Procedencia como herramienta para la subdivisión estratigráfica del Mesozoico temprano en el noreste de México

 Provenance as a tool for the stratigraphic subdivision of the early Mesozoic in northeast Mexico

José Rafael Barboza-Gudiño^1,*, Yam Zul Ernesto Ocampo-Díaz², Aurora Zavala-Monsiváis² y Rubén A. López-Doncel¹

¹ Instituto de Geología, Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Manuel Nava # 5, Zona Universitaria, San Luis Potosí, S. L. P., México. * rbarboza@uaslp.mx

Manuscrito recibido: Septiembre 27, 2013
Manuscrito corregido recibido: Junio 20, 2014
Manuscrito aceptado: Junio 24, 2014

RESUMEN

En el noreste de México, capas rojas y rocas volcanogénicas del Mesozoico temprano conocidas como Grupo Huizachal, fueron descritas desde 1959 como una sucesión de origen fluvial que abarca del Triásico Superior al Jurásico Inferior (Formación La Boca) y una sucesión de origen aluvial y lacustre que sobreyace a la primera y que registra el inicio de la transgresión marina del Jurásico Medio al Superior (Formación La Joya). Se estima inconveniente agrupar secuencias depositadas a lo largo de un lapso tan grande, lo cual resulta en una pérdida de detalle en la interpretación de la evolución tectónica y paleogeográfica. En el presente estudio, la interpretación de procedencias y ambientes de depósito, se hizo con base en la petrografía así como en la geocronología de circones detríticos, las cuales resultaron de gran utilidad para la subdivisión estratigráfica. Hemos usado estas técnicas para separar una unidad exclusivamente triásica, recientemente definida como Formación El Alamar, de una sucesión del Jurásico Inferior, la cual mantendría el nombre de Formación La Boca. Mientras que la unidad triásica muestra usualmente procedencias de un orógeno reciclado y, parcialmente, de un bloque continental, las capas jurásicas incluyen además productos volcánicos de un arco continental del Jurásico Temprano y de manera generalizada, diversos productos epiclásticos y volcanogénicos de otros arcos magmáticos. De igual forma, las edades máximas del depósito son del Triásico Tardío (220 Ma) y del Jurásico Tardío (160 Ma), respectivamente, con poblaciones de circones grenvillianos, panafricanos y pérmico-triásicos en las rocas de la Formación El Alamar y grenvillianos, panafricanos, pérmico-triásicos y del Jurásico Temprano a Medio en las rocas de la Formación La Boca.

Palabras clave: capas rojas; noreste de México; Triásico; Jurásico; geocronología.

In northeastern Mexico, early Mesozoic red beds and volcanogenic rocks known as the Huizachal Group have been described as an Upper Triassic to Lower Jurassic fluvial succession (La Boca Formation), overlain by alluvial and lacustrine deposits representing the base of the Jurassic marine transgression (La Joya Formation). We estimate inconvenient to group together different sedimentary successions deposited over such a long period, which results in a loss of resolution concerning the tectonic evolution and paleogeographic interpretation. Petrographic provenance studies and detrital zircon geochronology were used as a tool for stratigraphic subdivision: we separated a exclusively Triassic unit, recently defined as El Alamar Formation, from Lower Jurassic red beds of La Boca Formation, now considered Early Jurassic in age. While the Triassic unit usually displays recycled orogen and subordinate continental block provenances, the Lower Jurassic red beds interlayered with volcanic rocks and epiclastic deposits, indicate a more consistent provenance from magmatic arc settings. Moreover, their maximum depositional ages are Late Triassic (220 Ma) and Late Jurassic (160 Ma), respectively, with several Grenvillian, Pan-African and Permian-Triassic detrital-zircon populations included in El Alamar Formation and Grenvillian, Pan-African, Permian-Triassic and Early Jurassic clusters in La Boca Formation.

Key words: red beds; northeastern Mexico; Triassic; Jurassic; geochronology.

INTRODUCCIÓN

El objetivo de la presente investigación ha sido la separación de unidades de capas rojas que afloran en distintas localidades del noreste de México (Figura 1), las cuales presentan características litológicas muy similares en el reconocimiento de campo y en algunos casos aun después de un análisis más exhaustivo, lo que ha ocasionado frecuentes problemas para la cartografía y la correlación, además de confusión en la nomenclatura estratigráfica (Mixon et al., 1959; Carrillo-Bravo, 1961; Rueda-Gaxiola et al., 1999; Barboza-Gudiño et al., 1999, 2008, 2010).

Los estudios petrográficos que aquí se reportan (Zavala-Monsiváis, 2008 y el presente estudio) han sido realizados con el fin de probar la validez de algunos criterios para reconocer y separar unidades que hasta ahora se habían agrupado y cuya subdivisión proporcionará un mayor detalle en la reconstrucción paleogeográfica de la región. De igual forma puede hacerse una interpretación de la evolución tectónica a través de los diferentes ambientes geotectónicos de procedencia, que pueden ser determinados por el empleo de diagramas de discriminación basados en la abundancia relativa de minerales estables e indicadores de la composición de la roca madre, lo cual puede ser robustecido por el estudio geocronológico de circones detríticos. Se ha tratado así, de probar la efectividad de estas técnicas para la identificación y separación de dos unidades cuya procedencia distinta ya ha sido previamente demostrada en algunas localidades por medio de dicha geocronología de circones detríticos (Barboza-Gudiño et al., 2007, 2009, 2010; Rubio-Cisneros y Lawton, 2011). Esta técnica es bastante efectiva aunque más costosa y difícil de aplicarse a un número elevado de muestras. En el presente estudio se ha aplicado a dos muestras: la primera de ellas (SM07-6, n=88) procedente de la parte superior de la Formación El Alamar en la sección expuesta en el cerro La Nieve, en el área de San Marcos, al sur de Galeana Nuevo León, y la segunda (MIQ06-8, n=92), de la Formación La Boca, expuesta en el área de Miquihuana, al suroeste de Ciudad Victoria, Tamaulipas.

ESTADO ACTUAL DE LAS INVESTIGACIONES

Las sucesiones de capas rojas de origen fluvial, aluvial y, en menor abundancia lagunares, que afloran en algunas localidades de Nuevo León y Tamaulipas en el noreste de México (Figura 1), fueron agrupadas por Mixon et al. (1959) como Grupo Huizachal. De acuerdo con estos autores, el Grupo Huizachal estaría compuesto de una unidad inferior definida como Formación La Boca del Triásico Tardío-Jurásico Temprano, y una unidad superior de edad Jurásico Medio a Tardío, que descansa en discordancia angular sobre la primera y fue definida por los mismos autores como Formación La Joya. Previamente las capas correspondientes a la Formación La Boca, habían sido definidas por Imlay et al. (1948) como Formación Huizachal, en tanto que la Formación La Joya se consideró como un miembro clástico en la base de la sucesión de calizas y evaporitas del Jurásico Superior-Cretácico. Carrillo-Bravo (1961) dio, por su parte, prioridad al nombre de Formación Huizachal con respecto al de Formación La Boca, pero reconociendo de acuerdo con Mixon et al. (1959) a La Formación La Joya y a ambas como Grupo Huizachal.

Barboza-Gudiño et al. (2007) y Barboza-Gudiño (2009) señalaron la existencia de una unidad dentro de la Formación La Boca, exclusivamente triásica que por su diferente distribución, origen y composición puede ser separada de la parte superior de las capas rojas; estas capas incluyen, a diferencia de la unidad inferior, productos volcánicos intercalados del Jurásico Inferior. Finalmente, la nueva unidad triásica fue definida formalmente por Barboza-Gudiño et al. (2010) con el nombre de Formación El Alamar, por encontrarse expuesta en el cañón del Alamar, en la sierra de Pablillo, en el estado de Nuevo León.

El análisis detallado de estas sucesiones de origen continental en los diferentes afloramientos en los estados de Nuevo León y Tamaulipas (Figura 3), muestra la existencia de: (1) Una sucesión de arenisca conglomerádica, limolita y lutita de colores café rojizo, gris, verde y ocre (Figura 4a, 4b); (2) Una sucesión volcánica y volcaniclástica de andesita, dacita y riolita, que se presenta en forma de centros de emisión, cuerpos subvolcánicos o acumulaciones de materiales piroclásticos en algunas localidades, mientras que en otras no existe o su presencia se reduce a pequeños horizontes de material volcaniclástico (Figuras 4c, 4d) y (3) Una sucesión que sobreyace a las primeras, compuesta de arenisca a lutita de color rojo intenso a café rojizo (Figuras 4e, 4f) y en algunos afloramientos se observan interestratificadas con los materiales volcánicos más superiores de la sucesión volcánica subyacente. En la mayoría de las localidades estudiadas no aflora la base de esta sucesión de rocas mesozoicas; sin embargo, en algunos casos sí se pudo ver que cubren a rocas sedimentarias y/o metamórficas del Paleozoico por una discordancia erosional-litológica, o en contacto por falla con rocas plutónicas del Pérmico–Triásico (Barboza-Gudiño et al., 2010). Cualquiera de estas unidades reconocidas, puede estar cubierta discordantemente por conglomerado y arenisca también rojos de la Formación La Joya del Jurásico Medio a Tardío; en muchos de los casos, las capas de esta última, son prácticamente idénticas a las capas rojas del Jurásico Inferior.

METODOLOGÍA

La metodología aplicada en el presente estudio incluye un análisis petrográfico cualitativo y modal realizado en 33 muestras de rocas procedentes de las capas rojas del Mesozoico inferior (Triásico y Jurásico Inferior a Medio) de las localidades San Marcos, el cañón del Alamar y Aramberri, en el estado de Nuevo León, así como las áreas de Miquihuana-Bustamante y el anticlinorio Huizachal-Peregrina en Tamaulipas.

En nuestra interpretación se consideraron los principales rasgos observados al microscopio como fueron microestructuras y naturaleza o rasgos característicos de los componentes clásticos en las muestras más representativas de las areniscas. El análisis petrográfico cuantitativo se elaboró por medio de un conteo de ~1000 puntos por lámina delgada, empleando el método Gazzi-Dickinson propuesto por Ingersoll et al. (1984). La composición del área fuente se determinó por medio de la identificación de: 1) los diferentes tipos de cuarzo (Basu et al., 1975; Blatt y Christie, 1963; Young, 1976); 2) los líticos volcánicos de acuerdo a Dickinson (1970) y Marsaglia et al. (1992); 3) los líticos volcánicos tobáceos se discriminaron con base en las características que documentaron Critelli et al. (2002); y 4) los líticos metamórficos según Garzanti y Vezzoli (2003), en función de su grado metamórfico y protolito.

En la Tabla 1 se presenta el conteo de componentes clásticos y, en la Tabla 2 los valores calculados y utilizados en la preparación de los diagramas ternarios de clasificación y de discriminación de ambientes tectónicos. Algunos aspectos de los diferentes componentes clásticos de estas rocas se observan en la Figura 5. Los parámetros petrográficos determinados fueron los siguientes: QFL (Folk, 1980), QFL y QmPK (Dickinson y Suczeck, 1979; Dickinson, 1985). Adicionalmente a estos parámetros se establecieron los ensambles de litoclastos granosos "Rg", sedimentarios "Rs" y metamórficos "Rm" (Critelli y Le Pera, 1994); QpLvls y LmLvLs (Ingersoll y Suczek, 1979); finalmente, se definieron litoclastos plutónicos "Rp", volcánicos "Rv" y sedimentarios "Rs" (Ocampo-Díaz, 2011 y 2012). El esquema de Ocampo-Díaz (2011, 2012) considera la terminología genética descriptiva de Ingersoll (1984), empleando el apelativo del constituyente predominante, por ejemplo, areniscas plutonoclásticas, lo cual brinda mejores resultados si éstos son considerados como ensambles (e.g. ensamble granoso, Rg), tal como lo determina Critelli y Le Pera (1994).

La composición modal de las muestras estudiadas (Tabla 1), fue graficada en el diagrama ternario de clasificación según Folk (1980) que aparece en la Figura 6; se hizo lo mismo en los diagramas de discriminación de marcos tectónicos de áreas de procedencia propuestos por Dickinson et al. (1983), Ingersoll y Suczek (1979) y Garzanti et al. (2001) modificado por Marsaglia et al. (2007) que se representan en la Figura 7.

La geocronología de los circones se realizó en un espectrómetro de masas de multicolección con plasma acoplado por inducción y sistema de ablación laser (LA-MC-ICPMS), del Departamento de Geociencias (LaserChron Center) en la Universidad de Arizona, en Tucson, Arizona. De acuerdo con la metodología de Gehrels et al. (2006), se montaron entre 500 y1000 circones detríticos en resina epóxica. Se analizaron dos muestras: la muestra SM07-6, de la parte superior de la Formación El Alamar (colectada en el cerro La Nieve, en el área de San Marcos, al sur de Galeana Nuevo León) y la muestra MIQ06-8 de la Formación La Boca colectada en Miquihuana, al suroeste de Ciudad Victoria, Tamaulipas. En cada muestra se examinaron alrededor de 100 circones. La información obtenida fue filtrada de acuerdo con la precisión de las proporciones ²⁰⁶Pb/²³⁸U y ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb, con un error de 5%, y la discordia al 20%. Las incertidumbres analíticas se anotan como 1σ, (ver Tablas 3 y 4). De manera general, las edades documentadas (best age) se basan en la relación ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb para granos con edades mayores a 1000 Ma, y ²⁰⁶Pb/²³⁸U para aquellos granos con edades más jóvenes que 1000 Ma. De acuerdo a Ludwig (2003), los resultados fueron graficados en diagramas de concordia de Pb-U del tipo Tera-Wasserburg y diagramas probabilísticos de edades relativas o diagramas acumulativos probabilísticos empleando la versión 3.0 de Isoplot, considerando las edades significativas como aquellas que se encuentran representadas por tres o más datos similares. La distribución de las edades, se graficó como espectros de edades en forma de curvas de probabilidad de edades relativas. Estas curvas se generan mediante la suma de la distribución de la edad de cada análisis individual, considerando que el error se distribuye normalmente (Ludwig, 1988, 2003). Los picos de edades de probabilidad alta fueron calculados empleando el programa de Excel Age Pick proporcionado por el laboratorio LaserChron de la Universidad de Arizona.

ÁREAS DE ESTUDIO

Cañón El Alamar en la sierra de Pablillo, Nuevo León

El cañón del Alamar se encuentra ubicado en la sierra de Pablillo, al sur de Galeana, Nuevo León (Figuras 1 y 3). Se trata de un sistema fluvial que drena la parte alta de la Sierra Madre Oriental, al sur de la llamada curvatura de Monterrey y fluye hacia la planicie costera como río Pablillo a la altura de la ciudad de Linares, Nuevo León. En esta localidad aflora una columna de más de 400 m de espesor (Barboza-Gudiño et al., 2010) considerada por Carrillo Bravo (1961) como perteneciente a la Formación Huizachal y por Mixon (1963) como Formación La Boca, en ambos casos con una edad Triásico Tardío-Jurásico Temprano. También fue descrita por Michalzick (1991) como Formación Huizachal, quien agrupó estas rocas según las diferentes litofacies del esquema de Miall (1977) para secuencias de origen fluvial: Gm y Gt (conglomerados con estratificación normal y con estratificación cruzada); St, Sp y Sh (areniscas gruesas con laminación oblicua cruzada, laminación cruzada plana y laminación horizontal); Sh y Sl (areniscas de estratificación horizontal y cruzada plana); Fl y Fm (limolita laminada y masiva); Fm y P (lutita-limolita con concreciones de carbonato y principios de pedogénesis). La interpretación que se dio a estas litofacies va desde depósitos en canales y barras (las facies de granulometría más gruesa), hasta planicies de inundación con interrupciones de la sedimentación en condiciones subaéreas y formación local de suelos. Michalzik (1991) interpretó secuencias con sedimentación del tipo grano decreciente como depósitos en un sistema fluvial anastomosado de baja sinuosidad. Rubio-Cisneros (2012) reinterpretó estas capas como producto de depósitos de ríos de alta y baja sinuosidad, dominados por gravas y arenas, cuyos estilos fluviales varían de sistemas mezclados de alta y baja energía, con la intervención de flujos de masas por gravedad y barras de gravas. En la parte alta del cañón del Alamar, la sucesión está cubierta de manera discordante por conglomerados de abanico aluvial y brechas de la Formación La Joya, que en la zona alcanza solo algunos metros de espesor y en parte está fuertemente afectada por estructuras o superficies de despegue ("détachement") que también afectan a las unidades evaporíticas y calcáreas superiores.

En general, la secuencia estudiada consiste de capas gruesas de arenisca, predominantemente de color gris a gris verdoso en superficie fresca y ocre a café rojizo en superficie intemperizada. En la mayoría de los casos los depósitos alternan de manera cíclica de arenisca conglomerádica, en su base, a arenisca fina, limolita finamente laminada y localmente lutita en su cima. La alternancia es interpretada como el cambio de un depósito de canal hacia barras de arena y localmente planicies de inundación. Principalmente en las facies conglomerádicas es notable la abundancia de madera petrificada, regularmente silicificada. Sin embargo en algunos casos, en la parte baja del cañón, en las cercanías de San José del Río, también se presenta la sustitución por carbonato de calcio. Las dimensiones de la madera fósil pueden ir desde pequeños fragmentos de unos cuantos centímetros hasta troncos de más de 10 metros de largo que Carrillo-Bravo (1961, de acuerdo con la descripción de R. A. Scott) reporta como Araucarioxylon sp.

Área de San Marcos, Nuevo León

El área de San Marcos se encuentra ubicada en el poblado del mismo nombre, al sureste de Galeana, Nuevo León, sobre la carretera federal No. 60, en su tramo Linares-San Roberto (Figuras 1 y 3). En esta localidad aflora una sucesión de más de 200 m de capas de arenisca, limolita y lutita de color café rojizo a naranja en superficie intemperizada, y gris a pardo en superficie fresca. La sucesión contiene más de 50 m de capas de coloración más roja hacia la cima, que Rubio-Cisneros (2008) describió como el miembro superior de la unidad a la que asignó el nombre de Formación Huizachal.

Área de Aramberri, Nuevo León

La municipalidad de Aramberri se encuentra enclavada en la Sierra Madre Oriental, aunque ya en las proximidades de la Mesa Central, hacia el sur del estado de Nuevo León (Figuras 1 y 3). En varios puntos a lo largo del llamado río Blanco, que atraviesa a la población de Aramberri y especialmente en el área de Mezquital, al norte de esta cabecera municipal, aflora una sucesión de capas rojas de espesor variable que no rebasa los 200 m. Dicha secuencia sobreyace a rocas volcánicas del Jurásico Inferior (U-Pb, 193.3±1.5 Ma; Barboza-Gudiño et al., 2008), y subyace discordantemente a brecha, arenisca y limolita también rojas de la Formación La Joya. Las capas que sobreyacen a las rocas volcánicas son arenisca y limolita de color café rojizo y contienen horizontes de material volcaniclástico, localmente con una pobre estratificación, apreciándose principalmente laminación paralela y en determinadas zonas laminación cruzada y/o curvada.

Anticlinorio Huizachal-Peregrina, Tamaulipas

En la parte norte del anticlinorio Huizachal-Peregrina, en el frente de la Sierra Madre Oriental, al poniente de Ciudad Victoria, Tamaulipas, aflora una potente sucesión de arenisca roja que, hacia el núcleo o parte interna del anticlinorio, en el cañón del Olmo o del Tigre (Figuras 1 y 3), presenta un límite por falla con rocas volcánicas andesíticas hasta riolíticas, posiblemente del Jurásico Inferior. En el cañón de la Boca la arenisca de facies fluviales presentan un límite por falla con rocas plutónicas pre-Triásicas, a juzgar por la presencia de algunos clastos de unidades subyacentes en las capas del Triásico Superior. Hacia el sur, en el cañón de Caballeros aunque el límite de las capas rojas con esquisto paleozoico se encuentra cubierto y se ha interpretado como una zona de falla, también pudiera ser una discordancia, relación que se observa más claramente en el cañón del Novillo, sobre el flanco occidental, hacia la parte sur del anticlinorio; por otro lado, en el cañón de Peregrina las capas rojas sobreyacen de manera discordante a sedimentos paleozoicos. En todas las localidades antes mencionadas, estas sucesiones de capas rojas están cubiertas en discordancia angular de hasta más de 50°, por conglomerado de abanico aluvial, brecha y arenisca roja de la Formación La Joya. En la porción suroccidental del anticlinorio y en su parte norte, se reconoce claramente una sucesión inferior de capas a bancos de arenisca conglomerádica de color gris a ocre y café rojizo; esta secuencia es comparable en su litología y contenido fósil, principalmente madera silicificada, con la sucesión expuesta en las localidades de El Alamar y San Marcos, antes descritas. Sobreyaciendo a esta unidad se observa en esta porción de Tamaulipas, una sucesión de capas rojas con intercalaciones de material volcánico y epiclástico, que no se reconoció en las áreas del Alamar y San Marcos en Nuevo León. La coloración de las capas de la unidad superior es rojo hasta púrpura y, en la mayoría de los afloramientos, se aprecia un predominio de las facies pelíticas. Las muestras procedentes de estas dos sucesiones de capas rojas, ambas interpretadas como de facies fluvial, han sido separadas para su descripción petrográfica.

Las rocas de la sucesión inferior, considerada del Triásico, son de grano fino a medio con algunos gránulos mayores, de formas subangulosas, variando desde mal clasificadas hasta bien clasificadas, con matriz arcillosa y cementante de carbonatos. En algunos casos se observa una laminación en el rango de 4 mm hasta 2 cm, y algunos clastos pelíticos de color gris claro a verde olivo, de 3 mm hasta 4 cm de largo, así como restos de plantas mal preservados.

Las rocas características de la sucesión superior, consideradas del Jurásico Inferior, son arenisca, limolita y lutita roja a café rojizo y púrpura, que forman capas medianas a gruesas o en muchos de los casos, principalmente en las facies pelíticas, con muy mala estratificación. Estas rocas presentan el desarrollo de un clivaje que, en general, en estos afloramientos posee un rumbo norte-noroeste, por lo que su origen se interpreta relacionado a la deformación laramídica.

En el valle del Huizachal afloran capas de arenisca roja a limolita y lutita, comúnmente con algunos bancos conglomerádicos y arenisca de grano grueso con laminación cruzada. Se puede ver en estos afloramientos una relación de intrusión por algunos cuerpos riolíticos en domo; a su vez, se presenta la intercalación de productos volcánicos de este mismo tipo en la sucesión de arenisca roja. Hacia la parte inferior de la sucesión volcánica-sedimentaria también se pueden ver derrames de andesita brechada, posiblemente a manera de brecha de desintegración en los flujos o derrames, así como mezclas de sedimentos y lavas ocurridas aparentemente en una etapa previa a la litificación de los sedimentos, dentro de cuerpos acuosos en forma de peperitas.

Área de Miquihuana-Bustamante, Tamaulipas

En el área de Miquihuana y Bustamante (Figuras 1 y 3), dos comunidades ubicadas en la Sierra Madre Oriental, 40 km al poniente de la ciudad de Jaumave, Tamaulipas, afloran capas rojas que han sido consideradas del Triásico (Bartolini et al., 1999), hasta el Jurásico Medio (Mixon, 1963), y que de acuerdo con nuestras observaciones de campo corresponderían a las capas del Jurásico Inferior a Medio, así consideradas en este trabajo. Estas rocas son arenisca y limolita rojas que sobreyacen a esquisto paleozoico y subyacen a caliza del Cretácico pertenecientes al extremo norte de la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí (Carrillo-Bravo, 1961).

PETROGRAFÍA

Las muestras analizadas de las secuencias triásicas y jurásicas de los cañones del Alamar, área de San Marcos, anticlinorio de Huizachal-Peregrina, y los afloramientos de Aramberri y Miquihuana, muestran una variación composicional de arcosas líticas, litoarenitas feldespáticas, arenitas feldespáticas, litoarenitas, sublitoarenitas y subarcosas, dentro del esquema de clasificación de Folk (1980). Composicionalmente todas las muestras presentan diferentes relaciones de abundancia de cuarzo, feldespato y fragmentos de roca. En orden de abundancia, el cuarzo es monocristalino y policristalino. El cuarzo monocristalino muestra un predominio de extinción ondulante sobre la recta, con inclusiones de apatita y circones; presentan estrías (cf. Folk, 1980), vacuolas y pocos golfos de corrosión. El cuarzo policristalino que predomina es el que está formado por más de tres cristales (Qp>3), que exhiben tramas tectónicas, poliagregados de cuarzo monocristalino con contactos suturados y extinción ondulante individual (de cristal a cristal); son comunes las texturas metamórficas recristalizadas (Folk, 1980) o bien, texturas faneríticas constituidas por cuarzo, feldespato y plagioclasa con contactos rectos en forma de "Y", en ángulos cercanos a los 120°, de posible origen plutónico. Texturalmente, ambos grupos de cuarzo son subredondeados a redondeados con una esfericidad que varía de moderada a alta. El grupo del Feldespato está constituido por feldespato potásico y plagioclasa, en proporciones variables. La plagioclasa se presenta con maclado polisintético y comúnmente altera a sericita. El feldespato potásico que comúnmente altera a caolinita, se presenta con o sin maclado de tipo Carlsbad. Otro feldespato potásico presente es la microclina, caracterizada por mostrar maclado en enrejado. Texturalmente los feldespatos son redondeados, con baja a moderada esfericidad. Los fragmentos líticos son del tipo metamórfico, volcánico, plutónico y sedimentario, los cuales varían en abundancia en cada área estudiada (ver Tablas 1 y 2). Los líticos metamórficos muestran texturas metapelíticas₂ (Lmp₂), metapelíticas₃ (Lmp₃), metapelíticas₄ (Lmp₄), metasamíticas/felsíticas₂ (Lms₂), metasamíticos/felsíticas₃ (Lms₃), metasamíticos/felsíticas₄ (Lms₄), metabásica2 (Lmb₂), metabásicas₃ (Lmb₃), metabásica₄ (Lmb₄), metacarbonática₂ (Lmc₂), y metacarbonática4 (Lmc₄). Texturalmente los fragmentos de rocas varían de subangulosos a redondeados con moderada a alta esfericidad. Los fragmentos volcánicos son del tipo volcánicos felsíticos (LvFel), volcánicos tipo lathwork (LvLat), volcánicos microlíticos (LvMic), líticos tobáceos no soldados (LvTobNs) y líticos tobáceos soldados con texturas fluidales (LvTobNs), son subangulosos a subredondeados, con moderada esfericidad. Los líticos plutónicos exhiben texturas gráficas y mirmequíticas (LpMq) compuestas por cuarzo y feldespato. Los fragmentos sedimentarios están formados por líticos de lutita (Lslu) y arenisca de grano medio a fino (Lsa), que texturalmente son redondeados con baja a moderada esfericidad.

Los minerales accesorios, la matriz y el cemento documentados en las diferentes muestras, son variables y altamende dependientes del área de estudio, constituidos por clorita férrica, biotita, epidota, circón, turmalina, serpentina, jarosita, apatita, clinopiroxenos y hematita. La matriz es del tipo proto-, orto- y epimatriz que en todos los casos es menor al 10% y se encuentra constituida por minerales arcillosos no diferenciados y parcialmente oxidada. En algunos casos la matriz se encuentra constituida por sericita de origen diagenético. El cemento es de cuarzo sintaxial, menor al 5% y en menores proporciones de calcita en hábito poiquilotópico que reemplaza al feldespato y bordea al cuarzo.

El análisis petrográfico revela que existen variaciones composicionales importantes en las muestras de cada área, como se aprecia en la Tabla 1 y descritas a continuación:

Características petrográficas de las sucesiones triásicas

Características petrográficas de las sucesiones jurásicas

Las areniscas de las sucesiones jurásicas, se caracterizan por mostrar un mayor contenido de feldespatos potásicos, y en orden de abundancia líticos volcánicos, metamórficos, sedimentarios y plutónicos. Los líticos volcánicos con texturas felsíticas son los más abundantes, seguidos por los líticos volcánicos con textura lathwork, microlíticos y tobáceos soldados y no soldados (ver Tabla 1). Los fragmentos metamórficos más frecuentes son de bajo a medio grado, muy escasos de grado alto, que exhiben las texturas Lmp₂, Lms₂, Lmb₂, Lmc₂, Lmp₃, Lms₃, Lmb₃, Lmp₄, Lms₄, Lmb₄, Lmc₄. El mayor contenido de fragmentos volcánicos se presenta en las muestras de las áreas de valle de Huizachal y Miquihuana, en tanto que los fragmentos metamórficos se concentran más en las muestras de los cañones de Peregrina, el Olmo, la Boca, Caballeros, valle de Huizachal y en el área de San Marcos (ver Tabla 1).

RESULTADOS DE LA GEOCRONOLOGÍA DE CIRCONES DETRÍTICOS

Los resultados de la geocronología de circones detríticos aparecen en las tablas 3 y 4, y en los diagramas de concordia y curvas de probabilidad relativa (Figuras 8 y 9).

La muestra SM07-6, colectada en la Formación El Alamar, en la parte superior de la secuencia en el área de San Marcos, Nuevo León (24°41.8'N; 100°06.1'W), y de la cual se analizaron 88 granos de circón, arrojó un total de ocho circones con edades del Paleoproterozoico-Mesoproterozoico (2237 ± 37.5 – 1342.8 ± 30.3 Ma), 54 granos con edades correlacionables a dataciones grenvillianas (1287.5 ± 50.4 – 927.6 ± 13.7 Ma), diez circones paleozoicos (506.6 ± 31.1 – 307 ± 10.5 Ma) y 12 circones cuyas edades se encuentran entre 284.7 ± 3 Ma y 246.8 ± 7.7 Ma, que corresponden con el arco Pérmico-Triásico, además de cuatro circones del Triásico Tardío. En el diagrama de concordia de la Figura 8a se observa que, de manera general, los circones con edades menores que 1200 Ma tienden a ser concordantes, mientras que los circones más antiguos aparecen discordantes y presentan mayores rangos de error. La Figura 8b muestra el diagrama de curva de probabilidad relativa, en donde se reconoce una importante población de circones grenvillianos ligeramente dividida en dos picos, así como un pico menor pero representativo de circones del Paleozoico temprano y un pico prominente de circones pérmicos-triásicos. La edad máxima del depósito de esta muestra está dada por tres circones con edades entre 222.4 ± 2.2 y 218.3 ± 5.8 Ma, lo que arroja en promedio 220 Ma. Un grano aislado de circón con una edad de 203.6 ± 4.5 Ma aparece concordante y podría indicar una edad máxima del depósito aún menor. Sin embargo la incertidumbre es mayor, si consideramos que el fenómeno de pérdida de plomo podría, teóricamente, hacer aparecer un grano de mayor edad, como más joven y concordante. Es factible eliminar dicha incertidumbre únicamente ante la ocurrencia mínima de tres circones, cuyos resultados se traslapen de acuerdo con el grado de incertidumbre, en este caso 1σ (Ludwig, 2003).

De la muestra MIQ06-8, colectada en la secuencia de areniscas rojas que afloran en el cerro de la Cruz, al oriente de la comunidad de Miquihuana (23°34.9'N; 99°44.8'W), se obtuvieron 92 edades de circones detríticos: cinco con edades del Paleoproterozoico-Mesoproterozoico (1674.8 ± 18.6 – 1374.1 ± 30.5 Ma), dos granos neoproterozoicos (849.0 ± 17.6 Ma y 570.4 ± 7.4 Ma), seis granos del Paleozoico temprano y tardío (458.1 ± 7.2Ma – 314.4 ± 3.7 Ma), 14 con edades en el rango entre 1304.9 ± 24.9 Ma y 914.9 ± 47.8 Ma, que se pueden considerar grenvillianos, solo dos granos pérmico-triásicos de 251.4 ± 2.7 Ma y 245.2 ± 4.1 Ma, 60 circones que representan la población más grande en la muestra y se consideran procedentes del arco volcánico del Jurásico Temprano a Tardío, o arco Nazas (189.1 ± 5.5 Ma y 160.6 ± 4.6 Ma), así como un circón del Triásico Tardío, de 213.1 ± 10.1 Ma, y un grano de circón aislado, discordante, que arrojó una edad de 137.7 ± 2.7 Ma. En el diagrama de concordia de la Figura 9a, se observa gran cantidad de circones discordantes y algunos con grandes errores, principalmente en la relación ²⁰⁷Pb/²³⁵U. Sin embargo, existe un buen número de edades de circón concordantes y con errores poco significativos para la población principal del Jurásico Temprano, lo que da certidumbre de que se trata de una población importante de circones pertenecientes al ya mencionado arco volcánico del Jurásico Temprano o Arco Nazas. La presencia de circones del Jurásico Temprano nos da la pauta para diferenciar entre la sucesión de capas rojas del Triásico Superior (Formación El Alamar) y capas rojas del Jurásico Inferior a Medio (formaciones La Boca y La Joya, además de la unidad eminentemente volcánica o Formación Nazas). Por lo tanto, el histograma y curva de probabilidad relativa de la misma muestra, es prácticamente un diagrama unimodal que representa a la población más prominente del Jurásico Medio-Tardío (165.7 ± 10.8 Ma – 160.6 ± 4.6 Ma), y a la vez es la edad máxima del depósito (Figura 9b).

DISCUSIÓN

Diferencias estratigráficas

El trabajo de campo ha permitido la identificación de una unidad de capas rojas en el noreste de México, la cual aflora en las localidades del cañón El Alamar y San Marcos, en Nuevo León y los cañones de El Olmo, La Boca y del Novillo en Tamaulipas, la cual fue redefinida por Barboza-Gudiño et al. (2010) como Formación El Alamar. Dicha unidad es claramente anterior a la emisión de una serie de productos volcánicos con edades del Jurásico Temprano a Medio (Jones et al., 1995; Bartolini et al., 2003; Fastovsky et al., 2005; Barboza-Gudiño et al., 1999, 2008; Zavala-Monsiváis et al., 2012), que se intercalan con la unidad definida formalmente por Mixon et al. (1959) como Formación La Boca, la cual cubre en las localidades del anticlinorio Huizachal-Peregrina, a la Formación El Alamar. En las localidades del cañón El Alamar y San Marcos, la Formación La Boca está ausente (Barboza-Gudiño, 2012); en dichos afloramientos las capas de la unidad inferior están cubiertas discordantemente por la Formación La Joya o por evaporitas del Jurásico Tardío de la Formación Minas Viejas. En el valle del Huizachal no aflora la base de lo que en este trabajo es considerado como unidad superior (Formación La Boca), pero en el caso de las localidades de Aramberri, Nuevo León y Miquihuana-Bustamante en Tamaulipas, los productos volcanogénicos y las capas correspondientes con esta misma unidad superior jurásica sobreyacen de manera discordante a filitas y esquistos paleozoicos, sin evidencias del depósito de la unidad triásica. La Figura 10 ilustra estas relaciones estratigráficas para la Formación El Alamar del Triásico Tardío, la Formación La Boca del Jurásico Temprano a Medio, así como los productos volcánicos del arco del Jurásico Temprano (arco Nazas).

Clasificación y composición de areniscas

El análisis modal de las areniscas del Triásico y Jurásico permite establecer que las areniscas de las áreas del cañón del Alamar y de San Marcos, varían composicionalmente de acuerdo con el esquema de clasificación de Folk (1980), de litarenita a litarenita feldespática. Las muestras colectadas en la parte norte del anticlinorio Huizachal-Peregrina se clasifican, igualmente, como litarenitas a litarenitas feldespáticas. Entre tanto, las muestras de las áreas del valle de Huizachal y Miquihuana-Bustamante son únicamente litarenitas feldespáticas, mientras que las muestras de Aramberri son arcosas líticas y arcosas (Figura 6). Estas diferencias en la composición están relacionadas con cambios en la composición del área fuente, distancia de transporte y a múltiples ciclos de sedimentación, los cuales se discuten en los siguientes párrafos.

Diferencias en la composición del área fuente

El conteo de puntos de las areniscas procedentes de las secuencias del Triásico Tardío y del Jurásico Temprano-Medio sugiere que las secuencias del Triásico Tardío muestran un mayor aporte de rocas con bajo a alto grado metamórfico, como pueden ser filita, pizarra, esquisto de sericita, esquisto de muscovita, esquisto de clorita, esquisto de biotita y esquisto calcáreos, como lo indica la presencia de los diferentes fragmentos líticos metamórficos documentados por su grado de metamorfismo o rango (e.g. Lmp2, Lmp3; ver Tabla 1); muestran además un contenido promedio de plagioclasas según la relación Plagioclasa/Feldespato >1.0, lo cual indica fuentes más plutónicas y metamórficas, relacionadas con facies de granulitas y anfibolitas (Figura 11a). La relación Qmr/Qp ~2.0 (cuarzo monocristalino con extinción recta/cuarzo policristalino) sugiere procesos de reciclamiento y adición de fuentes ricas en cuarzo policristalino, como también largas distancias de transporte, múltiples ciclos de sedimentación y fuentes más enriquecidas en cuarzo (Ocampo-Díaz y Rubio-Cisneros, 2013; Figura 11a). Las sucesiones correspondientes al Jurásico Temprano exhiben un mayor aporte de rocas volcánicas de composición variada, como lo marcan las altas proporciones del ensamble volcánico "Rv" en relación con ensambles metamórficos "Rm" y plutónicos "Rp" (Figura 11b, 11c; Ocampo-Díaz et al., 2014); asimismo, se observa un aumento en el contenido de feldespato potásico (sanidino), lo cual es congruente con el incremento en rocas volcánicas de carácter explosivo (Figura 11b). Finalmente es necesario mencionar que tres muestras del Jurásico Temprano presentan un alto contenido de plagioclasa (P/F ~3.0), lo cual está relacionado con el aumento de fragmentos líticos metamórficos y plutónicos que favorecen el incremento de los ensambles Rm y Rp (Figura 11c).

Ambiente Tectónico

Los resultados porcentuales graficados en los diagramas QFL y QmFLt de Dickinson y Suczek (1979), modificados por Dickinson et al. (1983), indican una procedencia relacionada con los campos de orógenos reciclados para las muestras del Triásico Tardío (Figura 7a, 7b). Por otro lado, las muestras del Jurásico Temprano-Medio se encuentran dentro del mismo campo y, además, ocupan los campos de transición continental (muestras de Aramberri), y por último los campos de arco transicional y arco no disectado (muestras del valle de Huizachal, Miquihuana y San Marcos). En la Figura 7b (QmFL), se observa claramente que las muestras del Triásico Tardío, colectadas en el cañón del Alamar, son las más enriquecidas en cuarzo monocristalino, lo cual implica un mayor grado de transporte y madurez textural como ha sido documentado por Rubio-Cisneros (2012) y Ocampo-Díaz y Rubio-Cisneros (2013).

Las relaciones porcentuales que presenta el cuarzo policristalino-líticos volcánicos-líticos sedimentarios (diagrama ternario QpLvmLsm; Figura 7c) y los líticos metamórficos-líticos volcánicos-líticos sedimentarios (diagrama LmLvLs; Figura 7d), denotan la alta influencia de rocas metamórficas y plutónicas en las muestras del Triásico Tardío, sin lograr discriminar su ambiente tectónico. Las muestras del Jurásico Temprano-Medio se encuentran dentro del campo de arcos magmáticos continentales. Sin embargo, el diagrama ternario QFL de Garzanti et al. (2001), modificado por Marsaglia et al. (2007), indica que las muestras de ambas unidades fueron depositadas dentro de un rift no disectado y con fuentes de sutura y orógeno (Figura 7e), además de compartir composicionalmente los campos de rift disectados y rift no disectados de tipo volcánico (muestras de Aramberri, valle de Huizachal y Miquihuana). De acuerdo con Garzanti et al. (2001) y Marsaglia et al. (2007), las procedencias de: 1) rift no disectados asociados con zonas de sutura/orógeno se caracterizan por arenas de cuarzo recicladas derivadas de las secuencias que cubren a las rocas cratónicas y que progresivamente tienden a ser cuarzofeldespáticas, conforme se erosionan los terrenos cristalinos más profundos que son exhumados de bloques antiguos amalgamados durante los procesos orogénicos; 2) los márgenes de rift volcánicos no disectados están representados por una mezcla de sucesiones sedimentarias previas al rift y de rocas del basamento que son expuestas en los bloques del rift exhumados, que típicamente son de composición bimodal (basalto/riolita), y 3) los rift disectados implican la erosión más profunda y extensa de las rocas del basamento, lo cual depende de la intensidad del levantamiento. Lo anterior permite interpretar y comprobar que: 1) las muestras del Triásico Tardío de la Formación Alamar, representan la erosión de rocas plutónicas, metamórficas y sedimentarias relacionadas con el rompimiento de bloques continentales ensamblados por diversas zonas de sutura, como ha sido documentado por Rubio-Cisneros (2012) y Barboza-Gudiño et al. (2010); 2) las arenitas de las sucesiones del Jurásico Temprano (Formaciones Nazas y La Boca), marcan un periodo de máximo rejuvenecimiento de rocas fuente (cf. Ocampo-Díaz y Rubio-Cisneros, 2013), las cuales están relacionadas con el emplazamiento de un arco continental tipo andino que migró desde las costas del Pacífico hacia la region central de México (estados de Nuevo León y Tamaulipas; Bartolini et al., 2003; Barboza-Gudiño et al., 2008; Rubio-Cisneros y Lawton, 2011) y posteriormente por procesos de roll-back de la placa paleopacífica, el arco regresó hacia la región paleopacífica. El proceso de roll-back, favoreció la ascención del manto astenosférico, con lo cual se llevó a cabo el proceso de mayor erosión de las rocas que constituyen el basamento y su reciclamiento sedimentario (Ocampo-Díaz, 2011 y 2012; Ocampo-Díaz y Rubio-Cisneros, 2013). En su conjunto, este proceso ha sido documentado recientemente por Busby (2011) como sistemas de arcos extensionales, que pueden ser considerados con procedencias similares a las que presentan los sistemas de rift volcánicos que evolucionan a los sistemas de rift disectados.

La combinación del análisis petrográfico de rocas clásticas y geocronológico de circones detríticos, ha permitido establecer la ubicación de las áreas fuente y sus características composicionales. Los resultados son: 1) Las dos muestras del análisis de circones tienen edades de ~1 Ga, relacionadas con bloques grenvillianos, probablemente peri-gondwánicos, lo cual petrográficamente es evidente por la presencia de los líticos metamórficos (e.g. Lmp3, Lmp4) y cuarzo policristalino; 2) Las edades del límite Pérmico-Triásico (Figura 8), relacionadas con las rocas plutónicas asociadas al arco Pérmico-Triásico del este de México (Torres et al., 1999), se justifican petrográficamente con el cuarzo monocristalino de origen plutónico, líticos plutónicos con texturas gráficas y mirmequíticas; 3) La escasa presencia de poblaciones de circones pan-africanos (570–800 Ma), mismos que han sido reportados previamente para muestras procedentes de la localidad de San Marcos, hacia la parte inferior de la misma unidad estratigráfica (Barboza-Gudiño et al., 2010), pueden estar también relacionadas con líticos metamórficos, líticos plutónicos y cuarzo policristalino, como lo han interpretado recientemente por sus edades, petrografía, minerales ligeros y pesados Ocampo-Díaz (2012) y Rubio-Cisneros (2012); 4) una diferencia importante en las muestras del Jurásico Temprano con respecto a las del Triásico, sobre todo en la muestra colectada en el área de Miquihuana, es la abundante presencia de circones detríticos con edades relacionadas al arco Nazas (Figura 9a, 9b). Esto se documentó petrográficamente por la presencia de líticos volcánicos con texturas lathwork, microlíticas y felsíticas, en rocas de composición andesítica, dacítica y en menor grado riolítica; esta interpretación concuerda con lo documentado recientemente por Rubio-Cisneros et al. (2011), en el área del valle de Huizachal; y por último 5) las diferencias en la edad máxima del depósito que presentan las unidades analizadas, corresponden claramente con una unidad del Triásico Tardío para la muestra procedente del área de San Marcos y del Jurásico Temprano a Medio para la muestra de Miquihuana, Tamaulipas.

Estudios previos en geocronología de circones detríticos (Barboza-Gudiño, 2009; Barboza-Gudiño et al., 2010) dan una mayor certidumbre de dos unidades distintas, contribuyendo con el análisis de este trabajo para establecer las edades máximas de los depósitos en el Triásico y en el Jurásico Temprano, respectivamente.

CONCLUSIONES

El análisis geológico-sedimentario en las secuencias del Triásico Tardío al Jurásico Medio, ha permitido concluir lo siguiente:

Las unidades estudiadas corresponden a dos sucesiones de depósitos de origen fluvial que inicialmente fueron definidas en conjunto como Formación La Boca (Mixon et al., 1959), la cual pertenecía según esa definición al Grupo Huizachal, asignándoles una edad del Triásico Tardío-Jurásico Temprano, con una consecuente pérdida de detalle en la reconstrucción tectónica-paleogeográfica usualmente basada en la sucesión de eventos y ambientes a los que estuvo relacionado cada depósito.

La distribución diferente de las dos unidades de capas rojas de origen fluvial es concluyente sobre la naturaleza y edad distintas para estas dos unidades, consideradas como una sola formación en interpretaciones previas.

El análisis petrográfico, por su conteo de puntos y descripción de minerales, permitió discriminar composicionalmente a las dos sucesiones de origen fluvial: la más antigua, Formación El Alamar, definida por Barboza-Gudiño et al. (2010), anterior al volcanismo del arco volcánico de tipo andino del Jurásico Temprano, cuyas rocas fuentes son principalmente metamórficas de bajo grado y plutónicas, y la unidad más joven, la parte jurásica de la Formación La Boca de Mixon et al. (1959), parcialmente contemporánea y posterior al volcanismo, caracterizada por mostrar un incremento en el contenido de líticos volcánicos.

Las procedencias que reflejan ambas unidades son similares; ocupan el campo de clasificación de orógenos reciclados, mientras que solo las muestras del Jurásico Temprano tienden hacia los campos de arco no disectado y transición continental.

Por todo lo anterior, la Formación El Alamar (Triásico) no puede ser considerada parte del Grupo Huizachal, ya que su génesis o ambiente geotectónico y de depósito, así como su procedencia y distribución, son distintas a las de la Formación La Boca (Jurásico Temprano).

AGRADECIMIENTOS

Se agradece el apoyo del Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACyT) a través del proyecto "Tectónica Sedimentaria del Jurásico Inferior a Medio en el Centro y Noreste de México" (169231). Asimismo agradecemos las sugerencias y correcciones sugeridas al manuscrito por parte del Dr. Timothy F. Lawton (editor científico), el Dr. Igor I. Rubio Cisneros (árbitro) y un árbitro anónimo, quienes han contribuido con su labor a mejorar enormemente este trabajo.

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