Estratigrafía de la Formación Metztitlán del Plioceno (estado de Hidalgo, Centro–Este de México)

Stratigraphy of the Pliocene Metztilán Formation (state of Hidalgo, central–eastern Mexico)

Baldomero Everardo Carrasco–Velázquez^1,*, Enrique Martínez–Hernández², Elia Ramírez–Arriaga² y Jesús Solé Viñas²

¹ Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México. Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán 04510 México, D. F. *Email: bcar@prodigy.net.mx

² Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán 04510 México, D. F.

Manuscrito recibido: Febrero 7, 2008.
Manuscrito corregido recibido: Julio 2, 2008.
Manuscrito aceptado: Julio 12, 2008.

Resumen

En el presente artículo se define una nueva unidad litoestratigráfica para los afloramientos de rocas continentales de la región de Metztitlán en el Estado de Hidalgo. La Formación Metztitlán está formada por conglomerados constituidos en su base por fragmentos de rocas ígneas extrusivas (basalto) que cambian hacia la cima a conglomerados formados por clastos derivados de las rocas cretácicas. Dichas rocas descansan discordantemente sobre las rocas sedimentarias marinas del Albiano–Cenomaniano. A fin de formalizar la litoestratigrafía de las rocas sedimentarias continentales en el área, se propone como localidad tipo de la Formación Metztitlán, el afloramiento del Santuario de las Cactáceas en Metztitlán. Al noreste de Metztitlán, en Zacualtipán–Atotonilco El Grande aflora una sucesión volcánica del Plioceno, correspondientes a la porción oriental de la Faja Volcánica Transmexicana, en cambio los afloramientos de rocas más cercanos a las áreas de depósito de la Formación Metztitlán corresponden a calizas de la Formación Tamaulipas Superior.

La composición de los clastos que constituyen los conglomerados de la Formación Metztitlán sugieren que al inicio de la sedimentación existieron ríos que transportaban clastos de las rocas volcánicas del Plioceno, procedentes de la región de Zacualtipán, y posteriormente se formaron abanicos aluviales que transportaron clastos de rocas cretácicas ubicadas en las cercanías.

Los estudios palinológicos de la matriz de los conglomerados señalan una edad del Plioceno para la Formación Metztitlán, similar a la edad radiométrica de los clastos de basalto en la base del conglomerado que es también del Plioceno, lo cual sugiere que la Formación Metztitlán se depositó posteriormente a este evento magmático del Eje Neovolcánico Transmexicano.

Palabras clave: Plioceno, abanicos aluviales, Metztitlán, estratigrafía.

Abstract

The study of continental rocks in the Metztitlán area allows to define a new lithostratigraphic unit. The Metztitlán Formation is formed by conglomeratic rocks which in the base have elastics of igneous extrusive rocks (basalt) and toward the top of the conglomeratic column change to elastics of carbonate rocks derived from cretaceous sedimentary rocks. The column of continental rocks rest over marine Albian–Cenomanian rocks with an unconformity contact.

It is proposed to formalice the lithostratigraphy of continental rocks in the area as a type locality of the Metztitlán Formation is proposed the Santuario de las Cactáceas en Metztitlán.

Toward the northeast of Metztitlán in Zacualtipán–Atotonilco El Grande areas there is a column of Pliocene volcanic rocks which are part of the eastern part of the Transmexican Volcanic Belt. The outcrops close to the deposit area of the Metztitlán Formation are of calcareous rocks of the Upper Tamaulipas Formation.

The lithologic composition of the clasts in the Metztitlán Formation show that at beginning there were rivers that primary transport clasts of the Pliocene volcanic rocks coming from the Zacualtipán area. After formed alluvial fans that transported clasts of the surrounding cretaceous rocks.

Palinologic studies of matrix in the conglomeratic rocks give Pliocene age in the Metztitlán Formation, similar to the radiometric age of the clasts of basalt (Pliocene). Suggesting that the calcareous clasts in the Metztitlán Formation were deposited after the magmatic event of the Transmexican Volcanic Belt.

Key words: Pliocene , alluvial fans, Metztitlán, stratigraphy.

1. Introducción

Hernández–Treviño y Hernández–Bernal (1991) estudiaron las rocas de la formación Metztitlán en la cercanía del poblado de Metztitlán en tres afloramientos; los describieron como una secuencia de conglomerados continentales, constituidos por clastos de caliza y algunos de pedernal. Estimaron su espesor en 150 m, y propusieron denominarlas informalmente, como formación Metztitlán. No establecieron su edad por la carencia de fósiles, pero estimaron que su acumulación ocurrió en el Paleógeno y la correlacionaron con otras unidades continentales como la Formación El Morro, y otras de origen marino como la Formación Chicontepec del Paleoceno–Eoceno. En el presente artículo se propone nombrar formamente las rocas arriba mencionadas, nombradas por Hernández–Treviño y Hernández–Bernal (1991) como Formación Metztitlán.

Como antecedentes de la cartografía geológica regional del área existe el trabajo de Segerstrom (1961), que cubre el área cercana a Metztitlán. La cartografía del Servicio Geológico Mexicano escala 1:250 000, presenta en su hoja Pachuca (F14–11; 1997) el área de estudio, pero no muestra las localidades donde afloran los contactos entre las rocas sedimentarias carbonatadas del Cretácico y los conglomerados de la Formación Metztitlán.

Las localidades estudiadas se encuentran rellenando un pliegue sinclinal regional erosionado, con eje orientado noroeste–sureste, y recostado hacia el noreste (Hernández–Treviño y Hernández–Bernal, 1991), la Carta del SGM muestra la distribución aproximada de la Formación Tamaulipas Superior en el área de estudio y también el sinclinal recostado.

Se efectuó un reconocimiento de campo en la estructura sinclinal desde el Puente de Venados hasta San Cristóbal y no se localizaron otros afloramientos de la Formación Metztitlán en contacto con rocas del Cretácico. Lo que se encuentra presente en la cercanía de la Laguna de Metztitlán son los derrumbes formados hace ~500–1100 años que taponaron el río Metztitlán y formaron la laguna de San Cristóbal (Suter, 2004). La cartografía de la Formación Atotonilco El Grande presentada aquí es apoyada por la información geológica de Almanza (1956), Segerstrom (1961), Suter (2004), Ferrari et al. (2005) y Orozco–Esquivel et al. (2007). La Carta F14–11 del SGM no muestra los rasgos geológicos de las publicaciones anteriores.

En particular en la región de Metztitlán no se preservo mucho de la estratigrafía posterior a la Orogenia Laramide, aunque en regiones aledañas afloran rocas que probablemente se formaron en el Eoceno tardío–Oligoceno y tal vez hasta la parte media del Mioceno. En la región vecina de Zacualtipán–Atotonilco El Grande hay manifestaciones de erupciones de basalto durante el Mioceno Superior (Ferrari et al, 2005; Orozco–Esquivel et al, 2007). No se ha estudiado si existieron eventos importantes de deformación posteriores a la Laramide en la región. Aunque la Carta Geológica F14–11 del SGM muestra algunas fallas regionales, se desconoce su edad.

El área Zacualtipán–Atotonilco el Grande está situada en la porción oriental de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM). Las primeras rocas ígneas del Neógeno fueron fechadas por Cantagrel y Robin (1979). En aquella época la evolución del magmatismo en espacio y tiempo geológico era objeto de discusión y contradicciones. Ferrari (2000) y Gómez–Tuena et al. (2005) han hecho una reseña de los casi 25 años de evolución en el avance sobre el conocimiento geológico y de la petrogénesis en la FVTM. La FVTM es el arco volcánico que se desarrolla sobre la margen suroccidental de la Placa de Norteamérica como resultado de la subducción de las Placas Rivera y Cocos a lo largo de la trinchera de Acapulco (Ferrari, 2000). Constituye uno de los arcos volcánicos más complejos y variados de la región circumpacífica. Algunos de sus rasgos son: variación en el estilo volcánico y composición química a lo largo del arco, volcanismo alcalino tipo intraplaca relacionado con la subducción, oblicuidad de la parte central y oriental con la trinchera, y la variación del ancho del arco. Según Ferrari (2000) la recopilación y el análisis de varios centenares de edades ha permitido visualizar que desde el Mioceno superior la FVTM ha reorientado el volcanismo continental desde la Sierra Madre Occidental.

En relación con la FVTM, en Zacualtipán la Formación Atotonilco El Grande muestra un arreglo petrológico bi–modal, de ignimbritas cubiertas por lavas basálticas estudiados por Cantragel y Robin (1979) y comentados por Ochoa–Camarillo (1997). La evolución magmática permite explicar parte del origen de los clastos de roca ígnea que forman los conglomerados en la base en la Formación Metztitlán.

2. Estratigrafía

Las rocas cretácicas más antiguas que afloran en la Cuenca de Metztitlán (Carrasco, 1977); pertenecen a la Formación Tamaulipas Inferior (Berriasiano–Barremiano), formada por capas gruesas de más de 4 m de micrita fo–silífera con calpionélidos, de color gris claro, nodulos esferoidales y alargados de pedernal y estilolitas paralelas o transversales a la estratificación. El espesor promedio de la formación es de 250 m. Sobreyaciendo a la Formación Tamaulipas Inferior se encuentra la Formación Otates con un espesor promedio de 15 m. Se compone de una secuencia de capas delgadas de micrita fosilífera con calpionellas, de color gris oscuro, intercaladas con caliza arcillosa y lutita gris oscuro con amonitas del Aptiano Superior. Cubriendo a la Formación Otates, se encuentran 350 m de capas de la Formación Tamaulipas Superior (Albiano–Cenomaniano) representadas por capas de 20 a 80 cm de espesor de micrita fosilífera y biomicrita de foraminíferos planctónicos y calciesferas, su color es gris claro a gris oscuro y es común encontrarla con estructura boudinada, con laminación y sedimentación gradual. Hay pedernal negro en bandas delgadas. Estas rocas cambian su fitología lateralmente hacia la Plataforma de Actopan, y son equivalentes a las brechas de talud de la Formación Tamabra y a las litofacies de plataforma de la Formación El Abra. Sobre la Formación Tamaulipas Superior descansan los sedimentos de la Formación Agua Nueva (Turoniano) formados por micrita fosilífera de globotruncanay calciesferas. Las capas son de 15 a 40 cm de espesor, de color gris claro a oscuro e intercaladas con lutitas calcáreas negras de pocos centímetros. El espesor de la formación es de 130 m. Cubriendo a la Formación Agua Nueva se encuentran los sedimentos de la Formación San Felipe (Coniaciano–Santoniano), esta formación se caracteriza por la intercalación de micrita fosilífera de globotruncana, con margas y bentonita, el color de las capas de 10 a 20 cm de espesor es verde cuando los cortes son frescos, y beige amarillento cuando están intemperizados. El espesor de la formación es en promedio de 130 m; la unidad litoestratigráfica más joven del Cretácico es la Formación Méndez (Campaniano–Maastrichtiano), y cubre a la Formación San Felipe. La Formación Méndez se compone por margas grises y azules en capas variables de unos cuantos centímetros a un metro, su intemperismo es verde–amarillento, y su espesor promedio es de 300 m.

En la paleogeografía del Cretácico, Metztitlán se encuentra situado en el borde noreste de la plataforma de Actopan (sur de la plataforma de Valles–San Luis Potosí; Carrasco, 1971). En la plataforma de Valles–San Luis Potosí y en sus bordes las rocas del Mesozoico consisten de unidades sedimentarias marinas que fueron deformadas durante una fase compresiva del Cretácico Tardío–Paleoceno llamada Orogenia Laramide por Carrillo–Martínez [1998(2000)] y deformaciones cordilleranas por Suter (1990). Para Suter (1990) las deformaciones cordilleranas en el borde oriental de la plataforma Valles–San Luis Potosí pudieran ser de edad cretácica tardía. Él observo en la Formación Agua Nueva estilolitos tectónicos subverticales y en la Formación San Felipe pliegues sinse–dimentarios originados en ambos casos por los esfuerzos tectónicos a escala regional causados por las deformaciones cordilleranas.

Para Alaniz–Álvarez y Nieto–Samaniego (2005) la edad de la orogenia Laramide en la plataforma Valles–San Luis Potosí se estableció entre el Turoniano–Coniaciano y el Eoceno medio–inferior; también consideran que durante la deformación transcurrente ocurrida en la Sierra Madre del Sur en el Eoceno tardío y Oligoceno–Mioceno, en la plataforma de Valles–San Luis Potosí no hubo deformación importante. Aunque en la región existen algunas fallas que no han sido estudiadas en detalle. Según Alaniz–Álvarez y Nieto–Samaniego (2005) la información proporcionada por las rocas mesozoicas y las del relleno de la cuenca de México indica que para el Eoceno–Mioceno, la deformación fue mínima o nula en la Sierra Madre Oriental.

2.2. Cenozoico

Sobre las rocas mesozoicas marinas, se encuentran en discordancia rocas continentales sedimentarias y volcánicas, que marcan un cambio en el ambiente de depósito. En el área de Metztitlán no se han encontrado rocas sedimentarias o volcánicas del Paleógeno. Se considera que las rocas descritas por Hernández–Treviño y Hernández–Bernal (1991) bajo el término informal de formación Metztitlán, acumuladas según estos autores durante el Paleógeno, y que correlacionaron con la Formación El Morro, realmente no corresponden con los caracteres litológicos de esta última formación descritos por: Segerstrom (1956, 1961), Fries (1962), Geyne et al. (1963), Carrillo–Martínez y Suter (1982), García y Querol (1991), Consejo de Recursos Minerales (1992), Yta y Moreno (1997) y Carrillo–Martínez [1998 (2000)].

Respecto a la edad de la Formación El Morro en su localidad tipo en la cercanía de Zimapán, Segerstrom (1961) comentó que en ninguna de las localidades de la Formación El Morro encontró fósiles que determinen su edad, pero que puede correlacionarse con el Conglomerado Rojo de Guanajuato. Los datos sobre las edades radiométricas de las rocas ígneas supuestamente asociadas estratigraficamente con la Formación El Morro en el distrito minero de Zimapán son imprecisas. García y Querol (1991) describen que en Zimapán las andesitas y dacitas de la Formación Espinas se intercalan en su base con el fanglomerado El Morro, pero que no tienen ninguna determinación de la edad absoluta. Yta y Moreno (1997) mencionan que de acuerdo a unos reportes consultados, la unidad volcánica andesítica que yace concordantemente sobre el fanglomerado El Morro en la región de Zimapán tiene edades de 38 a 27 Ma (K–Ar), correspondientes al Oligoceno, pero realmente corresponden al Eoceno superior–Oligoceno Superior según ICS y IUGS (2004).

Una muestra de andesita fechada por Cantagrel y Robin (1979), marcada como ZI 43, colectada en el Puerto de la Estancia al noreste de Zimapán, y a 8.7 km al oriente del Cerro del Morro (localidad tipo), y donde no afloran rocas de la Formación El Morro, tiene 9 ± 0.3 Ma (Mioceno Superior), por este dato se supone que la Formación El Morro es del Neógeno.

Según los autores mencionados en el párrafo anterior, la Formación El Morro en la región de Zimapán esta relacionada principalmente con andesitas. En cambio, esto no ocurre en la Formación Metztitlán, ya que no contiene rocas volcánicas, solamente en forma de depósitos clásticos en la localidad del Salitre.

En la región de Metztitlán, durante el Neógeno, se formaron los sedimentos y las rocas ígneas de la Formación Atotonilco El Grande que se encuentra en las partes topográficas altas del área en forma de mesas cortadas verticalmente, sobre una de estas mesas se localiza el poblado de Zacualtipán (Figura 1).

En Zacualtipán la Formación Atotonilco El Grande ha sido estudiada con detalle debido a trabajos locales de minería. El espesor de la formación según la estratigrafía y la geología del carbón hechos por Almanza (1956) es del orden de los 275 m, en la base hay un conglomerado rojo. y después lo que el autor llama dos series de emisiones volcánicas formadas por dos derrames 'basálticos', el inferior Tehuitzila (ignimbrita con obsidiana riolítica) y la superior (basalto) Tlatoxca (el basalto superior es más básico que él de la emisión inferior), y se encuentran intercaladas con mantos de carbón y aglomerado tobáceo. En las capas Tehuitzila se localizaron restos de mamíferos fósiles del Mioceno Superior estudiados por Cope (in Almanza, 1956, p. 10), en tanto que en la capas Tlatoxca no se reporta la presencia de fósiles, pero por su posición estratigráfi–ca pueden corresponder al Plioceno. La descripción de las dos series de rocas volcánicas hecha por Almanza (1956) tiene correspondencia estratigráfica con los estudios de las rocas volcánicas de Cantagrel y Robin (1979). Estos autores detallan que a 2.5 km al sur del altiplano de Zacualtipán hay una secuencia de ignimbritas con obsidiana riolítica (muestra PH 141, edad radiométrica 4.40 ± 0.10 Ma) que se encuentra cubierta de flujos basálticos (muestra PH 62, edad radiométrica 2.56 ± 0.08 Ma). La edad radiométrica de Cantagrel y Robin (1979) de la ignimbrita riolítica ha sido confirmada por Ferrari et al. (2005) en 4.4 Ma, y la del vulcanismo basáltico (flujos Atotonilco) por Orozco et al. (2007) en 2.5 Ma.

2.3. Definición de la Formación Metztitlán

La estratigrafía del área de Metztitlán–Zacualtipán se encuentra integrada por las rocas de las Formaciones Tamaulipas Superior, Metztitlán y Atotonilco El Grande.

Al norte y noreste de Metztitlán (Figura 1) afloran las rocas de la Formación Atotonilco El Grande (Mioceno Superior–Plioceno), estudiadas por Almanza (1956), y Cantagrel y Robin (1979). Los afloramientos más cercanos al área de Metztitlán (1310 m de altitud), se encuentran al suroeste de la población de Zacualtipán (1990 m de altitud) cerca de las poblaciones de Zoquiteno (1850 m de altitud), Zoquizoquipan (1860 m de altitud) y Los Arcos (1790 m de altitud) donde están los límites de las dos emisiones de basalto (Tehuitzila y Tlatoxca) descritas por Almanza (1956). Es notable la diferencia topográfica entre Metztitlán y la mesa de rocas ígneas y sedimentarias donde se localiza Zacualtipán (1990 m de altitud), la cual es cercana a los 700 m.

Se propone como localidad tipo de la Formación Metztitlán al afloramiento del Santuario de las Cactáceas sobre la carretera a Metztitlán, a 60 m al sur de la caseta de vigilancia con rumbo a San Juan Metztitlán. La base de dicha formación que esta cubierta en esta localidad por caliche y coluvión, se encuentra expuesta en el El Salitre a 3.5 km al sureste de Metztitlán, situado en el corte de la carretera. En los próximos párrafos se detallarán los caracteres litológicos de ambos afloramientos. Las localidades donde afloran las rocas de la Formación Metztitlán y el contacto discordante con la Formación Tamaulipas Superior, generalmente están cubiertas de caliche y/o coluvión. Hay dos afloramientos que se localizan en dos cortes frescos de la carretera (Figura 1, localidades A y C; Figuras 2 y 3), y en un acantilado alto (Figura 1, localidad B).

A continuación se describe la estratigrafía de la Formación Metztitlán en las tres localidades más importantes: sección "Santuario de las Cactáceas" medida en la localidad A, sección "El Rincón" ubicada en la localidad B, y sección El Salitre que se encuentra en la localidad C (ver mapa de la Figura 1, para su localización).

2.4. Sección Santuario de las Cactáceas

Esta sección se localiza a 1 km al sureste de Metztitlán, sobre la carretera entre Metztitlán y San Juan Metztitlán. y es la que se propone como área tipo de la Formación Metztitlán.

Las Figuras 2 y 3 presentan dos vistas panorámicas de la localidad tipo, marcada con A en ambas figuras, tomadas desde dos puntos diferentes, donde se distingue que sólo en el corte de la carretera hay rocas frescas de la Formación Metztitlán, libres de caliche y coluvión.

En el Santuario de las Cactáceas sobre la carretera, a 60 m al sur de la caseta de vigilancia con rumbo a San Juan Metztitlán, en un corte (Figura 2, indicado con A) donde se midió 20 m de sección estratigráfica. Se propone la localidad tipo de la Formación Metztitlán, en el afloramiento de aspecto rojizo oxidado, se diferencian tres asociaciones mayores de facies sedimentarias cíclicas, llamadas unidades sedimentarias 1 a 3 (Figura 4, a y b); caracterizadas por una mala selección del tamaño de los clastos (matriz limosa o granulosa) y por su engrasamiento estratigráfico a partir de su base (3.00, 5.70 y 8.40 m, respectivamente).

No se observa imbricación de los clastos, los cuales son angulares a subangulares, y algunos subredondeados, y algunos están partidos por la mitad, no hay una orientación preferente de los alargados.

La estructura sedimentaria más común en los ciclos es la de sedimentación inversamente graduada, de finos en la base a gruesos hacia la cima, variando el tamaño de limos y gránulos (2–4 mm), hasta el de bloques (el mayor es de 0.4 m). La explicación del tamaño mayor de los clastos (bloques) en la parte superior de los ciclos, obedece según Nilsen (1982), a que en un abanico aluvial el transporte es por medio de un flujo de escombros, donde hay pequeños periodos de progradación y retrogradación, que reflejan la migración de facies proximales y distales, que propician la formación de canales distributarios pequeños en el abanico, con la formación de cortes (canales) en los sedimentos inferiores como lo indica la Figura 4 (b), donde se observa en la parte izquierda y derecha de la base de la unidad 2, que hay dos acanalamientos con una profundidad aproximada de 1.5 m. Estos canales distributarios forman pequeños subciclos, como los tres que ocurren en la unidad 2; en las unidades 1 y 3 los espesores de las capas son más o menos uniformes, y no tienen acanalamientos, ni subciclos.

Los clastos gruesos tienen un color gris en sus partes frescas (cantos, guijarros y bloques) y se encuentran incluidos o suspendidos en una matriz limo–arenosa (< 2 mm) en parte granulosa (2 a 4 mm), con una composición petrológica similar a la de las partículas mayores (cantos–bloques) y con una coloración roja a café rojiza. No presentan una estructura sedimentaria definida, solo una aparente alineación discontinua, sin formar laminación, son pocos los clastos que se encuentran en contacto entre ellos. Las evidencias estratigráficas del área sugieren que proceden de la erosión de las rocas plegadas de la Formación Tamaulipas Superior del Albiano Superior–Cenomaniano, lo cual se confirma con su petrografía.

La composición de los clastos es de caliza y pedernal. Su petrografía (Figura 5) indica que la composición es de biomicrita de foraminíferos planctónicos y calciesferas con escasos fragmentos de moluscos y equinoideos, y de micrita fosilífera de calciesferas con laminación gradual, los clásticos angulares de pedernal negro son escasos y ocurren en un porcentaje menor al 5 %, no hay clastos de roca ígnea.

Carrasco (1971) determinó que las calizas de cuenca de la Formación Tamaulipas Superior en la región de Metztitlán están compuestas por micrita fosilífera de foraminíferos planctónicos y calciesferúlidos, por lo cual rein–terpreta como una fuente de aporte local para los clastos de la Formación Metztitlán.

La base de esta sección esta pobremente expuesta a 100 m al sureste sobre la carretera. El contacto entre las rocas de la Formación Tamaulipas Superior y los conglomerados de la Formación Metztitlán es discordante, en esta sección se encuentra cubierto por coluvión y caliche (Figura 3, indicado con una flecha horizontal).

Esta sección se encuentra situada a 2.2 km al sureste de Metztitlán (entre San Juan Metztitlán y El Salitre).

Oficialmente no tiene nombre geográfico porque no hay habitantes en el lugar, solo hay cultivos en una franja muy estrecha entre el pie del acantilado y la carretera, los campesinos le llaman 'El Rincón'.

El afloramiento (Figura 6) esta formado por una serie de paredes casi verticales y continúas, que muestran el contacto discordante angular de las rocas de la Formación Tamaulipas Superior y los conglomerados de la Formación Metztitlán. El acceso a los afloramientos es difícil debido a su altura (más de 40 m) y verticalidad.

Una consideración de aspecto estratigráfico y morfológico es que siguiendo la línea del contacto discordante (línea punteada, Figura 6) de la dos formaciones, se observa una continuidad de los conglomerados arriba de la línea con un espesor aproximado de 4 m, pero arriba de ellos la morfología cambia, y semeja un aspecto masivo con líneas horizontales, puede tratarse de coluvión y caliche.

Si se compara el mismo aspecto morfológico anterior con el área tipo (Figuras 2 y 3), se observa que a 25 m al norte y detrás de la caseta del 'Santuario de las Cactáceas', y a 35 m al sur de la misma caseta (marcadas con 1, 2 y 3, Figura 2), arriba de aproximadamente 4 m de los conglomerados de la Formación El Morro hay coluvión y caliche con aspecto masivo bandeado, con excepción del corte de la carretera (indicado como A y 4, Figura 2).

Con la debida reserva por no ser accesible la localidad, se considera que en "El Rincón" la Formación Metztitlán esta representada por 4 m de espesor estratigráfico de conglomerados y su parte superior es sobreyacida por coluvión y caliche.

2.6. Sección El Salitre

La base de la sección tiene expuesto un espesor de 2.50 m de la Formación Tamaulipas Superior (Figura 7, unidad A). Su parte superior esta cubierta discordante–mente por los conglomerados de la base de la Formación Metztitlán, formados por fragmentos de basalto de olivino y piroxenos, cloritizado, de color gris oscuro (Figura 8), con tamaños variables de guijarros a bloques (10–30 cm), bien redondeados, con una esfericidad de forma discoidal–alargada (Folk, 1974) y huellas de impacto en sus superficies. Los clastos de la base se encuentran en contacto entre ellos, y los superiores están suspendidos en una matriz limo–arenosa calcárea de color amarillo claro. Hacia arriba desaparecen los fragmentos de roca ígnea, y continua con estratos limo–arenosos y clastos calcáreos con la misma coloración, el espesor de este cuerpo sedimentario es 1.60 m (Figura 7, unidad B).

Cubriendo a la unidad B hay 0.35 m de sedimento calcáreo limo–arenoso con estructura laminar e intercalaciones de arenas y limos de color amarillo claro y rojo con apariencia oxidada. Hacia arriba aparece un conglomerado que se caracteriza por un incremento hacia su parte superior del tamaño de las partículas clásticas de finas a gruesas, variando desde el tamaño de granulos (2–4 mm) hasta el de bloques en la parte superior (el mayor es de 0.30 m). Los clastos calcáreos en los clásticos gruesos tienen la litologia de la Formación Tamaulipas Superior, formados por micrita fosilífera de calciesferas (Figura 9) con un color gris en sus partes frescas, y rodeados de una película de coloración rojiza de aspecto arcilloso. El espesor de este cuerpo sedimentario es de 3.00 m (Figura 7, unidad C).

La correlación entre las secciones estratigráficas Santuario de las Cactáceas, "El Rincón" y El Salitre (Figura 10) muestra que la organización litológica de la unidad C en el Salitre es similar a las tres unidades sedimentarias de la sección tipo de la Formación Metztitlán (unidades 1 a 3), y que su espesor (3.00 m) es igual al de la unidad cíclica 1 de dicha sección.

3. Datación por el método K–Ar de un chisto en el conglomerado de la Formación Metztitlán

Se tomó un bloque de basalto de unos 10 cm de diámetro del conglomerado basal de la Formación Metztitlán, en la localidad de El Salitre (sistema UTM, 14 Q: 526 228 m E, 2 273 801 m N, altitud 1302 m, 14QNT 262741). Esta roca presentaba una superficie muy poco alterada. Se realizó un estudio por lámina delgada (Figura 8) para determinar la mineralogía y el estado de preservación general para datación por el método K–Ar. El basalto está formado mayoritariamente por plagioclasa, con cantidades menores de piroxeno y olivino. Se procesó la roca entera para eliminar la fracción más magnética y los fenocristales. El concentrado es lo más parecido a la matriz del basalto. Se han obtenido dos edades K–Ar (Tabla 1). El mejor análisis (número 1179) arroja una edad de de 3.8 ± 0.7 Ma. Esta edad corresponde al Plioceno. Hay que notar que siendo un clasto de roca volcánica la edad obtenida es la edad máxima del depósito de la Formación Metztitlán. Por las discusiones presentadas más adelante, es muy probable que la edad de sedimentación sea próxima a esta. Todos los análisis se realizaron en los laboratorios de Geoquímica del Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) ubicados en el Instituto de Geología.

4. Palinoestratigrafía

La toma de muestras para los estudios palinoestratigráficos se hicieron en las secciones Santuario de las Cactáceas y en El Salitre. En la sección Santuario de las Cactáceas sólo se consiguió el permiso para la toma de muestras en la parte baja de los cortes a la orilla de la carretera, en particular en la unidad 1 (Figura 4). En las unidades 2 y 3 hay un proceso de reforestación de cactáceas, por lo que se prohibió la toma de muestras.

Durante el Paleógeno en Norteamérica y en el resto de Laurasia se registra el óptimo termal–húmedo, condición climática que permitió el desarrollo de floras tropicales en la mayor parte de la Laurasia. A partir del Oligoceno, el clima empieza a ser más frío y seco, distribuyéndose los tipos de vegetación de acuerdo a la latitud; modificándose dichas bandas de vegetación según la variación en altitud en una región determinada. En territorio mexicano, durante el Mioceno, se establecen los tipos de vegetación actuales, según la latitud y fisiografía de cada región (Martínez–Hernández y Ramírez–Amaga, 1998). Esta compleja distribución de la vegetación, a partir del Neógeno temprano, implica que las correlaciones cronoestratigráficas de los conjuntos de polen y esporas durante el Neógeno no necesariamente se basa en la similitud de las floras, sino que en el análisis palinoestratigráfico para determinar la edad relativa, existe la necesidad de considerar la latitud y altitud.

Sin embargo, ponderando las variantes producidas por la migración de las floras en respuesta a cambios climáticos y su distribución latitudinal y altitudinal, el reconocimiento de tipos florísticos pueden emplearse para determinar la edad de las cuencas continentales (Martínez–Hernández y Ramírez–Amaga, 2006; Ramírez–Amaga, 2005). Independientemente de sus implicaciones cronoestratigráficas, los conjuntos palinológicos a partir del Mioceno son excelentes indicadores de las condiciones climáticas de humedad y temperatura, en una región determinada.

A lo largo del Cenozoico, el territorio mexicano esta sujeto a un levantamiento continuo, producido por volcanismo y movimientos poslaramídicos, originando abundancia de sedimentos continentales fluviales, volcanoclásticos, conglomerados y cuencas lacustres cuya estratigrafía y cronoestratigrafía es desconocida, como es el caso del Grupo Balsas (sensu Fries, 1960).

En el caso especifico del estudio palinológico, solamente resultaron dos muestras positivas Pb–9697 y Pb–9798 tomadas en el conglomerado rojo de Metztitlán.

El diagrama polínico (Figura 11) indica que el conjunto palinológico es dominado por los siguientes taxa: Carya, Pinus, Compositae, Quercus, Gramineae y Alnus. Las hemerozonas de estos granos de polen empiezan en el Paleógeno Tardío de Norteamérica y extienden su rango, en algunos casos, hasta el Plioceno y Holóceno (Norem, 1956). Por lo tanto, desde el punto de vista palinoestratigráfico y tomando en consideración los estudios previos (Martínez–Hernández y Ramírez–Amaga, 1999, 2006), la edad del conjunto indica una edad Neógena, pero tomando en consideración el fechamiento radiométrico (basalto en el conglomerado basal en El Salitre), permite afirmar una edad máxima del Plioceno para este conjunto palinológico de afinidades boreales.

No obstante, el análisis de las plantas representadas por los granos de polen más frecuentes, indican las condiciones paleoclimáticas que favorecieron la génesis de estas capas rojas conglomeraticas en Meztitlan. Así, los géneros Carya, Quercus y Pinus existen todavía en Norteamérica formando varios tipos de vegetación en los bosques templados del Sureste de Estados Unidos (Sork, 1983; Barbour y Christensen, 1993). En México estos géneros forman parte del bosque Mesófilo de Montaña, vegetación relicto en algunas zonas de la república (Rzedowski, 1996), entre 600 – 2700 m de altitud, donde prevalece un clima húmedo y frío. Mientras que los otros taxa codominantes, como lo son las compuestas y gramíneas, pueden formar parte de varios tipos de vegetación, desde matorrales costeros a nivel del mar hasta vegetación de páramo a más de 3000 m.

La distribución geográfica de Carya en Norteamérica es muy amplia, desde el sureste de Canadá, extendiéndose en toda la región atlántica de Estados Unidos hasta el sur de México. Tomando en consideración las condiciones climáticas desde Quebec (Canadá) a San Luís Potosí, Querétaro, Hidalgo y Veracruz, se presenta una gran adaptabilidad a la variación en la temperatura. Quebec con temperatura media anual de 4 grados y Monterrey con una temperatura media anual de 22 grados, y siempre está en microclimas húmedos. También habría que señalar su amplia distribución, altitudinal desde 300 m hasta más de 2000 m. La lluvia se distribuye durante todo el año, y en algunas regiones con lluvia abundante en el verano, cuyas precipitaciones pueden llegar a más de 2000 mm en las regiones montañosas de Carolina del Norte, mientras que en las regiones montañosas de México la pluviosidad oscila entre 875–1125 mm.

Específicamente en el estado de Hidalgo, en las inmediaciones de Zacualtipán a 2020 m, todavía prosperan poblaciones de Carya ovata var. mexicana (Engelm.) formando parte de la comunidad de pino–encino (Manning, 1962), o del bosque mesófilo en la región de Molango–Xochicoatlán (Mayorga et al., 1998); mientras que Carya illinoensis (Wang) K. Koch prospera en la misma región a menor altitud en la Barranca de Metztitilán.

Además, otros indicadores climáticos que indican mayor humedad y bajas temperaturas hasta llegar incluso a la congelación, es el genero Betula, con más de 60 especies nativas de las zonas templadas del hemisferio norte. Betula, conjuntamente con Alnus, Liquidambar, Carya, Tilia, Juglans, Pinus y Quercus, podrían formar parte del bosque mesófilo de montaña en el Plioceno Temprano, probablemente más rico entonces en especies, como lo demuestra la presencia de Betula, cuyo limite más meridional actual es el noreste de Texas. También, la presencia de Betula y Alnus pueden formar parte de la vegetación riparia, lo que indicaría su asociación a cuerpos de agua permanente como es el caso también de Carya (Villarreal et al., 2006).

En conclusión, las condiciones hidrológicas que prevalecieron durante el depósito de los sedimentos de la Formación Meztitlán requirieron de un clima más húmedo que el actual, probablemente con lluvias durante todo el año, que permitió una mayor diversidad y extensión de las comunidades de Pino–encino y bosque mesófilo durante el Plioceno Temprano. En las (Figuras 12 y 13) se ilustran los granos de polen característicos de los sedimentos del Plioceno temprano en Metztitlán.

5. Construcción del abanico aluvial del Plioceno

La organización litológica de la tres unidades en la Sección Santuario de la Cactáceas y de la unidad superior de la Sección El Salitre, muestra que el conglomerado se caracteriza por un incremento hacia la parte superior del tamaño de las partículas clásticas de finas a gruesas, variando desde el tamaño de granulos hasta el de bloques en la parte superior, así como el engrasamiento de las unidades hacia la parte superior de la columna.

No se puede asegurar que el conglomerado de basalto en la base de la Formación Metztitlán en la sección El Salitre sea solamente de ocurrencia local, porque en la sección Santuario de las cactáceas, el contacto entre las rocas de la Formación Tamaulipas Superior y los conglomerados de la Formación Metztitlán se encuentra cubierto por coluvión y caliche, y en la sección 'El Rincón' no se aprecia, por su lejanía en el acantilado.

La composición de dicho conglomerado, que constituye la parte basal de la formación en el afloramiento de El Salitre, es exclusivamente de rocas ígneas extrusivas (Basalto de olivino y piroxenos), y demuestra que con posterioridad al plegamiento de las rocas sedimentarias cretácicas y después de prolongado tiempo geológico (cerca de 60 Ma), se formaron primero las rocas volcánicas del Plioceno, que fueron a su vez erosionadas y cortadas por arroyos que transportaron los clastos de dichas rocas volcánicas y las depositaron en depresiones más recientes. Por otro lado, las características sedimentológicas y texturales indican que en la etapa temprana de sedimentación de la Formación Metztitlán, estuvo asociada a un sistema fluvial.

Tomando en cosideración que Zacualtipán se encuentra a 12 km al noreste de Metztitlán, y la Formación Atotonilco El Grande y los derrames basálticos llegan hasta Los Arcos a 8 km al norte de Metztitlán y a Zoquizoquipan a 8 km al noreste también de Metztitlán. Además que, la cartografía geológica de Suter (2004) muestra que la extensión de la Formación Atotonilco incluye a Tlaxco y Huahua (13 km al noroeste de Metztitlán). Es probable que existiera continuidad estratigráfica lateral de las dos emisiones de basalto, en otras palabras, que los basaltos señalados por Suter (2004), sean los mismos que los del área de Zacualtipán descritos por Almanza (1956). Con base en esta distribución geográfica se infiere que los sedimentos de la porción basal de la Formación Meztitlán fueron transportados un máximo de 13 kilómetros.

Al suroeste de la población de Zacualtipán (1990 m de altitud) (Figura 1) cerca de las poblaciones de Zoquiteno (1850 m de altitud), Zoquizoquipan (1860 m de altitud) y Los Arcos (1790 m de altitud) afloran los límites de las dos emisiones de basalto (Tehuitzila y Tlatoxca) descritas por Almanza (1956) (Figura 14). De estas tres poblaciones bajan tres riachuelos de temporal, con grandes avenidas en época de lluvias y de ciclones, sus nombres son Papaxtla, El Salto y San Juan (se une con el Olotla), y descargan sus aguas y sedimentos en áreas vecinas a El Salitre (1302 m de altitud) y San Juan Metztitlán (1285 m de altitud). Por lo cual existe la posibilidad de que los causes que originaron el depósito de la Formación Metztitlán sean estos mismos. Por otra parte sugiere que la región tuvo una incisión en promedio de aproximadamente 500 metros.

En cuanto a la redondez de los clastos Según Dobkins y Folk (1970) en los clastos de basalto, la redondez y la esfericidad discoidal–alargada, puede lograrse con facilidad en poco tiempo geológico y en distancias cortas como en un ambiente fluvial o en un arroyo con torrentes (e.g. basaltos en Tahiti–Nui).

La Isla de Tahiti–Nui esta formada de basaltos sódicos de olivino del Mioceno–Plioceno, en la parte media de la isla hay una caldera central de la cual descienden radialmente ocho arroyos con cauces en forma de 'V, por una topografía abrupta. Las corrientes juveniles forman cascadas y torrentes. Después de un transporte de 8 a 16 km, se logra que las matatenas y los cantos de basalto sean bien redondeados, y con una esfericidad de forma discoidal. Un caso particular son las matatenas del río Papenoo que son muy semejantes a las de la Sección El Salitre. Las superficies de impacto revelan un transporte rodando y saltando en el fondo de una corriente acuosa, con poder suficiente para mover matatenas y bloques sobre una pendiente.

Posiblemente al inicio del depósito del conglomerado en la sección El Salitre hubo las condiciones de un arroyo torrencial, para después ir menguando la fuerza de la corriente, e iniciar el depósito de la matriz limo–arenosa calcárea y la desaparición de epiclastos de basalto.

Con posterioridad se formaron los abanicos aluviales que transportaron los productos de la desintegración e intemperismo de las rocas sedimentarias cretácicas.

En los diversos registros geológicos, los abanicos aluviales y sus secuencias sedimentarias se caracterizan por un engrosamiento de sus unidades hacia la parte superior de la columna estratigráfica. Según Nilsen (1982) el engrosamiento de la unidades es indicativo de progradación activa y su avance hacia el exterior del área fuente de los sedimentos.

En un abanico aluvial el mecanismo más frecuente de inicio es por la incorporación de sedimentos coluviales (detritos de roca y suelo acumulados al pie de un talud), en los que se incorpora rápidamente agua y aire dando lugar al inicio de su desplazamiento y consecuentemente al flujo de escombros. Las partículas de sedimento en el flujo de escombro son sostenidas por la densidad alta y el vigor del flujo, y además influenciadas por las fuerzas dispersivas y de empuje hacia arriba, propiciando que las partículas de mayor tamaño (bloques) se concentren en la parte superior del flujo, en su frente y en los flancos. Para Blair y McPherson (1994) el movimiento de los flujos de escombros es de forma laminar y no es erosivo.

Las diferencias de la topografía actual y la hidrografía pueden todavía presentar vestigios de los rasgos heredados del Plioceno; algún área situada entre las tres poblaciones antes citadas pudo ser la fuente de los flujos de los conglomerados basálticos de la unidad B en el Salitre (basalto de la "unidad Tlatoxca"); en tanto que los clastos de roca carbonatada de la Formación Tamaulipas Superior se incorporaron de la exposición de las rocas de la Formación Tamaulipas Superior en las barrancas de Papaxtla, El Salto y San Juan, todo este material fue movido como flujos de escombros (debris flows).

Agradecimientos

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