cálculo de la presión de fluido (Ph) a la temperatura de homogenización (Th)
usando el modelo termodinámico de Duan (Duan et al. 1992): la presión es calculada por un
procedimiento iterativo para reproducir la concentración de metano. Determinada
analíticamente, a temperatura de homogenización y para un fluido con una salinidad mNaCl.
(3) se dibuja la isocora a partir del punto Th, Ph paralela a la isocora de un fluido libre
de metano del sistema H2O-NaCl la cual tiene la misma Th y salinidad (mNaCl) que la
inclusión fluida metano. Se aplica la ecuación de estado de Zhang y Frantz (Zhang y Frantz,
1987).
6.5
Espectrometría infrarroja con transformada de Fourier “FT-IR”. Inclusiones de
petróleo (Pironon, 2004).
El principio de esta técnica se basa en la capacidad de absorción de ciertos minerales a los
rayos infrarrojos, tiene mucho potencial especialmente en muchos minerales que son opacos a
la luz visible, pero que son transparentes a ciertas longitudes de onda del infrarrojo y a la
58
inversa, fases como el H2O y el CO2 que absorben los rayos infrarrojos pueden parecer
oscuros a longitudes de onda apropiadas, (Shepherd et al. 1985; Boiron y Dubessy, 1994;
Lüders y Reutel, 1996).
Esta consiste en la medición de una radiación infrarroja media policromática versus la
longitud de onda de la radiación. En relación al análisis de IF, esta técnica brinda mejores
resultados cuando se aplica en inclusiones relativamente grandes (>15$m) debido a la baja
resolución óptica a tales magnitudes de longitud de onda y la apariencia oscura de las paredes
de las IF (Munz, 2001; Goldstein, 2003). Cuando el rayo infrarrojo es transmitido a través de
la muestra sobre el detector y este registra el espectro tanto del mineral huésped como el de la
inclusión y quedan ambos sobrepuestos y por lo tanto la imagen es difusa, de tal forma que en
inclusiones menores a 15$m no es utilizable la espectroscopia infrarroja. Más recientemente se
ha desarrollado la técnica de micro espectroscopia infrarroja con transformada de Fourier
(Micro-FTIR) con el cual se pueden realizar análisis de IF que contienen hidrocarburos,
obteniendo resultados cualitativos y semicuantitativos, (Boiron y Dubessy, 1994).
Se pueden identificar grupos funcionales como –CH2, -CH3. Las estimaciones cuantitativas de
su abundancia relativa –CH2/-CH3 basadas sobre las áreas de los picos pueden dar una
indicación del promedio de la longitud de la cadena de alcanos (Pironon y Barres, 1990; en
Munz, 2001).
Ejemplos de aplicaciones se pueden encontrar en: (Barres et al. 1987 ; Gulhaoumou et al.
1990; Grimmer et al. 2002; Teinturier et al. 2002; Pironon, 2004).
El procedimiento analítico para el análisis cuantitativo por medio de la espectrometría FT-IR,
se basa en la medición de las relaciones de área de las bandas CH4/alkanos y CH4/CO2
(Pironon et al. 2001). Este procedimiento conduce a la obtención de las concentraciones
molares de CH4, CO2 y alkanos. Las moléculas polares y aromáticas son tomadas en cuenta
parcialmente por la manera de sus ramas alifáticas.
La información sobre las características del equipo utilizado puede ser consultada en Pironon,
(2004).
Las etapas mediante las cuales se lleva a efecto el procedimiento son:
(1) Se registra un espectro de referencia con la apertura apropiada en el aire,
(2) se registra un espectro del mineral hospedante tan cerca de la inclusión como sea
posible pero en un área libre de inclusiones usando la misma apertura que en el
paso 1,
(3) se registra un espectro de la inclusión bulk con la misma apertura de los pasos
anteriores,
(4) se sustrae la contribución del mineral al espectro de la inclusión a fin de borrar la
contribución del mineral,
(5) se sustraen el CO2 y H2O de su espectro registrado independientemente,
(6) se aplica un tratamiento a su línea base (baseline) y se calculan las áreas de las
bandas del CH4, CO2, CH2 y CH3 siguiendo el procedimiento descrito en Pironon
et al. (2001).
En el caso de carbonatos, el análisis cuantitativo no debe de hacerse sin la sustracción del
espectro del mineral ya que puede haber confusión de las bandas del -CO3 y del –CH. La
(figura 33) muestra tres espectros diferentes de inclusiones de petróleo atrapadas en cuarzo. El
espectro a es un espectro bulk sin la sustracción del cuarzo hospedante. Este corresponde a
una inclusión de gas húmedo mostrando la presencia de metano (3010 cm-1), alcanos ligeros
(-CH3 a 2962 y 2875 cm-1, -CH2 a 2927 y 2858 cm-1), CO2 a 2341 cm.-1 y agua entre 3200
59
y 3500 cm.-1, el espectro b es típico de un gas condensado sin contribución de agua y el
espectro c corresponde a un aceite negro (aceite pesado) empobrecido en gas.
Figura 33. Espectro FT-IR de tres diferentes inclusiones de petróleo en cuarzo (República Checa): a) inclusión
de gas húmedo con agua y CO2, sin sustraer el espectro del mineral hospedante, b) gas condensado con CO2, c)
aceite pesado sin gas., b y c con sustracción del mineral hospedante. Tomada de Pironon, (2004)
6.6
Microscopía confocal de escaneo láser “CSLM” (inclusiones de petróleo) Pironon,
(2004).
La modelación de las propiedades PVT de los fluidos petroleros se realizan utilizando
ecuaciones de estado, estas requieren como datos de entrada la composición del petróleo para
calcular los límites de fase (curva de punto de burbuja, punto crítico, curva de punto de rocío y
la coexistencia de fases sólidas) y las isocoras. La información de entrada puede consistir en la
composición en fracción molar de los componentes C1 a C7+ o los componentes desde C1
hasta C20+ o superiores, dependiendo de lo sofisticado de la ecuación a utilizar. Además,
deben ser especificadas las concentraciones de cualquier gas no hidrocarbonato como el N2,
CO2 o H2S (Burruss, 2003 a).
Sabemos de antemano que la información composicional relacionada a las inclusiones de
petróleo es incompleta para poder aplicar cualquier ecuación de estado y pode modelar sus
propiedades PVT. Pironon et al., (1998), ha desarrollado un procedimiento original basado en
las propiedades de volumen de las inclusiones. La combinación de la Th y la relación
gas/aceite de una inclusión de petróleo a una temperatura dada, es característica “única”para la
composición del hidrocarburo. El % de volumen de gas de la inclusión a una temperatura dada
(Fv) puede ser calculada midiendo el volumen del hidrocarburo líquido de la inclusión
mediante la microscopía confocal de escaneo láser (CSLM) y midiendo el diámetro de la
60
burbuja de gas esférica. Mediante esta técnica se puede estimar el volumen de la cavidad de
una inclusión de hidrocarburo con una precisión mayor al 95% y una resolución espacial
inferior a 0.5 $m. (Pironon et al., 1998; Grimmer et al. 2002),
La CSLM es una técnica de imágenes con una resolución en X-Y cercana a 0.1 $m y la
resolución en Z es cercana a 0.3 $m. El principio se basa en el rechazo de la fluorescencia
emitida por los planos que quedan fuera del plano de enfoque por un orificio confocal
localizado antes del fotomultiplicador.
Se producen una serie de imágenes bi-dimensionales y a partir de estas imágenes y utilizando
una herramienta de visualización, se reconstruyen imágenes tri-dimensionales de la inclusión
(Pironon et al.1998; Munz, 2001). En la figura 29i y 29j, se pueden ver ejemplos de
reconstrucción 3-D.
La figura 34 muestra una reconstrucción 3-D de una gota esférica de hidrocarburo atrapada en
una inclusión sintética de salmuera en silvita usada en la validación de la técnica con el
software Igor (®Wavemetrics) (Pironon, 2004). La técnica de CSLM se ha utilizado también
para la validación del modelado PVT del petróleo en inclusiones sintéticas de cuarzo
(Teinturier et al. 2002).
Figura 34. Vista ortogonal 2D de una gota de aceite sintética atrapada en una inclusión de salmuera en silvita
reconstruida por el software Igor a partir de imágenes registradas con un microscopio confocal de escaneo láser.
La etapa x es recalculada después de la corrección del índice de refracción de la sal. Tomada de Pironon, (2004)
61
6.7
Modelado de las inclusiones de petróleo “PIT” (Pironon, 2004)
El modelado de las inclusiones de petróleo está basado en la ecuación de estado de PengRobinson la cual requiere como datos de entrada la Th y el %de volumen de gas. El software
PIT (Petroleoum Inclusions Thermodynamic) genera un diagrama P-T con isopleta e isocoras
y da un estimado de la composición con propiedades físicas del hidrocarburo (gravedad API,
relación gas/aceite).
Aquí se utiliza la temperatura de homogenización (Th) obtenida por microtermometría y el
grado de llenado de la burbuja de gas (Fv) medido por CSLM. Este software aplica un
modelado termodinámico adecuado para describir las transiciones de fase líquido-gas y el
comportamiento volumétrico de las mezclas de hidrocarburo. Este es asociado a un modelo
composicional de dos parámetros (+, ,) que describe el amplio rango de composiciones de los
fluidos de hidrocarburos naturales (Fig. 35a). Se genera una serie de pares de valores de (+, ,)
a partir de Th y Fv para cada inclusión. Todos esos valores son localizados sobre una curva , la
cual intercepta el trend de la composición de aceites naturales. En una primera aproximación,
la intersección puede ser considerada como la mejor opción para valores de (+, ,). Entonces,
puede ser dibujada la reconstrucción P-T, mostrando el dominio de dos fases, las curvas de
punto de burbuja y de punto de rocío y la isocora (Fig. 35b). La isocora (curva de isodensidad)
describe la ruta P-T seguida por la inclusión estudiada. Este método puede dar (1)
estimaciones útiles sobre la composición y condiciones de presión y temperatura de
atrapamiento de los hidrocarburos en las inclusiones fluidas y (2) idea sobre los varios
procesos que han afectado a estos fluidos ya sea antes del atrapamiento (desmezcla líquidogas, lavado de gas, mezcla….) o después del atrapamiento (leakage, stretching, neckingdown…).
Figura 35. Diagramas esquemáticos obtenidos del modelado termodinámico de las inclusiones de petróleo. a)
Diagrama Alfa vs. Beta mostrando la ubicación de las familias de aceite y gas típicas a lo largo de la curva
negrilla. La línea punteada representa las soluciones Alfa/Beta para una inclusión de petróleo, b) Reconstrucción
Presión vs. Temperatura de un fluido de petróleo. la isocora correspondiente a una inclusión llenada con aceite
ligero se ha dibujado dentro del campo de dos fases y en el campo de la fase líquida. Tomada de Pironon, (2004).
El modelado es aplicado siguiendo cuatro diferentes etapas:
(1)- como no existe una solución única de composición a partir de Th y Fv, el software calcula
una serie de soluciones (+, ,) para la inclusión estudiada,
62
(2)- los aceites naturales muestran un trend regular de valores (+, ,) y la intersección entre este
trend y la curva (+, ,) de la inclusión es considerada como una buena solución,
(3)- la validación de esta solución se hace por la comparación entre la evolución del parámetro
Fv modelado y el medido (por microtermometría) y/o por la comparación del
contenido de metano modelado y medido (por FT-IR)
(4) en el caso de una buena concordancia entre el dato modelado y el medido, el par (+, ,)
elegido es validado. Si no es así, se debe de analizar otro valor de (+, ,) a partir de la
curva (+, ,) de la inclusión que debe ser investigada. Estos nuevos valores (+, ,)
pueden estar lejanos de la intersección con el trend (+, ,) de los hidrocarburos
naturales. En este caso, se puede pensar en que varios procesos pudieron haber
afectado al hidrocarburo antes o después de su atrapamiento.
6.8
Condiciones de Presión-Temperatura de atrapamiento: Coexistencia de inclusiones
acuosas y de petróleo. (Pironon, 2004)
En una muestra, las inclusiones de petróleo son localizadas junto con inclusiones fluidas
acuosas indicando que estas inclusiones fueron atrapadas de manera simultánea. Por lo tanto,
estas inclusiones acuosas y de petróleo son interpretadas como dos fluidos inmiscibles en
equilibrio. La homogenización bulk de inclusiones fluidas representativas de los dos miembros
finales deben representar igual temperatura de atrapamiento. No obstante, las inclusiones de
petróleo, conteniendo una pequeña cantidad de agua líquida, muestran una primera
homogenización de la fase hidrocarburo antes de la homogenización bulk la cual no puede
medirse con exactitud. Generalmente, la primera homogenización de las inclusiones de
petróleo ocurre antes de la homogenización de las inclusiones acuosas. Esto es debido a la
pendiente de las isocoras la cual es mayor para las inclusiones acuosas que para las inclusiones
de hidrocarburos. El relleno de vapor de las inclusiones de petróleo (Fv) restringe la
localización de la curva de punto de burbuja del sistema hidrocarburo. En la otra mano, el
contenido molar de metano en las inclusiones acuosas restringe la localización de la curva de
punto de burbuja de las inclusiones acuosas. Una buena aproximación de las condiciones de PT de atrapamiento de los dos fluidos es la intersección de la isocora de la inclusión de petróleo
con la isocora de la inclusión acuosa con metano (Fig. 36). Se describen diferentes escenarios
de intersección:
(1) los fluidos acuosos y de petróleo son sub-saturados (Fig. 36a). Las condiciones de
P-T de atrapamiento son localizadas en la intersección de las dos isocoras; estas son más altas
que las condiciones P-T de homogenización de las inclusiones de petróleo y acuosas. La curva
de punto de burbuja del sistema acuoso puede estar arriba o debajo de la curva de punto de
burbuja del hidrocarburo,
(2) los fluidos acuosos y de petróleo son gas-saturados (Fig. 36b). Las condiciones de
P-T de atrapamiento están localizadas en la intersección de las dos isopletas o curvas de punto
de burbuja; ellas corresponden a las Ph y Th de las inclusiones acuosas y de hidrocarburos.
Este escenario implica que una muy débil cantidad de agua está presente en las inclusiones de
hidrocarburos,
(3) el fluido acuoso es gas-saturado, el fluido de petróleo es gas-sub-saturado (Fig.
36c). Las condiciones de P-T de atrapamiento se localizan en la intersección de las dos
isocoras, sobre la curva de punto de burbuja del sistema acuoso. Estas son más altas que las
63
condiciones P-T de homogenización de las inclusiones de petróleo y equivalentes a las
condiciones P-T de homogenización de las inclusiones acuosas.
Los escenarios 2 y 3 corresponden a sistemas ricos en gas tales como gas húmedo o seco, gas
condensado y aceites ligeros, mientras que el escenario 1 es aplicable esencialmente a aceites
pesados empobrecidos en gas. Estos escenarios muestran como es importante conocer los
contenidos de gas dentro de los fluidos acuosos. Esto puede ayudar a fijar la presión y
temperatura de atrapamiento.
Figura 36. Bosquejos de diferentes asociaciones de inclusiones acuosas y de petróleo mostrando las
localizaciones de intersecciones de las isocoras, a) inclusiones de petróleo no saturadas de gas con
inclusiones acuosas no saturadas de gas, b) inclusiones de petróleo y acuosas gas-saturadas, c) inclusiones
de petróleo no saturadas de gas con inclusiones acuosas gas-saturadas. Tomada de Pironon, (2004).
64
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70
ANEXO II
Universidad Nacional Autónoma de México
Centro de Geociencias
Campus Juriquilla
Unidad Teórica 3
CARBONATOS Y SULFATOS EN AMBIENTES
EVAPORÍTICOS, SU FORMACIÓN Y GEOQUÍMICA DE
ISÓTOPOS ESTABLES DE C, H, O y S.
Presenta: Francisco González Sánchez
Director de tesis: Dr. Eduardo González Partida
Asesor: Dr. Ulises Hernández Romano
Asesor: Dr. Antoni Camprubí i Cano
Juriquilla, Qro. Junio de 2006
UNIDAD TEÓRICA 3
CARBONATOS Y SULFATOS EN AMBIENTES EVAPORÍTICOS,
SU FORMACIÓN Y GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS ESTABLES DE C, H, O y S.
CONTENIDO
I.
INTRODUCCIÓN
II.
INTERACCIÓN AGUA/ROCA
III.
DOLOMITAS
III.1
IV.
Modelos de dolomitización
EVAPORITAS
IV. 1 Ambientes y sitios de depósito de las evaporitas
IV. 2 Solubilidad, precipitación y rutas de evaporación
IV. 3 Geoquímica de isótopos estables (C, H, O y S)
IV. 3.1 Generalidades
IV. 3.2 Reservorios
IV. 3.3 Fraccionamiento isotópico
IV. 3.4 Factores de fraccionamiento
V. CONCLUSIONES
REFERENCIAS
2
CARBONATOS Y SULFATOS EN AMBIENTES EVAPORÍTICOS,
SU FORMACIÓN Y GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS ESTABLES DE: C, H, O y S.
I. INTRODUCCIÓN
Durante la evolución de una cuenca sedimentaria, desde los inicios de su formación hasta el
presente, involucra diversos procesos fisicoquímicos que intervienen directamente y
condicionan los productos que se generan durante cada etapa de su desarrollo.
Los tipos de materiales que rellenan una cuenca sedimentaria, dependen del medio
ambiente en el cual se localiza, así como de la ubicación del depocentro con respecto a los
litorales de esta y de su paleotopografía. Dependiendo de estos factores, los sedimentos que
se pueden encontrar pueden ser sedimentos detríticos terrígenos y orgánicos
(conglomerados, areniscas, lutitas, etc.) y sedimentos químicos (carbonatos y evaporítas).
La presencia de fluidos en una cuenca, es una característica inherente y un factor esencial
en su evolución, ya que estos son los responsables del transporte de los constituyentes
químicos y dispersión de la temperatura a través de la cuenca, al mismo tiempo que
interaccionan con los diferentes estratos rocosos que atraviesan en el transcurso de su
migración.
La interacción agua/roca en ambientes carbonatados y evaporíticos tiene especial interés
debido a que grandes extensiones de estas rocas son formadas durante la evolución de una
cuenca preferentemente las que se desarrollan en climas cálidos.
Las rocas evaporíticas juegan un papel muy importante debido a la facilidad con que estas
pueden interactuar con los fluidos enriquecidos con componentes provenientes de zonas
distantes o más profundas de la cuenca y de esta manera efectuar reacciones químicas que
disuelven, precipitan o simplemente sustituyen los compuestos químicos preexistentes.
La formación de carbonatos en ambientes marinos evaporíticos, especialmente los procesos
de dolomitización, son una parte importante en la evolución de estos ambientes. Dentro de
los modelos de dolomitización que existen, los ambientes evaporíticos juegan un papel
importante.
Con el conocimiento de la historia geológica de la cuenca y apoyados con técnicas
petrográficas y geoquímica de elementos traza e isótopos, se pueden entender los procesos
efectuados durante la interacción agua/roca, por tal razón, si entendemos dicha interacción
estaremos en condiciones de poder entender o al menos entender mejor el tiempo,
temperatura y composición química que interactuaron durante determinado momento
registrado en la historia geológica y, de esta forma, seguir los rastros dejados por los
fluidos a su paso, compararlas con las condiciones presentes, y de esta manera, entender su
evolución.
II. INTERACCIÓN AGUA/ROCA
En un medio rocoso existen fluidos que pueden estar estáticos o estar en constante
movimiento, estos últimos son los que predominan debido a que los primeros serian solo
fluidos intersticiales no móviles.
El movimiento de los fluidos a través del medio rocoso, provoca diversos intercambios
químicos al contacto con las rocas, ocasionando a su vez, reacciones de oxido-reducción
que conducen a procesos de disolución de rocas y minerales inestables bajo esas
condiciones, recristalización y precipitación de nuevas especies con la consecuente
alteración química de las aguas o salmueras. Claro está que, esta interacción agua/roca
actuará de diferente manera en ambientes diferentes y estará controlada por el tiempo que
3
dure esta interacción y por las condiciones termodinámicas y físicas del medio en que esta
se desarrolle (Hanor, 1987a; McCulloh y Naeser, 1989).
De esta manera, el conocimiento de la interacción química entre las rocas y las salmueras,
ayuda a predecir los productos resultantes de esta, como cambios en la salinidad y en la
roca.
Las variaciones espaciales en la salinidad y las composiciones químicas, nos proporcionan
pistas para definir rutas de migración de los fluidos (Hanor, 1987), asimismo, pueden
propiciar las condiciones fisicoquímicas adecuadas para la precipitación y por ende, el
llenado de receptáculos de variados tamaños (llámense poros, vúgulos o cavernas) que
pueden llegar a constituir yacimientos de sustancias o elementos útiles.
III. DOLOMITAS
La dolomitización es el resultado de (1) la disolución y reemplazamiento de minerales
preexistentes (calcita, aragonita, yeso, etc…) y (2) precipitación directa.
Durante el proceso de dolomitización se puede ganar, perder o mantener porosidad, esto
dependerá del balance de las tasas de disolución y de las tasas de precipitación.
El mineral dolomita CaMg(CO3)2, tiene una estructura cristalina complicada, es un mineral
con un ordenamiento cristalino alto y requiere tiempo para su precipitación, no se ha
logrado su síntesis en laboratorio a temperaturas de ambientes sedimentarios usando aguas
naturales, su distribución a través del tiempo es muy desigual, la mayoría de las ocurrencias
de dolomita están en ambientes de intra y supramareas o por evaporación, además, la
carencia de buenos análogos modernos para la mayoría de las dolomitas antiguas, pone de
manifiesto que, la máxima que dice: “el presente es la clave del pasado” no siempre
funciona y que la distribución de la dolomita a través del tiempo no es una simple
disminución en abundancia al presente (Given y Wilkinson, 1987; Flügel 2004).
La dolomita se forma a partir de varios tipos de agua y bajo diversas condiciones
ambientales, en realidad, la dolomita es una familia de minerales (Land, 1985), por lo que
se dice que hay dolomita y dolomitas. La dolomita estequiométrica es una estructura
estratificada altamente ordenada, su ordenamiento depende de la salinidad, temperatura y la
relación Mg/Ca. Es muy variable en su composición y no solo en términos de la relación
Ca: Mg sino también en otros elementos, especialmente el hierro (Purser et al. 1994).
De acuerdo a Lippmann (1973), el agua marina esta sobresaturada con respecto a la
dolomita cerca de dos ordenes de magnitud y a pesar de eso, raramente precipita de manera
directa, de esta manera, la mayoría de la dolomita se forma por reemplazamiento de CaCO3
de las rocas.
La cantidad de iones Mg2+ para lograr la dolomitización es enorme, de tal manera que debe
de existir una fuente que aporte este ión a los fluidos, fuentes potenciales son el agua
marina, los fluidos sub superficiales de origen marino o meteórico, otra fuente adicional la
pueden representar la disolución de calcita magnésica o de la transformación de la
esmectita a ilita.
El hecho que la dolomita no precipite en grandes cantidades directamente de aguas marina
y que el CaCO3 raramente es dolomitizado en el piso oceánico, se debe a que existen
problemas cinéticos dentro de los cuales los más importantes son: (1) la alta fuerza iónica
del agua marina y las rápidas tasas de precipitación de los carbonatos a partir de fluidos
supersaturados que inhiben la precipitación de la dolomita altamente ordenada, (2) las
diferencias en el comportamiento de hidratación del ión Mg2+ que es 20% más fuertemente
hidratado que el Ca, por lo tanto, hay menos Mg disponible para la dolomitización (la
4
hidratación del Mg como barrera cinética para la dolomitización desaparece con el
incremento de la temperatura, Tucker y Wright, 1990), (3) en la mayoría de soluciones
naturales, la baja concentración y la baja actividad del CO32- en relación al Ca y Mg
obstaculiza la precipitación de la dolomita y (4) el papel que juega el SO4, la precipitación
de yeso o la reducción de sulfatos elimina o reduce la barrera. Debemos de considerar
también el papel que juegan los compuestos orgánicos y las bacterias en la reducción de
sulfatos y su influencia en la dolomitización.
La dolomitización se ve favorecida por el incremento de la temperatura, mezcla de agua
dulce y la reducción de sulfatos o evaporación (Tucker y Wright, 1990). De igual manera,
la favorecen las soluciones con alto pH, en donde el ión CO32- domina sobre el ión
bicarbonato (HCO3-).
III.1 Modelos de dolomitización
Existen varios modelos de dolomitización que en la actualidad están en boga, cada uno de
estos modelos involucra a diferentes tipos de fluidos dolomitizantes, modos de flujo y sitios
y ambientes geológicos (Tucker y Wright, 1990; Fig. 1 A-I).
La simple distinción entre las “dolomitas primarias” que se creía eran precipitadas
directamente y “dolomitas secundarias” interpretadas como productos de procesos de
reemplazamiento, al parecer, ha quedado obsoleto. Las dolomitas primarias parecen ser
muy raras y restringidas a lagos salinos y lagunas. La mayoría de las dolomitas en los
registros geológicos parecen ser de origen de reemplazamiento (Flügel, 2004).
Tucker y Wright, (1990) dividen a los modelos de dolomitización de sedimentos
carbonatados en: (1) Por evaporación (sabkha); (2) Filtración-reflujo (seepage-reflux); (3)
Mezcla meteórica-marina; (4) De enterramiento (burial) y (5) Modelos de agua marina.
Posteriormente, Flügel (2004), divide los modelos en tres grandes grupos (Fig. 1, A-I):
I. Modelos dolomíticos asociadas con evaporitas, que incluyen a:
i)
ii)
iii)
iv)
Modelo por evaporación (Evaporative model)
Modelo de filtración-refllujo (Seepage-reflux)
Modelo de evaporación de arrastre (evaporation-drawdown model)
Modelo Coroong (Coroong model)
II. Modelos de mezcla de aguas (Mixing-water) y agua marina (seawater model)
v)
vi)
vii)
Modelos de zonas de mezclas meteórica-marina (Meteoric-marine mixing
zone models).
Modelos de dolomitización de agua marina (Seawater dolomitization
models).
Modelo de convección Kohout (Kohout convection model).
III. Modelo de dolomitización de soterramiento (Burial dolomitization model).
Para una amplia descripción de los modelos de dolomitización y ejemplos de estos, se
sugiere consultar: Adams y Rhodes, (1960); Shinn et al. (1965); Deffeyes et al. (1965);
Kohout, (1967); Shinn, (1968); Fisher y Rodda, (1969); Von der Borch, (1976); Dunham y
Olson, 1978, 1980); Asquith, (1979); Clark, (1980); Fanning et al. 1981); McKenzie,
5
(1981); Smith, (1981); Botz y Von der Botch, (1984); Saller, (1984); Simms, (1984); Land,
(1985); Carballo et al. (1987); Hardie, (1987); Tucker y Wright, (1990) y Flügel, (2004)
entre otros.
Figura 1. Modelos de dolomitización, mostrando la variedad de mecanismos para el movimiento de los fluidos dolomitizantes a través
de los sedimentos. Tomada de Flügel, (2004).
IV. EVAPORITAS
Las evaporitas son depósitos sedimentarios compuestos de minerales precipitados a partir
de salmueras concentradas por una evaporación intensa o total del agua (Schreiber, y
Tabakh, 2000; Flügel, 2004).
Los depósitos evaporíticos se encuentran en muchas regiones del mundo, en ambientes en
donde la tasa de evaporación excede la tasa de precipitación o al aporte de agua hacia la
6
cuenca, un factor de importancia para la formación de estos depósitos, es el escaso aporte
de sedimentos terrígenos (Schreiber, y Tabakh, 2000; da Silva et al. 2001).
Los minerales evaporíticos más característicos comprenden cloruros como la halita y
sulfatos como el yeso y anhidrita.
IV. 1 Ambientes y sitios de depósitos de las evaporitas (Fig. 2)
Los ambientes de formación de las evaporitas pueden localizarse tanto en medios
continentales como en medios marinos, desde desiertos hasta mares hipersalinos y un
ambiente marginal marino representado por las planicies de tipo sabkha y salinas. En el
entorno marino, las evaporitas pueden ser formadas en ambientes someros y profundos,
mientras que en ambientes continentales, los lagos salinos son también una fuente
importante de este tipo de depósitos.
" Los ambientes continentales sub aéreos y sub acuosos se caracterizan por rápidas
variaciones en la inundación de la cuenca las cuales generan grandes fluctuaciones
en la mineralogía y geoquímica de los depósitos (Spencer, 2000; Flügel, 2004).
" Ambientes de supramarea o tipo sabkha. Estos depósitos se forman por
evaporación en ambientes marino-marginales áridos (p.e. el Golfo Pérsico, el Mar
Rojo). Se caracterizan por presentar frecuentemente materiales ya sea de carbonatos
marinos y/o siliciclásticos que se comportan como matriz y son fácilmente
afectados por las condiciones meteóricas y subaéreas. Los minerales evaporíticos
más comunes en este ambiente son: yeso, anhidrita y halita (da Silva et al. 2001;
Flügel, 2004). Los depósitos de sabkha, comúnmente generan secuencias delgadas
que varían desde unos pocos centímetros hasta 1 a 2 metros de espesor (Schreiber y
Tabakh, 2000), presentan ciclos de depósito truncados por superficies de erosión
por agua o viento (durante las tempestades).
" Ambientes de aguas someras existen tanto en lagos continentales como en lagunas
y salinas naturales y artificiales. El estudio de estas últimas, ha sido de gran
importancia para el entendimiento de la formación de evaporitas en ambientes de
aguas someras (con tirantes de agua inferiores a los 50m) (Schreiber, 1986). En este
ambiente, a la primera entrada de agua marina pre-concentrada precipitan los
primeros minerales de carbonatos (calcita o aragonita), cuya tasa de precipitación
está fuertemente controlada por algas y bacterias presentes en el agua. Conforme se
incrementa la salinidad del agua inicia la precipitación de yeso o anhidrita (Fig. 16).
Es importante recalcar que en este ambiente, el contenido de materia orgánica
presente varía con el aumento de la salinidad de la salmuera (da Silva et al. 2001;
Schreiber y Tabakh, 2000). Las evaporitas se presentan como cristales aislados
dentro de materiales microbianos o en forma de capas de yeso. De acuerdo a las
observaciones en ambientes modernos, se a notado que las morfologías y químicas
de estos depósitos han sido poco alterados, excepto cuando son alterados por acción
bacteriana temprana, en cuyo caso, forman los yesos clásticos presentes en algunos
depósitos (Schreiber y Tabakh, 2000; Flügel, 2004).
" Ambiente de aguas profundas para depósitos evaporíticos son poco conocidos
debido a que no se tienen ejemplos modernos de este tipo. El mar muerto es el caso
más próximo que puede apenas compararse a estos depósitos, éste presenta un
paquete de sedimentos evaporíticos de naturaleza continental formado en
condiciones de un tirante de agua cercano a los 300m (Warren, 1989). Las
evaporitas, en este ambiente, se caracterizan por la gran extensión en superficie de
7
las capas laminares formadas por yeso, anhidrita o halita (Flügel, 2004), presentan
también componentes retrabajados procedentes de materiales de aguas someras,
especialmente en los componentes de flujos de masa. Asimismo, presentan
frecuentemente interdigitaciones con turbiditas formadas por evaporitas (yeso,
anhidrita y raramente halita) (Schreiber y Tabakh, 2000).
Fig. 2 Diagrama ilustrando los diversos ambientes de formación de evaporitas desde cuencas continentales hasta cuencas
profundas hipersalinas Tomado de Schreiber y Tabakh, (2000).
IV. 2 Solubilidad, precipitación y rutas de evaporación
La mineralogía de los depósitos evaporíticos, es dependiente de la composición química de
las aguas fuente (Spencer, 2000).
El concepto de “divisiones químicas” (Fig. 3), desarrollado por Hardie y Eugster (1970),
trata de explicar la evolución de la composición de las salmueras en lagos salinos no
marinos, se basa en la precipitación temprana de los minerales relativamente insolubles
como calcita y yeso y poder determinar de esta manera la firma química de las salmueras y
la mineralogía de las evaporitas generadas por esta (Spencer, 2000). Aunque este concepto
originalmente se dirigió hacia la determinación química de salmueras lacustres, Spencer y
Hardie (1990), lo han utilizado para explicar la química de aguas marinas.
Los cationes principales disueltos en aguas de superficie son, el Na+, Ca2+, Mg2+ y K+,
derivados mediante el intemperismo químico de las rocas de la corteza. La combinación de
estos cationes con sulfatos en ambientes evaporíticos pueden generar minerales típicos de
este ambiente, dependientes de la relación de cationes en solución y de la solubilidad
relativa de los minerales de sulfatos que contengan a estos cationes (Spencer, 2000; Tabla
1).
La tabla 1 nos muestra un listado de los minerales más comunes formados en el sistema NaCa- Mg- K, en esta, podemos observar la diferencia de solubilidades de las sales simples,
como el sulfato de calcio hidratado (yeso), del cual solo puede ser disuelta la cantidad de
2.08 gramos por kilogramo de agua, comparado con la siguiente sal simple de sulfato de
8
potasio (arcanita) que puede ser disuelta una cantidad de 120.53 gramos en la misma
cantidad de agua y aún mayores cantidades de las otras sales simples, el sulfato de sodio y
el de magnesio con 519.87 y 674.28 gramos por kilogramo de agua respectivamente.
En la figura 16 se representa un diagrama de estabilidad para el sistema Ca2+-SO42- -HCO3-.
Fig. 3 Diagrama de fase ternario (en equivalentes) para Ca-SO4-CO3, ilustrando el concepto de divisiones químicas. El
total del diagrama es el campo de estabilidad primario de la calcita; el campo de estabilidad del yeso es a lo largo de la
línea que une el SO4-Ca. Las divisiones químicas de la calcita al sulfato y de la calcita al yeso (líneas punteadas) separan
el diagrama en tres campos distintos. Los campos son para los tipos de salmueras alcalinas, neutrales y cloro-calcio.
Tomado de Spencer, (2000).
Mineral
Abrev.
Fórmula estándar
Molalidad
sy
CaSO4 2H2O
CaSO4
K2SO4 CaSO4 H2O
CaSO4 2H2O
CaSO4
K2Ca(SO4)2 2H2O
0.0153
0.0229
0.1528
2.08
3.11
23,68
po
gl
ar
ap
2(CaSO4) K2SO4 MgSO4 2H2O
Na2SO4 CaSO4
K2SO4
.5(Na2SO4)2 1.5 (K2SO4)2
K2Ca2 Mg(SO4)4 2H2O
Na2 Ca(SO4)2
K2SO4
NaK2(SO4)2
0.3913
0.8534
0.6927
1. 118
55.37
118.20
120.53
185.75
Eugsterita
Mirabilita
Picromerita
Epsomita
eu
mi
pi
ep
2(Na2SO4) CaSO4 2H2O
Na2SO4 10H2O
K2SO4 Mg SO4 6H2O
MgSO4 7H2O
Na4Ca(SO4)2 2H2O
Na2SO4 10H2O
K2 Mg (SO4)2 6H2O
Mg SO4 7H2O
1.927
1.940
1.959
2.986
268.50
273.54
287.97
358.32
Leonita
Hexahidrita
Pentahidrita
Thenardita
le
hx
pe
th
K2SO4 Mg SO4 4H2O
MgSO4 6H2O
MgSO4 5H2O
Na2SO4
K2 Mg (SO4)2 4H2O
Mg SO4 6H2O
MgSO4 5H2O
Na2SO4
2.514
3.565
4.320
3.687
369.56
427.80
518.40
519.87
Na2 Mg(SO4)2 4H2O
MgSO4 5H2O
MgSO4 H2O
4.004
5.032
5.619
522.52
603.84
674.28
Yeso
Anhidrita
Singenita
gy
an
Polihalita
Glauberita
Arcanita
Aphthitalita
Fórmula componente
Blödita
bl
Na2SO4 MgSO4 4H2O
Starkeyita
st
MgSO4 4H2O
Kieserita
ks
MgSO4 H2O
Sales con mezcla de aniones
Burkeita
bu
2(Na2SO4) Na2CO3
Kainita
ka
KCI MgSO4 3H2O
gr/kgH2O
Na6(SO4)2 CO3
KMgCISO4 3H2O
Tabla 1 Sales de sulfatos más comunes de Ca, K, Mg, Na, mostradas en un arreglo por orden de solubilidad por
disolución de mineral en agua (Tomada de Spencer, 2000).
Dado que la calcita es menos soluble que el yeso, esta precipitará primero, de tal forma que
el campo de estabilidad primario del diagrama (el total del diagrama) corresponde a la
9
calcita y el campo de estabilidad del yeso se reduce al espacio a lo largo de la línea Ca2+SO42-. Los campos en que se divide el diagrama (subtriángulos) representan salmueras del
tipo Ca-Cl, neutral y alcalino.
Las salmueras alcalinas, cuya composición cae dentro del campo calcita-SO42- -HCO3-, son
empobrecidas en Ca y la cantidad de este va disminuyendo a medida que la composición se
aproxima a la esquina del HCO3-, en respuesta a esto, no precipita sales de sulfatos con
calcio.
A. 0.96
calcita
cc+yeso
cc+anhidrita
cc+an+glauberita
cc+gl
cc+gl+halita
cc+ha+an
B. 1.0
calcita
cc+yeso
cc+anhidrita
cc+an+halita
cc+an+ha+glauberita
cc+an+ha
cc+an+ha+
polyhalita
cc+an+ha+po+
epsomita
C. 1.05
calcita
cc+yeso
cc+anhidrita
cc+an+halita
cc+an+ha+polihalita
cc+an+ha+po+silvita
cc+an+ha+po+sl+
carnalita
cc+an+f!a+po+cr
D. 1.10
calcita
cc+yeso
cc+anhidrita
cc+an+halita
cc+an+ha+silvita
cc+an+ha+sl+carnalita
cc+an+ha+cr
E. 1.25
calcita
cc+yeso
cc+anhidrita
cc+an+halita
cc+an+ha+silvita
cc+an+ha+sl+carnalita
cc+an+ha+cr
cc+an+ha+cr+
bischofita
cc+an+ha+cr+
antarcticita
cc+ha++an+
polihalita
cc+an+ha+po+
hexahydrita
cc+an+ha+po+cr+
kieserita
cc+an+ha+cr+bi+
tachyhydrita
cc+an+ha+cr+at+
tachyhydrita
cc+ha+po
cc+an+ha+po+
kieserita
cc+an+ha+cr+ks+
bischofita
cc+ha+po+
epsomita
cc+an+ha+po+ks+
carnalita
cc+ha+po+
hexahydrita
cc+an+ha+ks+
camalita
antarcticita
CaCI26H20
At
cc+ha+po+
kieserita
cc+an+ha+ks+cr+
bischofita
bischofita
MgCl2 6H2O
Bi
cc+ha+po+ks+
kainita
calcita
CaC03
Cc
cc+ha+po+ks+
ka+an
cc+ha+ks+an+
carnalita
carnalita
KMgCl3 6H2O
Cr
halita
NaCI
Ha
cc+ha+ks+an+cr+
bischofita
silvita
KCI
Sl
tachihidrita
CaMg2Cl61 2H2O
tc
cc+gl+ha+an
Fórmula del mineral y abreviaciones no dadas en la Tabla 1
Tabla 2 Secuencias de precipitación calculadas para la evaporación del agua marina con diferentes proporciones de agua
de río y salmueras de cordillera mid-oceánica. A es para las mezclas de agua de río con un 96% de agua marina de
cordillera mid-oceánica moderna; B es para agua marina moderna; C, D y E son mezclas de agua de río con 5, 10 y 25%
más de salmuera de cordillera mid-oceánica que el agua marina moderna. Tomada de Spencer,(2000).
Las salmueras correspondientes al campo Cl-Ca, (subtriángulo calcita-yeso- Ca2+), el calcio
equivalente en solución es mayor que SO42- + HCO3-. La precipitación de calcita conduce a
la salmuera a través de la línea calcita-yeso hasta tocar con la división del campo del yeso,
en este punto precipitan calcita + yeso. Conforme la salmuera se desplaza hacia el ángulo
del Ca2+, se empobrecen en SO42- y HCO3-. En las salmueras Ca-Cl, precipitan como
10
minerales de sulfatos primarios solo yeso y anhidrita y algunas sales con mezcla de cationes
como singenita, polihalita y glauberita (Spencer, 2000).
En las salmueras neutrales, el equivalente del Ca2+ en solución es menor que la suma de los
equivalentes del SO42- y HCO3-, pero el equivalente del Ca2+ es mayor que el equivalente
del HCO3- en solución. La precipitación de calcita conduce a la salmuera a través de la
línea calcita-yeso hasta tocar con la división del campo del yeso, en este punto precipitan
calcita + yeso. Conforme la salmuera se desplaza hacia el ángulo del SO42-, se empobrecen
en Ca2+ y HCO3-. Las salmueras neutrales, precipitan como minerales de sulfatos primarios
yeso y anhidrita y algunas sales con mezcla de cationes como singenita, polihalita y
glauberita, las aguas modernas caen dentro de este tipo de salmueras (Spencer, 200).
Para la predicción de la secuencia de precipitación de minerales de sulfatos más allá del
yeso y la anhidrita, Spencer (2000), en sus figuras 2 a 5, muestra, en una serie de diagramas
ternarios para el sistema Na+- Mg2+ -K+ -SO42- , las variabilidades en este sistema y deja ver
la influencia de la presencia de Ca y de Cl en el mismo y concluye haciendo unas
generalizaciones: dado que los sulfatos con calcio son relativamente insolubles, la
concentración relativa de Ca2+ en aguas en evaporación, tiene una fuerte influencia en los
minerales de sulfatos que se puedan formar. En salmueras tipo Ca-cloruro, con alto Ca2+,
los minerales que se espera precipiten serán solo yeso y anhidrita. Mientras que en
salmueras alcalinas con bajo Ca2+, no podrán precipitar minerales de sulfatos cálcicos.
Figura 4. Diagrama de fase ternario para agua marina construido como en la figura 15. muestra la composición en estado
estable del agua marina para varias mezclas de agua de río y salmuera de cordillera mid-oceánica. Los valores son
relativos a 1 del sistema moderno; el 0.96 indica proporcionalmente menos salmuera de cordillera mid-oceánica que el
sistema moderno; los números más grandes que 1 indican un flujo relativamente mayor de salmuera de cordillera midoceánica que el sistema moderno. La precipitación de secuencias minerales para estas mezclas estan dadas en la tabla 2.
(Tomada de Spencer, 2000).
La evaporación de estas aguas resultará en la precipitación de sulfatos simples de Na, K y
Mg y pueden presentarse o no sulfatos mixtos de K y Mg. La evaporación de salmueras
11
neutrales con moderado Ca2+, producirán sales de sulfatos cálcicos al parejo con sales de
sulfatos cálcicos con cationes mezclados conteniendo Na, K y Mg.
La tabla 2, nos muestra las predicciones de secuencias de precipitación en una mezcla de
agua de río y salmueras de cordillera mid-oceánica variando el contenido de esta última en
relación al agua marina moderna. De esta forma, la segunda columna (B. 1.0) nos indica la
secuencia esperada para agua marina moderna, los números superiores a 1.0 nos
representan mayor proporción de salmueras de cordillera mid-oceánica y el caso contrario
cuando es menor a la unidad. La figura 4, es un diagrama de fases ternario construido en
base a los datos de la tabla 2 (Spencer, 2000).
IV. 3 Geoquímica de isótopos estables (C, H, O, y S)
IV. 3.1 Generalidades
Los isótopos son átomos de un elemento cuyos núcleos contienen el mismo número de
protones pero distinto número de neutrones. En la Naturaleza existen unos 1700 isótopos
diferentes, pero solo unos 260 son isótopos estables, el resto son isótopos radiactivos, esto
es, poseen núcleos que se desintegran espontáneamente (Faure, 1986).
De entre los elementos más utilizados en la geoquímica de isótopos estables se encuentran
el H, Li, B, C, N, O, Si, S, y Cl. Las características comunes de la mayoría de estos
elementos consisten en:
1. Tienen masas atómicas bajas.
2. Existe una gran diferencia relativa de masas entre sus isótopos.
3. Los enlaces que forman son principalmente de carácter covalente.
4. Estos elementos existen en más de un estado de oxidación, forman una amplia
variedad de compuestos o son constituyentes importantes de los sólidos y fluidos
existentes en la naturaleza.
5. La abundancia del isótopo pesado o raro debe ser los suficientemente alta para
permitir mediciones precisas (Faure, 1986).
De los isótopos anteriores, el C, O, H y S son de especial interés para la aplicación en este
trabajo. Se verá el uso de ellos mediante el estudio sistemático de sus concentraciones en
compuestos naturales que se encuentran en medios sedimentarios, especialmente en
entornos evaporíticos marinos (carbonatos y sulfatos).
La geoquímica de los isótopos estables se ha convertido en una disciplina complementaria
indispensable en muchos dominios de la Geología, particularmente en aquellos que
implican interacciones entre fluidos y rocas.
La utilización de la geoquímica de los isótopos estables, particularmente del C, O e H, es
especialmente útil para trazar flujos de fluidos hidrotermales que han circulado por las
rocas de la corteza, delimitar halos, anomalías, caracterizar las aguas (salmueras) que
dieron origen a las secuencias minerales presentes, o su uso como geotermómetros (Seal et
al. 2000) para determinar las temperaturas en procesos geológico, como es el caso del O-S.
La aplicación de los estudios de isótopos en minerales de sulfatos es útil para entender la
historia geoquímica de los sistemas geológicos, aprovechando el hecho de que todos los
minerales de sulfatos pueden proporcionar datos isotópicos de S y O y en el caso del yeso,
también datos de isótopos de hidrógeno (Seal et al. 2000).
12
La geoquímica de los isótopos estables, estudia la variación existente en un compuesto
entre el isótopo pesado y el ligero, así, para los minerales de sulfatos, las relaciones
principales son: D/H, 34S/32S y 18O/16 O y para carbonatos: 13C/12C (Tabla 3).
La composición isotópica de las sustancias esta expresada en notación delta (!) como una
variación “por mil” (‰) (Seal et al. 2000), relativa a un material de referencia llamado
“Standard” (Tabla 3). Como ejemplo, tenemos que para el oxígeno:
...........................(IV-1)
Expresado en valor de partes por mil (‰). El valor de referencia para los isótopos de
oxígeno es el “Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW) (Tabla 3). Para la cual, por
definición: !18O = 0.00 ‰. Para una muestra con valor positivo (p.e. +5.0 ‰) se dice que
esta enriquecida en 18O relativo a VSMOW y en caso contrario, (p.e. -5.0‰), se dice que
esta empobrecida en 18O relativo a VSMOW (Seal et al. 2000; White, 2001).
Otro valor de referencia utilizado para el oxígeno es el PDB, este se utiliza para reportar el
!18O de los carbonatos. Este valor esta relacionado al VSMOW por:
!18OPDB = 1.03086 !18OSMOW + 30.86 ........................................ (IV-2)
Elemento
Oxígeno
Hidrógeno
Carbono
Azufre
*
Isótopo-Abundancia
16
O = 99.763%
17
O = 0.0375%
18
O = 0.1995%
1
H (H) = 99.9844%
2
H (D) = 0.0156%
12
C = 98.89%
13
C = 1.11%
32
S = 95.02%
33
S = 0.75%
34
S = 4.21%
36
S = 0.02%
Viena Standar Mean Ocean Water;
**
Notación
!18O
Relación
O/16O
V-SMOW*, PDB**
D/H
V-SMOW*
18
!D
Standard
!13C
13
! 34S
34
Relación absoluta
2.0052 x 10-3
1.557 x 10-4
C/12C PDB**
1.122 x 10-2
S/32S
4.43 x 10-2
CDT"
Pee-Dee-Belemnite; "Canyon Diablo Troilite (Iron Meteorite).
Tabla 3. Muestra los isótopos existentes por cada elemento considerado en este trabajo y su abundancia en la naturaleza.
Muestra también los Standard d referencia para cada notación delta.
Dado que el tema esta relacionado a los materiales evaporíticos, tendremos en cuenta la
premisa de que la composición isotópica de las evaporitas (carbonatos evaporíticos, sulfatos
y halita) es un reflejo directo de la composición isotópica de las aguas que les dieron origen
(marinas, no marina o mezclas de ellas). Los factores que controlan la composición
isotópica de las evaporitas son: a) la composición isotópica inicial del reservorio de aguas
padre, b) la cantidad de disolución local, precipitación y recristalización de evaporitas
antiguas en la cuenca y c) la presencia de intercalaciones clásticas y el tipo de estas.
IV.3.2 Reservorios
13
Como reservorios de referencia, se entiende a los reservorios geoquímicos que han servido
como fuente de los constituyentes isotópicos de las sustancias (minerales, agua, gases,
materiales biológicos).
Para las aguas, los principales reservorios son: agua marina, agua meteórica y agua juvenil,
existen otros tipos de aguas que pueden ser consideradas como producto de reciclado o
mezclas de los reservorios principales (p.e. aguas connatas, geotérmicas, metamórficas,
entre otras), (Ohmoto, 1986).
El comportamiento de la composición isotópica del agua marina moderna con respecto al
!D y al !18O, es bastante uniforme (Fig. 5 y 6), su variación es entre -7 a +5‰ y -1 a
+0.5‰ respectivamente, con valores promedio cercanos a la composición del SMOW (!D
= 0.0‰; !18O) = 0.0‰. Sin embargo, se sabe que la composición isotópica del H y el O
han variado a través del tiempo, tentativamente, tal variación sería de la magnitud entre 0 y
-3‰ para el !18O y entre 0 y -25‰ para !D (Sheppard, 1986; y referencias; Fig. 9).
Fig. 5 Gráfica de !D y !18O (‰) para varios reservorios da aguas y tendencias para procesos físicos y químicos que
pueden alterar la composición isotópica del agua. VSMOW= Viena Standard Mean Ocean Water; APM= Agua Primaria
Magmática (!D = -40 a -80 ‰; !18O = +5.5 a +9.5 ‰) (Craig, 1961; Sheppard et al. 1969).
Las aguas meteóricas, originadas como precipitación, muestran una variación sistemática y
predecible de !D y al !18O (Seal, 2000 y referencias), permitiendo una variación lineal, la
cual genera una recta conocida como “Línea global de aguas meteórica” (Fig. 5 y 6)
descrita por la ecuación:
o por:
!D = 8 !18O + 10 .............................(Craig, 1961)...............................(IV-3)
!D = 8.13 !18O + 10.8 ....................(Rozanski, 1963) ...........................(IV-4)
14
Fig. 6 Rutas de evolución de !D - !18O para las aguas marina y meteórica comparadas con la composición estimada de
las salmueras sedimentarias profundas y agua juvenil. Tomada de Ohmoto, (1986).
La relación lineal observada para las aguas meteóricas se describe como uno de los
“procesos de destilación Rayleigh” los cuales describen con precisión las variaciones
isotópicas asociadas con procesos tales como: precipitación de minerales a partir de
soluciones, la condensación-precipitación (lluvia, nieve) de la humedad atmosférica y, la
reducción bacteriana de los sulfatos de agua marina a sulfuros entre otros (Seal, 2000), los
cuales son descritos por la ecuación:
R = Ro f (#-1).................................(Broecker y Oversby, 1971)...............................(IV-5)
que en notación ! (p.e. para oxígeno y azufre) se transforma en:
!18O = [(!18O)o + 1000] f
(#-1)
– 1000.........................................................(IV-6)
!34S = [(!34S)o + 1000] f (#-1) – 1000.........................................................(IV-7)
donde Ro es la relación isotópica inicial y R es la relación isotópica cuando permanece una
fracción (f) de la cantidad inicial, y # es el factor de fraccionamiento, ya sea en equilibrio o
cinético.
El intemperismo de minerales de sulfuros genera minerales secundarios de sulfatos, en
estos interviene oxígeno proveniente de aguas y oxígeno derivado de la atmósfera
15
(considerado como otro reservorio de oxígeno). La composición isotópica de este último, es
bastante homogénea, su !18O promedio es de 23.5 ±0.3 ‰ (Dole et al. 1954; Kroopnick y
Craig, 1972).
Para el azufre (Fig. 7), los reservorios de referencia más comunes son: azufre derivado de
meteoritos (estándar CDT “Cañon Diablo Troilite” Tabla. 3) y el derivado del agua marina.
Los meteoritos de hierro cuya composición isotópica promedio de azufre es de !34S = 0.2 ±
0.2 ‰ (Kaplan y Hulston, 1966), es muy semejante a los valores aportados por los basaltos
primarios de cordillera midoceánica con !34S = 0.3 ± 0.5 ‰ (Sakai et al. 1984).
Los procesos geoquímicos, especialmente la oxidación y reducción de los sulfatos,
ocasionan un fuerte fraccionamiento en los isótopos de azufre, en el primer caso, se
producen especies que son enriquecidas en 34S en relación al material que les dio origen, en
tanto que la reducción genera especies empobrecidas en 34S (Fig. 8).
!34S (‰)
Fig. 7 !34S de varios reservorios geológicos. Modificado de Krouse, (1980). Dato de dimetilsulfuro de Calhoun et al.
(1991). Figura tomada de Seal, (2000).
El valor de !34S para los sulfatos disueltos en aguas marinas modernas es de +21.0 ± 0.2
‰ (Rees et al. 1978), mientras que, de acuerdo a la composición isotópica registrada en las
secuencias de evaporitas antiguas, muestran que ha habido variaciones de !34S en los
océanos antiguos (Claypool et al. 1980; Fig 9).
Para el carbono, se reconocen dos reservorios principales en cuencas sedimentarias: a)
carbonatos marinos (biogenéticos o por precipitación química del agua marina) y b)
carbono orgánico reducido derivado principalmente de plantas terrestres y marinas
soterradas dentro de sedimentos de grano fino. Existen otros reservorios que pueden ser
importantes localmente como el CO2 atmosférico, el CO2 de suelos, CO2 de manto entre
otros (Emery y Robinson, 1993; Fig. 10).
16
Fig. 8 Fraccionamiento isotópico del azufre durante el reciclado de los sulfatos del agua marina. Tomada de Ohmoto,
(1986).
Fig. 9 Curvas de edad para !34S y !18O en sulfatos en equilibrio con agua marina. Las curvas están basadas sobre la
composición isotópica de sulfatos en depósitos de evaporitas y las barras de error muestran la incertidumbre en las curvas
a diferentes intervalos de tiempo (Claypool et al. 1980). Tomada de Rollinson, (1993).
17
Fig. 10 Composición de isótopos de C de los principales reservorios de carbono en cuencas sedimentarias. Tomada de
Emery y Robinson, (1993).
Fig. 11 Diagrama esquemático mostrando los valores de !13C de compuestos de carbono en ambientes cercanos a la
superficie. Tomada de Ohmoto, (1986).
IV.3.3 Fraccionamiento isotópico
Diferencias en la masa atómica provocan diferencias importantes en el comportamiento de
los isótopos en los procesos naturales, como en el caso del agua, (tenemos agua ligera y
agua pesada)
18
H216O
D218O
0°C
3.81°C
Punto de ebullición
100°C
101.42°C
Densidad máxima
a 3.98°C
a 11.23°C
8.9 m poise
10 m poise
Punto de fusión
Viscosidad
La diferencia en el punto de ebullición entre la molécula de agua “ligera” (H216O) y la
“pesada” (D218O) da lugar, por ejemplo, a que la primera sea preferentemente extraída de
un sistema sometido a evaporación. Esta diferencia de comportamiento hace que durante
reacciones químicas o procesos físicos, tenga lugar una separación de las moléculas de un
mismo compuesto que contienen cantidades distintas de los isótopos del mismo elemento,
este proceso de separación recibe el nombre de fraccionamiento isotópico.
El fraccionamiento de isótopos estables entre dos sustancias, A y B, se puede representar
mediante un factor de fraccionamiento, expresado por:
.......................................................................(IV-8)
donde R puede ser D/H, 18O/16O, o 34S/32S.
Se puede expresar #A-B en términos de ! mediante:
...................................(IV-9)
El factor de fraccionamiento isotópico puede expresarse como, # y 1000 ln#.
Si se considera que las fases A y B se forman en equilibrio, se puede aproximar con
bastante exactitud a #A-B por una simple resta de las medidas de las composiciones
isotópicas de las muestras, expresando la relación en términos de $. Este término
representa la diferencia isotópica entre dos fases:
$A-B = !A – !B % 1000 ln#A-B....................................................... (IV-10)
Se recomienda utilizar esta ecuación para valores de $ < 10 ‰ y para valores de $ > 10 ‰
es mejor calcular los factores de fraccionamiento la ecuación (IV-9) (Emery y Robinson,
1993; Seal et al. 2000; White, 2001).
El fraccionamiento de isótopos se efectúa durante los procesos físicos y químicos, debido a
la ligera variación de la fuerza de los enlaces químicos. En general, los isótopos ligeros
forman enlaces más débiles que los isótopos pesados, esto hace que en los sistemas
naturales se puedan generar tres tipos de fraccionamiento de isótopos (Emery y Robinson,
1993).
1. Efecto cinético. Este surge debido a la capacidad que tienen los isótopos ligeros de
reaccionar más rápidamente que los isótopos pesados, incluye reacciones químicas
19
irreversibles como la reducción bacteriana del sulfato y muchas reacciones que
involucran el carbono orgánico reducido y procesos físicos como la evaporación y
difusión.
2. Efectos de equilibrio. Están controlados por la diferencia de propiedades
termodinámicas de cada isótopo, incluye reacciones de intercambio isotópico, el
cual redistribuye los isótopos entre moléculas de diferentes sustancias.
3. Los efectos vitales o biológicos. Estos se han observado en ciertos organismos que
producen esqueletos minerales los cuales están en desequilibrio isotópico con el
agua a partir de la cual ellos se formaron. (Emery y Robinson, 1993; Seal et al.
2000).
El fraccionamiento de isótopos estables en equilibrio es influenciado por factores tales
como temperatura, composición química, estructura cristalina y presión (O’Neil, 1986).
La dependencia de la temperatura de los factores de fraccionamiento resulta del efecto
relativo de la temperatura sobre las energías vibracionales de dos sustancias (Seal et al.
2000). El hecho que una reacción de intercambio isotópico sea dependiente de la
temperatura, sienta las bases para la geotermometría de isótopos estables. Por arriba de los
0°C, en la mayoría de los sistemas mineral-agua o mineral-mineral, el ln#A-B varía
aproximadamente como una función lineal de 1/T2, donde T esta dado en kelvin. Usando A
y B como constantes para un par en particular, sea mineral-mineral o agua-mineral:
103 ln # = (A.106/T2)+B ...........................................(IV-11)
Como se aprecia en esta ecuación, el fraccionamiento por mil decrece al aumentar la
temperatura (Emery y Robinson, 1993).
Para usar los isótopos estables como geotermómetros, también se deben cumplir ciertos
requerimientos o asumirlos como un hecho, entre ellos: a) los minerales considerados
debieron haberse formado contemporáneamente, b) no debió haber ocurrido en ninguno de
los minerales reequilibrios ni alteraciones posteriores a su formación, c) para los análisis
isotópicos deben seleccionarse minerales puros y d) debe conocerse la dependencia de la
temperatura de los factores de fraccionamiento.
Bigeleisen y Mayer, (1947), apuntaron que las consideraciones teóricas indican que el
fraccionamiento de isótopos estables entre dos sustancias deben aproximarse a cero a una
temperatura infinita, esto lo describe bien la ecuación:
........................................(IV-12)
donde A, B y C son constantes determinadas empíricamente.
La dependencia del fraccionamiento isotópico sobre la composición química, incluye
variables composicionales como el estado de oxidación, carga iónica, masa atómica y
configuración electrónica de los elementos isotópicos y los elementos a los cuales están
ligados (O’Neil, 1986).
Para un sistema con azufre, el efecto del estado de oxidación es de especial importancia.
Los estados de oxidación más altos del azufre son enriquecidos en isótopos pesados en
relación a los estados de oxidación más bajos, de tal forma que el enriquecimiento del 34S
sigue la tendencia general SO42- > SO32- > Sx0 > S2- (Sakai, 1968; Bachinski, 1969), como
en el caso de minerales de sulfatos tales como barita o anhidrita que tienen valores de !34S
más altos que los minerales de sulfuros cogenéticos. O’Neal et al. (1969), documentaron
20
una dependencia masa-catión del enriquecimiento del 18O en minerales carbonato-metal
divalentes con un enriquecimiento de 18O siguiendo el orden CaCO3 > SrCO3 > BaCO3.
De la misma manera, el enriquecimiento del 18O en minerales de sulfatos divalentes, siguen
la tendencia CaSO4 > BaSO4 (Lloyd, 1968; Kusakabe y Robinson, 1977, Chiba et al. 1981)
y el enriquecimiento del 34S sigue el orden CaSO4. 2H2O > BaSO4 (Thode y Monster,
1965; Kusakabe y Robinson, 1977).
IV.3.4 Factores de fraccionamiento
Durante la movilización de los fluidos en la cuenca sedimentaria, los sulfatos del agua
marina son transformados a otras formas de azufre mediante diferentes rutas, esto ocasiona
un fraccionamiento isotópico del azufre (Fig. 8).
La evaporación del agua marina, puede provocar un incremento en las actividades del Ca y
del SO4, de igual manera, la interacción agua marina-roca-sedimentos, coadyuva al
incremento de la actividad del Ca, en cualesquiera de estos casos, se pueden remover los
sulfatos del agua marina y precipitar yeso, esto se aprecia en la ruta (III) de la Fig. 8. Por
otro lado, la anhidrita precipita a partir de agua marina normal a temperaturas superiores a
150°C, (Ohmoto, 1986). A 25°C, ambos minerales de sulfatos se enriquecen en cerca de
1.5‰ en 34S en relación a los sulfatos acuosos (Thode y Monster, 1965).
Mediante datos obtenidos en evaporitas marinas antiguas, Claypool et al. (1980), sugieren
que los valores del !34S de los sulfatos de aguas marinas antiguas han variado entre 10 y
35‰ (promedio de 17 ‰) durante los últimos 1800 millones de años (Fig. 9).
La ruta (II) de la Fig. 8, nos conduce a la formación de sulfuros biogénicos mediante la
reducción bacteriana del azufre, de esta manera, en sedimentos con hierro, el H2S o el HSreacciona con este elemento y forma pirita. Los valores de !34S de los sulfuros
sedimentarios, generalmente son más bajos que los de los sulfatos en aguas marinas
contemporáneas. El rango típico observado para $SO4-sulfuros es entre 15 a 60 ‰ con un
promedio cercano a 40 ‰ (Ohmoto, 1986).
El azufre orgánico definido por la ruta (I) de la figura 8, se debe en parte al contenido de
este elemento como un constituyente menor de las proteínas de algunos organismos
marinos o en algunas algas. Sin embargo, la materia orgánica soterrada incluida en los
sedimentos marinos, puede llegar a contener hasta en 10% en peso de S (Dinur et al. 1980).
La fuente de este azufre orgánico, es probable que se deba a la reducción bacteriana de los
sulfatos en el fluido de poro durante la diagénesis temprana de los sedimentos, donde se nos
genera H2S o (HS-, dependiendo del pH) y este a su vez, forma azufre, ruta (IV) de Fig. 8.
(Ohmoto, 1986).
El valor del !34S para el azufre orgánico será entre 1 a 10 ‰ más alto que la pirita
coexistente (Thode, 1981; Dinur et al. 1980).
La ruta (II’) de la Fig. 8, implica una hidratación de los sulfuros y un incremento en la
temperatura, esto nos libera iones sulfato y nos genera H2S, este último a su vez, puede
sufrir reducción bacteriana y producir nuevamente azufre orgánico (ruta (IV). Durante la
maduración de la materia orgánica, algo del azufre ligado orgánicamente, puede ser
liberado como H2S (ruta I’).
La ruta (III-A) de la misma figura, indica que una reducción bacteriana de sulfatos o del
azufre, puede resultar en la formación de H2S mismo que al seguir la ruta (IV) produce
azufre orgánico.
21
El yeso y la anhidrita pueden ser disueltos y generar sulfatos acuosos, estos pueden sufrir
reducción térmica (rutas III-B y III-C) a temperaturas superiores a 175°C (Kiyosu, 1980;
Orr, 1982; Seyfied y Janecky, 1983), o incluso a temperaturas % 80°C (Powell y Mcqueen,
1984; Orr, 1974), esta reducción es responsable de formar H2S y, con una subsiguiente
reducción bacteriana, producir azufre orgánico a través de la ruta (IV).
Diversos autores han desarrollado estudios de fraccionamiento isotópico en especies de
sulfitos y sulfatos tanto disueltos como gaseosos y para los minerales anhidrita, yeso,
barita, calcantita, mirabilita, alunita y jarosita en rangos de temperatura de 0 a 600°C.
El sistema sulfato disuelto-yeso fue investigado por Thode y Monster, (1965), quienes
determinaron un fraccionamiento isotópico del azufre en este sistema de $yeso-sulfato =
!34Syeso - !34Ssulfato = +1.65‰. El sistema sulfato disuelto-barita,lo estudiaron Kusakabe y
Robinson, (1977) a temperaturas entre 110 y 350°C, ellos encontraron que no hay
fraccionamiento isotópico entre estas especies, esto es, $barita-sulfato = 0 ‰. Este resultado es
casi consistente con las predicciones de Sakai, (1968) quien concluyó que el
fraccionamiento de isótopos de azufre entre minerales de sulfatos y sulfatos acuosos debe
ser pequeña, concluyó además, que un enriquecimiento pequeño pero medible en !34S en
minerales de sulfatos debe seguir la tendencia CaSO4 > CaSO4. 2H2O > SrSO4 > BaSO4>
PbSO4, en acuerdo también con los trabajos sobre yeso de Thode y Monster, (1965) y
sobre barita de Kusakabe y Robinson, (1977).
Fig. 12 Dependencia de la temperatura de los factores de fraccionamiento del isótopo de azufre en equilibrio relativos a
H2S para sulfatos disueltos, minerales de sulfatos y pirita. La línea interrumpida indica un valor de 0.0‰ 1000ln#.
Datos de tabla 4. (Ohmoto y Rye, 1979).
En vista de que existe un mínimo fraccionamiento entre los minerales de sulfatos y los
sulfatos acuosos, se puede deducir que la composición isotópica de estos minerales es muy
próxima a la composición isotópica de los fluidos padre, esto es importante para la
interpretación de las variaciones seculares en el ciclo del azufre oceánico global mediante
22
el uso de la composición isotópica del azufre en evaporitas marinas como un registro de la
composición de sulfatos de aguas marinas antiguas (Fig. 9).
Ohmoto y Lasaga (1982), obtuvieron una ecuación dependiente de la temperatura para
describir el fraccionamiento isotópico de minerales de sulfatos (Tabla 4)
Compuesto o
componente
i(-j)
Azufre
A
Minerales de
sulfatos y
sulfatos
acuosos
SO2
Fe2
Oxígeno
SO42- (HSO4-)
Anhidrita
Barita
Alunita SO4
Jarosita SO4
Alunita OH
Jarosita OH
Oxígeno
Alunita SO4-OH
Jarosita SO4-OH
B
C
T (°C)
Rango*
Fuente de
datos
6.463
0.56
200-400
2
4.70
0.40
-0.5
350-1050
200-700
1
1
3.26
3.21
2.65
3.09
3.53
2.28
2.1
-5.81
-4.72
-4.97
-2.94
-6.91
-3.9
-8.77
70-350
100-550
110-350
250-450
100-250
250-450
100-250
5, 6, 7
8
5, 9
3
4
3
4
0.96
1.86
250-450
100-250
3
4
0.8
1.43
*Rango de temperatura, se refiere a los rangos de temperatura experimental; los factores de fraccionamiento se
pueden extrapolar significativamente más allá de estos rangos.
Fuente de datos: 1. Ohmoto y Rye, (1979); 2. Ohmoto y Lasaga, (1982); 3. Stoffregen, et al. (1974); 4. Rye y
Stoffregen, (1995); 5. Seal, et al. (2000); 6. Lloyd, (1968); 7. Mizutani, y Rafter (1969); Chiba, et al. (1981); 9.
Kusakabe y Robinson, (1977).
Tabla 4 Factores de fraccionamiento isotópico en equilibrio para minerales de sulfatos y compuestos relacionados.
Tomada de Seal, et al. (2000).
La figura 12, presenta los fraccionamientos del isótopo de azufre para minerales de sulfatos
y sulfatos acuosos relativos al H2S, asimismo, se presentan los fraccionamientos del isótopo
23
de azufre para pirita- H2S y SO2- H2S, para los que Ohmoto y Rye, (1979) asumieron un
fraccionamiento de cero entre los minerales de sulfatos y sulfatos acuosos.
Existen datos para el fraccionamiento de isótopos de oxígeno entre el oxígeno del sulfato y
el del agua, para los compuestos de sulfatos acuosos (SO42- y HSO4-), anhidrita (CaSO4),
barita (BaSO4), alunita [KAl3(SO4)2(OH)6] y jarosita [KFe3(SO4)2(OH)6]. Así también, hay
factores de fraccionamiento del isótopo de O entre el agua cristalográfica y el agua (liq.),
así como para el yeso (CaSO4 .2H2O) y la mirabilita (Na2SO4.10H2O).
Lloyd, (1968) y Mizutani y Rafter (1969), investigaron el intercambio de isótopos de
oxígeno entre el los sulfatos acuosos (SO42- y HSO4-) y el agua en el rango de temperaturas
de 70 a 350°C. En estos estudios determinaron que el fraccionamiento entre los sulfatos
acuosos y el agua es similar (Fig. 13).
Fig. 13 Comparación de la dependencia de la temperatura del factor de fraccionamiento del oxígeno entre el sulfato
disuelto y agua de Mizutani y Rafter (1969) y Lloyd (1968). La línea sólida es la regresión lineal de las dos series de
datos. La línea interrumpida indica un valor de 0.0‰ 1000ln#. Tomada de Seal, et al. (2000).
El fraccionamiento para el isótopo de oxígeno de la anhidrita, mineral-agua, fue obtenido
por Lloyd, (1968), sin embargo, como se puede observar en la Fig. 14, los factores 1000ln#
que él obtuvo en un rango de temperaturas entre 100 a 550°C, son superiores entre 2.5 y
7.0‰ a los obtenidos por Chiba et al. (1981).
Kusakabe y Robinson, (1977), determinaron los factores de fraccionamiento del sistema
barita-agua (Tabla 4 y Fig. 14).
24
El fraccionamiento del isótopo de oxígeno entre el hidrato de agua en yeso y el agua es
independiente de la temperatura en el rango de 17 a 57°C con un valor de 1000ln#yeso-agua %
$yeso-agua = 3.7‰ (Gonfiantini y Fontes, 1963; Fig. 14).
Fig. 14 Comparación del efecto de la temperatura de los factores de fraccionamiento de isótopos de oxígeno entre
minerales de sulfatos simples y agua. Anhidrita (L) de Lloyd, (1968); anhidrita (C) de Chiba et al. (1981). La barita es
modificada de Kusakabe y Robinson (1977). La curva del SO4, es la curva de mejor aproximación de la figura 21 y tabla
4. El sistema Yeso-agua es de Gonfiantini y Fontes (1963). La línea interrumpida indica un valor de 0.0‰ 1000ln#.
Modificada de Seal et al. (2000).
En cuanto a los factores de fraccionamiento del isótopo de hidrógeno, se han determinado
experimentalmente para el sistema mineral-agua, las especies:
1. Alunita-H2O, con valores para 1000ln#alunita-agua en un rango de (-19 a 450°C) hasta
(-6 a 250°C) (Stoffregen et al. 1994) o un fraccionamiento del 4‰ a temperatura
ambiente según Bird et al. (1989; Fig. 15).
2. Jarosita-H2O, Rye y Stoffregen (1995), determinaron que 1000ln#Jarosita-agua (%
$Jarosita-agua) = -50‰ y que estos valores son independientes en un rango de
temperatura entre 150 a 250°C, mientras que Alpers et al. (1988), propusieron un
fraccionamiento para este sistema de -59‰ a temperatura ambiente (Fig. 15).
3. Yeso-H2O, en soluciones saturadas con yeso, fueron investigadas por Fontes y
Gonfiantini (1967), los valores para 1000ln#yeso-agua = -15 ‰ en promedio fueron
independientes de la temperatura (entre 17 y 57°C; Fig. 15).
Los factores de fraccionamiento del isótopo de hidrógeno para los sistemas MirabilitaH2O y Calcantita-H2O, fueron estudiados por Stewart, (1974) y (Heinzinger, 1969),
respectivamente (Fig. 15).
25
Fig. 15 Factores de fraccionamiento de isótopos de hidrógeno en equilibrio relativos al agua para varios minerales.
Tomada de Seal et al. (2000).
La figura 11, nos describe el comportamiento isotópico del carbono, en esta, se puede
observar que el valor de !13C del CO2 atmosférico es alrededor de -7 ‰, mientras que para
el HCO-3 disuelto en los océanos el valor !13C es de 0 ‰. Las calizas marinas modernas
(CaCO3), tienen valores de !13C entre -1 y 2 ‰ con promedio de 1 ‰, por su parte, el
carbono orgánico marino presenta valores de !13C entre -30 y -10 ‰ (promedio aprox. -22
‰), de la misma manera, el metano, producto del “cracking” térmico de la materia
orgánica, muestra valores de !13C entre -55 a -35‰, a la vez que, el CO2 generado por este
mismo proceso, revela valores de !13C entre -10 y -28 ‰. El metano resultante de los
procesos biogénicos, lo caracterizan valores de !13C varían entre -110 y -55 ‰ (Schoell,
1984).
La disolución y decarbonización térmica de calizas, puede liberar carbonatos (CO2, H2CO3,
HCO3-) que son incorporados a los fluidos y, aunque los valores de !13C de estos
carbonatos depende de factores tales como (1) el valor de !13C de los minerales
carbonatados, (2) la proporción relativa entre las especies minerales carbonatadas, (3) los
factores de fraccionamiento isotópico entre las especies carbonatadas fluidas y minerales y
(4) el grado de descomposición de los carbonatos, bajo la mayoría de condiciones
geológicas, el valor de !13C de &CO2 derivado de las rocas de carbonatos pude caer entre -8
y 4‰ (Ohmoto, 1986; Fig. 11).
26
Los factores de fraccionamiento de isótopos de carbono en equilibrio son relativamente
insensibles a los cambios de temperatura, comparados estos con los del oxígeno, este
hecho los conduce a ser de poca utilidad en su aplicación como geotermómetros. Su
principal uso estriba en determinar el origen del carbono en sistemas carbonatados (Emery
y Robinson, 1993).
Emrich et al. (1970), reportaron factores de fraccionamiento en este sistema a 20°C.
" Carbonato de calcio-bicarbonato:
1.00185 ± 2.3x10-4
" Bicarbonato-dióxido de carbono gas;
1.00838 ± 1.2x10-4
" Carbonato de calcio-dióxido de carbono gas:
1.10017 ± 1.8x10-4
Deines et al. (1974), obtuvieron factores de fraccionamiento de isótopos de carbón
mediante la derivación de una serie de ecuaciones lineales de la forma:
1000 ln # = A (106 T-2) + B, quedando de la manera siguiente para los sistemas:
1000 ln # (H2CO3 (aq) – CO2) = -0.91 + 0.0063 (106 T-2)
1000 ln # (HCO3- (aq) – CO2) = -4.54 + 1.099 (106 T-2)
1000 ln # (CaCO3 – CO2)
= -3.63 + 1.194 (106 T-2)
1000 ln # (CO32- (aq) – CO2) = -3.4 + 0.87 (106 T-2) (derivada de datos limitados)
Fig. 16
Variación en el fraccionamiento de isótopo de carbono en el sistema CO2 (gas) – HCO3- (acuoso) – CaCO3 (sólido)
como una función de la temperatura (datos experimentales de Emrich et al. (1970). Tomada de Faure, (1986).
La figura 16 muestra los efectos de la temperatura en un rango de 20 a 60°C de estos
factores de fraccionamiento. Faure (1986), observó que el carbonato de calcio precipitado
27
bajo equilibrio químico e isotópico con gas CO2, se enriquece en
13
C en cerca de 10‰,
como en el caso de ejemplo, en donde si el ! C del CO2 gas es -7.0 ‰, el valor de !13C
13
del carbonato de calcio precipitado, será de +3.09 ‰,
calculado mediante: #A-B =
(!A+1000)/ (!B+1000).
Conclusiones
En los ambientes evaporíticos, los minerales más comunes encontrados son sulfatos (yeso,
anhidrita, halita, etc.) carbonatos (caliza de ambiente evaporítico, dolomita). Para la
formación de la dolomita se han propuesto varios modelos, pero modelos asociados a
evaporitas se proponen:
i)
Modelo por evaporación (Evaporative model)
ii)
Modelo de filtración-refllujo (Seepage-reflux)
iii)
Modelo de evaporación de arrastre (evaporation-drawdown model)
iv)
Modelo Coroong (Coroong model).
A pesar que se reconocen varios ambientes y sitios de depósito de las evaporitas (p.e.
Continentales y marinos), resultan de mayor interés para este tema, los desarrollados en
ambiente marino como los de supramarea o tipo sabkha y los establecidos en ambientes de
aguas someras.
La precipitación de los minerales característicos de estos ambientes, está en función
primeramente, de la composición química de las salmueras, así como de la solubilidad de
los mismos y la concentración que estos tengan, es decir, el grado de evaporación a que esté
expuesta la cuenca.
La geoquímica de los isótopos estables de C, H, O y S, aplicados en nuestro caso, a
minerales y rocas de ambientes evaporíticos, nos pueden ser utilidad en (1) la
determinación del grado de interacción entre los fluidos y la roca, (2) establecer posibles
rutas de migración de fluidos, (3) caracterización de las posibles fuentes de los fluidos que
generaron la mineralogía involucrada, (4) los procesos geológicos participantes en la
evolución de los minerales y de la cuenca y (5) apoyado en otras técnicas de estudio,
determinar las condiciones físico-químicas reinantes en el momento de la formación de
tales asociaciones minerales.
Normalmente, los estudios que se realizan para entender el por qué, una determinada área
presenta una o varias asociaciones minerales específicas, está basado en el hecho de “lo que
existe”, por tal motivo, para iniciar el estudio mediante la aplicación de técnicas refinadas,
como es el caso del análisis de geoquímica de isótopos, es de vital importancia apoyar estos
estudios en el conocimiento geológico previo de la zona (litología, estratigrafia,
estructural). Esto, es debido principalmente a que, una vez que las asociaciones minerales
fueron formadas, estas fueron afectadas por un sinnúmero de factores, los cuales deben ser
considerados en la interpretación final de los resultados geoquímicos.
28
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33
ANEXO III
Universidad Nacional Autónoma de México
Posgrado en Ciencias de la Tierra
Centro de Geociencias, Campus Juriquilla
Unidad Teórica I
EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA Y TECTÓNICA DEL
GOLFO DE MÉXICO Y SU RELACIÓN CON EL
DESARROLLO GEOLÓGICO DEL NORESTE DE MÉXICO
Presenta:
Francisco González Sánchez
Director de Tesis:
Dr. Eduardo González Partida
Asesor:
Dr. Ulises Hernández Romano
Asesor:
Dr. Antoni Camprubí i Cano
Juriquilla, Qro. Agosto, 2005
1
UNIDAD TEORICA 1
EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA Y TECTÓNICA DEL GOLFO DE MÉXICO Y SU
RELACIÓN CON EL DESARROLLO GEOLÓGICO DEL NORESTE DE MÉXICO
CONTENIDO
1. Introducción
2. Modelos de apertura y evolución tectónica del Golfo de México
3. Evolución del Golfo de México
3.1. Triásico Tardío- Jurásico Temprano (230-184 Ma)
3.2. Jurásico Medio a Tardío: Fase principal del rifting. (184-154 Ma)
3.3. Jurásico Tardío (154-135 Ma)
3.4. Cretácico Temprano (135-96 Ma)
3.5. Cretácico Tardío (96-65 Ma)
3.6. Cenozoico (65 Ma-Presente)
4. Evolución geológica del noreste de México
4.1. Evolución sedimentaria
5. Conclusiones
Referencias
2
UNIDAD TEORICA 1
EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA Y TECTÓNICA DEL GOLFO DE MÉXICO Y SU
RELACIÓN CON EL DESARROLLO GEOLÓGICO DEL NORESTE DE MÉXICO.
1. INTRODUCCIÓN
El Golfo de México (GdM) es un mar epicontinental que ha evolucionado dentro del área creada
por la separación de Norteamérica-Sudamérica y África desde el rompimiento de Pangea en el
Triásico Tardío- Jurásico Temprano (Pindell y Kennan, 2001).
La formación del GdM implica una serie de cuencas sedimentarias que están claramente
definidas o que caen dentro de su margen costero tales como: Florida Sur, Tampa, Costa
Terciaria Golfo este, Costa Terciaria Golfo oeste, Sabinas-Río Grande, Tampico, Veracruz,
Salinas-Sureste y Cuenca Plataforma de Yucatán (Jacques, 2004) (Fig. 1).
Figura 1. Cuencas (líneas negras gruesas) y fronteras de provincias petroleras (líneas grises). Tomado de Jacques, (2004).
Las cuencas mostradas en la figura 1, se originaron a partir de un evento común que inicia a partir
de la etapa de rifting del Triásico Tardío y el desarrollo de ellas ido a la par de la evolución del
GdM, sin embargo, tienen historias locales diferentes que dependen de: (1) los tipos de
basamento de cada una (2) de los rasgos estructurales heredados y, en cierto modo, de la cercanía
de estas cuencas a las zonas de rifting, y (3) de la tectónica post-depositación. De igual manera, la
evolución sedimentaria está condicionada por la paleotopografía que, en cierta medida, influyó en
la cantidad de aporte de sedimentos terrígenos y/o evaporíticos y carbonatados en su caso.
El entendimiento de la evolución tectónica y estratigráfica de la cuenca del GdM desde su
apertura hasta la actualidad, es imprescindible para comprender mejor la distribución de las
diferentes formaciones sedimentarias y, de esta manera, poder realizar una evaluación más
precisa de los recursos naturales existentes en estas cuencas, como yacimientos de hidrocarburos
3
y los yacimientos de minerales metálicos y no metálicos (incluyendo en este último materiales de
construcción).
Una característica en común que presentan estas cuencas es la presencia de hidrocarburos, cuyo
tipo depende de la clase de materia orgánica aportada y de la evolución térmica de la cuenca. Este
hecho, debido a su relevancia económica, ha favorecido el desarrollo de las investigaciones
geológicas, haciendo al GdM una de las zonas mejor estudiadas de México.
A pesar que la presencia de hidrocarburos ha promovido la investigación geológica de esta área,
existe una gran cantidad de yacimientos minerales, especialmente, de celestina, barita, fluorita y
plomo/zinc, generados en ambientes sedimentarios y diagenéticos. Aunque yacimientos de este
tipo son económicamente importantes, en México, siguen siendo un campo virgen para la
investigación.
Dentro de la zona Sabinas-Río Grande (Fig. 1) se localizan varias cuencas interiores dentro de las
que se encuentra la Cuenca de Sabinas. Ésta, además de contener hidrocarburos, presenta
yacimientos minerales como los mencionados anteriormente y, por tal motivo, este trabajo
pondrá especial interés a la evolución paleo-estratigráfica de esta cuenca.
La comprensión de los mecanismos de formación de este tipo de depósitos incidirá directamente
en la exploración de los mismos en cuencas similares.
2. MODELOS DE APERTURA Y EVOLUCIÓN TECTÓNICA DEL GOLFO DE
MÉXICO
Existen varios modelos relacionados con la evolución tectónica del GdM, principalmente en lo
que se refiere a la manera y los mecanismos mediantelos que el bloque de Yucatán llegó a su
posición actual.
Las ideas que se tenían respecto a la formación del GdM hasta antes de 1940 (Schuchert, 1909;
Willis, 1909; Schuchert, 1935; Dumble, 1918; Miser, 1921; Schuchert, 1923, 1929, 1935;
Sellards, 1932) se construyeron bajo una carencia de conocimientos relacionados con la
constitución del fondo de la parte central de la cuenca actual. Este escenario cambió
drásticamente debido a las perforaciones y mediciones geofísicas realizadas con fines
exploratorios de hidrocarburos y, de ahí en adelante, la gran cantidad de estudios que se han
realizado en el área, primero en aguas someras y actualmente en aguas profundas del GdM. Por
otro lado, la aceptación de la teoría de la tectónica de placas ha evolucionado las teorías de
formación del GdM desde las propuestas por los autores anteriores, hasta las actuales que
consideran un origen “rift y drift” mesozoico de la cuenca (Salvador, 1991).
Winker y Buffler (1988), realizaron un resumen de los modelos más “modernos” y los dividieron
dentro de seis categorías. Todas menos una de estas categorías caen dentro de uno de dos grupos:
(1) aquellas que requieren la rotación del bloque de Yucatán a lo largo de dos límites
transformantes sub-paralelos océano-continente, (2) aquellas que requieren de la rotación del
bloque tectónico de Yucatán a lo largo de un límite transformante océano-continente único. La
categoría que queda fuera de estos grupos no incluye al bloque de la península de Yucatán
(Meyerhoff, 1967; Paine y Meyerhoff, 1970; Shurbet y Cebull, 1975).
Ahora bien, según Marton, (1995), la mayoría de las ideas generadas se pueden resumir en dos
modelos: (a) en los que el Bloque de Yucatán sufrió una traslación hacia el sureste (Ej., Dikinson
y Coney 1980; White, 1980; Klitgord y Schouten, 1986; Salvador, 1987; Watkins, 1989; Le Roy,
1998) o (b) por una transrotación, ya sea dextrógira (Ej. Freeland y Dietz, 1972; Gose et al.,
1982; Hall et al. 1982) o levógira (Ej. Carey, 1963; Le Pichon y Fox, 1971; Pindell y Dewey,
1982; Shepherd, 1982, 1983; Anderson y Schmidt, 1983; Buffler y Sawyer, 1985; Pindell, 1985;
4
Dunbar y Sawyer, 1987; Sawyer et al., 1991; Schouten y Klitgord, 1994; Marton y Buffler, 1994;
Pindell y Kenan, 2001; Jacques y Clegg, 2002a).
En resumen, la mayoría de los investigadores dedicados al estudio de ésta área coinciden en que
la rotación del Bloque de Yucatán se efectuó mediante un límite transformante océano-continente
único, localizado en la parte W del actual GdM y sub-paralelo a la costa este de México Central y
consideran que la rotación izquierda del bloque fué de 42 a 60° (Dunbar y Sawyer, 1987; Ross y
Scotese, 1988; Hall y Najmuddin, 1994; Marton y Buffler, 1994; Schouten y Klitgord, 1994).
Asimismo, un soporte adicional al modelo de rotación izquierda del bloque son los datos
paleomagnéticos de Gose et al. (1982) y Molina-Garza et al. (1992), quienes reportan rotaciones
de 130° y 75°, respectivamente.
3. EVOLUCIÓN DEL GOLFO DE MÉXICO
3.1 Triásico Tardío- Jurásico Temprano (230-184 Ma)
Durante este tiempo, varios bloques continentales ocupaban extensas áreas de los actuales GdM y
Mar Caribe. Estos incluyen: (a) el cratón Norte Americano al norte, (b) el Bloque Estrecho de
Florida al noreste, (c) el Bloque Chortis-Nicaragua al suroeste, (d) el Bloque Yucatán (Maya)
actualmente situado en el oeste, habiéndose desplazado por trans-rotación desde su posición
central y, (e) el Bloque Guyana en el sur, el cual comprende desde Colombia a través de
Venezuela hasta la costa atlántica de Brasil (Pindell y Kenan, 2001; Jacques, 2004) (Fig. 2).
En el transcurso del Triásico Tardío comienzan a operar los primeros mecanismos de
subsidencia. Estos mecanismos representan probablemente la etapa inicial del rifting en el
rompimiento de Pangea, concentrado a lo largo de zonas de debilidad y sutura heredadas de la
actividad distensiva y compresiva de las fases orogénicas del Precámbrico Temprano y
Paleozoico (Salvador, 1991).
El rifting intracontinental entre Yucatán y Norteamérica inició en el Triásico Medio a Tardío
(230 Ma). La extensión litosférica en esta área produjo un extenso sistema de grabens y
semigrabens extensionales y transtensionales que controlaron los rasgos del basamento
(Goldhammer y Johnson, 1999; Jacques, 2004), representados al norte por sistemas de fallas con
orientaciones NE-SW (Fig. 2). Al sur, en la parte norte de Sudamérica, pudo haberse producido
una actividad extensional similar a la anterior, generando rasgos como los graben Espino y
Tacutu con orientaciones NE-SW. (Fig. 2). Al oeste, en el este y noreste de México, el
movimiento de bloques a gran escala, parece haber sido acomodado a las zonas intracontinentales
mayores de deformación, tal como la megacizalla Mojave-Sonora. Evidencias de esta
deformación distensiva se aprecian en la extensa y compleja red de fracturas transtensionales,
graben lineales y semigrabens rellenos de capas rojas y rocas volcánicas del Triásico TardíoJurásico Temprano (Salvador, 1991; Eguiluz de Antuñano, 2001), y en la acumulación posterior
de depósitos de sal en las cuencas del rift antes de que iniciara la expansión del piso oceánico
(Bird et al., 2005).
3.2. Jurásico Medio a Tardío: Fase principal del rifting (184-154 Ma).
A medida que África y Sudamérica se separaron de Norteamérica, la cuenca del GdM completa
experimentó una extensión significativa de la corteza continental. Esto produjo una serie de altos
del basamento y rifts a gran escala en la parte norte del Golfo, con orientación regional NW-SE.
Este periodo, conocido como “etapa de rift” (Salvador, 1991), se caracteriza por el inicio de la
traslación del Bloque Yucatán desde su posición original. El resultado de este evento fue la
creación de una amplia área de corteza transicional. A lo largo de toda esta área central de corteza
5
continental adelgazada se depositaron gruesos paquetes de sal, ya que había inundación de agua
marina proveniente del Océano Pacífico que penetraba a la cuenca por el lado oeste,
probablemente a través de México Central, (Fig. 3).
Figura 2. Reconstrucción de placas para el Jurásico Temprano (aproximación de límites océano-continente en el Atlántico, postdeformación temprana, Se considera fija a Norteamérica). Modificado de Pindell y Kennan (2001).
Durante este tiempo, aún no se establecía una conexión entre el proto-Golfo y el océano
Atlántico, ya que las plataformas de Yucatán y Florida permanecían emergidas. La presencia de
una barrera efectiva a la circulación del agua marina fue un aspecto crucial para mantener una
alto grado de hipersalinidad en la cuenca.
Durante el Calloviano-Oxfordiano inicia el emplazamiento de la corteza oceánica y la expansión
del piso oceánico, aparentemente durante un periodo relativamente breve (4 a 5 millones de
años), ya que a lo largo de la cuenca del GdM la sección sedimentaria del Jurásico Superior (a
partir de mediados del Oxfordiano) muestra considerable continuidad, lo cual refleja un proceso
de depósito en un periodo de marcada estabilidad tectónica (Salvador, 1991). Dado que la
secuencia sedimentaria Jurásica no fue interrumpida, se piensa que la expansión del piso
oceánico cesó y que el bloque de Yucatán alcanzó la posición que tiene en la actualidad.
6
Figura 3. Reconstrucción de placas para el Oxfordiano Temprano (posiciones de placas interpoladas). Modificado de Pindell y
Kennan (2001).
Generalmente se ha asumido que los depósitos de evaporitas del Jurásico Medio antecede a la
generación de la corteza oceánica, misma que dividió posteriormente a estos depósitos en dos
provincias salinas, la del norte y la del sur, denominadas Louann y Campeche, respectivamente,
(Salvador, 1987, 1991). Sin embargo, tal explicación ha sido bastante debatida por Marton y
Buffler, (1994). Estos autores sugieren que algunos depósitos evaporíticos alóctonos y algunos
autóctonos están infrayacidos por una corteza oceánica Mesozoica que podría extenderse hasta
200 km por debajo del límite actual de las evaporitas.
La reconstrucción de las provincias Louann y Campeche muestra que parte de los depósitos
evaporíticos originales fueron depositados probablemente en una cuenca oceánica ya
parcialmente abierta durante el Calloviano al Oxfordiano Temprano (Salvador, 1991; Marton y
Buffler, 1994). El hecho de que los depósitos evaporíticos hayan sido divididos en dos provincias
salinas separadas por la expansión del piso oceánico, restringe la edad de formación de tales
depósitos a las fases más tempranas de la formación de la corteza oceánica.
La interrupción de la precipitación de los depósitos salinos, probablemente estuvo íntimamente
relacionada con el incremento de las tasas de subsidencia a medida que la corteza oceánica se
enfrió, propiciando así condiciones de aguas más profundas en la cuenca, la cual, a mediados del
Oxfordiano, se estableció como un gran mar interior con circulación sin restricciones desde el
Pacífico y salinidad normal, aunque es probable que estas condiciones de cuenca más profunda se
7
hayan alcanzado a fines del Calloviano, ya que la Fm. Santiago en la zona de la Cuenca TampicoMisantla, de edad Oxfordiana, es de características de ambiente profundo (Sánchez et al., 2006),
además, para el Calloviano se registra la primer invasión marina en el Golfo de sabinas, la cual
esta representada por las evaporitas de la Formación Minas Viejas.
3.3 Jurásico Tardío (154-135 Ma)
Después de haber concluido la etapa de emplazamiento de corteza oceánica durante el Triásico
Tardío hasta inicios del Jurásico Tardío, se produjo una fase de subsidencia térmica desde
mediados del Oxfordiano hasta mediados del Cretácico, debida inicialmente al enfriamiento de la
corteza oceánica recién emplazada. La subsidencia de mediados del Cretácico es probablemente
consecuencia de la carga de sedimentos (Salvador, 1991).
Este periodo de subsidencia se produjo conjuntamente con una transgresión marina prolongada y
de amplia distribución, casi continua desde el Jurásico Tardío e inicios del Cretácico Temprano
salvo por escasos periodos cortos de regresión. La entrada de agua marina siguió efectuándose
desde el Océano Pacífico ya que aún no había conexión con el Océano Atlántico o el Caribe
(Salvador, 1991).
La transgresión del Jurásico Tardío se extendió progresivamente sobre la mayoría del área de la
actual cuenca del GdM. De esta forma, en México se conocen rocas sedimentarias del Jurásico
Superior en muchas áreas de la parte centro y oeste del país (Fig. 17), más allá de los límites
estructurales de la cuenca (Salvador, 1991).
Las capas iniciales depositadas durante la transgresión del Jurásico Tardío cubrieron, con
relaciones estratigráficas variables, una superficie irregular de rocas de edad y composición
litológica variables. En la parte central del GdM, se piensa que la parte baja de la sección
sedimentaria que cubre la corteza oceánica pertenece al Jurásico Tardío. En la parte este del
centro de México, las rocas sedimentarias del Jurásico Superior cubren secuencias marinas y no
marinas del Jurásico Medio. Las condiciones de depósito y paleogeografía para la parte este del
México central fueron muy diferentes con respecto a los márgenes norte y noroeste de la cuenca
(Fig. 17). La secuencia del Oxfordiano no descansa sobre cuerpos evaporíticos, por lo que no
presenta la deformación característica de tales formaciones. Esta zona está compuesta
principalmente por lutitas marinas de la Formación Santiago (Salvador, 1991).
El Oxfordiano en el sureste de México, específicamente en la bahía de Campeche (Fig. 17) y área
de Reforma, está compuesto principalmente por lutitas y calizas arcillosas subyacidas en su
mayoría por evaporitas del Jurásico Medio. La parte baja de las capas rojas no marinas de la
Formación Todos Santos se considera perteneciente al Oxfordiano (Salvador, 1991). Durante este
periodo, las plataformas de Florida y Yucatán estuvieron emergidas y probablemente unidas,
separando el GdM del Atlántico (Fig. 4).
La tendencia hacia condiciones de agua más profundas iniciada desde el Calloviano continuó
durante todo el Jurásico Superior, tal como lo muestran las formaciones Santiago, Tamán y
Pimienta, del Oxfordiano, Tithoniano y Kimmeridgiano respectivamente, en el este del México
Central (Sánchez et al., 2006) y La Casita y Menchaca en el noreste de México (Fig. 17).
8
Figura 4. Paleogeografía del Golfo de México durante el Oxfordiano Tardío. Modificado de Salvador (1991).
En este periodo, la parte oeste de la cuenca del GdM constituyó una plataforma marina abierta
con inclinación hacia el este, hacia la parte profunda del centro del golfo. En el interior de dicha
plataforma el influjo de terrígenos clásticos fue mínimo. La costa al oeste de la plataforma era
irregular y hubo numerosas islas. En las partes más profundas de la plataforma se depositaron
intercalaciones de calizas y lutitas, mientras que en aguas más someras y ambientes de alta
energía (barras, bancos y bajíos a lo largo de la costa y alrededor de las islas) se depositaron
calcarenitas y grainstones oolíticos y bioclásticos.
9
Figura 5. Paleogeografía del Golfo de México durante el Kimmeridgiano Temprano. Modificado de Salvador (1991).
En el sureste de México, durante el Kimmeridgiano persistió una plataforma en las áreas de la
Bahía de Campeche y el Istmo de Tehuantepec, que evolucionó hacia condiciones más someras
hacia el NE del Macizo de Chiapas. En el sur de México y noroeste de Guatemala, el
Kimmeridgiano es probablemente representado por la secuencia continental de capas rojas de la
Formación Todos Santos (Fig. 5).
La transgresión del Jurásico Tardío alcanzó su máximo durante el Tithoniano o inicios del
Cretácico Temprano, y de esta manera la mayoría de islas que aún existían en las periferias del
golfo fueron cubiertas (Fig. 6).
10
Figura 6. Paleogeografía del Golfo de México durante el Tithoniano Tardío. Modificado de Salvador (1991).
En la parte norte y noroeste del golfo se incrementa el tamaño de grano de los sedimentos y
predominan los ambientes no marinos, fluviales y deltáicos, los cuales son sustituidos hacia el sur
por la costa por extensas plataformas someras bordeadas por lagunas, playas de barrera y barreras
de islas, con depositación de lutitas en los depocentros más profundos.
Durante el Tithoniano, mientras el sistema de sedimentación anterior se desarrollaba en el norte y
noroeste de la cuenca, la parte oeste y sureste evolucionó de forma distinta, pues la secuencia del
Tithoniano está representada por paquetes mucho más delgados de lutitas, lutitas calcáreas y
calizas arcillosas. En las áreas de la Bahía de Campeche y Reforma, el Tithoniano está
11
constituido por lutitas que gradan a carbonatos de aguas someras hacia el continente, hasta capas
rojas no marinas hacia el Macizo de Chiapas y el noroeste de Guatemala (Fig. 6). Dentro de esta
secuencia se encuentran capas de bentonita, arcilla bentonítica y pedernal en capas, lentes y
nódulos, que sugieren la presencia de volcanismo en ese periodo, probablemente asociado al
margen Pacífico de México (Salvador, 1991).
Figura 7. Paleogeografía del Golfo de México durante el Barremiano. Modificado de Salvador (1991).
La comunicación de la cuenca del GdM con el Océano Atlántico se efectuó por un paso entre las
plataformas de Yucatán y Florida. La conexión con el Océano Pacífico persistió aunque con
12
algunas restricciones impuestas por la extensa actividad volcánica a lo largo del margen Pacífico
de México.
3.4 Cretácico Temprano (135-96 Ma)
Este periodo se caracteriza por su marcada estabilidad tectónica. La subsidencia continúa pero es
más activa en la parte central de la cuenca del GdM y en el interior de las cuencas salinas.
Winker y Buffler (1988), estimaron que para esta época la parte central de la cuenca alcanzó una
profundidad de 4.2 a 4.7 km bajo el nivel del mar.
Figura 8. Paleogeografía de la región de la Cuenca del Golfo de México durante el Albiano. Modificado de Salvador (1991).
13
La actividad tectónica contemporánea a la subsidencia consiste solo en la deformación provocada
por halocinesis debida a las evaporitas del Jurásico Medio y un fallamiento lístrico normal (de
crecimiento) alrededor de los centros de depósito sedimentario y a lo largo de los márgenes
progradacionales.
Figura 9. Paleogeografía del Golfo de México durante el Cenomaniano Tardío-Turoniano. Modificado de Salvador (1991).
Durante el Cretácico Temprano, México quedó casi por completo por debajo del nivel del mar,
pues solo las plataformas de Coahuila y Yucatán permanecieron emergidas. Estas plataformas,
sin embargo, también fueron cubiertas por aguas someras: la plataforma de Yucatán durante el
Aptiano Tardío o Albiano Temprano y la plataforma de Coahuila durante el Albiano Temprano.
14
El aporte de sedimentos terrígenos clásticos decreció progresivamente y para el Barremiano
Tardío este aporte fue mucho más reducido y limitado tan sólo a la periferia de la parte norte de
la cuenca.
Dada la escasez de sedimentos terrígenos, las terrazas estables, rampas y plataformas que
bordeaban la parte central del GdM permitieron la depositación de carbonatos, en especial
durante el Albiano. Sin embargo, en el flanco oeste de la cuenca, en el este de México Central,
las plataformas de carbonatos fueron restringidas a desarrollos más locales como las de VallesSan Luis Potosí, Tuxpan y Córdoba. Una gran área de depósitos evaporíticos y de carbonatos se
desarrolló inclusive sobre la Plataforma de Yucatán (Fig. 7 y 8).
En la periferia de la región central profunda del GdM, Salvador (1991) reconoció tres distintas
provincias tectónicas y estratigráficas que se desarrollaron durante el Cretácico Temprano:
(1)
La provincia norte y noroeste. El inicio del Cretácico Temprano se caracterizó por el
fuerte influjo de sedimentos clásticos terrígenos gruesos y por la amplia distribución de
extensas plataformas de carbonatos con márgenes de bajo relieve. En la parte final del
Cretácico Temprano el influjo de sedimentos clásticos terrígenos fue mucho más
reducido, particularmente al noroeste.
(2)
La provincia oeste y suroeste. El suministro de clásticos gruesos fue mínimo y la
región fue ocupada por varias plataformas aisladas cubiertas por aguas someras y
separadas por cuencas de aguas más profundas y estrechas. Las plataformas tuvieron
márgenes de alto relieve en donde se desarrollaron grandes complejos arrecifales. Sobre
las plataformas se depositaron carbonatos de aguas someras y evaporitas.
(3)
La provincia este y sureste. En esta provincia se localizan las plataformas estables de
Yucatán y Florida, que permanecieron emergidas hasta el Cretácico Temprano. La
secuencia sedimentaria de inicios y mediados del Cretácico Temprano (Berriasiano Barremiano) está compuesta predominantemente por carbonatos de aguas someras y
evaporitas.
3.5 Cretácico Tardío (96-65 Ma)
Durante el inicio del Cretácico Tardío se desarrollaron eventos importantes que ocasionaron un
rompimiento estratigráfico de amplia extensión, esto es, una discordancia intra-Cenomaniana.
Esto representa un profundo cambio en el régimen de depósito sobre la mayoría de la cuenca del
GdM (Salvador, 1991).
Se puede suponer que una disminución del nivel del mar a mediados del Cenomaniano en la
región expuso las terrazas someras y las plataformas de la porción norte de la cuenca. Sin
embargo, en las zonas más profundas que permanecieron cubiertas por el mar no se registró esta
discordancia y la secuencia de depósito fue continua pero con un suministro de sedimentos en su
mayoría terrígenos. Éstos dieron origen a las formaciones Agua Nueva, San Felipe y Méndez en
el este y sureste de México, y al Grupo Washita en la zona de Sabinas (Marmisolle-Daguerre et
al., 1984; Fig. 17 y 18).
Los depósitos de carbonatos de plataforma continuaron durante el Cretácico Tardío sólo en partes
del noreste, este y sureste del país (Salvador, 1991; Eguiluz de Antuñano, 2001), así como en la
Plataforma de la Florida (Winker y Buffler, 1988).
15
Figura 10. Paleogeografía del Golfo de México durante el Coniaciano-Santoniano. Modificado de Salvador (1991).
Los eventos más importantes que afectaron la cuenca del GdM durante el Cretácico Tardío
fueron los inicios de la orogenia Larámide, registrados en la secuencia superior del Cretácico
Superior a lo largo de los flancos oeste y noroeste de la cuenca en el este central y noreste de
México. La orogenia Larámide tuvo una gran influencia no sólo en la configuración estructural
sino también en la estratigrafía de la cuenca (Salvador, 1991; Goldhammer, 1999; Eguiluz de
Antuñano, 2001).
16
Figura 11. Paleogeografía del Golfo de México durante el Campaniano. Modificado de Salvador (1991).
La subsidencia de la parte central de la cuenca del GdM continuó durante el Cretácico Tardío al
igual que la halocinesis local e intermitente de las evaporitas del Jurásico Medio y el fallamiento
de crecimiento.
La secuencia del Cenomaniano al Santoniano en la región del oeste del GdM está compuesta por
lutitas calcáreas oscuras, calizas arcillosas y calizas micríticas (parte superior de las Formaciones
Cuesta del Cura y Tamaulipas Superior y, Agua Nueva, Indidura y San Felipe (Fig. 9 y 10;
Salvador, 1991; Goldhammer, 1999).
17
La secuencia del Cenomaniano a Santoniano de la Sierra de Chiapas está formada por carbonatos
masivos de plataforma (parte superior del Grupo Sierra Madre).
El Campaniano y Maastrichtiano en el este y sureste de México están representados por las
uniformes y ampliamente distribuidas lutitas y margas de la Formación Méndez (Fig. 17),
depositadas en un ambiente de baja energía o de cuenca somera (Fig. 11 y 12; Salvador, 1991).
En el área de la plataforma Valles-San Luis Potosí, la Formación Méndez grada hacia el oeste a
una secuencia de rocas clásticas terrígenas de grano grueso (Formación Cárdenas), que indica la
presencia de una fuente de sedimentos clásticos hacia el oeste (Salvador, 1991; Goldhammer,
1999). En el sureste de México, a su vez, la Formación Méndez grada a carbonatos de plataforma
en la cuenca de Veracruz y en el área de la plataforma de Córdoba (Formación Atoyac) y hacia el
área de terrazas en la Sierra de Chiapas (Formación Angostura). La Formación Angostura, en
cambio, grada a una secuencia de rocas terrígenas clásticas correspondientes a la Formación
Ocozocoautla hacia el macizo de Chiapas (Fig. 11 y 12).
3.6 Cenozoico (65 Ma-Presente)
El aporte de sedimentos clásticos terrígenos del norte y noroeste se incrementaron
apreciablemente hacia finales del Cretácico Tardío, reflejando los inicios de la orogenia
Larámide. Ésta progresó hacia el este y se manifestó mediante levantamientos y deformaciones
orogénicas en la región cordillerana de los Estados Unidos. En México está representada por la
faja tectónica de Chihuahua (Monreal y Longoria, 1995; Haenggi, 2002) y la faja de compresión
que originó la Sierra Madre Oriental (Salvador, 1991; Goldhammer, 1999 y referencias).
La contribución de sedimentos clásticos terrígenos hacia la cuenca del GdM continuó
intermitentemente después de haber finalizado la orogenia Larámide durante el Eoceno Medio.
Ello que contribuyó a la acumulación de gruesas series sedimentarias, que ejercieron una
sobrepresión que intensificó la halocinesis de las evaporitas del Jurásico Medio y de las arcillas
plásticas del Cenozoico Inferior. Como resultado, ello aceleró la formación de diapiros de sal y
arcilla así como de lenguas o “napas” de sal casi horizontales formadas contemporáneamente al
paquete Cenozoico.
A partir del Eoceno Tardío (Hernández-Romano et al., 2006) y a través del Pleistoceno
(Salvador, 1991), la alternancia de periodos glaciares e interglaciares ocasionó cambios rápidos
en el nivel del mar con sus consecuentes cambios en estilos y patrones estratigráficos.
Los depósitos de carbonatos y evaporitas se restringieron a las plataformas de Florida y Yucatán
(Fig. 17). Los depósitos clásticos terrígenos dominaron el resto de la cuenca, gradando de
gruesos en la periferia a más finos hacia la parte central, más profunda (Salvador, 1991; Fig. 13).
En el Cretácico Tardío, el levantamiento de la Sierra Madre Oriental (SMO), extendida desde el
noreste de México hasta el Istmo de Tehuantepec, estuvo relacionada con el desarrollo de una
serie de depresiones o cuencas sedimentarias con orientación burdamente paralelas al frente este
de la faja orogénica. De norte a sur, dichas cuencas son: Burgos, Tampico-Misantla y Veracruz.
Al este del Istmo se desarrollaron tres cuencas más, denominadas Salina del Istmo, Comalcalco y
Macuspana que se conocen como “cuencas del sureste” (Fig. 13). Estas cuencas fueron generadas
en distintos tiempos, partiendo de finales del Cretácico hasta el Eoceno. Los registros de los
gruesos paquetes de sedimentos Cenozoicos que rellenan estas cuencas, indican que el arribo
hacia las cuencas de los primeros sedimentos gruesos ocurrió primero en las cuencas del norte y
en edades posteriores hacia las de más al sur (Salvador, 1991). Para las “cuencas del sureste” es
difícil establecer una relación entre su desarrollo, la evolución de la orogenia Larámide y el
levantamiento de la SMO.
18
Figura 12. Paleogeografía del Golfo de México durante el Maastrichtiano. Modificado de Salvador (1991).
Grandes volúmenes con amplia distribución de sedimentos clásticos de grano grueso aparecen
más temprano en las cuencas del norte que en las cuencas hacia el sur: en la cuenca de Burgos, la
secuencia clástica gruesa Cenozoica se presenta primero durante el Paleoceno Superior/Tardío y
el Eoceno Inferior/Temprano; en las cuencas Tampico-Misantla y Veracruz se presenta durante el
Eoceno Tardío (Salvador, 1991; Hernández-Romano et al., 2006; Fig. 13).
En las cuencas del sureste los depósitos de clásticos terrígenos gruesos iniciaron su depósito
durante el Mioceno Temprano. Con anterioridad, durante el Cenozoico Temprano dominaron los
depósitos de lutitas marinas a lo largo del este de México.
19
La diferencia de edades de norte a sur para los depósitos de clásticos terrígenos gruesos puede
haber sido gobernada por la distancia de la fuente de tales sedimentos a la cuenca o haber sido el
resultado de un avance progresivo de la actividad orogénica hacia el sur (Salvador, 1991)
Las cuencas sedimentarias Cenozoicas difieren entre ellas en sus características estratigráficas y
estructurales, de tal manera que pueden ser analizadas por separado.
Las secuencias sedimentarias, aunadas a los efectos de la deformación, hacen de estas cuencas un
objetivo económico de gran importancia debido a que han funcionado como excelentes
reservorios de gas, petróleo y carbón en todo el GdM, además, en el contexto minero,
actualmente se están realizando investigaciones en relación a yacimientos de minerales del tipo
Valle del Mississippi, mejor conocidos como “Mississippi Valley Type” o “MVT”.
Cuenca de Burgos. La secuencia del Paleoceno Inferior está compuesta principalmente por una
unidad de lutitas transgresiva hacia el oeste (Formación Midway), que cubre la sección del
Cretácico Superior discordantemente en áreas exhumadas. Presenta complejos fluviodeltaicos a
lo largo del margen oeste de la cuenca. La secuencia de lutitas Midway esta sobreyacida por el
sistema de ramales-llanuras-barreras y barras de la Formación Wilcox del Paleoceno TardíoEoceno Temprano. Ésta, a su vez, es sobreyacida por una sucesión de cuñas clásticas
progradantes del Eoceno (Fig. 17). Las secciones clásticas deltaicas gradan hacia la cuenca a
secciones marinas más arcillosas (Padilla, 1986; Salvador, 1991).
Durante el Eoceno prevalecieron los mismos patrones de depósito, con pequeñas modificaciones
durante el Oligoceno y Mioceno. La secuencia del Plioceno hasta el presente representa una corta
transgresión seguida de un episodio de depósito regresivo que continua hasta el presente. El
paquete sedimentario del Cenozoico en la cuenca de Burgos alcanza 10,000 m de espesor
(Marmisolle-Daguerre et al., 1984; Salvador, 1991).
Cuencas de Tampico-Misantla y Veracruz. Se cree que la SMO ha sido el área fuente del total
de sedimentos depositados en las cuencas durante el Cenozoico. El espesor máximo del paquete
Cenozoico en la cuenca de Tampico-Misantla es de 6,000 m (Salvador, 1991) y en la de Veracruz
es de 8,000 a 9,000 m. (Marmisolle-Daguerre et al. 1984; Salvador, 1991).
El flanco oeste de ambas cuencas se caracteriza por una compleja faja compresional de pliegues y
cabalgaduras formado por el frente este de la SMO.
La sección del Paleoceno para ambas cuencas se compone principalmente de lutitas marinas, que
corresponden a la parte inferior y media de la Formación Velasco (Fig. 17; Marmisolle-Daguerre
et al. 1984; Salvador, 1991).
Durante la mayor parte del Eoceno, el depósito de una sección marina compuesta principalmente
por lutitas continuó en las áreas de terrazas de las dos cuencas, que constituye la parte superior de
la Formación Velasco y las Formaciones Aragón y Guayabal (Salvador, 1991). Numerosos
cañones submarinos fueron rellenados por sedimentos clásticos de grano fino, correspondientes a
las formaciones Chicontepec Inferior y Chicontepec Medio y Superior (Fig. 17; MarmisolleDaguerre et al. 1984; Salvador 1991; Sánchez-Martínez et al. 2006), en parte de carácter
turbidítico derivados del oeste y de la plataforma de Tuxpan que permaneció emergida durante el
Paleoceno y el Eoceno (Fig. 13).
Hacia finales del Eoceno inició el suministro fuerte de sedimentos clásticos de grano grueso hacia
las cuencas de Tampico-Misantla y Veracruz gradando a finos hacia los depocentros
(Formaciones Chapopote y Tantoyuca). Este aporte continuó durante Oligoceno, Mioceno y
Plioceno, si bien registrando diversas regresiones y transgresiones, representadas por las
formaciones Palma Real Inferior, Palma Real Superior y Tuxpan (Marmisolle-Daguerre et al.
1984; Salvador, 1991; Sánchez-Martínez et al., 2006; Fig. 14, 15, 16 y 17).
20
Figura 13. Paleogeografía del Golfo de México durante el Paleoceno-Eoceno Temprano. Modificado de Salvador (1991).
Mientras las cuencas Tampico-Misantla y Veracruz estuvieron limitadas al oeste por el frente
compresivo este de la SMO, la estructura de las cuencas del sureste estuvo dominada por
deformación tensional y transcurrente. Además, las evaporitas del Jurásico Medio que infrayacen
las cuencas han jugado un papel decisivo en la configuración estructural y sobre los patrones de
depósito en estas cuencas, especialmente en la cuenca de Salina del Istmo (Marmisolle-Daguerre
et al., 1984; Salvador, 1991).
21
Figura 14. Paleogeografía del Golfo de México durante el Oligoceno. Modificado de Salvador (1991).
El límite sur de las Cuencas del Sureste está constituido por la Sierra de Chiapas, donde las
unidades del Jurásico, Cretácico y Terciario Inferior están plegadas y presentan fallamiento
lateral. Por su parte, el sur de la Sierra de Chiapas es el denominado Macizo de Chiapas,
compuesto por rocas ígneas pre-Mesozoicas y rocas metamórficas (Salvador, 1991). La
sección Terciaria de la Sierra de Chiapas representa una transición entre secuencias
clásticas terrígenas al sur, derivadas posiblemente de la denudación del Macizo de Chiapas.
Dichas secuencias clásticas incluyen turbiditas depositadas como abanicos submarinos,
22
predominantemente series de carbonatos al norte, hacia la Península de Yucatán, donde el
Terciario comprende una secuencia compuesta completamente por carbonatos (MarmisolleDaguerre et al., 1984; Salvador, 1991). El Pleistoceno y Holoceno consisten principalmente
en rocas piroclásticas y lavas andesíticas producto de la erupción de algunos volcanes en la
Sierra de Chiapas (Salvador, 1991).
En las Cuencas del Sureste (Salina del Istmo, Comalcalco y Macuspana) y en sus
extensiones dentro de la Bahía de Campeche, el Paleoceno, Eoceno y Oligoceno están
representados por una gruesa secuencia de lutitas marinas, denominada Lutita Nanchital y
equivalentes (Salvador, 1991; Fig. 13 y 14).
La base de la secuencia del Paleoceno en las áreas cercanas a la plataforma de Yucatán
(Bahía de Campeche y Cuenca de Macuspana) es una brecha extensa compuesta por
fragmentos de carbonatos Cretácicos derivados de la plataforma. La brecha refleja un
periodo de erosión de la plataforma de Yucatán, probablemente durante la disminución del
nivel del mar que tuvo lugar a fines del Cretácico (Salvador, 1991), o bien puede tratarse de
brechas de impacto generada por el impacto meteorítico de Chicxulub (Grajales-Nishimura
et al., 2000; Grajales-Nishimura 2001). Algunas lentes de dicha brecha se encuentran
localmente más altos en la sección del Paleoceno-Eoceno. Las arcillas bentoníticas y
bentonitas son comunes en la sección Paleógena, particularmente en su parte superior
(Marmisolle-Daguerre et al., 1984; Salvador 1991).
La primera entrada de sedimentos clásticos terrígenos de grano grueso a las Cuencas del
Sureste se produjo durante el Mioceno, esto ha sido interpretado como resultado del
levantamiento del Macizo de Chiapas durante el Oligoceno Tardío o el Mioceno Temprano.
Las secciones del Mioceno, Plioceno y Pleistoceno de las Cuencas del Sureste están
compuestas por una alternancia uniforme y monótona de areniscas, limolitas y lutitas con
abundante material tobáceo y bentonítico (Salvador, 1991). La secuencia del Mioceno en la
parte norte de la cuenca Macuspana y en la Bahía de Campeche está compuesta
predominantemente por lutitas marinas con algunos intervalos de depósitos clásticos de
grano grueso, algunos de los cuales han sido interpretados como depósitos de aguas
profundas en abanicos submarinos. La sección pleistocena incluye sistemas fluviodeltaicos
fluviales que progradan hacia el noroeste y que probablemente fueron depositadas por los
ancestros de los ríos Coatzacoalcos, Uzpanapa, Grijalva y Usumacinta. A lo largo de la
costa es común la presencia de barreras de islas y sedimentos lagunares Holocenos
(Salvador, 1991).
El paquete sedimentario Cenozoico alcanza un espesor de 10,000 m en las cuencas de
Comalcalco y Macuspana, y es un poco menos espeso en la Cuenca de Salina del Istmo.
(Salvador, 1991).
23
Figura 15. Paleogeografía del Golfo de México durante el Mioceno. Modificado de Salvador (1991).
La secuencia Cenozoica de la plataforma de Yucatán (Fig. 17) está compuesta
principalmente por carbonatos de plataforma, generalmente de color claro y masivos, con
menores cantidades de evaporitas intercaladas en su parte inferior (Paleoceno). Hacia el
norte, se incrementan en abundancia en la serie los mudstones calcáreos y las calizas
arcillosas, mientras que las rocas clásticas terrígenas son completamente ausentes. La
secuencia del Plioceno Superior y Pleistoceno está caracterizada por packstones
bioclásticos. El espesor del Cenozoico de esta plataforma va desde los 100 m en su parte
24
sur (norte de Guatemala y Belice), a 1,000 m en su parte norte y cerca de 2,000 m a lo largo
del margen oeste, bajo las aguas del GdM (Salvador, 1991).
Figura 16. Paleogeografía del Golfo de México durante el Plioceno. Modificado de Salvador (1991).
La sedimentación de carbonatos persistió sobre la plataforma de Yucatán y fue
interrumpida sólo por el impacto de un gran meteorito sobre la parte norte de la plataforma
en los inicios del Cenozoico (65 Ma). El cráter de impacto de Chicxulub tiene un diámetro
externo entre 180 a 200 km y fue formado probablemente por el impacto de un asteroide de
más de 10 km de diámetro (Stoffler, 2000). Las brechas distales del impacto se encuentran
25
hasta una distancia de 1000 km en el sureste de México, Belice y Guatemala (Fourcade et
al., 1999). Estudios geofísicos recientes (Stoffler, 2000) indican claramente que el impacto
causó deformaciones a la corteza al alcanzar una distancia lateral radial de 120 km y
verticalmente al límite corteza-manto a una profundidad de cerca de 30 km. La presencia de
cuarzo impactado y esférulas de vidrio en yacimientos petrolíferos en brechas de
carbonatos de varios campos de la Sonda de Campeche (p.e., Cantarell) sugieren que las
brechas fueron formadas como un resultado de depósitos “caídos” provenientes de la
plataforma de Yucatán disparados por el impacto de Chicxulub (Grajales-Nishimura et al.,
2000; Grajales-Nishimura, 2001).
4. EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL NORESTE DE MÉXICO
La configuración estructural y estratigráfica de esta región (Fig. 19), inicia con el evento
Orogénico Ouachita-Marathon en el Permo-triásico (Goldhammer, 1999) y a partir de aquí,
la evolución paleogeográfica desde el Mesozoico hasta el Cenozoico del noreste de México
se relaciona estrechamente con el origen y evolución del GdM (Salvador y Green, 1980;
Anderson y Schmidt, 1983; Winker y Buffler, 1988; Wilson, 1990), cuyo inicio se remonta
al rompimiento de Pangea durante el Triásico Tardío-Jurásico Medio que provocó la
separación de las placas Norteamericana, Sudamericana y Africana (Padilla y Sánchez,
1986) y como consecuencia la apertura del Golfo de México y su evolución estratigráfica
durante el Jurásico Superior- Cretácico y su culminación con el evento de la Orogenia
Larámide durante el Cretácico Tardío al Terciario Temprano (Goldhammer, 1999).
El rompimiento y separación de este supercontinente permitió la formación de grabens y
pilares que contribuyeron a la distribución de altos y bajos estructurales que a su vez
controlaron los patrones sedimentarios (Padilla y Sánchez, 1982) y posteriormente
determinaron los estilos estructurales laramídicos de esta zona (Wilson, 1990).
Los principales elementos tectónicos creados en esta área durante la etapa del rifting
comprenden altos de basamento entre los que destacan el Bloque Coahuila, Península de
Burro-Peyotes, el Arco de Tamaulipas y las Islas de La Mula y Monclova, así como
bloques bajos de basamento que forman la Cuenca de Sabinas (Fig. 2).
La composición litológica de los bloques es diferente de una región a otra debido a que
estos bloques fueron transportados de otros terrenos por movimientos de fallas regionales
con desplazamiento lateral (Anderson y Schmidt, 1983; Wilson et al., 1984; Pindell, 1985).
El Bloque Coahuila (Fig. 2), es un alto de basamento que está intrusionado por rocas
graníticas a granodioríticas de edad Permo-triásicas (Wilson et al., 1984). Hacia el oeste, en
el área del Valle Acatita-Las Delicias, el bloque presenta una sucesión volcanoclástica y
flysch del Pensilvánico Medio al Pérmico (McKee et al., 1988; Wilson, 1990). Este bloque
está delimitado al norte por una falla lateral izquierda conocida como Falla San Marcos,
pretendidamente activa durante la etapa de rifting del Triásico Tardío al Jurásico Tardío. El
Bloque de Coahuila está delimitado al sur por el lineamiento lateral izquierdo TorreónMonterrey (Anderson y Schmidt, 1983), localizado a lo largo de la Cuenca de Parras.
Actualmente, el área ocupada por este bloque se caracteriza por la presencia de carbonatos
de plataforma del Cretácico débilmente deformados por la Orogenia Larámide (Imlay,
1936; Charleston, 1981; Johnson, 1989; C. A. Johnson, et al., 1991).
26
Fig. 17. Secuencias estratigráficas generalizadas para el Golfo de México: (a) Modificado de Goldhammer (1999); (b)
Humphrey (1956); (c) Aguayo (1978); (d) modificado de Mora et al., (2002) después de Sánchez-Martínez (2006); (e)
modificado de Marmisolle-Daguerre et al., (1984); (f) modificado de Salvador, (1991).
27
El arco de Tamaulipas (Fig. 19), al este de la Cuenca de Sabinas, presenta una orientación
NW-SE. El basamento de este arco esta constituido por intrusiones permo-triásicas
consideradas como los remanentes de un arco de islas Paleozoico (Goldhammer, 1999). Su
límite al lado oriental es una falla regional lateral-derecha, denominada Falla TamaulipasChiapas (Pindell, 1985, Wilson, 1990).
La Península del Burro-Peyotes (Fig. 2), es otro alto de basamento ubicado al norte de la
Cuenca de Sabinas, este bloque alto guarda una aparente continuidad ligeramente
desplazada con la tendencia del Arco de Tamaulipas (Wilson, 1990). Litológicamente esta
formado por rocas metasedimentarias deformadas del Paleozoico Tardío, y esta delimitado
en su parte sureste por la Falla La Babia, la cual es una estructura lateral izquierda activa
durante la etapa de rifting continental del Triásico Tardío al Jurásico Medio (Charleston,
1981).
La Cuenca de Sabinas (Fig. 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, éstas
corresponden a los altos de basamento de La Mula y Monclova (Jones, et al., 1984; Wilson,
1990).
El estilo de deformación que caracteriza actualmente a la Península de El Burro-Peyotes, el
Arco de Tamaulipas y a la Cuenca de Sabinas incluyendo las Islas de La Mula y Monclova,
se engloban en su conjunto dentro del área que se conoce como “Cinturón Plegada de
Coahuila” de edad laramídica (Goldhammer, 1999 y referencias) y consiste en numerosos
anticlinales aislados, fuertemente apretados y alargados, orientados al NW y separados por
amplios valles sinclinales. La presencia de anticlinales ramificados, núcleos de evaporitas y
dobles buzamientos, son rasgos frecuentes y característicos de este estilo de deformación
(Padilla y Sánchez, 1986; Goldhammer, 1999).
Las Cuencas de Parras y La Popa se desarrollaron durante el Cretácico Tardío
(Campaniano-Maastrichtiano). La primera se delimita al norte y noreste por el Bloque
Coahuila y la falla de San Marcos, al sur y sureste por el frente de la Sierra Madre Oriental.
La cuenca de La Popa se delimita 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
deltáicos de edad Campaniano-Maastrichtiano pertenecientes al Grupo La Difunta (Padilla
y Sánchez, 1986; Goldhammer, 1999 y referencias). La deformación que se observa en la
actualidad es producto de la orogenia Larámide. En la parte sur y este de la cuenca de
Parras, en las zonas próximas al frente de la SMO las estructuras son muy alargadas,
volcadas hacia el norte, 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 y referencias). En La Popa, la deformación se caracteriza por
amplias elevaciones dómicas, domos generados por diapiros de sal y sinclinales
erosionados (Johnson, 1989).
La Sierra Madre Oriental (Fig. 19) se caracteriza por ser el área que presenta el más alto
relieve en el Noreste de México. Esta sierra está limitada al este por el Arco de Tamaulipas
y al norte por la Cuenca de Parras (Padilla y Sánchez, 1986). La secuencia deformada
comprende la secuencia del Triásico Superior-Cretácico hasta la secuencia sedimentaria de
margen pasivo (Goldhammer, 1999). Las estructuras de esta región se distinguen por su
28
gran variedad de pliegues, desde anticlinales alargados con orientación E-W, isoclinales,
con flancos verticales y pliegues recumbentes hacia el norte. Estos pliegues pueden formar
napas y pueden estar delimitados por cabalgaduras (Padilla y Sánchez, 1986; Johnson,
1989).
Fig. 18. Columna estratigráfica para la Cuenca de Sabinas en su secciones de la Isla de Coahuila, Golfo de Sabinas y la
Península de El Burro-Peyotes. Basado en Padilla y Sánchez, (1986); Eguiluz de Antuñano (2001); Marmisolle et al.,
(1984).
29
Fig. 19. Configuración estructural y componentes tectónicos del área de Sabinas. Modificado de ChávezCabello, et al., (2005).
Cinturón Plegado de Coahuila (CPC); Isla La Mula (ILM); Cuenca La Popa (CLP); Curvatura de Monterrey
(CM); Isla de Monclova (IM); Cinturón Orogénico Ouachita Marathon (COOM); Mega Cizalla Mojave
Sonora (MCMS); Cuenca de Parras (CP); Sierra de Parras (SP); Archipiélago de Tamaulipas (AT). Recuadro
inferior izquierdo: Falla La Babia (FLB), Falla San Marcos (FSM)
30
Evolución Tectonoedimentaria del noreste de México
Durante el Triásico Tardío al Jurásico Medio (Pre-Calloviano), los eventos que
conformaron los rasgos tectónicos descritos con anterioridad además de grabens y
semigrabens, permitieron la acumulación de secuencias clásicas de rift, esto es, secuencias
de capas rojas con espesores de 300 a 1000m (Grupo Huizachal) (Goldhammer, 1999),
además de magmatismo calcoalcalino en las etapas iniciales e intermedias del desarrollo del
rift contemporáneo a la sedimentación de conglomerados continentales; posteriormente,
depósito de evaporitas que precipitaron durante la primer transgresión marina y finalmente
vulcanismo basáltico durante la etapa final del rift (Padilla y Sánchez, 1986).
Del Calloviano al Oxfordiano Temprano, la transgresión alcanzó el área de la Cuenca de
Sabinas, donde se depositaron secuencias compuestas por conglomerados, evaporitas
intercaladas con rocas terrígenas de grano fino, anhidritas y carbonatos, cuyo espesor en
conjunto sobrepasa los 2500 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). En el centro de la cuenca
precipitan evaporitas (anhidritas, yeso y sal) principalmente, correspondientes a la
Formación Minas Viejas (Eguiluz de Antuñano, 2001 y referencias; Fig. 18 y 20) con un
espesor predeformado 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 carbonatos de alta energía hacia su cima; con un espesor de
500 m en total (Eguiluz de Antuñano, 2001). Mientras que en las áreas adyacentes a los
bloques emergidos de basamento, se desarrollan rocas de facies marino-marginales
compuestas de areniscas cuarzo feldespáticas y conglomerados de la Formación La Gloria
(Padilla y Sánchez 1986 y referencias; Eguiluz, 2001; Fig. 18 y 20). Esta formación
presenta típicamente espesores entre 50 y 100 m, aunque en las proximidades de los
bloques de basamento sobrepasa los 600 m. Hacia el centro de la cuenca, la Formación La
Gloria gradúa a carbonatos de plataforma de la Formación Zuloaga (Oivanki, 1974).
Para el Oxfordiano Superior las facies de arenas de playa de la Formación La Gloria
continúan depositándose simultáneos a los carbonatos y evaporitas de la Formación Olvido
(Padilla, 1986;Goldhammer, 1999; Fig. 18 y 20).
Durante 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 (Eguiluz de Antuñano, 2001 y referencias; Fig. 18 y 20) o Grupo La Casita
(Humphrey, 1956). En la Cuenca de Sabinas, la Formación La Casita consiste de tres
miembros. El miembro inferior está representado por lutitas carbonosas, que cambian a
facies de arenas costeras hacia los márgenes de la cuenca. El miembro intermedio está
formado por areniscas interestratificadas con carbonatos que gradan a tamaños de grano
grueso hacia los bloques de Tamaulipas y Coahuila y cambia de facies o se adelgaza hacia
el centro de la cuenca, sus espesores varían entre 300 a 600 m (Eguiluz de Antuñano,
2001). E miembro superior consiste en lutitas calcáreas negras y silstones con espesores
menores a los 50 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). Los espesores de esta formación en su
totalidad varían desde 60 hasta 800m y el alcance en edad va desde el Kimmeridgiano hasta
la base del Berriasiano.
31
Durante el Cretácico Temprano en la Cuenca de Sabinas se acumularon sedimentos
clásticos marinos someros y sedimentos marinos marginales gruesos, areniscas y rocas
terrígenas de grano fino pertenecientes a la Formación Barril Viejo (Fig. 18 y 20), que
presenta espesores de 250 a 350 m y corresponde al Hauteriviano Inferior (Eguiluz de
Antuñano, 2001). Estos depósitos gradan pendiente abajo hacia el sureste de la cuenca a
facies de grano fino de mar abierto, primeramente a carbonatos de alta energía de
plataforma marina de o la Formación Menchaca del Berriasiano (Imlay, 1940), con espesor
de 250 y 300 m. Estos carbonatos cambian a facies de plataforma abierta y de cuenca, esto
es, cambian a lutitas y carbonatos interestratificados de la Formación Taraises (Imlay,
1936; Goldhammer, 1999), con una edad asignada del Berriasiano-Hauteriviano Inferior y
espesores entre 135 y 500 m (Goldhammer, 1999). La Península de El Burro-Peyotes fue
rodeada por sedimentos terrígenos de la Formación Hosston, en facies de llanuras aluviales,
compuestos predominantemente por areniscas y capas rojas conglomeráticas
correspondientes al Berriasiano hasta el Barremiano Superior (Fig. 18 y 20). En las
inmediaciones de las islas de Coahuila y La Mula se depositaron conglomerados de abanico
aluvial de la Formación San Marcos (Fig. 18 y 20; Eguiluz de Antuñano, 2001 y
referencias), con espesores de 1000 m (Chávez-Cabello et al., 2005), la cual es sincrónica a
la Formación Hosston (Eguiluz de Antuñano, 2001).
Durante el intervalo del Hauteriviano Superior al Barremiano, la continua subsidencia
de la cuenca condujo a la depositación de la Formación Padilla (Fig. 18 y 20) en su facies
arrecifal (¿base de la Formación Cupido?). Al NE de la Formación Padilla se depositó un
paquete de carbonatos de la misma formación en su facies lagunar, en que predominan las
dolomías. Con la proximidad a los bloques de Tamaulipas y Coahuila se incrementa el
contenido en lodolitas interestratificadas y lutitas rojas en esta formación y su espesor
promedio es de 150 m (Eguiluz de Antuñano, 2001 y referencias). Para este tiempo
(Hauteriviano Superior), la Península de El Burro-Peyotes había sido cubierta en gran parte
por la Formación Hosston en su facies de llanura aluvial y continua su depósito hasta el
Barremiano Inferior (Fig. 18 y 20), al mismo tiempo en que se deposita la Formación La
Mula hacia el noroeste de la cuenca. La Formación La Mula consiste en lutitas rojas y
verdes 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 la Isla de
Coahuila grada a areniscas de la Formación Patula (Fig. 18 y 20).
Durante el Barremiano Superior se desarrolla el arrecife de la Formación Cupido (la
evolución de este arrecife se extiende hasta mediados del Aptiano), cuya extensión
funciona como barrera que impide el paso libre del agua marina hacia la mayor parte de la
Cuenca de Sabinas. Ello permite la formación de una alternancia de carbonatos y evaporitas
en un ambiente de sabkha, correspondiente a la Formación La Virgen, con espesores entre
600 y 800 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). La Formación La Virgen, 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.
El arrecife de Cupido continua la depositación durante el Aptiano Inferior, mientras
que en el lado post-arrecife se precipitaron carbonatos de facies lagunares de alta energía
pertenecientes a la Formación Cupidito (nombre informal; Wilson, 1977), con un espesor
de 250 m y que se adelgaza hacia el NW. Hacia el lado este del arrecife continua el
depósito de la Formación Tamaulipas Inferior, en tanto que la Isla de Coahuila es el único
rasgo que permanece emergido y es bordeado por una franja angosta de arenas de playa
correspondiente a la Formación San Marcos (Eguiluz de Antuñano, 2001).
32
33
El Aptiano Superior se caracteriza por un incremento relativo en el nivel del mar, que
cubre por completo la Cuenca de Sabinas y está documentado por las lutitas de la
Formación La Peña, que se utiliza como control bioestratigráfico, y tiene espesores desde
unos pocos metros hasta 200 m, dependiendo de la topografía anterior a su depósito. Su
equivalente en facies de cuenca profunda son las lutitas negras y calizas arcillosas con
pedernal de la Formación Otates, localizada al sur y este de la Formación La Peña (Tinker,
1982). En las zonas de menor profundidad, en los sumergidos bloques de Coahuila y de El
Burro-Peyotes se depositó la Formación Las Uvas (Fig. 18 y 20) que consiste en areniscas
ricas en carbonatos con espesores de hasta 15 m, descansando discordantemente sobre
rocas del basamento (Lehmann et al., 1999; Eguiluz de Antuñano, 2001).
Durante el Albiano-Cenomaniano (Fig. 18 y 20) la subsidencia del área continúa,
permitiendo que en la parte este de la cuenca se depositen carbonatos de cuenca y lutitas.
La Formación Tamaulipas Superior del Albiano consiste en capas delgadas y gruesas de
mudstone a wackestone con pedernal, formadas en un ambiente pelágico y espesores entre
100 y 200 m. Dicha formación es el equivalente de cuenca de la Formación Aurora,
desarrollada en el noroeste de la cuenca (Goldhammer, 1999 y referencias). El depósito de
La Formación Aurora se produjo en los bordes del Bloque de Coahuila, con carbonatos
marinos de plataforma con espesores entre 500 y 700 m (Vinet, 1975). La Formación
Aurora, sobre el Bloque de Coahuila, configuró una laguna en la que se depositó una
secuencia que inicia con una caliza masiva bioclástica de 60 a 80 m de espesor. Esta
formación gradúa hacia techo a una alternancia de evaporitas con dolomitas de
aproximadamente 500 m de espesor, asignada a la Formación Acatita del Albiano InferiorMedio. Por lo tanto, la Formación Acatita descansa sobre la Formación Las Uvas
(Lehmann et al., 1999). La Formación Acatita está cubierta por el miembro superior de la
Formación Aurora (Goldhammer, 1999), cuyo espesor es de 190 a 260 m con un alcance
en tiempo hasta el Cenomaniano. Este miembro es equivalente a la Formación Georgetown
del Albiano Superior a inicios del Cenomaniano, formada por caliza micrítica con nódulos
de pedernal y espesores de 80 a 150 m (Eguiluz de Antuñano, 2001). Padilla y Sánchez
(1986) menciona que es probable que en el Bloque de El Burro-Peyotes hayan existido
condiciones (climáticas y de elevación) semejantes a las del Bloque de Coahuila y que la
Formación McKnight (Fig. 18 y 20) sea la equivalente a La Formación Acatita (Eguiluz de
Antuñano, 2001). Asimismo, la Formación Aurora es correlacionable con la Formación
Cuesta del Cura, formada por carbonatos pelágicos de aguas profundas y lutitas, que
predomina hacia el sureste de la Cuenca de Sabinas y que cubre en parte a la Formación
Aurora (Padilla, 1986).
Hacia la parte norte central de la Cuenca de Sabinas, para el Albiano Tardío-Cnomaniano,
se depositan las Formaciones Kiamichi?, Del Río y Buda. La Formación Del Río
corresponde al Cenomaniano Inferior al Medio y está constituida por lutitas y areniscas de
grano fino, con espesores desde 40 m al norte y noreste y hasta 5 m hacia el sureste. La
Formación Buda consiste en mudstone calcáreo de cuenca, con espesores de 10 a 50 m y
edades del Cenomaniano Superior, y descansa concordantemente sobre la Formación Del
Río (Eguiluz de Antuñano, 2001 y referencias).
La Formación Kiamichi (o Sombreretillo, según Eguiluz de Antuñano, 2001), compuesta
por una intercalación de lutitas y calizas, se representa con interrogación en esta sección
debido a que existen serias dudas a cerca de su ubicación estratigráfica, ya que algunos
autores consideran que sobreyace a la Formación Tamaulipas Superior e infrayace a la
Formación Georgetown (Lehmann et al., 1999; Winker y Buffler, 1988), mientras que,
34
otros autores consideran a la Formación Georgetown como sincrónica a la Formación
Tamaulipas Superior y Aurora (Humphrey, 1956; Aguayo, 1978; Ramírez, 1966; Eguiluz,
2001)
A fines del Cenomaniano y durante el Turoniano, se depositó una intercalación de
lutitas negras de estratificación delgada con calizas arenosas y areniscas cementadas por
carbonatos, pertenecientes a la Formación Eagle Ford (Fig. 18 y 20). Esta presenta un
espesor de 300 m y un ambiente de depósito nerítico medio (Eguiluz de Antuñano, 2001).
Hacia la parte sureste y sur de la cuenca, esta formación cambia a facies de plataforma de
las formaciones San Felipe e Indidura respectivamente (Eguiluz de Antuñano, 2001).
Durante el intervalo Coniaciano a Santoniano Medio, la Formación Austin, con espesor
entre 200 a 300 m, se deposita sobre la Formación Eagle Ford (Fig. 18 y 20). La Formación
Austin difiere de la Eagle Ford en el contenido de carbonatos, ya que en la primera aumenta
éste a expensas del contenido de lutitas. Además, la Formación Austin presenta
intercalaciones de capas delgadas de toba (Eguiluz de Antuñano, 2001). De acuerdo a
Goldhammer (1999 y referencias), la Formación Indidura, con sus dos miembros (
formaciones Agua Nueva y San Felipe), se formó entre el Cenomaniano Superior al
Santoniano, y dichos miembros son correlacionables con las formaciones Eagle Ford y
Austin en la parte norte de la Cuenca de Sabinas.
A partir del Santoniano Medio se aprecian ya los efectos de la Orogenia Larámide, al
formarse las cuencas interiores (área Sabinas-Olmos, y las cuencas de Parras y de La Popa)
y el depósito de formaciones típicas de ambientes de planicie aluvial continental, así como
complejos deltaicos.
La Formación Upson, depositada durante el Santoniano Tardío-Campaniano Medio
(Fig. 18 y 20; Padilla y Sánchez, 1986), contiene lutitas laminadas negras con espesores
entre 100 y 150 m, es correlacionable con la lutita Parras al sur, y su ambiente de depósito
es de prodelta (Eguiluz de Antuñano, 2001).
La Formación San Miguel, del Campaniano Medio-Maastrichtiano Inferior (Fig. 18 y
20; Padilla, 1986), o del Santoniano Tardío al Campaniano Temprano según Eguiluz de
Antuñano (2001), está caracterizada por presentar una alternancia de sedimentos
progradacionales arenosos y arcillosos, aumento del tamaño de granos hacia techo. Su
ambiente de depósito es de facies de frente de delta, con espesores de hasta 400 m (Eguiluz
de Antuñano, 2001).
La Formación Olmos tiene una edad asignada al Maastrichtiano Medio (Fig. 18 y 20;
Padilla y Sánchez, 1986) o al Campaniano Tardío Según Eguiluz de Antuñano (2001),
consiste en areniscas de grano medio a grueso, se distribuye en el noreste y centro de la
Cuenca de Sabinas, y contiene importantes yacimientos de carbón. Esta formación es
correlacionable con el Grupo La Difunta de la Cuenca de La Popa, cuya edad sobrepasa al
Maastrichtiano (Padilla y Sánchez, 1986).
En el Maastrichtiano Superior (Padilla y Sánchez, 1986), la Formación Escondido (Fig.
18 y 20) presenta un espesor de 800 m de areniscas conglomeráticas y carbón en su base.
Se correlaciona con el Grupo La Difunta de la Cuenca de La Popa (Eguiluz de Antuñano,
2001).
35
5. Conclusiones
La apertura del Golfo de México está relacionada a la evolución de una zona de rifting
ocasionado por la disgregación de Pangea durante el Terciario Tardío-Jurásico Temprano.
Durante los inicios de la oceanización, grandes y espesos depósitos de evaporitas fueron
acumulados en las zonas más avanzadas del rifting.
El emplazamiento de corteza oceánica en el Proto-Golfo durante el Calloviano-Oxfordiano,
provocó simultáneamente, el desplazamiento de la Península de Yucatán hasta su posición
actual y la separación del paquete de evaporitas en las provincias salinas de Louann al norte
y Campeche al sur.
Las etapas de subsidencia estuvieron acompañadas de etapas repetitivas de transgresiones y
regresiones evidenciadas por las series sedimentarias presentes. Estas secuencias de
depósitos fueron también gobernadas por las condiciones topográficas de los litorales, ya
que, mientras en la parte norte predominó e aporte de siliciclastos terrígenos, en el resto del
Golfo se desarrollaron extensas plataformas carbonatadas.
La Cuenca de Sabinas evolucionó casi al paralelo con la evolución del Golfo de México,
pero con secuencias sedimentarias propias de ambientes menos profundos en relación al
Golfo de México.
El evento orogénico Laramídico acaecido durante el Cretácico Tardío-Terciario Temprano,
causó el levantamiento y deformación de la pila de sedimentos jurásico Tardío-Cretácico.
Este evento fue el responsable directo de la construcción de la Sierra Madre Oriental de
México y del cambio radical del suministro del tipo de sedimentación hacia el retirado
Golfo de México. Consecuencias directas de la Orogenia Larámide fueron los
establecimientos de cuencas sedimentarias Terciarias distribuidas en todo el frente de la
Sierra Madre Oriental y el posterior llenado de estas, por los procesos de destrucción aún
activos de esta sierra.
En el área de la Cuenca de Sabinas, existen numerosos estudios geológicos, sin embargo, se
reportan una cantidad de nombres formacionales formales y no formales, esto hace
complicado el entendimiento claro de la evolución de la cuenca. Es probable que si se
lograra establecer una unificación de criterios para establecer unidades litoestratigráficas
sincrónicas, diferenciándolas mediante sus facies correspondientes, haría más fácil el
entendimiento y la ubicación de estas diversas unidades y por ende, el entendimiento de la
evolución de la cuenca.
36
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