Deformation, veins, fluid inclusions and the tectonic evolution of the Valle de Bravo Cretaceous rocks, Estado de Mexico, Mexico
Elisa Fitz–Díaz1, Gustavo Tolsón2,*, Antoni Camprubí3, Marco A. Rubio–Ramos1 y Rosa María Prol–Ledesma4
1 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), Av. Universidad 3000, Ciudad Universitaria, 04510 México, D. F.
2 Departamento de Geología Regional, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), Av. Universidad 3000, Ciudad Universitaria, 04510 México, D. F.* tolson@servidor.unam.mx
3 Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), Av. Universidad 3000, Ciudad Universitaria, 04510 México, D. F.
4Departamento de Recursos Naturales, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), Av. Universidad 3000, Ciudad Universitaria, 04510 México, D. F.
]]>Manuscrito recibido: Enero 24, 2007
Manuscrito corregido recibido: Octubre 15, 2007
Manuscrito aceptado: Octubre 15, 2007
RESUMEN
En el área de Valle de Bravo, Estado de México, afloran dos ensambles de rocas cretácicas con metamorfismo de muy bajo grado: (1) rocas metasedimentarias (EMS), y (2) rocas metavolcánicas (EMV). Estas unidades forman parte de la secuencia mesozoica volcanosedimentaria metamorfizada de Ixtapan de la Sal – Teloloapan. La historia de deformación en la zona está definida por tres eventos de acortamiento subhorizontales (D1, D2 y D3), que coinciden en rumbo NE–SW, pero con direcciones alternadas de transporte tectónico. D1 tiene una vergencia general hacia 043°, D2 hacia 218° y D3 hacia 045°. Estos tres eventos han sido identificados en diversas localidades de los estados de Guerrero y Michoacán, representando importantes fenómenos de deformación a escala regional.
D1 muestra deformación dúctil a escala de grano, mientras que D2 es dúctil–quebradizo y D3es netamente quebradizo. Mediante el análisis de microestructuras en lámina delgada, a escala de afloramiento y con la determinación cuantitativo–comparativa de vetas mediante análisis de imágenes, se propone que D1 representa el pico metamórfico y deformacional y que D2 y D3 ocurrieron durante la exhumación de las rocas. Asociadas a los eventos D1 y D2, se desarrollaron dos generaciones de vetas, V1 y V2, cuya abundancia depende del grado de penetratividad de la deformación; es decir, de los fenómenos de deformación a escala microscópica (principalmente disolución por presión/reprecipitación) que movilizan material soluble que se deposita en forma de vetas en etapas tardías de la deformación.
Adicionalmente a las vetas V1 y V2, se identificó también un sistema de vetas tardías (V3) asociadas a fallas normales que cortan estructuras D3. Análisis petrográfico y microtermométrico de inclusiones fluidas en cristales de cuarzo y calcita se realizaron en las tres generaciones de vetas en un área de 15 km2 en el EMS. Las temperaturas de homogeneización obtenidas fueron, en promedio, de 250 °C para V], entre 167 y 202 °C para V2, y 220 °C para V3. Las correspondientes salinidades aparentes obtenidas fueron, en promedio, de entre 6.1 y 7.4 (V1), 5.2 (V2),y 2.6y 4.6 (V3) % en peso de NaCl equivalente. Los datos obtenidos en las vetas están de acuerdo con una exhumación progresiva de las rocas del área de estudio, ya que tanto las temperaturas de homogeneización como las salinidades asociadas a deformación son menores en V2 que en V1 . Mientras que las temperaturas de V3 indican que fluidos relativamente más calientes circularon a lo largo de fallas normales posteriormente a D1, D2yD3.
Palabras clave: pliegues, deformación, vetas, microtermometría, exhumación, Cretácico, Valle de Bravo, México.
]]>ABSTRACT
In the Valle de Bravo area, central Mexico, two assemblages of cretaceous rocks are exposed. Both units present very low grade metamorphism: (1) a meta–sedimentary rock assemblage (EMS), and (2) a meta–volcanic rock assemblage (EMV). These rocks are part of the Ixtapan de la Sal – Teloloapan volcano–sedimentary metamorphosed Mesozoic sequence. The history of deformation of the two assemblages is represented by three sub–horizontal shortening events (D1, D2yD3), that display similar NE–SW orientation, but alternating tectonic transport direction. D1 has a general vergence toward 043 °, whereas D2 toward 218°, and D3 toward 045°. The three events have been recognized in different localities in Guerrero andMichoacan states, and they represent important shortening episodes at regional scale.
Event D1 exhibits ductile deformation at grain scale, while D2 is brittle–ductile, and D3 presents strictly brittle characteristics. We propose that D1 is the peak metamorphic/deformational event and that D2 and D3 occurred during exhumation of the rocks. During D1and D2, two generations of veins (V1 and V2, respectively) were developed. Abundance of the veins has been related directly to the penetrativity of deformation; which suggests that the mobilization of soluble material (mainly by pressure–solution/re–precipitation) was the effective mechanism of deformation at the microscopic scale. This soluble material was deposited in veins in later stages of the deformation event and was more intense during D1. This is demonstrated by the analysis ofmicrostructures in thin section, by outcrop observations and by the comparative–quantitative determination of density of veins through image analysis.
In addition to the earlier V1 and V2 veins, late veins (V3) were also identified, and are associated dominantly to normal faults that cut D3 structures. Petrography and microthermometric analyses on fluid inclusions were done on quartz and calcite crystals of the three generations of veins in a 15 km2 area in the EMS. The average homogenization temperatures were: 250 °Cfor V1, between 167 and 202 °Cfor V2 and 220 °Cfor V3. Corresponding salinities obtained were: between 6.1 y 7.4 (V1), 5.2 (V1), and between 2.6 and 4.6 (V3) (weight % ofNaCl equivalent). The data obtained in V1 and V2 are in agreement with a progressive exhumation of the rocks in the studied area, while the temperatures measured in V3 indicate that hotter fluids circulated along normal faults and associated vertical fractures after D3.
Key words: folds, deformation, veins, microthermometry, exhumation, Cretaceous, Valle de Bravo, Mexico.
INTRODUCCIÓN
La asociación de vetas con estructuras geológicas tales como pliegues y cabalgaduras ha sido reconocida y documentada desde hace varias décadas (Ramsay, 1967; Hudleston, 1989; Fishery Brantley, 1992; Cosgrove, 1993; Jessell et al, 1994; Passchier, 2001), siendo una evidencia clara del importante papel que juegan los fluidos durante su desarrollo a diferentes escalas (Hubbert y Rubey, 1959; Durney, 1972; Sibson et al., 1975; Chappie, 1978; Fyfey Kerrich, 1985). Las vetas son estructuras muy sensibles a los cambios de orientación de los ejes de extensión durante los procesos de deformación progresiva (Gamond, 1983; Fishery Brantley, 1992; Bons, 2000). A través del análisis cualitativo detallado en su relación geométrica–cinemática con la estructura que la contiene, de su fábrica interna, y de las relaciones de corte con otras estructuras (e. g., foliación, otras generaciones de vetas) se puede descifrar la historia de deformación a que fueron sometidas las rocas. El enorme potencial que tienen las vetas para hacer estimaciones de las condiciones térmicas de la deformación también se ha reconocido, ya sea a través de análisis microtermométricos en inclusiones fluidas de los minerales que las conforman (Foreman y Dunne, 1991; Crawford, 1992; Hodgkins y Stewart, 1994; Meere, 1995; Boullier, 1998; Crispini y Frezzotti, 1998; Kenis et al, 2000; Touret, 2001), o bien, mediante el análisis de isótopos estables de estos minerales
(Rye y Bradbury, 1988; Kenis et al, 2000), considerando la premisa de que las vetas se comportan como sistemas cerrados después de su emplazamiento. En vista de lo anterior, la combinación adecuada de análisis cualitativos y cuantitativos en vetas asociadas con estructuras de acortamiento permite caracterizar no sólo la evolución tectónica, sino también la historia térmica del volumen rocoso durante la deformación progresiva a que fueron sometidas.
]]> En el área de estudio afloran rocas polideformadas y metamorfizadas en condiciones de muy bajo grado (Fries, 1960; Campa–Uranga et al, 191 A; Campa–Uranga et al., 1977; Ortega–Gutiérrez, 1981; Sánchez–Zavala, 1993; Elías–Herrera, 1993a, 1993b; Elías–Herrera, 2004), con un excelente grado de exposición y abundantes vetas, entorno idóneo para este tipo de análisis. El objetivo del presente trabajo es presentar de manera integrada datos estructurales, petrológicos y microtermométricos que permitan la interpretación de la historia de deformación de las rocas del área de estudio en términos de un pico metamórfico seguido de una exhumación progresiva.
MARCO GEOLÓGICO
Las rocas más antiguas del área, en las cuales se realizó el presente estudio estructural detallado, corresponden a los ensambles de rocas metasedimentarias (EMS) y de rocas metavolcánicas (EMV). El primero está compuesto por filita calcárea intercalada con caliza, además de filita con sericita+calcita+cuarzo±clorita, filita carbonosa con láminas de sulfuras, metagrauvaca volcánica, y algunos cuerpos de caliza bioclástica, con fragmentos de corales, pelecípodos y gasterópodos que han sido asociados por su composición dominantemente calcárea a facies sedimentarias de talud de plataforma (Sánchez–Zavala, 1993). El EMV está formado por lava andesítico–basáltica y depósitos volcánicos asociados, cuerpos de pedernal intercalados con radiolarita, limolita y arenisca de grano fino rica en fragmentos volcánicos y que corresponden a facies típicas de fondo oceánico (Sánchez–Zavala, 1993). Las rocas metavolcánicas alcanzaron la facies metamórfica de prehnita–pumpellyita durante el primer evento de acortamiento D1 (Sánchez–Zavala, 1993; Elías–Herrera, 2004). La edad de estas rocas ha sido ubicada en el Aptiano mediante el análisis micropaleontológico de radiolarios en capas pedernal intercaladas con capas de ambas asociaciones (Guerrero et al, 1993; Salinas–Prieto, 1994).
A escala regional, ambos conjuntos rocosos se extienden hacia el sur por más de 100 km desde la zona de estudio y a lo largo de dos franjas paralelas que constituyen los subterrenos Teloloapany Arcelia–Palmar Chico (Salinas–Prieto, 1994; Salinas–Prieto et al., 2000; Talavera–Mendoza, 2000), los cuales forman parte del sector occidental del terreno Guerrero definido originalmente por Campa y Coney en 1983. Dicho terreno cabalga hacia el oriente a rocas calcáreas de la Plataforma Morelos–Guerrero. Ambas secuencias son cubiertas por una columna sedimentaria y volcánica del Cenozoico y Cuaternario (Figura 1).
Los EMS y EMV están separados localmente por una zona de falla inversa (con cinemática determinada mediante el análisis de objetos sigma en sección delgada) con características miloníticas (Falla de Santa Bárbara), y presentan una intensa deformación interna por acortamiento, producto de tres eventos sobrepuestos D1, D2yD3. Dicha disposición no permitió establecer la continuidad estratigráfica tanto lateral como verticalmente en las distintas fitologías que las componen, quedando por tanto en la categoría de unidades litodémicas.
Las rocas cretácicas son cortadas al sur del área por el Tronco de Temascaltepec, un granito de 50 Ma fechado porK/Ar enbiotita (Elías–Herrera, 1993a), el cual a su vez es cubierto por lechos rojos que han sido correlacionados con la Fm. Balsas (Sánchez–Zavala, 1993; Elías–Herrera, 1993a) al sur del área estudiada. Finalmente, estas rocas son cubiertas por una columna de rocas volcánicas (no diferenciadas en este trabajo), que incluyen ignimbritas oligocénicas hacia la base (Elías–Herrera, 1993a), basaltos y andesitas del cuaternario que representan los afloramientos más meridionales del Cinturón Volcánico Mexicano (Jaimes–Viera et al, 2003, Figuras 1, 2 y 3); y depósitos de aluvión. Las rocas volcánicas son afectadas por fallas normales con rumbo general E–W y, aunque estas unidades no son parte del problema central abordado en este trabajo, algunas de ellas, como el Tronco de Temascaltepec, permiten constreñir la edad de la deformación.
Se seleccionó un área de 15 km2 para realizar el estudio de detalle en el EMS (Figura 4), el Cerro El Santuario, en el cual se hicieron la mayor parte de las observaciones/mediciones estructurales y toma de muestras para el ulterior análisis microtermométrico de inclusiones fluidas.
EVENTOS DE DEFORMACIÓN
]]> Los mecanismos de deformación dominantes se analizaron a escala mesoscópica, así como la geometría, cinemática y relaciones de corte de las estructuras asociadas a tres eventos de deformación por acortamiento. Adicionalmente, se analizaron las microestructuras y determinaron los principales mecanismos de deformación a escala microscópica, así como su relación con el desarrollo de las vetas en 80 muestras de las distintas litologías, para continuar con los estudios iniciados por G. Toisón en el área de Santa Rosa en 1993, completándose así la historia estructural de las rocas metamórficas del área de estudio y resultando en la definición de tres fases de acortamiento tectónico (D1, D2 y D3) que son cortadas por fallas normales y que afectan incluso también a rocas plio–cuaternarias.En términos de penetratividad de la deformación (Turnery Weiss, 1963; Passchiery Trouw, 1996), el primer evento de deformación (D1) de la zona es altamente penetrativo, pues afecta tanto a las rocas del EMS y del EMV a escala microscópica. En cambio, la segunda fase de deformación (D2) es penetrativa sólo a escala microscópica en las litologías de grano fino y de estratificación laminar, mientras que en litologías de grano grueso con estratificación delgada a gruesa se observa a escala centimétrica a métrica. La tercera fase de acortamiento (D3), así como las fallas normales tardías, son penetrativas a escala de decenas de metros hasta kilómetros, y se puede observar su repetición sistemática en mapas geológicos a escala 1:10,000 (Figura 4).
Primera fase de acortamiento D1
La fase D1se observa en todos los afloramientos de las rocas de los EMS y EMV del área estudiada. En el EMV, la deformación D1 se observa como una zona de cizalla de escala kilométrica, con foliación milonítica asociada y cuya penetratividad se intensifica cerca del contacto entre las dos asociaciones metamórficas del Cretácico, pero di–fuminándose conforme aumenta la distancia del contacto y se adentra en las rocas del EMV, hacia al oeste del área. En el EMS, Di esta expresado mediante pliegues isoclinales con foliación de plano axial (S1) asociada que es paralela a la estratificación (So). Estos pliegues además corresponden a la clase 3 de Ramsay (1967, p. 349) (Figuras 5a y 5e), que indica que las capas plegadas experimentaron una alta distorsión interna. La mayoría de los pliegues asociados a este evento se observan replegados a escala de afloramiento; sin embargo, en sección delgada muchos de ellos preservan su geometría original.
En las rocas pelíticas, la foliación Si se observa como una foliación planar continua, mientras que, en las rocas de textura original limosa o arenosa, se observa en forma de foliación continua trenzada a rugosa, y es discontinua en caliza, en la que está representada por superficies estilolí–ticas espaciadas, con acumulaciones de material residual (Figura 5c). En pizarras carbonosas del EMS se desarrollaron dominios de clivaje espaciados y concentraciones material residual (óxidos de Fe, materia orgánica y sulfuras), separados por microlitos (Passchier y Trouw, 1996) ricos en cuarzo y calcita (Figura 6e). En lámina delgada se observó que el principal mecanismo de deformación a escala de grano durante Di fue la disolución por presión (Figura 5c), además de producirse recristalización y crecimiento de nuevos minerales de hábito laminar como sericita y clorita, desarrollados perpendicularmente a la dirección de máximo acortamiento. Durante esta fase hubo nucleación y crecimiento de prehnita y pumpellyita, contemporáneos con el desarrollo de la foliación, asociada con la Falla Santa Bárbara en el EMV.
Otras estructuras asociadas a D1 y que se emplazaron durante este evento de deformación, son vetas de cuarzo, V1. Éstas son paralelas y subparalelas a Sb y están habitualmente plegadas, boudinadas o cizalladas, debido a la acción de la fase D2.
La cinemática de D1 no pudo ser determinada en las rocas del EMS, debido a que están severamente afectadas por estructuras más recientes. No obstante, en las rocas del EMV pudo determinarse, en láminas delgadas orientadas de la zona de cizalla de Santa Bárbara [por medio de la Presa de Valle de Bravo medición de planos de foliación milonítica, lineación por estiramiento de granos, y análisis de indicadores cinemáticos (objetos sigma)], una dirección general de transporte hacia 043° (Figuras 5d y 5f).
Segunda fase de acortamiento D2
]]> Las estructuras asociadas a D2 se observaron en toda el área estudiada en ambos ensambles, al igual que las estructuras de D1 y han sido reportadas en localidades a más de 100 km al sur (Salinas–Prieto, 1994; Salinas–Prieto et al., 2000), por lo que representan fenómenos de acortamiento regionales sobrepuestos.La fase D2 se expresa en forma de deformación heterogénea en escala mesoscópica. En el Cerro El Santuario se encuentra uno de los mejores ejemplos de la influencia de la litología y espesor de capa en la penetratividad de estructuras asociadas a la deformación (Figura 4). En dicha localidad afloran seis tipos distintos de rocas del EMS de composición dominantemente calcárea que consisten en: 1) un paquete de caliza de estratificación gruesa (Figura 6a); 2) un paquete de metagrauvaca también de estratificación gruesa (Figura 6b); 3) uno con una litología intermedia, que corresponde a caliza de estratificación delgada intercalada con filita calcárea (Figura 6c); y tres fitologías de grano fino y de estructura laminar; 4) filita de sericitay clorita; 5) filita calcárea; y 6) filita carbonosa (Figuras 4 y 6d, 6e y 6f). Estas rocas se encuentran confinadas a escamas tectónicas imbricadas, separadas entre sí por fallas inversas de bajo ángulo. Las estructuras D2 son penetrativas a escala métrica en las rocas de estratificación gruesa, a escala métrica a decimétrica en la filita calcárea con caliza, y a escala centimétrica a micrométrica en las rocas de grano fino.
En estas rocas se observan pliegues asimétricos de la clase 1C de Ramsay (1967, p. 361), asociados con fallas inversas de bajo ángulo (Figuras 6e y 7a), en Urologías relativamente competentes, y clase 3 en Urologías pelíticas, con una segunda foliación de plano axial asociada (Figuras 7c y 7e), así como en estructuras S–C en las proximidades de las fallas. En estas últimas, además, se observan vetas de cuarzo Vi boudinadas o imbricadas. Localmente la foliación S2 es subparalela a pequeñas zonas de fallas inversas (Figuras 7b y 7d).
En lámina delgada se observan diferentes espaciamientos de los dominios de clivaje según granulometrías finas y gruesas, lo cual indica, junto con los diferentes estilos de pliegues, heterogeneidad de la deformación. El mecanismo de deformación dominante a escala de grano durante la fase D2 fue disolución por presión (Figura 7e).
La foliación S2 tiene ángulos de inclinación mayores en el interior de las escamas tectónicas que cerca de las zonas de falla inversa que limitan dichas escamas. Se realizaron mediciones de orienración en planos de falla, en lineaciones por extensión asociadas a estas estructuras, en foliación S2, y en los distintos elementos de pliegues asimétricos, tanto en el EMS como en el EMV En la Figura 8 se muestran los diagramas de proyección equiareal de las estructuras de la fase D2, en los cuales se aprecia una consistencia cinemática en todas las estructuras medidas. Ello indica una dirección de transporte promedio hacia 218°, con un acortamiento principal máximo subparalelo a esta dirección.
Asociadas a las estructuras de acortamiento arriba descritas, también se encontraron vetas, formadas dominantemente por calcita (>90%), de dos tipos principales: (1) vetas sobre zonas de cizalla, y (2) vetas perpendiculares a zonas de cizalla, formadas principalmente en los flancos largos de pliegues asimétricos, en horizontes delgados de caliza intercalados con horizontes de pizarra calcárea, sobre los cuales ocurre localmente extensión. Este último tipo de vetas, de acuerdo con lo descrito por Gamond (1983) puede corresponder a vetas asociadas a fracturas de extensión (tipo T), aunque no presenten arreglos escalonados, debido a la heterogeneidad planar que ejerce la estratificación.
Tercera fase de acortamiento D3
La tercera fase de acortamiento reconocida en el área de estudio tiene un comportamiento frágil, es penetrativa a escala decamétrica o mayor, y se manifieste por la presencia de superficies de falla discretas que cortan las estructuras D2, las cuales tienen una dirección de transporte hacia 045°, es decir, en el mismo sentido que D1 y en el sentido opuesto a D2 (Figura 9a).
Estructuras asociadas a este tercer evento de acortamiento fueron observadas tentó en el EMV, como en las rocas del EMS, lo cual implica que este tipo de estructuras se presente a escala regional. En estas rocas, las estructuras de la fase D3 se manifiestan mediante la reactivación de la primera foliación milonítica. En la Figura 9b se observan vetas de calcita y cuarzo cortando la foliación Sb posteriormente plegadas durante D2 y, finalmente, cortadas y desplazadas sobre los planos de la primera foliación. No se observaron vetas asociadas a este tercer evento de acortamiento.
]]> Por último, estas fallas inversas son cortadas por fallas normales que corresponden a dos sistemas distintos, uno con rumbo N–S y otro con rumbo predominante E–W. sobre el cual se alinean conos cineríticos recientes. Se encontraron vetas de calcita V, asociadas a fallas normales del sistema E–W.
VETAS
Se caracterizaron cualitativa y cuantitativamente ties generaciones de vetes: V1, V2, y V, asociadas, respectivamente, a la fase D1 a la fase D2 y a fallas normales tardías (Figura 10). El aspecto cualitativo de este estudio incluye las relaciones geométrico–cinemáticas y temporales de las vetas con estructuras mesoscópicas (pliegues, fallas inversas y fallas normales) de los distintos eventos de deformación.
También se caracterizó su estructura interna y composición, lo cual se utilizó como criterio de comparación y en la petrografía de inclusiones fluidas. Aunque en todas las litologías dominan en abundancia las vetas V1 sobre las V2, sólo en la filita carbonosa se pudo confirmar cuantitativamente esta observación mediante el análisis de 14 fotografías correspondientes a ~1 m2 de afloramiento, facilitado en esta litología por el contraste de color entre la roca y la veta y la escala de las estructuras. En las fotografías se seleccionaron visualmente las vetas de cada generación, con la ayuda del programa CorelDraw® (Figuras 11d a 11f). Posteriormente se cuantificó la densidad de vetas en estas imágenes mediante el programa FracAnalysisV18 (Toisón, 2005). Para el cálculo de densidad de vetas este programa abre una imagen digital de las vetas del afloramiento y cuenta el número de pixeles que ocupan las vetas. Este número se divide entre el número de pixeles contenido en la envolvente convexa de todos los pixeles de las vetas para obtener la densidad. La densidad de vetas es un parámetro que permite hacer comparaciones con otras características de la deformación y, con ello, tratar de explicar un mayor o menor desarrollo de vetas en cada evento.
V1
Las vetas V1 se encuentran normalmente confinadas entre los planos de la foliación S1 son más abundantes en las litologías de grano fino que en las más competentes, y se acumulan particularmente en zonas de cizalla D2, donde se comportan de forma rígida (Figura 10a). Estas vetas se observan plegadas, boudinadas, fracturadas o imbricadas de acuerdo con la geometría de las estructuras D2 (Figuras 10a y 10b). Dependiendo de la litología y/o estructura en que se encuentren, las vetas V1 pueden alcanzar espesores de hasta 30 cm con distancia entre ellas de decenas de centímetros, en rocas de estratificación delgada a mediana, o bien, pueden presentar espesores menores a 1 mm, con espaciamientos de centímetros, en rocas pizarrosas. Estas vetas están formadas principalmente p>or cuarzo (>90%), que muestra en general una textura fibrosa o de bloques estirados, de acuerdo con la terminología de Bons (2000) (Figura 1la), y son cortadas por las vetas V2.
Las vetas V1 tienen espesores de milímetros a algunos centímetros y longitudes de centímetros a decenas de centímetros en promedio, se observan en su mayoría confinadas en los planos de So y/o de S1 y comúnmente se alojan en las charnelas de pliegues donde alcanzan sus espesores mayores que se adelgazan hacia los flancos de dichos pliegues. Jessell et al. (1994) en su estudio de vetas paralelas a So alojadas en charnelas de pliegues, sugieren que éstas tienen una forma original de vaina (engrosada al centro y atenuada hacia las orillas), y que dicha forma es la que genera la inestabilidad mecánica que permite la localización de las charnelas de pliegues en los estadios tempranos de su formación. Por lo tanto, los espesores y longitudes originales de las vetas V1 son muy cercanos a las de su estado actual, si restauramos los pliegues. Estas características indicarían que estas vetas se formaron en un sistema cerrado con transporte de fluidos a escala mesoscópica (Oliver, 1996).
V2
Existen dos tipos de vetas V2: 1) vetas alojadas sobre los planos de cizalla; y 2) vetas en flancos largos de pliegues asimétricos, casi perpendiculares a las zonas de cizalla (Figuras 10c y 11f). El primer tipo de vetas corresponde a elementos cortantes en bandas de cizalla en el flanco invertido (flanking shear bands; Passchier, 2001), presentan longitudes de metros a centenas de metros cuando se alojan en zonas de cizalla inversa, y comúnmente presentan una estructura interna caótica que involucra varias generaciones de cuarzo y calcita precipitados en la veta o mecánicamente acumulados. Por ello, se considera que estas vetas se formaron en sistemas abiertos con flujos de fluidos a escala de mesoscópica a macroscópica (Oliver, 1996). Por su complejidad, estas vetas no fueron muestreadas para el análisis de inclusiones fluidas. En cambio, sí se tomaron muestras de las vetas del segundo tipo, las cuales son vetas confinadas a capas, formadas por calcita (>90%), con una fábrica interna de bloques elongados (Figura 11b) y en algunos casos granulares (Bons, 2000).
]]> Al igual que las vetas V1 y puesto que las vetas V2 en flancos largos de pliegues asimétricos están confinadas en capas o estructuras, se considera que se formaron en un sistema cerrado en equilibrio térmico con su roca encajonante. Los fluidos activos durante la formación de ambos tipos de vetas se consideran fluidos de poro (sedimentarios) procedentes de las inmediaciones de la veta (de centímetros a metros), puesto que no se observaron minerales metamórficos en las rocas del área que indiquen reacciones de deshidratación. El transporte de material a las vetas fibrosas más pequeñas (de mm de espesor y algunos cm de longitud) y confinadas a capa pudo ocurrir por difusión de la roca a la veta a través de un fluido estático (Oliver y Bons, 2001), mientras en vetas con estructura de bloques elongados o granulares el transporte del material pudo además ocurrir por el flujo de fluidos a través de fracturas y microfracturas.En la mayoría de las litologías predominan las vetas V1 sobre las V2 (Figura 11d), aunque sólo en la filita carbonosa se demostró mediante el análisis de ocho fotografías de afloramientos con vetas V1 (Figura 11e), donde se determinaron densidades de vetas entre 9 y 20%, mientras que la densidad de vetas V2, analizada en ocho fotografías de afloramientos de la misma roca, varía entre 2 y 9% (Tabla 1).
V3
Las vetas V3 están formadas dominantemente por calcita, y muestran estructuras granulares con cristales escalenoédricos de calcita (del tipo "diente de perro") (Figura 11e); son las menos abundantes y muestran espaciamiento de decenas a centenas de metros. Estas vetas presentan varios metros de longitud y contrariamente a las vetas Vi y V2, se interpreta que se formaron en un sistema abierto a escala macroscópica (Oliver, 1996) bajo un régimen de presión hidrostática, puesto que son subverticales y se asocian (geométricamente y cinemáticamente) a fallas normales tardías que cortan a las rocas volcánicas plio–cuaternarias que afloran en el área. Por su posición, orientación y asociación con las fallas normales, se interpreta que estas vetas estuvieron abiertas a la superficie durante su emplazamiento.
INCLUSIONES FLUIDAS
Desde hace varias décadas se ha reconocido el importante papel que juegan los fluidos en los procesos de deformación por acortamiento que ocurren a diferentes escalas (Hubbert y Rubey, 1959; Durney, 1972; Sibson et al, 1975; Chappie, 1978; Ramsay, 1980; Fyfe y Kerrich, 1985; Hudleston, 1989; Crispiniy Frezzotti, 1998; Passchier y Trouw, 1996; Touret, 2001). Sin embargo, sólo recientemente se ha aplicado de forma sistemática el análisis microtermométrico de inclusiones fluidas envetas de deformación (Foreman y Dunne, 1991; Crawford, 1992; Hodgkins y Stewart, 1994; Boullier, 1998; Crispini y Frezzotti, 1998; Kenis et al, 2000; McCaig et al, 2000; Touret, 2001), y en algunos casos, se han obtenido datos de presión de eventos de deformación, durante los cuales también puede producirse metamorfismo de bajo grado.
Para la microtermometría de inclusiones fluidas en vetas de deformación se seleccionaron muestras representativas de cada uno de los eventos. Se colectó un total de 70 muestras orientadas, de las cuales sólo en diez del tipo V1, en 14 del tipo V2 y en seis del tipo V3 se pudieron analizar inclusiones fluidas. La orientación de las muestras permitió correlacionar, por geometría y cinemática, las estructuras métricas con las microestructuras, como se ilustra en la Figura 12.
]]> La caracterización de la estructura interna de las vetas en este trabajo, basada en los trabajos de Urai et al. (1991) y Bons (2000), junto con criterios de petrografía de inclusiones fluidas, y a la luz de los conceptos de inclusiones primarias, secundarias y pseudosecundarias (Roedder, 1981, 1984; Goldstein y Reynolds, 1994), asociaciones de inclusiones fluidas, o AIF (también denominados Grupos de Inclusiones Simultáneas) (Touret, 2000; van den Kerkhof y Hein, 2001) permitió asociar las inclusiones fluidas con cada evento de deformación (Figuras 12 y 13).Una vez seleccionadas las AIF, mediante un detallado análisis petrográfico (Fitz–Díaz, 2004) de las secciones doblemente pulidas (como se ilustra con esquemas en las Figuras 12 y 13), se hicieron mediciones de temperatura de homogeneización (Th) y de fusión de hielo (Tmi), las cuales se llevaron a cabo en platinas térmicas Linkam THMS 600 y Fluidlnc, cuyas respectivas calibraciones muestran una precisión en las medidas de ±0.2 °C en ensayos a baja temperatura y de ±2 °C en ensayos a alta temperatura. Se hicieron 20 mediciones de control de las mismas inclusiones en ambas platinas, y se obtuvieron datos muy similares. Las temperaturas de homogeneización obtenidas en la platina Linkam son sólo 1 °C más bajas en promedio que las obtenidas en la platina Fluidlnc, una diferencia que se encuentra dentro del rango de error analítico, confirmando que los datos obtenidos en ambas platinas son equivalentes. La salinidad de los fluidos fue calculada mediante el programa MacFlinCor de Browny Hagemann (1994), el cual se basa en las ecuaciones de estado de Bodnar y Vityk (1994) para el sistema H2O–NaCl (–KC1).
En las vetas V1 se reconocieron tres AIF asociadas a D1 sobre planos transgranulares, con orientaciones tanto perpendiculares como paralelas a la elongación de los cristales de cuarzo. Estas AIF se consideran pseudosecundarias respecto al crecimiento del cristal durante la fase D1 porque coinciden con los planos de fractura crack–seal, que se formaron durante el crecimiento de la veta, cuyas Th son comparables con aquellas de las escasas inclusiones fluidas primarias halladas durante este estudio (Figuras11a y 13), y por lo tanto, se pudieron haber atrapado simultáneamente. Todos estos grupos de inclusiones fluidas se analizaron, obteniéndose datos de Th y Tmi comparables entre cada grupo. Se obtuvo Th de 232 a 268°C, y Tm¡ entre –4.8° y –2.9°C. Estas últimas temperaturas corresponden a un rango de salinidad entre 6.1 y 7.4 % en peso de NaCl equivalente (Tabla 2, Figura 14).
En las muestras VB–73 y VB–174D de vetas V2 se obtuvieron datos microtermométricos en AIF primarias y pseudosecundarias asociadas a la fase D2. Las inclusiones fluidas primarias son de carácter intragranular, y se encontraron a lo largo de superficies de crecimiento de cristales elongados de calcita y en algunas fibras de cuarzo, mientras que las inclusiones pseudosecundarias son transgranulares y se alojan en planos de fractura crack–seal, paralelas a la pared de la veta. Las temperaturas obtenidas en ambas AIF son muy similares. Por otra parte, en las muestras VB–44d, VB–24 y VB–8 de vetas V1 se analizaron inclusiones fluidas secundarias sobre planos de microfracturas aparentemente generados durante la fase D2, con resultados muy parecidos a las vetas V2 (Tabla 1). Las inclusiones estudiadas en las muestras de vetas V2 presentan tamaños que varían entre 5 y 15 um, con forma de cristal negativo de calcita. Las inclusiones primarias correspondientes a la fase D2 en las vetas V2 se encuentran en las zonas centrales de los cristales, o bien sobre planos intragranulares. Las inclusiones pseudosecundarias están distribuidas sistemáticamente sobre microfracturas paralelas a las paredes de la veta y a grupos de fragmentos de la roca encajonante que sugieren un mecanismo de formación de las vetas de tipo crack–seal (Figuras 11b y 13). Las temperaturas de homogeneización en las dos AIF de la muestra VB–73 arrojaron resultados muy parecidos, lo que sugiere que ambas AIF son contemporáneas o penecontemporáneas. En las muestras analizadas se obtuvieron Th entre 167° y 202 °C, y Tmi de alrededor de –3 °C (Tabla 1, Figura 14), con salinidades equivalentes de 5.2 % en peso de NaCl equivalente.
En las muestras VB–78y VB–101 de vetas V3 se encontraron inclusiones fluidas primarias de gran tamaño, alojadas en superficies de crecimiento en cristales escalenoédricos de calcita. Las inclusiones fluidas pseudosecundarias se encuentran distribuidas a lo largo de microfracturas selladas. Estas inclusiones presentan tamaños homogéneos y morfologías de cristal negativo de calcita. De las dos muestras analizadas se obtuvieron Th de 210–220 °C y Tmi entre –2.8° y –1.6 °C, que corresponden a salinidades entre 2.6y 4.6 % en peso de NaCl equivalente (Tabla 1, Figura 14).
DISCUSIÓN
En la Figura 15 se resume la historia de deformación de las rocas cretácicas de Valle de Bravo. Así, reconocemos que la fase D1 es un evento de deformación penetrativo a escala de grano en todas las litologías, mientras que sólo en láminas delgadas de rocas de grano fino (filita carbonosa y filita de sericita y clorita) se observa el desarrollo de un crucero plisante (clivaje de crenulación) S2. Éste muestra dominios espaciados hasta un orden de magnitud mayor que la foliación Si (Figuras 7d y 7e). Las estructuras de la fase D3 no muestran desarrollo de foliación, y las fallas están espaciadas por metros. Si consideramos el espaciado de la foliación como un parámetro para determinar la intensidad de la deformación al comparar las fases D1, D2 y D3, de acuerdo conPasschiery Trouw (1996), resulta que el evento de deformación por acortamiento más intenso corresponde a la fase D1 y el menos intenso a la fase D3. Por otro lado, los pliegues isoclinales de la fase D1 se encuentran en el campo de pliegues de la clase 3 de Ramsay (1967) (Figura 5e), mientras que los pliegues abiertos a cerrados de la fase D2 son bimodales, de forma que los más competentes se encuentran en el campo de la clase 1C y los formados en litologías más incompetentes en el campo de la clase 3 (Figura 7c). Por lo tanto, el acortamiento durante la fase D1 fue mayor que durante la fase D2, puesto que penetra hasta escala de grano en todas las litologías y el estilo de los pliegues (Clase 3 de Ramsay, 1967, p. 361) indica una mayor distorsión interna de las capas.
Por otra parte, las vetas V1 asociadas a la fase D1 en su mayoría se emplazaron entre los planos de foliación, mientras que las vetas V2, desarrolladas durante la fase D2, se emplazaron sobre los planos de cizalla asociados a la fase D2, o bien, perpendiculares es estos (Figura 12). Las vetas V1 son más abundantes que las vetas V2, puesto que durante la fase D1 hubo un mayor desarrollo de foliación que durante la fase D2. El mecanismo de deformación dominante que dio lugar a Si y S2 fue la disolución por presión (Rutter, 1976, in Passchiery Trouw, 1996; Knipe, 1989), a través del cual, los fluidos activos durante la deformación incorporan material soluble como CaCO3 y SiO2, dejando sobre los planos de foliación material residual (Figuras 5c, 7b, 7d y 7e). Este proceso es seguido normalmente por el de transferencia de solución (Durney, 1972), a través del cual se disuelven minerales, se transporta el material en solución y se deposita en lugares u orientaciones de mínima compresión. Eventualmente, también el lugar de depósito de las vetas es condicionado por la fábrica de la roca, como en el caso de las vetas Vi alojadas sobre los planos Si. Dado que el mecanismo de disolución por presión fue dominante durante la fase D1 con respecto a la fase D2, se generó una mayor cantidad de vetas asociadas a D1 .
La variación en la composición de vetas con el tiempo se manifiesta por un empobrecimiento progresivo en la cantidad de cuarzo depositado con respecto a la calcita, lo cual puede explicarse de dos maneras. Por un lado, que la disolución de grandes cantidades de SiO2 durante la fase D1 dejó empobrecida a la roca en este mineral y así, durante fases posteriores habría mayor disponibilidad relativa de CaCO3. Por el otro, el SiO2 se disolvió más fácilmente a temperaturas relativamente altas, sólo alcanzadas durante D1, como lo demuestra el crecimiento de minerales me–tamórficos durante D1 no desarrollados durante D2, y los datos de microtermometría de inclusiones fluidas obtenidos en este trabajo. Debido a que estas rocas presentan altos contenidos modales en cuarzo, ocasionalmente de más del 50% de la roca, la primera explicación no es totalmente plausible.
]]> La interpretación de la exhumación progresiva de las rocas del área asociada a sucesivos eventos de deformación por acortamiento es consistente con diferentes observaciones hechas en este trabajo. Una de ellas es el carácter progresivamente más quebradizo de la deformación de las rocas, que se manifiesta en una penetratividad progresivamente menor de la deformación. Los datos de temperatura de homogeneización obtenidos en inclusiones fluidas de vetas asociadas a los eventos de acortamiento son relativamente menores en las vetas más jóvenes. Finalmente, la fase D1 se produjo en condiciones de metamorfismo de muy bajo grado, en facies de prehnita–pumpellyita (Sánchez–Zavala, 1993; Elías–Herrera, 2004), a diferencia de las fases D2 y D3, en las que no ocurrió metamorfismo (Figura 16). Todos estos datos indican condiciones cada vez más someras de la deformación.Los eventos D1 D2 y D3 no pueden ser explicados en términos de un solo evento de deformación progresiva continua, sino como tres fases de deformación distintas, porque presentan características de penetratividad de las estructuras distintas, cinemática diferente y relaciones de sobreposiciónmuy claras (Figura 16). No obstante, pueden estar asociadas a un mismo evento orogénico con tres diferentes pulsos, puesto que en los tres casos prácticamente se mantiene la dirección de acortamiento principal. La edad de los eventos D1 D2 y D3 puede constreñirse utilizando los siguientes datos: 1) las edades de cristalización 39Ar/40Ar de 103 y 93 Ma de las lavas almohadilladas incluidas en el EMS y lavas andesítico–basálticas incluidas en el EMV. respectivamente (Elías–Herrera et al., 2000), y 2) las edades de 48.6±2 Ma y 51±3 Ma del intrusivo de Temascaltepec (Jacobo–Albarrán, 1986 en Elías–Herrera, 1993a), el cual corta las fases D1 y D2. Por lo tanto, D1 y D2 pueden asociarse a la deformación laramídica, si bien no es claro si la edad obtenida de las lavas almohadilladas corresponde a la edad de cristalización o bien al metamorfismo durante D1 puesto que este evento de deformación es penetrativo a escala de grano y puede haber rehomogeneizado el sistema isotópico durante D1 indicando una edad entre el Albiano y Cenomaniano para esta primera fase.
CONCLUSIONES
Se caracterizaron tres fases de deformación por acortamiento (D1 D2 y D3), que experimentaron las rocas metasedimentarias (EMS) y metavolcánicas (EVM) del área de Valle de Bravo durante su exhumación. La fase D1 está regionalmente asociada al cabalgamiento del EMV sobre el EMS, con una dirección de transporte hacia el NE. La fase D2, en cambio, tiene una dirección general de transporte hacia el SW, y la fase D3 tiene de nuevo una dirección de transporte hacia el NE.
La abundancia de las vetas V1 desarrolladas durante D1 con respecto a las vetas V2, que crecieron durante D2, se puede explicar en términos de penetratividad de la deformación. En otras palabras, los procesos de deformación a escala microscópica en condiciones de metamorfismo de muy bajo grado, dominantes durante D1 permitieron una mayor movilización de material soluble que los procesos ocurridos a escala mesoscópica, dominantes durante D2.
Las vetas V1 y V2 se formaron a partir de fluidos "locales", que se emplazaron en equilibrio térmico con la roca encajonante, poco después o durante el pico máximo de deformación. Las vetas V3, en cambio, se asocian a fallas normales que cortan a las rocas plio–cuaternarias del área, y por lo tanto, provienen de fluidos relativamente profundos que circularon a lo largo de ellas.
El análisis microtermométrico de inclusiones fluidas en estas tres generaciones de vetas, arrojó temperaturas de atrapamiento mínimas para las mismas. Los resultados obtenidos en las vetas V1 y V2 son congruentes con una exhumación progresiva esperable a partir de las observaciones petrográficas, el metamorfismo (o la ausencia de éste) y la penetratividad de la deformación.
AGRADECIMIENTOS
]]> Este trabajo sintetiza los resultados de la tesis de maestría que el primer autor realizó en el Posgrado en Ciencias de la Tierra de la UNAM, bajo la dirección del segundo autor y la asesoría de los tres últimos autores. Se agradece sinceramente a Consuelo Macías, Teodoro Hernández, Diego Aparicio y Enrique González–Torres, miembros del personal de los institutos de Geología y Geofísica de la UNAM, quienes contribuyeron de varias maneras para que este trabajo cristalizara. Así mismo, el primer autor agradece al CONACYT por la beca 165565, que permitió financiar sus estudios.De igual forma de agradece a Ma. Fernanda Campa–Uranga, Elena Centeno–García, José Luís Sánchez–Zavala y Mariano Elías–Herrera por compartir su conocimiento sobre la geología del Terreno Guerrero, que permitió enriquecer este trabajo.
REFERENCIAS
Bodnar, R.I, Vityk, M.O., 1994, Interpretation of microthermometric data for H2O–NaCl fluid inclusions, en De Vivo, B., Frezzotti, M.L. (eds.), Fluid Inclusions in Minerals, Methods and Applications: Blacksburg, VA, Virginia Polytechnic Institute and State University, 117–130. [ Links ]
Bons, P., 2000, The formation of veins and their microstructures (en línea): Journal of the Virtual Explorer, v. 2, "Stress, Strain and Structure" <http://virtualexplorer.com.au/journal/>. [ Links ]
Boullier, A.M., 1998, Fluid inclusions: tectonic indicators: Journal of Structural Geology, 21, 1229–1235. [ Links ]
Brown, PE., Hagemann, S.G., 1994, MacFlinCor: computer program for fluid inclusion data reduction and manipulation, en De Vivo, B., Frezzotti, M.L. (eds.), Fluid inclusions in minerals: methods and applications: Blacksburg VA, Virginia Polytechnic Institute and State University, 231–250. [ Links ]
Campa, M.F., Coney, P.J., 1983, Tectonostratigraphic terranes and mineral resource distributions in México: Canadian Journal of Earth Sciences, 20, 1040–1051. [ Links ]
Campa–Uranga, M.F., Campos, M., Flores, R., Oviedo, R.A., 1974, La secuencia mesozoica volcano–sedimentaria metamorfizada de Ixtapan de la Sal, Méx.–Teloloapan, Gro.: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 35, 7–28. [ Links ]
Campa–Uranga, M.F., Flores, R., Guerrero, P, Ramírez, B.R., Ramírez, J., Vázquez, M., 1977, La evolución tectónica y la mineralización en la región de Valle de Bravo, Edo. de México e Iguala, Gro.: Asociación de Ingenieros de Minas, Metalurgistas y Geólogos de México (AIMMGM), Memoria Técnica 12, 143–169. [ Links ]
Chappie, W.M., 1978, Mechanics of thin–skinned fold–and–thrust belts: Geological Society of America Bulletin, 89, 1189–1198. [ Links ]
Cosgrove, J.W., 1993, The interplay between fluids, folds and thrusts during the deformation of a sedimentary succession: Journal of Structural Geology 15, 491–500. [ Links ]
Crawford, M.L., 1992, Fluid inclusions: What we can learn?: Earth Science Reviews, 32, 137–139. [ Links ]
Crispini, L., Frezzotti, M.L., 1998, Fluid inclusion evidence for progressive folding during decompression in metasediments of the Voltri Group (Western Alps, Italy): Journal of Structural Geology, 20, 1733–1746. [ Links ]
Durney, D.W., 1972, Solution–transfer, an important geological deformation mechanism: Nature, 235, 315–317. [ Links ]
Elías–Herrera, M., 1993a, Estratigrafía y recursos minerales del Estado de México: Gobierno del Estado de México–Universidad Nacional Autónoma de México, informe técnico, 356 p. [ Links ]
Elías–Herrera, M., 1993b, Geology of the southern Guerrero Terrane, en First Circum–Pacific and Circum–Atlantic Terrane Conference, Guide book of field trip B: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, 12–21. [ Links ]
Elías–Herrera, M., 2004, Geología Pre–cenozoica de la región de Tejupilco, Estado de México y sus implicaciones tectónicas: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Tesis doctoral, 201 p. [ Links ]
Elías–Herrera, M., Sánchez–Zavala, J.L., Macías–Romo, C, 2000, Geologic and geocronologic data from Guerrero Terrane in the Tejupilco area, southern México: new constrains on its tectonic interpretation: Journal of South American Earth Sciences, Special Issue, Geologic evolution of the Guerrero Terrane, western Mexico, 13,355–376. [ Links ]
Fisher, D.M., Brantley, S.L., 1992, Models of quartz overgrowth and vein formation: deformation and episodic fluid flow in an ancient subduction zone: Journal of Geophysical Research, 97–B13, 20,043–20,061. [ Links ]
Fitz–Díaz, E., 2004, Historia de deformación de las rocas metasedimentarias cretácicas de Valle de Bravo, Edo.de México, y resultados preliminares de microtermometría de la deformación: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Tesis de Maestría, 92p. [ Links ]
Foreman, L.J., Dunne, M.W., 1991, Conditions of vein formation in the southern Appalachian foreland: constraints from vein geometries and fluid inclusions: Journal of Structural Geology, 13, 1173–1183. [ Links ]
Fries, C, 1960, Geología del Estado de Morelos y partes adyacentes de México y Guerrero, región central meridional de México: Universidad Nacional Autónoma de México, Boletín del Instituto de Geología, 60, 236 p. [ Links ]
Fyfe, W.S., Kerrich, R., 1985, Fluids and Thrusting: Chemical Geology, 49, 353–362. [ Links ]
Gamond, J.F., 1983, Displacement features associated with fault zones: a comparison between observed examples and experimental models: Journal of Structural Geology, 5(1), 33–45. [ Links ]
Goldstein, R.H., Reynolds, T.J., 1994, Systematics of fluid inclusions in diagenetic minerals: Tulsa, Society for Sedimentary Geology (SEPM) Short Course, 31, 199 p. [ Links ]
Guerrero, M., Talavera, O., Ramírez, J., Rodríguez, J., 1993, Estratigrafía y características de depósito del conjunto petrotectónico de Teloloapan, Terreno Guerrero, Mexico, en Proceedings of the First Circum–Pacific and Circum–Atlantic Terrane Conference, Guanajuato, México: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, pp. 61–63. [ Links ]
Hodgkins, M.A., Stewart, K.G., 1994, The use of fluid inclusions to constrain fault zone pressure, temperature and kinematic history: an example from the Alpi Apuane, Italy: Journal of Structural Geology, 16(1), 85–96. [ Links ]
Hubbert, M.K., Rubey, W.W., 1959, Role of fluid pressure in mechanics of over–thrust faulting: Geological Society of America, Memoir, 70, 115–166. [ Links ]
Hudleston J.P, 1989, The association of folds and veins in shear zones: Journal of Structural Geology, 11(1), 949–957. [ Links ]
Jaimes–Viera, M.C., Aguirre–Díaz, G.J., Nieto–Obregón, J. 1,2003, The Valle de Bravo volcanic field: a new report of a Quaternary monoge–netic field in the Mexican volcanic belt, en Geological Society of America, 99th Cordilleran Section Annual Meeting, Libro de resúmenes, 35(4), p. 8. [ Links ]
Jessell, W.M, Willman, E.C., Gray D.R., 1994, Bedding parallel veins and their relationship to folding: Journal of Structural Geology, 16(6), 753–767. [ Links ]
Kenis, I., Muchez, P., Sintubin, M., Mansy, J.L., Lacquement, F., 2000, The use of a combined structural, stable isotope and fluid inclusion study to constrain the kinematic history at the northern Variscan zone (Bettrechies, northern France): Journal of Structural Geology, 22, 589–602. [ Links ]
Knipe, R.J., 1989, Deformation mechanisms, recognition from natural tectonites: Journal of Structural Geology, 11, 127–146. [ Links ]
Meere, PA., 1995, High and low density fluids in quartz vein from the Irish Variscides: Journal of Structural Geology, 17(3), 435–446. [ Links ]
McCaig, A.M., Tritlla, J., Banks, D.A., 2000, Fluid mixing during Pyrinean Trhusting: Evidence for fluid inclusion halogen ratios: Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(19), 3395–3412. [ Links ]
Oliver, N.H.S., 1996, Review and classification of structural controls on fluid flow during regional metamorphism: Journal of Metamorphic Petrology, 14, 477–492. [ Links ]
Oliver, N.H.S., Bons, P., 2001, Mechanisms of fluid flor and fluid–rock interaction in fossil metamorphic hydrothermal systems inferred from vein–wallrock patterns, geometry and microstructure: Geofluids, 1, 137–162. [ Links ]
Ortega–Gutiérrez, F., 1981, Metamorphic belts of southern Mexico and their tectonic significance: Geofísica Internacional, 20(3), 177–202. [ Links ]
Passchier, C.W., 2001, Flanking structures: Journal of Structural Geology, 23(6–7), 951–962. [ Links ]
Passchier, C.W., Trouw R.A.J., 1996, Microtectonics: Berlin, Springer, 296 p. [ Links ]
Ramsay, J.G., 1967, Folding and Fracturing of Rocks: New York, McGraw–Hill, 568 p. [ Links ]
Ramsay, J.G., 1980, The Crack–Seal mechanism of rock deformation: Nature, 284, p. 135–139. [ Links ]
Roedder, E., 1981, Problems in the use of fluid inclusions to investigate fluid–rock interactions in igneous and metamorphic processes: Fortschritte der Mineralogie, 59, 267–302. [ Links ]
Roedder, E., 1984, Fluid inclusions: Reviews in Mineralogy, 12, 644 p. [ Links ]
Rye, D.M., Bradbury, H.J., 1988, Fluid flow in the crust: an example from a Pyrenean Thrust ramp: American Journal of Science, 288, 197–235. [ Links ]
Salinas–Prieto, J.C., 1994, Etude structurale du sud–ouest Mexicain (Guerrero). Analyse microtectonique des deformations dúctiles du Tertiaire inférieur: Orleans, Francia, Universidad de Orleans, Tesis Doctoral, 228 p. [ Links ]
Salinas–Prieto, J.C., Monod, O., Faure, M., 2000, Ductile deformations of opposite vergence in the eastern part of the Guerrero Terrane (SW Mexico): Journal of South American Earth Sciences, Special Issue, Geologic evolution of the Guerrero Terrane, western Mexico, 13, 389–402. [ Links ]
Sánchez–Zavala, J.L., 1993, Secuencia volcano–sedimentaria del Jurásico superior–Cretácico Arcelia–Otzolopan (Terreno Guerrero), área de Valle de Bravo–Zacazonapan, Estado de México: Petrografía, Geoquímica, Metamorfismo e Interpretación Tectónica Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Tesis de Maestría, 100 p. [ Links ]
Sibson R.H., McMoore, Rankin A.H., 1975, Seismic pumping –a hydrothermal fluid transport mechanism: Journal of the Geological Society of London, 131, 653–659. [ Links ]
Talavera–Mendoza, O., 2000, Geochemistry and isotopic composition of the Guerrero Terrane (western Mexico): implications for the tectonomagmatic evolution of southwestern North America during the late Mesozoic: Journal of South American Earth Sciences, Special Issue: Geologic evolution of the Guerrero Terrane, western Mexico, 13, 337–354. [ Links ]
Tolsón, G., 1993, Structural geology and tectonic evolution of the Santa Rosa area, SW Mexico State, Mexico, Geofísica Internacional, 32–3, 397–413. [ Links ]
Tolsón, G., 2005, FracAnalysisV18 (programa en línea): Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, <http://geologia.igeolcu.unam.mx/Tolson/SoftWare/Public_Domain_Software.html>. [ Links ]
Touret, J., 2001, Fluids in Metamorphic Rocks: Lithos, 55, 1–25. [ Links ]
Turner, F.J., Weiss, L.E., 1963, Strucutural Analysis of Metamorphic Tectonites: New York, McGraw–Hill, 545 p. [ Links ]
Urai, J.L., Williams, P.F., van Roermund, H.L.M., 1991, Kinematics of crystal growth in syntectonic fibrous veins: Journal of Structural Geology, 13(7), 823–836. [ Links ]
Vacas–Peña, J.M., 2001, Isogons: a program in Pascal to draw the dip isogons of folds: Computers & Geosciences, 27, 601–606. [ Links ]
Van den Kerkhof, A.M., Hein, U.F., 2001, Fluid inclusion petrography: Lithos, 55, 27–47. [ Links ] ]]>
