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Revista mexicana de ciencias geológicas

versión On-line ISSN 2007-2902versión impresa ISSN 1026-8774

Rev. mex. cienc. geol vol.35 no.2 México ago. 2018

http://dx.doi.org/10.22201/cgeo.20072902e.2018.2.481 

Artículos

Meteorización y marco tectónico de rocas siliciclásticas de la Formación Morita, noreste de Sonora, México

Weathering and tectonic setting of the siliciclastic rocks from the Morita Formation, northeastern Sonora, Mexico

Erik Ramírez-Montoya1 

Jayagopal Madhavaraju2  * 

Rogelio Monreal1 

Carlos M. González-León2 

Francisco J. Grijalva-Noriega1 

Julio Cesar Saucedo-Samaniego3 

Inocente G. Espinoza-Maldonado1 

1 Departamento de Geología, Universidad de Sonora, Hermosillo, Sonora 83000, México.

2 Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Hermosillo, Sonora 83000, México.

3 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Hermosillo, Sonora 83000, México.

Resumen:

En el presente trabajo se hace una interpretación de las condiciones de meteorización y del marco tectónico del área fuente de las rocas siliciclásticas de la Formación Morita (Cretácico Inferior) a partir de datos de geoquímica de óxidos mayores obtenidos en muestras colectadas de sus columnas de la Sierra Anibacachi y el área de Rancho Búfalo, en noreste de Sonora. La Formación Morita es una sucesión siliciclástica de origen fluvial que alcanza un espesor de 560 m en la Sierra Anibacachi y 855 m en el área de Rancho Búfalo. Geoquímicamente estas rocas se clasifican como sub-litarenita, litarenita, subarcosa y arenas-Fe. Los valores de CIA y PIA junto con el diagrama A-CN-K de las areniscas de la sección Sierra Anibacachi indican una meteorización química de baja a intensa del área de origen, mientras que los valores de CIA para limolitas y lutitas muestran una intensidad moderada en el área de origen. De igual manera, los valores de CIA, PIA y el diagrama A-CN-K sugieren que las areniscas de la sección Rancho Búfalo derivaron de un área de origen con meteorización baja a intensa, mientras que las limolitas provienen de una región con meteorización baja a moderada. Las rocas siliciclásticas de las secciones Sierra Anibacachi y Rancho Búfalo muestran grandes variaciones en valores de ICV, indicando que composicionalmente varían de inmaduras a maduras. El diagrama discriminatorio tectónico basado en función multidimensional muestra campos de colisión, arco y rift para las areniscas de la sección Sierra Anibacachi, y colisión y rift para las limolitas, mientras que para las lutitas indicó colisión. Sin embargo, la mayoría de las areniscas y limolitas de la sección Rancho Búfalo se representan en los gráficos en el campo de arco, pero algunas areniscas se ubican en el campo de colisión. Las rocas silicilásticas de las secciones Sierra Anibacachi y Rancho Búfalo muestran gran variación en los ambientes tectónicos de las rocas de origen, sin embargo, los resultados obtenidos de los diagramas de función discriminante son consistentes con la evolución tectónica regional del área de estudio.

Palabras clave: geoquímica; paleointemperismo; ambiente tectónico; Formación Morita; Sonora; México

Abstract:

Geochemistry of major oxides was carried out on the siliciclastic rocks collected from the Sierra Anibacachi and Rancho Búfalo sections of the Morita Formation (Early Cretaceous) exposed in the northeast of Sonora, to interpret the paleoweathering conditions and tectonic settings of the source rocks. Geochemically, the siliciclastic rocks were classified as sub-litharenite, litharenite, subarkose and Fe-sand. The Morita Formation consists mainly of siliciclastic rocks that were deposited under fluvial conditions and the total thickness vary between 560 and 855 m in Sierra Anibacahi and Rancho Búfalo, respectively. The CIA and PIA values and A-CN-K diagram of sandstones from Sierra Anibacachi section indicate a low to intense chemical weathering of the source area, whereas CIA values for siltstone and shale show moderate intensity of chemical weathering in the source region. Similarly, the CIA and PIA values and the A-CN-K plot suggest that the sandstones from Rancho Búfalo section were derived from low to intensely weathered source region, whereas siltstones were received sediments from source rocks affected by low to moderate degree of chemical weathering. The siliciclastic rocks from Sierra Anibacachi and Rancho Búfalo sections show large variations in ICV values, indicating that these samples are compositionally immature to mature. The tectonic discriminant-function-based multidimensional diagram shows arc, rift and collision fields for the sandstones from Sierra Anibacachi section, rift and collision for siltstone, while collision setting for shales. However, most of the sandstones and siltstones from Rancho Búfalo section fall in the arc field, whereas some sandstones fall in the collision field. The siliciclastic rocks from Sierra Anibacachi and Rancho Búfalo section show large variations in the tectonic settings of the source rocks. However, the results obtained from the discriminant function diagrams are consistent with a regional tectonic evolution of the study area.

Key words: geochemistry; paleoweathering; tectonic settings; Morita Formation; Sonora; Mexico

Introducción

Las rocas sedimentarias siliciclásticas proporcionan abundante información sobre la composición, marco tectónico y el desarrollo evolutivo de la corteza continental (Taylor y McLennan, 1985; McLennan et al., 1993). Las unidades sedimentarias arenosas son parte importante de las cuencas sedimentarias en todo el mundo y constituyen reservorios potenciales en la mayoría de las provincias petroleras. Las características texturales de tales unidades son principalmente producto de la meteorización del área fuente y del transporte y procesos sedimentarios asociados, mientras que su composición depende de la mineralogía primaria de las rocas del área fuente y del marco tectónico de la cuenca de depósito (Bhatia y Crook, 1986; Das y Haake, 2003; Jin et al., 2006). Por lo tanto, la geoquímica de las rocas sedimentarias siliciclásticas ha sido empleada como un indicador sensible para determinar las condiciones de meteorización del área fuente y procedencia de los sedimentos (Roser y Korsch, 1986, 1988; Goetze, 1998; Cullers, 2000; Getaneh, 2002; Ohta, 2004; Huntsman-Mapilaa et al., 2005; Madhavaraju y Lee, 2010; Madhavaraju, 2015; Armstrong-Altrin et al., 2014, 2016; Tapia-Fernandez, et al., 2017).

La composición geoquímica de las rocas clásticas también se ha usado ampliamente para descifrar la composición del área fuente (Wronkiewicz y Condie, 1987, 1989, 1990; McLennan et al., 1995; Cullers, 2000; Cullers y Podkovyrov, 2000; Bhat y Ghosh, 2001; Condie et al., 2001; Chakrabarti et al., 2007a, 2017b; Armstrong-Altrin et al., 2013; Madhavaraju, 2015; Madhavaraju et al., 2016a; Ramachandran et al., 2016), para evaluar procesos de meteorización y paleoclimas (e.g.Nesbitt y Young, 1982; Sreenivas y Srinivasan, 1994; Fedo et al., 1995, 1996; Madhavaraju et al., 2016b) , para reconstruir los marcos tectónicos de las cuencas (e.g. Bhatia, 1983; Bhatia y Crook, 1986; Roser y Korsch, 1986, 1988; McLennan et al., 1990; Verma y Armstrong-Altrin, 2013, 2016), para cuantificar los procesos secundarios como metasomatismo postdepositacional (e.g. Fedo et al., 1995, 1997) y también para evaluar la composición y evolución de la corteza continental (e.g.Taylor y McLennan, 1985, 1995; Gibbs et al., 1986; McLennan y Taylor, 1991; Condie, 1993; Lahtinen, 2000; Rudnick y Gao, 2004).

La geoquímica de las lutitas ofrece mayor información con relación a la composición promedio de la corteza continental superior, ya que conserva la firma original de su procedencia e historia diagenética (Baioumy e Ismael, 2010; DaPeng et al., 2012; Mondal et al., 2012; Spalletti et al., 2012). La composición geoquímica de las rocas clásticas de grano fino ha sido usada para interpretar las características de la roca fuente, la intensidad de la meteorización y el marco tectónico (Bhatia, 1983; Taylor y McLennan, 1985; Bhatia y Crook, 1986; Feng y Kerrich, 1990; Cullers, 1994; Madhavaraju y Lee, 2010; Armstrong-Altrin et al., 2013; Madhavaraju, 2015; Tobia y Shangola, 2016).

El presente artículo presenta el estudio geoquímico de óxidos mayores llevado a cabo en rocas siliciclásticas de las columnas de la Formación Morita en las áreas de Sierra Anibacachi y Rancho Búfalo en el noreste de Sonora, México (Figura 1). La Formación Morita es parte del Grupo Bisbee (Ransome, 1904) y los objetivos principales de este trabajo son interpretar las variaciones en las condiciones de meteorización del área fuente que dieron origen a los sedimentos que componen a la Formación Morita, así mismo, inferir el marco tectónico de las rocas de las regiones de procedencia.

Figura 1 Mapa de localización del área de estudio. 

Estratigrafía

Las formaciones sedimentarias que componen al Grupo Bisbee están bien expuestas en el noreste de Sonora y el sureste de Arizona. Desde la base a la cima, las rocas del Grupo Bisbee se conforman por el Conglomerado Glance, Formación Morita, Caliza Mural y Formación Cintura. Estas unidades fueron depositadas en la Cuenca Bisbee (Dickinson et al., 1986) durante el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior y representan ambientes aluviales, fluviales y marinos someros. En el noreste de Sonora, el Grupo Bisbee sobreyace discordantemente a rocas volcánicas y sedimentarias del arco continental Jurásico Nazas (Busby-Spera, 1988; Busby-Spera et al., 1990; Lawton y Molina-Garza, 2014) y a una secuencia Paleozoica que a su vez descansa sobre un basamento paleoproterozoico formado por el Esquisto Pinal y por granitos mesoproterozoicos que lo cortan (Anderson y Silver, 2005; Page et al., 2010; Solari et al., 2017).

La Formación Morita, objeto de este estudio, consiste en una secuencia clástica con intercalaciones de tobas volcánicas que fue depositada durante el Cretácico Inferior y la forman principalmente secuencias grano-decreciente, superpuestas, de origen fluvial compuestas por areniscas, limolitas, lutitas y escasos conglomerados. El espesor total de esta formación varía de 280 a 1200 m en Sonora y su estratigrafía ha sido estudiada por varios autores en diversas areas (Taliaferro, 1933; Jaques-Ayala, 1992, 1995; González-León, 1994; Monreal et al., 1994; Jacques-Ayala, 1995; Peryam et al., 2012). Escasos estudios locales de direcciones de paleocorrientes y procedencia en las áreas de Sierra El Chanate, Cerro de Oro y Tuape del norponiente y centro de Sonora indican que la Formacion Morita fue depositada por sistemas de ríos meándriformes con dirección de transporte hacia el este desde fuentes volcánicas localizadas al oeste de la cuenca Bisbee (González-León, 1994; Peryam et al., 2012).

Estratigrafía de la Formación Morita en la Sierra Anibacachi

La Formación Morita, que aflora en la parte norte de la Sierra Anibacachi, tiene un espesor de 560 m y sobreyace abruptamente un paquete de lodolitas-limolitas moradas con abundantes capas y nódulos calcáreos que representan paleosuelos de la parte superior del Conglomerado Glance (Figura 2). En su parte superior la Formación Morita pasa gradualmente a lutitas calcáreas y calizas con bivalvos marinos de la Caliza Mural. La Formación Morita en esta localidad está formada por ciclos superpuestos de origen fluvial que tienen espesores de 15 a 60 m (Figura 3). La parte inferior de cada ciclo se compone de un paquete de arenisca de hasta 10 m de espesor, con base erosiva, donde las capas mayores a 1 m de espesor tienen comúnmente estratificación cruzada y planar. Una capa lenticular de conglomerado, de menos de 80 cm de espesor, puede a veces estar presente en la parte basal del ciclo. Encima de las areniscas aparecen paquetes de lutitas y limolitas de hasta 50 m de espesor, comúnmente de colores rojizos a púrpuras y con perforaciones y rastros de organismos que producen bioturbación local. Dentro de las lutitas y limolitas se intercalan arenisca de grano fino a medio, con laminación paralela, a veces bioturbadas que ocurren en capas de hasta 50 cm de espesor. Intercalados dentro de las limolitas-lutitas también se tienen abundantes nódulos calcáreos de origen pedogénico en niveles de hasta 50 cm de espesor. Los 145 m más superiores de esta formación en la Sierra Anibacachi, están dominados por lutitas y limolitas púrpuras, rojizas y verdosas, masivas a localmente laminadas, que tienen intercalaciones de capas lenticulares de areniscas de granos finos menores a 40 cm de espesor, ocasionales nódulos calcáreos pedogénicos y restos de madera fósil.

Figura 2 Mapas geológicos de las áreas de Sierra Anibacachi (arriba) y Rancho Búfalo (abajo). 

Figura 3 Columna litoestratigráfica de la Formación Morita en las secciones Sierra Anibacachi y Rancho Búfalo. 

Estratigrafía de la Formación Morita en Rancho Búfalo

La Formación Morita en la sección Rancho Búfalo tiene 855 m de espesor y se superpone a un paquete de 120 m de espesor de lutitas, limolitas y calizas bioclásticas que a su vez sobreyace discordantemente al Conglomerado Glance. Este paquete intermedio puede ser correlacionable con las formaciones equivalentes, Cerro de Oro y La Colgada (Figura 2) que afloran en la parte suroccidental de la cuenca Bisbee en Sonora (Peryam et al., 2012). La parte superior de la Formación Morita se encuentra en contacto gradacional con calizas bioclásticas del Miembro Rancho Búfalo de la Caliza Mural.

En su parte basal la Formación Morita consiste en un intervalo de 5 m de espesor de areniscas de grano grueso a conglomeráticas que gradúan hacia arriba a paquetes de 10 m de espesor de lutitas-limolitas masivas púrpuras con intercalaciones menores de capas de areniscas de grano medio a grueso (Figura 3). El resto de la formación lo forman ciclos fluviales superpuestos de 5 a 130 m de espesor que consisten de capas lenticulares de conglomerados con base erosiva que están sobreyacidas por niveles de hasta 10 m de arenisca con estratificación cruzada. Estas últimas gradúan hacia arriba a paquetes de lutitas-limolitas masivas a localmente laminadas, rojizas a púrpura y que se vuelven de colores gris a verdosos hacia la parte superior de la formación. Intercaladas con las lutitas-limolitas se tienen capas lenticulares, delgadas a medianas de areniscas rojizas de grano medio a fino que presentan estratificación cruzada planar, laminación paralela y escasa bioturbación. En la parte inferior de la formación se tienen varias capas de tobas de ceniza que tienen espesores de hasta 20 cm.

Materiales y métodos

Durante el presente estudio se analizaron 62 muestras de areniscas, limolitas y lutitas para determinar su composición química en óxidos mayores. De éstas, 35 muestras corresponden a la columna de la Sierra Anibacachi y 27 fueron colectadas de la columna de Rancho Búfalo. Además, también fueron analizadas dos muestras del Esquisto Pinal y cuatro del granito Mesteñas con el fin de caracterizar geoquímicamente las rocas que en la región noroeste de Sonora constituyen el basamento Proterozoico. Las muestras fueron pulverizadas en un mortero de ágata y fundidas en perlas de vidrio para el análisis de elementos mayores. Esta medición se realizó por medio de la técnica de fluorescencia de rayos-X en discos fusionados de LiBO2/Li2B4O7, utilizando un espectrómetro de fluorescencia de rayos-X Siemens SRS-3000 con un tubo con ánodo de Rh como fuente de radiación. Los efectos de absorción/realce fueron corregidos usando el método de Lachance y Traill (1966), incluido en el software SRS-3000. Se utilizó el estándar geoquímico JGB1 (GSJ) para determinar la calidad de los análisis químicos. La precisión de los análisis presenta errores inferiores al ±2% para SiO2, Fe2O3 y CaO (1.24%, 0.73%, 1.52%, respectivamente) y menores al ±5% para Al2O3, MgO y Na2O (3.61%, 3.44%, 3.33%, respectivamente). Las precisiones para MnO y P2O5 presenta errores inferiores al ±5% (5.27%, 7.14%, respectivamente). Un gramo de muestra fue calentada a 1000 ºC en crisol de porcelana durante 1 hora para medir la pérdida por ignición (LOI: Loss on ignition, por sus siglas en inglés).

Resultados

Sección Sierra Anibacachi

Las areniscas de esta sección tienen una mayor concentración de SiO2 (62.5 a 94.6%) que las limolitas y lutitas (56.1 a 67.7%, 49.9 a 65.8%, respectivamente). En cambio, las limolitas y lutitas tienen mayor contenido en Al2O3 (6.41 a 8.86%, 9.88 a 17.05%, respectivamente) que los valores obtenidos en las areniscas (1.81 a 7.03%). Las areniscas y lutitas muestran variaciones más grandes en los contenidos en CaO (0.05-15.50%; 0.63-15.35%; respectivamente) que las limolitas (9.09-15.27%). Las areniscas y limolitas tienen contenidos más bajos de TiO2, MgO, Na2O y K2O que las lutitas. Por último, las areniscas, limolitas y lutitas tienen bajo contenido de MnO y P2O5 (Tabla 1). En el diagrama de Herron (1988) Log (Fe2O3/K2O) vs Log (SiO2/Al2O3), Figura 4a, la mayoría de las muestras de areniscas caen dentro de los campos sub-litarenita, litarenita y sub-arcosa, mientras que las muestras de lutita se encuentran en los campos de wacka y lutita. La relación K2O/Al2O3 de las rocas sedimentarias terrígenas puede ser usada como un indicador de la composición original de sedimentos antiguos, porque dicha relación es diferente para minerales de arcilla y feldespatos. Continuando con la relación anterior, el rango de valores para minerales de arcilla es de 0.0 a 0.03 y para feldespatos el rango se encuentra entre 0.3 y 0.9 (Cox y Lowe, 1995). En el presente estudio, los valores de la relación varían de la siguiente manera: areniscas 0.15±0.06 (n=20), limolitas 0.22 ± 0.05 (n=8) y lutitas 0.22 ± 0.07 (n=7). Estos valores sugieren que esas muestras contienen cantidades considerablemente mayores de minerales de arcilla que de minerales portadores de K tales como feldespatos potásicos y micas.

Tabla 1 Datos de óxidos mayores (wt%) para areniscas, limolitas y lutitas de la Formación Morita en la sección Sierra Anibacachi. 

Muestra
Núm.
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PPC Suma CIA PIA ICV SiO2/
Al2O3
K2O/
Al2O3
K2O/
Na2O
Al2O3/
TiO2
Arenisca
SAMF2 90.07 0.17 5.66 0.41 0.03 0.39 0.11 1.57 0.31 0.06 1.2 99.99 64 66 0.53 15.9 0.06 0.2 33
SAMF5 81.68 0.21 5.14 0.8 0.03 0.24 5.16 0.8 0.98 0.03 4.88 99.95 58 61 1.6 15.9 0.19 1.22 24
SAMF6 69.63 0.35 5.72 1.29 0.07 0.33 11 0.48 1.31 0.06 9.62 99.88 66 73 2.6 12.2 0.23 2.72 16
SAMF8 74.02 0.15 4.75 0.54 0.08 0.22 9.85 1.01 0.75 0.03 8.38 99.78 54 54 2.65 15.6 0.16 0.74 33
SAMF10 81.84 0.14 4.82 0.62 0.05 0.21 5.29 2.17 0.13 0.03 4.69 99.98 40 40 1.78 17 0.03 0.06 34
SAMF11 62.49 0.2 5.26 0.72 0.18 0.33 15.5 2.23 0.45 0.04 12.58 99.98 40 39 3.73 11.9 0.08 0.2 27
SAMF13 68.53 0.29 5.35 1.24 0.09 0.39 11.82 0.91 1.06 0.04 10.25 99.95 56 58 2.95 12.8 0.2 1.16 19
SAMF14 83.13 0.16 4.3 0.33 0.03 0.12 4.95 1.54 0.43 0.04 4.29 99.31 44 43 1.76 19.3 0.1 0.28 27
SAMF17 77.63 0.35 7.03 2.05 0.07 0.31 4.8 1.04 1.54 0.09 5.03 99.95 58 61 1.44 11 0.22 1.48 20
SAMF18 88.08 0.29 5.21 0.32 0.02 0.17 1.65 1.18 0.83 0.04 2.13 99.92 52 53 0.86 16.9 0.16 0.7 18
SAMF20 86.14 0.23 4.4 0.8 0.04 0.19 3.21 1.24 0.58 0.03 3.11 99.97 48 48 1.43 19.6 0.13 0.47 19
SAMF22 74.65 0.42 6.89 2.07 0.06 0.95 5.85 0.87 1.63 0.05 6.5 99.95 60 64 1.72 10.8 0.24 1.88 16
SAMF-23 91.95 0.41 4.05 0.56 0.01 0.27 0.32 0.02 0.84 0.06 1.32 99.81 80 98 0.6 22.7 0.21 34.79 10
SAMF24 68.76 0.34 5.13 1.14 0.09 0.39 11.99 0.51 1.14 0.04 10.44 99.95 64 70 3.04 13.4 0.22 2.22 15
SAMF25 91.44 0.42 4.33 0.32 0.03 0.17 0.63 0.1 0.87 0.04 1.47 99.83 77 91 0.59 21.1 0.2 8.56 10
SAMF27 94.36 0.13 3.69 0.15 0.01 0.13 0.05 0.01 0.42 0.02 1.04 99.99 88 99 0.24 25.6 0.11 60.29 28
SAMF28 90.3 0.31 3.69 0.47 0.05 0.28 1.49 0.59 0.5 0.04 2.22 99.93 60 62 1 24.5 0.14 0.85 12
SAMF29 94.6 0.24 2.94 0.24 0.01 0.18 0.08 0.02 0.37 0.03 1.26 99.96 86 98 0.39 32.2 0.13 21.88 12
SAMF30 88.76 0.06 1.81 0.3 0.06 0.15 4.35 0.51 0.17 0.03 3.78 99.98 50 49 3.09 49 0.09 0.33 31
SAMF35 88.19 0.37 5.38 1.23 0.01 0.87 0.4 1.72 0.28 0.04 1.23 99.73 58 59 0.91 16.4 0.05 0.17 14
Promedio 82.3
± 9.7
0.3
± 0.1
4.7
± 1.2
0.7
± 0.5
0.05
± 0.04
0.3
± 0.2
4.9
± 4.75
0.9
± 0.68
0.7
± 0.4
0.04
± 0.02
4.7
± 3.6
99.9
± 0.2
60
± 14
64
± 19
1.6
± 1.0
19.2
± 8.9
0.15
± 0.06
1.37
± 2.01
21
± 8
Limolita
SAMF1 56.13 0.31 8.42 1.84 0.14 1.14 15.27 1.14 1.7 0.03 13.83 99.93 60 64 2.56 6.7 0.2 1.5 28
SAMF4 60.28 0.42 8.86 2.68 0.07 0.39 12.97 0.06 2.58 0.06 11.61 99.98 75 97 2.16 6.8 0.29 46.11 21
SAMF7 60.15 0.32 6.41 1.68 0.08 0.97 14.85 1.11 1.24 0.05 13.03 99.91 56 58 3.16 9.4 0.19 1.12 20
SAMF9 57.09 0.41 7.85 2.48 0.06 0.59 15.19 0.79 1.96 0.07 13.39 99.88 62 69 2.74 7.3 0.25 2.5 19
SAMF16 63.77 0.39 8.45 2.04 0.09 0.89 10.72 1.1 2.01 0.05 10.44 99.95 59 63 2.04 7.5 0.24 1.84 22
SAMF19 65.92 0.42 8.27 2.29 0.05 0.49 10.09 0.63 2.23 0.07 9.48 99.94 65 74 1.96 8 0.27 3.54 20
SAMF26 67.68 0.36 7.69 2.28 0.09 1.49 9.09 0.76 1.44 0.06 9.03 99.95 66 71 2.01 8.8 0.19 1.91 22
SAMF36 63.45 0.48 8.07 2.82 0.08 1.77 10.49 1.27 1.16 0.06 10.25 99.89 60 62 2.24 7.9 0.14 0.91 17
Promedio 62
± 4.1
0.4
± 0.06
8
± 0.74
2.3
± 0.4
0.08
± 0.03
0.9
± 0.4
12.33
± 2.5
0.85
± 0.39
1.79
± 0.50
0.06
± 0.01
11.38
± 1.8
99.9
± 0.03
63
± 6
70
± 12
2.36
± 0.42
7.8
± 0.9
0.22
± 0.05
1.90
± 0.89
21
± 3
Lutita
SAMF12 58.45 0.68 16.53 6.06 0.04 1.79 4.15 0.15 4.71 0.12 7.26 99.95 75 96 1.06 3.5 0.28 31.21 24
SAMF15 49.87 0.39 9.89 2.84 0.14 2.29 15.35 0.23 2.85 0.07 16.07 99.98 72 90 2.44 5 0.29 12.62 25
SAMF21 65.33 0.57 12.53 3.91 0.05 0.99 5.48 0.34 3.64 0.09 7.02 99.96 71 88 1.2 5.2 0.29 10.63 22
SAMF31 63.58 0.64 15.64 4.68 0.04 2.5 2.6 1.97 2.66 0.14 5.41 99.85 63 66 0.96 4.1 0.17 1.35 24
SAMF32 65.84 0.82 16.82 4.44 0.03 2.36 0.63 1.08 2.72 0.13 5.07 99.94 74 83 0.72 3.9 0.16 2.51 21
SAMF33 61.45 0.61 12.98 5.47 0.07 2.57 5.57 2.49 1.36 0.13 7.28 99.96 57 58 1.4 4.7 0.1 0.55 21
SAMF34 65.33 0.76 17.05 4.76 0.03 1.79 0.49 0.41 3.92 0.07 5.35 99.94 75 90 0.71 3.8 0.23 9.51 22
Promedio 61
± 5.3
0.64
± 0.13
14
± 2.53
4.59
± 0.9
0.06
± 0.04
2.04
± 0.52
4.89
± 4.68
0.95
± 0.86
3.12
± 1
0.11
± 0.03
7.64
± 3.56
99.9
± 0.04
70
± 6
82
± 13
1.21
± 0.55
4.3
± 0.6
0.22
± 0.07
9.77
± 9.83
23
± 2

Figura 4 a) Clasificación geoquímica de areniscas, limolitas y lutitas de la sección Sierra Anibacachi y b) Clasificación geoquímica de areniscas, limolitas y lutitas de la sección Rancho Búfalo utilizando diagramas Log(SiO2/Al2O3) - Log(Fe2O3/K2O) (Herron, 1988). 

Sección Rancho Búfalo

Tanto las areniscas como las limolitas de esta sección tienen una alta concentración de SiO2 (74.6 a 93.4%, 74.0 a 83.0%, respectivamente). El contenido de Al2O3 es más alto en las limolitas (9.4 a 9.9%) que en las areniscas (3.1 a 8.9%). También, las limolitas muestran un rango más amplio en su contenido de Fe2O3 (0.69 a 6.53%) que las areniscas (0.46 a 2.14%). Por otra parte, las areniscas muestran mayores variaciones en contenido de CaO (0.21-6.91%) que las limolitas (0.37-1.43%). Las areniscas y limolitas tienen más bajas concentraciones de K2O que de Na2O (Tabla 2). Otros elementos mayores tales como el TiO2, MnO, MgO y P2O5 muestran bajas concentraciones tanto en las areniscas como en las limolitas (Tabla 2). En el diagrama de Herron (1988), Figura 4b, que muestra el Log (Fe2O3/K2O) vs Log (SiO2/Al2O3) la mayoría de las areniscas y limolitas caen dentro del campo de sub-litarenita, litarenita y arena-Fe. Los promedios de la relación K2O/Al2O3 de las areniscas y limolitas están dentro del rango de minerales de arcilla (0.07 ±0.04, n=24 y 0.04 ±0.03, n=3, respectivamente).

Tabla 2 Datos de óxidos mayores (wt%) para areniscas y limolitas de la Formación Morita en la sección Rancho Búfalo. 

Muestra
Núm.
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 PPC Suma CIA PIA ICV SiO2/
Al2O3
K2O/
Al2O3
K2O/
Na2O
Al2O3/
TiO2
Arenisca
RBMF1 74.55 0.28 8.57 2.14 0.09 0.62 4.73 2.9 1.12 0.05 5.1 100.14 44 44 1.38 8.7 0.13 0.39 31
RBMF3 84.01 0.13 7.19 0.99 0.06 0.31 1.73 3.28 0.49 0.04 1.95 100.16 44 44 0.97 11.7 0.07 0.15 54
RBMF4 83.24 0.36 8.77 1.7 0.02 0.35 0.31 4 0.33 0.05 0.9 100.02 54 54 0.81 9.5 0.04 0.08 25
RBMF5 85.55 0.19 7.29 1.55 0.02 0.33 0.41 3.14 0.48 0.02 1.05 100.02 53 53 0.84 11.7 0.07 0.15 39
RBMF6 84.39 0.22 8.04 0.91 0.03 0.55 0.88 3.15 0.36 0.03 1.66 100.21 53 53 0.76 10.5 0.04 0.11 37
RBMF8 82.71 0.13 8.92 1.56 0.04 0.52 0.76 2.85 0.51 0.03 2.14 100.16 57 58 0.71 9.3 0.06 0.18 70
RBMF10 79.56 0.12 7.3 0.85 0.15 0.19 4.09 4.22 0.04 0.02 3.57 100.1 - 34 1.32 10.9 0 0.01 59
RBMF12 85.69 0.04 7.65 1.17 0.01 0.55 0.35 2.03 0.55 0.03 1.9 99.96 63 64 0.61 11.2 0.07 0.27 212
RBMF13 83.92 0.22 8.18 1.81 0.02 0.54 0.28 2.94 0.81 0.02 1.41 100.15 57 58 0.81 10.3 0.1 0.28 37
RBMF14 90.15 0.09 5.19 0.62 0.01 0.37 0.31 1.89 0.31 0.02 1.2 100.15 56 57 0.69 17.4 0.06 0.16 60
RBMF15 87.53 0.18 6.5 0.81 0.01 0.72 0.42 1.45 0.37 0.04 2.14 100.17 65 66 0.61 13.5 0.06 0.26 37
RBMF16 85.69 0.21 5.65 1.01 0.03 0.64 1.82 1.18 0.73 0.04 2.85 99.84 55 56 0.99 15.2 0.13 0.62 27
RBMF17 90.85 0.17 4.73 0.68 0.01 0.4 0.24 1.18 0.21 0.18 1.42 100.07 65 65 0.61 19.2 0.04 0.18 29
RBMF18 88.52 0.02 3.15 0.46 0.06 0.35 3.1 0.97 0.21 0.02 3.14 100 48 48 1.64 28.1 0.07 0.22 175
RBMF19 80.53 0.18 3.96 0.75 0.08 0.54 6.43 1.2 0.41 0.04 5.92 100.03 47 47 2.42 20.3 0.1 0.35 23
RBMF20 86.72 0.19 4.11 0.84 0.05 0.57 2.94 0.93 0.4 0.04 3.34 100.12 54 55 1.44 21.1 0.1 0.43 22
RBMF21 84.16 0.3 3.77 0.47 0.06 0.37 4.87 0.09 0.71 0.04 5.26 100.1 78 91 1.82 22.3 0.19 8.24 12
RBMF22 93.38 0.17 3.47 0.73 0.04 0.35 0.21 0.05 0.16 0.03 1.49 100.09 91 96 0.49 26.9 0.05 3.49 21
RBMF23 76 0.27 5.5 1.28 0.09 1.24 6.91 0.82 0.68 0.05 7.3 100.14 62 64 2.05 13.8 0.12 0.83 20
RBMF24 79.12 0.43 4.24 0.96 0.06 0.72 6.79 0.47 0.38 0.05 6.82 100.04 68 71 2.31 18.7 0.09 0.8 10
RBMF25 81.32 0.28 5.09 1.91 0.06 1.75 3.8 0.9 0.3 0.04 4.69 100.11 61 62 1.77 16 0.06 0.33 18
RBMF26 80.65 0.44 4.84 1.6 0.07 1.76 5.19 0.76 0.18 0.04 5.6 101.12 64 65 2.07 16.7 0.04 0.24 11
RBMF28 89.14 0.24 3.74 1.18 0.08 0.67 1.71 0.01 0.15 0.06 3.17 100.14 53 53 1.08 23.9 0.04 15.4 16
RBMF29 82.06 0.25 3.14 0.72 0.04 0.59 6.34 0.36 0.15 0.03 6.47 100.15 70 71 2.7 26.2 0.05 0.42 12
Promedio 84.1
± 0.11
0.21
± 0.11
5.7
± 1.9
1.11
± 0.48
0.05
± 0.03
0.62
± 0.4
2.69
± 2.43
1.70
± 1.29
0.42
± 0.25
0.04
± 0.03
3.35
± 2.03
100.1
± 0.2
59
± 11
60
± 14
1.29
± 0.66
16.4
± 6
0.07
± 0.04
0.31
± 0.22
30
± 17
Limolita
RBMF7 78.54 0.33 9.78 2.53 0.05 1.02 1.45 2.65 0.69 0.03 3.03 100.1 56 56 0.89 8 0.07 0.26 30
RBMF9 83.03 0.17 9.35 0.69 0.01 0.24 0.37 5.32 0.05 0.03 0.83 100.09 50 50 0.73 8.9 0.01 0.01 55
RBMF11 74 0.44 9.86 6.53 0.1 2.09 1.29 1.17 0.54 0.03 4.04 100.09 69 71 1.23 7.5 0.05 0.46 22
Promedio 78.5
± 4.5
0.31
± 0.14
9.6
± 0.2
3.25
± 2.9
0.05
± 0.04
1.12
± 0.93
1.03
± 0.58
3.05
± 2.1
0.43
± 0.33
0.03
± 0.0
2.63
± 1.64
100
± 0.01
58
± 10
59
± 11
0.95
± 0.26
8.1
± 0.7
0.04
± 0.03
0.24
± 0.23
36
± 17

Discusión

Meteorización

La intensidad y duración de la meteorización en las rocas sedimentarias se puede evaluar mediante la relación entre los elementos alcalinos y alcalinotérreos (Nesbitt y Young, 1982). La meteorización química de sedimentos ocurre durante la exposición de la roca fuente, el transporte en sistemas fluviales y el reciclado sedimentario, donde cada ciclo involucra meteorización química adicional (Pollack, 1961; Franzinelli y Potter, 1983; Johnsson et al., 1991; Nesbitt et al., 1996). Los efectos de la meteorización química durante el transporte en sistemas fluviales han sido estudiados por diversos autores (Pollack, 1961; Breyer y Bart, 1978; Franzinelli y Potter, 1983; Johnsson et al., 1991; Nesbitt et al., 1996) y dichos efectos pueden variar desde insignificantes hasta considerables (Pollack, 1961; Breyer y Bart, 1978; Johnsson et al, 1991; Nesbitt et al., 1996, 1997) dependiendo de la labilidad de los minerales, el clima, la distancia de transporte y el marco tectónico. Durante la meteorización, los elementos solubles como el Na y Ca son mayormente removidos, mientras que los elementos insolubles tales como Al son generalmente fijados en el perfil de meteorización (Nesbitt et al., 1980). Tales cambios químicos son transferidos al registro sedimentario (e.g., Nesbitt y Young, 1982; Wronkiewicz y Condie, 1987), proporcionando por lo tanto una herramienta útil para el monitoreo de las condiciones de meteorización del área fuente.

Nesbitt et al. (1997) propusieron un perfil de meteorización idealizada dividido en cuatro zonas mineralógicas. La zona IV, inmediatamente por encima de la roca madre, es la menos alterada, con abundancia de fragmentos de roca, cuarzo y feldespatos y ausencia de minerales de arcilla. La zona III se caracteriza por la abundancia de granos de cuarzo y feldespatos, sin embargo se tienen, cantidades apreciables de fragmentos de roca y pequeñas cantidades de minerales de arcilla complejos (esmectita, vermiculita e ilita). La zona II, consiste en una abundancia de cuarzo y feldespatos, abundante mineral de arcilla y cantidades menores o ausencia de fragmentos de roca. Por último, la Zona I, la cual es la zona más intensamente meteorizada contiene abundante cuarzo, en segundo lugar minerales de arcilla y en tercero los productos de alteración (oxihidróxidos de Al, Fe y Ti).

Diversos autores han propuesto varios tipos de índices de meteorización (Nesbitt y Young, 1982; Harnois, 1988), que son generalmente usados por varios investigadores (Madhavaraju y Ramasamy, 2002; Armstrong-Altrin et al., 2004; Nagarajan et al., 2007; Bhuiyan et al., 2011; Sun et al., 2012; Zaid, 2012; Madhavaraju, 2015; Ramachandran et al., 2016). El índice químico de alteración (CIA: Nesbitt y Young, 1982) es ampliamente usado en los estudios geoquímicos sedimentarios para evaluar el grado de meteorización en el área fuente. Este valor se calcula utilizando las proporciones moleculares de la siguiente fórmula: CIA = [Al2O3/ (Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)] x 100 (Nesbitt y Young, 1982), donde CaO* representa la cantidad de óxido de calcio en los minerales silicatados solamente. En el presente estudio, hemos seguido el método propuesto por McLennan (1993) para calcular el CaO*, en el cual los valores de CaO son aceptados solamente si CaO [Na2O y, cuando CaO] Na2O, se asume que el contenido de CaO equivale al de Na2O y por lo tanto se sustituye con el mismo.

Las areniscas de la columna de la Sierra Anibacachi muestran las variaciones más grandes en los valores CIA (40‒88), mientras que las limolitas y lutitas varían de 56 a 75 y 57 a 75, respectivamente (Tabla 1). Las rocas no meteorizadas exhiben valores CIA de 50 (Nesbitt y Young, 1982) y el valor CIA para el rango promedio de las lutitas es de 70-75 (Taylor y McLennan, 1985). Por otra parte, las rocas fuente intensamente meteorizadas muestran valores de 100 para CIA y la composición mineral tiende hacia caolinita o gibbsita (Nesbitt y Young, 1982). El valor PIA (Índice de alteración de plagioclasas) es otro índice para inferir la intensidad de meteorización química de las rocas sedimentarias y puede ser calculado de la siguiente manera: PIA = [(Al2O3 ‒ K2O)/(Al2O3+CaO*+Na2O‒K2O)] × 100, utilizando la proporción molecular de cada óxido mencionado (Fedo et al., 1995). Los valores PIA de las muestras de areniscas, limolitas y lutitas estudiadas varían entre 39 y 98 (arenisca: 39‒98, promedio: 64±19, número de muestras, n=20; limolita: 58‒97, 70±12, n=8; lutita: 58‒96, 82±13, n=7; Tabla 1). Las amplias variaciones observadas en los valores CIA y PIA de las areniscas indican una baja a intensa meteorización en el área fuente, mientras que los valores CIA para las limolitas y lutitas muestran una intensidad moderada de meteorización química en el área fuente. Los valores PIA de las areniscas, limolitas y lutitas son consistentes con los valores CIA.

Por otro lado, para las rocas de la columna de Rancho Búfalo los valores CIA varían de 44 a 91 (arenisca: 44-78; excepto una muestra (RBMF22) la cual presenta un alto valor CIA de 91; limolitas: 50-69; Tabla 2). De igual manera, las areniscas muestran mayores variaciones en sus valores de PIA (44‒96, 60±14, n=24) que las limolitas (50‒71, 59±11, n=3; Tabla 2), lo que sugiere que el área fuente de la cual se derivaron las areniscas fue meteorizada con una intensidad baja a intensa, mientras que las limolitas recibieron sedimentos de una roca fuente afectada con un bajo a moderado grado de meteorización química.

Además, un diagrama ternario Al2O3-CaO* + Na2O-K2O (A-CN-K) es una herramienta importante con la cual examinar la tendencia de meteorización de las rocas fuente cuando la corteza superior está dominada por rocas ricas en plagioclasas y feldespatos-K y sus productos de la meteorización (Nesbitt y Young, 1984, 1989; Fedo et al., 1995). Durante la etapa inicial de meteorización, los sedimentos derivados de las rocas ígneas se representan principalmente a lo largo de la línea A-CN porque el Na2O y CaO son lixiviados de la plagioclasa disuelta anteriormente. La destrucción de la plagioclasa ocurre cuando se tiene un incremento en la intensidad de meteorización de las rocas del área fuente, que conduce a la pérdida significativa de Ca y Na de la plagioclasa y los sedimentos resultantes se representan principalmente paralelos al eje A-K. En el diagrama A-CN-K (Figura 5a), la mayoría de las areniscas y limolitas así como algunas lutitas de la sección Sierra Anibacachi siguen una tendencia lineal (línea discontinua en la Figura 5a) paralela al plano A-CN, mientras que la mayoría de las lutitas y escasas arenisca se grafican paralelas al plano A-K y sólo algunas muestras de arenisca se aproximan hacia “A” (Figura 5a). La mayoría de las areniscas y de las limolitas forman un grupo definido, mientras la mayoría de las lutitas constituyen un grupo reducido y escasas muestras de arenisca forman otro grupo. Una gran parte de nuestras muestras de arenisca aparecen cercanas a la línea de unión de feldespatos, sugiriendo que las Zonas III y IV contribuyeron significantemente a los sedimentos (vea la zona de clasificación en Nesbitt et al., 1997). Pocas areniscas caen cercanas al límite A-K, lo que indica una remoción de plagioclasa producto de la meteorización química y un enriquecimiento residual de cuarzo. Lo anterior sugiere que esas areniscas fueron principalmente derivadas de la Zona II. Dos muestras de lutita se representan ligeramente alejadas de la línea de unión de feldespatos indicando que prácticamente ha ocurrido una mínima meteorización química y que las muestras de lutita se componen principalmente de rocas de basamento trituradas en lugar de minerales de arcilla aluminosos. El resto de las muestras se representan como un grupo y se localizan a lo largo de la línea A-K, sugiriendo que las lutitas recibieron sedimentos principalmente de las Zonas III y IV. Esto además, apoya la idea de que las areniscas fueron sometidas a una intensidad de meteorización química de baja a intensa en el área fuente, mientras que las limolitas y lutitas recibieron los sedimentos de rocas fuente meteorizadas con una intensidad moderada.

Figura 5 a) Diagrama A-CN-K mostrando la tendencia de meteorización de areniscas, limolitas y lutitas de la sección Sierra Anibacachi, y b) Diagrama A-CN-K mostrando la línea de meteorización de areniscas y limolitas de la sección Rancho Búfalo de la Formación Morita (Nesbitt y Young, 1982) A: Al2O3; CN: CaO* + Na2O; K: K2O (proporciones moleculares). Esquisto Pinal y Granito Mestañas (este estudio), Basalto y datos de UCC de Condie, 1993

De igual manera, en el diagrama A-CN-K, la mayoría de las areniscas y limolitas de la sección Rancho Búfalo forman una tendencia lineal (línea discontinua) paralela al plano A-CN, en el cual una muestra se aproxima al vértice “A” (Figura 5b). Muchas areniscas y sólo dos limolitas se ubican cerca de la línea de unión de feldespatos, mientras que algunas areniscas y solamente una limolita se representan alejadas de la línea de unión de los feldespatos, lo que indica que esas areniscas y limolitas son derivadas principalmente de las Zonas III y IV del perfil de meteorización en la región de origen (e.g., Nesbitt et al., 1997). Una arenisca se representa cerca al vértice “A”, indicando que tiene aporte de la Zona II. Esto sugiere que esas areniscas y limolitas recibieron sedimentos de rocas fuente afectadas por un grado de meteorización química de bajo a moderado (excepto la muestra RBMF22, la cual presenta un intenso grado de meteorización química).

El diagrama ternario A-CN-K puede ser usado para ilustrar los valores CIA gráficamente, para inferir la composición de las rocas del área fuente, la intensidad del metasomatismo-K postdepositacional y para evaluar el rol de meteorización estática y no estática (Nesbitt y Young, 1984; Fedo et al., 1995; Nesbitt et al., 1996, 1997). En el presente estudio, las rocas siliciclásticas de ambas secciones muestran valores CIA bastante variables y también exhiben una importante dispersión a lo largo de la tendencia de meteorización proyectada. Tal meteorización no uniforme es típica de un estado de condiciones no estáticas, lo que indica un tectonismo activo que permite la erosión de todas las zonas dentro del perfil de meteorización desarrolladas sobre la roca fuente (e.g., Nesbitt et al., 1997).

La intensidad de la meteorización química puede ser inferida utilizando el Índice Químico de Variabilidad (ICV por sus siglas en inglés; Cox et al., 1995). Durante la meteorización química, el contenido de alúmina se incrementa y simultáneamente el contenido de materiales ferromagnesianos disminuye. Por lo tanto, estos dos parámetros proporcionan la información respecto a la madurez de las rocas sedimentarias. La madurez de las rocas sedimentarias se calcula utilizando los valores ICV (ICV = (CaO + Na2O + Fe2O3 + MgO + MnO + TiO2)/Al2O3) (Cox et al., 1995). El intervalo y promedio de lo valores ICV para las areniscas, limolitas y lutitas de la Sierra Anibacachi varían significantemente (0.24‒3.73, 1.64±1.04, n=20; 1.96‒3.16, 2.36±0.42, n=8; 0.71‒2.41, 1.21±0.55, n=7; respectivamente). En cambio, los valores ICV para las areniscas y limolitas de la sección Rancho Búfalo tienen un rango entre 0.49-2.70 (1.29±0.66, n=24) y entre 0.73-1.23 (0.95±0.26, n=3), respectivamente. Las rocas siliciclásticas de estas dos secciones muestran grandes variaciones en los valores ICV, indicando que sus rocas siliciclásticas son composicionalmente de carácter inmaduro a maduro. Las rocas sedimentarias con tales variaciones amplias en valores ICV se encuentran principalmente en los campos tectónicamente activos (Cox et al., 1995), donde los sedimentos pueden ser derivados de varias zonas que contienen sedimentos inmaduros a maduros. Eso no permitió que los sedimentos perdieran elementos solubles y que los minerales primarios, como feldespato, se transformaran en arcillas ricas en aluminio. Por lo tanto, los sedimentos resultantes tienen valores ICV muy altos (e.g., Mondal et al., 2012). Los datos presentados aquí sugieren que las rocas sedimentarias con mayores valores ICV derivaron principalmente de la Zona IV del perfil de intemperismo de la región fuente.

Marco tectónico

La petrografía y geoquímica de las rocas clásticas se ha utilizado comúnmente para discriminar los ambientes tectónicos de cuencas antiguas (Dickinson y Suczek, 1979; Maynard et al., 1982; Bhatia, 1983; Dickinson et al., 1983; Roser y Korsch, 1985, 1986, 1988; Taylor y McLennan, 1985; Bhatia y Crook, 1986; McLennan y Taylor, 1991; Girty et al., 1993; Spalletti et al., 1991, 1992; McLennan et al., 1993; Murray, 1994). Sin embargo, numerosos investigadores han expresado serias dudas sobre la posibilidad de discriminar los marcos tectónicos a partir del uso de datos geoquímicos (e.g., Ryan y Williams, 2007; Pe-Piper et al., 2008) debido a los diversos factores considerados, tales como la litología, ambiente tectónico, clima, relieve y la pendiente del área fuente.

Bhatia (1983) y Roser y Korsh (1986) han propuesto diversos diagramas como TiO2 vs Fe2O3+MgO Al2O3/SiO2 vs Fe2O3+MgO y K2O/Na2O vs SiO2 para identificar los ambientes tectónicos de cuencas desconocidas. Esos diagramas son extensamente usados, pero no integran análisis estadísticos lógicos de datos composicionales (Thomas y Aitchison, 2005; Agrawal y Verma, 2007; Verma, 2010, 2012; Verma y Armstrong-Altrin, 2013) y diversos autores han expresado preocupación sobre la posibilidad de discriminar marcos tectónicos a partir de los datos geoquímicos (e.g., Ryan y Williams, 2007; Pe-Piper et al., 2008; von Eynatten y Dunkl, 2012). Los diagramas de discriminación de marco tectónico propuestos por Bhatia (1983) y Roser y Korsch (1986) fueron evaluados por Armstrong-Altrin y Verma (2005) y se obtuvo que la relación de éxito para los diagramas es muy bajo. Varios autores han expresado la desventaja de esos diagramas discriminatorios tradicionales para rocas silisiclásticas (e.g., Weltje, 2006, 2012; Caja et al., 2007; Borges et al., 2008; Armstrong-Altrin, 2009; Blanco et al., 2011; Guo et al., 2011; Caracciolo et al., 2012; Ghosh et al., 2012; Zaid, 2012).

Verma y Armstrong-Altrin (2013) propusieron dos nuevos diagramas de función discriminante basados en contenidos de óxidos mayores de sedimentos siliciclásticos para discriminar ambientes tectónicos de arcos de islas o continentales, rift continental, y en ambientes de colisión. Estos diagramas incluyen la discriminación tectónica basada en rocas con alto sílice [(SiO2)adj = 63%-95%] y bajo sílice [(SiO2)adj = 35%-63%] y fueron elaborados con base en datos publicados de rocas siliciclásticas del Neógeno-Cuaternario de ambientes tectónicos conocidos, aplicando la conversión a loge de los 10 elementos mayores utilizando SiO2 como el común denominador, y el análisis discriminante lineal de estas conversiones. Los valores para (SiO2)adj se obtienen al recalcular el contenido de SiO2 cuando al total de la muestra se le resta el valor de LOI.

En el presente estudio, las rocas siliciclásticas de la Sierra Anibacahi y Rancho Búfalo muestran valores mayores a 63% de SiO2adj. Por lo tanto, se usaron los diagramas de función discriminante basados en alto sílice con el fin de identificar los ambientes tectónicos de la Formación Morita. En este diagrama (Verma y Armstrong-Altrin, 2013) (Figura 6a), la mayoría de las areniscas, limolitas y lutitas de la Sierra Anibacachi se encuentran en el campo de colisión aunque algunas areniscas caen en los campos de arco y rift y otras de limolitas caen en la campo de rift (Figura 6a). Igualmente, para las areniscas y limolitas de la sección Rancho Búfalo se utiliza el diagrama de función discriminante basado en alto sílice y la mayoría de ellas se grafican en el campo de arco (Figura 6b). Sin embargo, algunas areniscas caen dentro del campo de colisión.

Figura 6 a) Diagrama discriminante de función multidimensional para rocas clásticas de alto sílice (areniscas, limolitas y lutitas) de la Sección Sierra Anibacachi, y b) Diagrama discriminante de función multidimensional para rocas clásticas de alto sílice (areniscas y limolitas) de la Sección Rancho Búfalo (Verma and Armstrong-Altrin, 2013). El subíndice m1 en DF1 y DF2 representa el diagrama de alto sílice basado en relaciones loge de elementos mayores. Las ecuaciones de función discriminatoria son DF1(Arc-Rift-Col)m1 = (-0.263 × In(TiO2/SiO2)adj) + (0.604 × In (Al2O3/SiO2)adj) + (-1.725 × In(Fe2O3 t/SiO2)adj) + (0.660 × In(MnO/SiO2)adj) + (2.191 × In(MgO/ SiO2)adj) + (0.144 × In(CaO/ SiO2)adj) + (-1.304 × In(Na2O/ SiO2)adj) + (0.054 × In(K2O/ SiO2)adj) + (-0.330 × In(P2O5/ SiO2)adj) + 1.588. DF2(Arc-Rift-Col)m1 = (-1.196 × In(TiO2/ SiO2)adj) + (1.604 × In(Al2O3/ SiO2)adj) + (0.303 × In(Fe2O3 t/SiO2)adj) + (0.436 × In(MnO/ SiO2)adj) + (0.838 × In(MgO/ SiO2)adj) + (-0.407 × In(CaO/ SiO2)adj) + (1.021 × In(Na2O/SiO2)adj) + (-1.706 × In(K2O/SiO2)adj) + (-0.126 × In(P2O5/ SiO2)adj) - 1.068. 

Los resultados obtenidos de los diagramas de función discriminante propuestos por Verma y Armstrong-Altrin (2013) son consistentes con la evolución tectónica regional del área de estudio. La mayoría de las muestras de la Sierra Anibacachi se representan en el campo de colisión, sin embargo, algunas muestras se grafican en los campos de arco y rift. Por otra parte, la mayoría de las muestras de la sección Rancho Búfalo se representan en el campo de arco y unas pocas muestras en el campo de colisión. Esto sugiere que las rocas siliciclásticas colectadas de la Sierra Anibacachi y Rancho Búfalo recibieron sedimentos en varias proporciones de diferentes marcos tectónicos.

Como se mencionó anteriormente, la mayoría de las muestras de la Sierra Anibacachi grafican en el campo de colisión, cuyos sedimentos fueron probablemente derivados de afloramientos del Esquisto Pinal Precámbrico (Condie y DeMalas, 1985) e intrusivos asociados. Los granitoides Permo-Triásicos de origen de arco magmático continental están expuestos en las áreas de Sierra Pinta, Sierra Los Tanques y Sierra San Francisco (Arvizu et al., 2009; Arvizu, 2012). Las rocas Proterozoicas formadas en un marco de arco continental están bien expuestas en el Bloque Caborca (Iriondo et al., 2004) y pueden ser consideradas como una de las rocas fuentes de las Formación Morita. Además, algunas muestras de la Sierra Anibacachi grafican en el campo de rift (Figura 6a) y sus sedimentos probablemente fueron derivados de las rocas ígneas que en el norte de Sonora son parte del arco mágmatico continental de edad Jurásica (Anderson y Silver, 2005; Rodríguez-Castañeda y Anderson, 2011; Lawton y Molina-Garza, 2014).

Conclusiones

Se analizaron óxidos mayores de muestras de areniscas, limolitas y lutitas de la Formación Morita para inferir las condiciones de meteorización y ambientes tectónicos de las rocas de origen. En el diagrama de Herron (1988) Log (Fe2O3/K2O) vs Log (SiO2/Al2O3), las rocas siliciclásticas se ubican en los campos de sub-litarenita, litarenita, sub-arcosa y arenas-Fe. Las areniscas de la Sierra Anibacachi indican valores de CIA y PIA de una meteorización química de baja a intensa del área de aporte, mientras que para limolitas y lutitas los valores de CIA muestran una meteorización química moderada del área de aporte. En el diagrama A-CN-K, muchas areniscas de la Sierra Anibacachi se ubican cerca de la línea de unión de feldespatos, mientras que algunas areniscas y todas las limolitas se ubican lejos de la línea de unión de feldespatos, sugiriendo que la Zona III y Zona IV contribuyeron significativamente con los sedimentos. El que pocas areniscas se ubiquen en el límite A-K sugiere que estas areniscas fueron principalmente derivadas de la Zona II. También apoya que las areniscas hayan sufrido meteorización química baja a intensa en el área de aporte, mientras que las limolitas y lutitas han recibido materiales de rocas moderadamente meteorizadas del área de aporte. Igualmente, los valores de CIA y PIA en areniscas de la sección Rancho Búfalo sugieren que fueron derivadas de un área de aporte con meteorización baja a intensa, sin embargo, las limolitas recibieron sedimentos de la roca de origen con una meteorización química de baja a moderada. Del mismo modo, en el diagrama A-CN-K muchas areniscas y dos muestras de limolitas se ubican cerca de la línea de unión de feldespatos, mientras que algunas areniscas y una limolita se ubica lejos de dicha línea indicando que estas areniscas y limolitas fueron derivadas principalmente de la Zona III y Zona IV del perfil de meteorización en el área de origen. Lo anterior sugiere que estas areniscas y limolitas recibieron materiales de rocas afectadas por una meteorización química de un grado bajo a moderado.

Se utilizaron diagramas discriminatorios tectónico multidimensionales para interpretar los ambientes tectónicos de las rocas de origen. Las areniscas de la Sierra Anibacachi se ubicaron en los campos de arco, rift y colisión del diagrama discriminatorio tectónico multidimensional, mientras que limolitas se ubican en los campos de rift y colisión, y lutitas en el campo de colisión. Igualmente, la mayoría de areniscas y limolitas de la sección Rancho Búfalo se ubican en el campo de arco, mientras que algunas areniscas se ubican en el campo de colisión. Los resultados obtenidos de los diagramas discriminatorios tectónicos multidimensionales son consistentes con la evolución tectónica regional del área de estudio.

Agradecimientos

Agradecemos el apoyo otorgado por la Universidad Nacional Autónoma de México a través del Proyecto PAPIIT No. IN112214-3. Este trabajo representa parte de la tesis de Maestría del autor Erik Ramírez-Montoya del posgrado en Ciencias Geología, de la Universidad de Sonora, quien desea reconocer al CONACyT por la beca otorgada para la realización de sus estudios. Agradecemos al Sr. Rufino Lozano Santa-Cruz y a la Sra. Patricia Girón García por su ayuda en el análisis de óxidos mayores. También queremos agradecer al Sr. Pablo Peñaflor por pulverizar las rocas siliciclásticas para estudios geoquímicos.

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Recibido: 15 de Marzo de 2017; Revisado: 22 de Noviembre de 2017; Aprobado: 29 de Noviembre de 2017

* Autor para correspondencia: Jayagopal Madhavaraju, e-mail: mj@geologia.unam.mx

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