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INTRODUCCIÓN
El carbón es una roca sedimentaria organoclástica de grano fino, compuesta esencialmente por restos carbonizados de plantas. Estas rocas organoclásticas suelen constituir secuencias estratigráficas características que reciben el nombre de ciclotema, es decir, una secuencia litológica que se repite en el tiempo (Prothero y Schwab, 1996). Gracias precisamente a esta estructura estratigráfica, con frecuencia el carbón forma mantos de gran extensión, cuyo espesor varía desde pocos milímetros hasta varios metros, como es el caso de la Cuenca de Sabinas. En Norteamérica, los ciclotemas portadores de carbón se extienden por miles de kilómetros cuadrados, son notablemente uniformes en espesor y en organización interna. Durante el Carbonífero, gran parte de Norteamérica Oriental era una enorme planicie que yacía casi al nivel del mar, similar a la actual planicie costera del Golfo de México (Piedad-Sánchez et al., 2005a , Corona-Esquivel et al., 2006). El apilamiento de estos ciclotemas carboníferos indica frecuentes y repetidos ascensos y descensos del nivel del mar. Otro de los ambientes sedimentarios favorables para la formación de yacimientos de carbón es el deltaico (Piedad-Sánchez et al., 2005b y Corona-Esquivel et al., 2006). La distribución, orientación y arquitectura de los deltas depende de varios factores, como son el clima, el caudal del rio y la dinámica de éste en la desembocadura, el aporte de sedimentos, el oleaje, los vientos, así como la pendiente, configuración y “movilidad tectónica” de la cuenca de depósito. Por lo general, los sedimentos deltaicos presentan grandes espesores (varios cientos de metros), principalmente de areniscas y/o limolitas. Las capas de carbón que se forman en estos ambientes suelen contener fauna en las unidades interestratificadas que pueden indicar ambientes de aguas marinas o continentales que, junto con las estructuras sedimentarias, sugieren unas condiciones de depósito en aguas poco profundas (Piedad-Sánchez et al., 2005c y Corona-Esquivel et al., 2006). Bajo este esquema genético para el carbón de la cuenca de Sabinas, la paleontología, la paleobotánica y en especial la palinología (ej. Estrada-Ruiz et al., 2007) han sido de gran utilidad para fechar el carbón. Sin embargo, la particularidad de estos mantos de contener un horizonte “guía” de toba nos ha permitido en este trabajo datar la época de acumulación del carbón por el método de U-Pb en zircones, de manera más precisa, dado que estos son refractarios para la temperatura de diagénesis a la que fueron sometidas las diferentes plantas originales que conforman los mantos de la cuenca de Sabinas. En definitivo, aquí se cumple la máxima en geología que dice “las diferentes escalas de observación no se deben de contradecir”.
Principales épocas del carbón en México
Actualmente, por su importancia económica destaca el carbón de la Cuenca de Sabinas- Chihuahua, en los Estados de Coahuila y Chihuahua, la Cuenca Tlaxiaco-Cualac entre Oaxaca y Guerrero, y la de San Marcial en Sonora, dado que solo la Región Carbonífera de Coahuila aporta más del 90 % de la producción nacional de carbón. Con respecto al tiempo, se han reportado indicios de carbón que aparecen en series paleozoicas, como los de las formaciones Matzitzi en Puebla y Los Arcos en Guerrero según Corona-Esquivel et al., (2006). Cuerpos importantes de carbón aparecen en el Triásico en la parte central del Estado de Sonora en lo que se conoce como la región carbonífera de San Marcial (Figura 1), según información geológica reportada por Alencáster (1961), Rangin (1978), Roldán-Quintana (1984), Dumble (1899), Flores (1930), King (1939), Wilson y Rocha (1946), y Flores-Galicia (1988), quienes concuerdan que los mantos de carbón como del grafito están alojados en la Formación Barranca (King, 1939) del Triásico, la cual está constituida por conglomerados, areniscas y limolitas rojas con intercalaciones de lutitas y mantos de carbón y grafito.
Figura 1 Principales localidades del carbón en México, tipo de carbón y distribución de las principales cuencas en función del tiempo geológico. Modificado de Salas (1980).
El Jurásico Medio y Tardío registra acumulación de carbón en la Región carbonífera de Tlaxiaco- Tezoatlán-Mixtepe en Oaxaca y se extiende al estado de Gro. en Cualac y parte de Puebla, en lo que hoy se conoce como cuenca de Tlaxiaco; Aquí los mantos de carbón se encuentran en la parte inferior de las Formaciones Rosario, Zorillo y Simón del Jurásico Medio (Erben, 1956a, 1956b, Wieland 1914, Silva-Pineda, 1969, 1978, 1984, Salas y Benavides, 1976 y Corona-Esquivel et al., 2006) en la cuenca de Tlaxiaco, mientras que en Puebla se encuentra en la Formación Tecomasúchil, que aflora en Tecomatlán, Puebla, y en otras partes del Estado, como las áreas de Tejaluca y de Ahuatlán según lo reporta Corona-Esquivel et al., (2006). Por otro lado, en Guerrero, en la Región de la Montaña, se han reconocido siete áreas con evidencias de carbón en estratos del Jurásico Medio y Tardío (Corona-Esquivel, 1978) de la parte baja del Grupo Tecocoyunca que son la continuidad de la cuenca de Tlaxiaco.
El Cretácico inferior en la Cuenca de Cabullona, Sonora es portador de mantos de carbón observados en las Formaciones Cintura y Snake Ridge del Grupo Bisbee, y la Formación Cabullona (Flores-Galicia, 1988), aquí los mantos de carbón están intercalados con lutitas y/o areniscas y calizas con moluscos de ambiente marino somero, tales como Trigonia sp., Turritella sp., y Ostrea sp. del Cretácico Inferior (Corona-Esquivel et al., 2006).
Las manifestaciones más importantes de carbón están en la cuenca de Chihuahua-Sabinas en lo que se conoce como Formación Aguja del Maastrichtiano (Salas y Benavides, 1976; Salas, 1980; Flores-Galicia, 1988) en Chihuahua, pero principalmente en Sabinas los mantos está asociado a un sistema deltaico que se desarrolló durante el Cretácico superior; cabe destacar que entre los mantos, aparece un horizonte de 25 a 50 cm de espesor, que corresponde a una toba transformada parcialmente en bentonita y que fue reportada y descrita inicialmente por Piedad-Sánchez et al., (2005a, 2005b y 2005c).
En el Cenozoico se tienen varias manifestaciones de carbón, las más importantes son las de la región carbonífera de Colombia-San Ignacio, Estados de Tamaulipas, Coahuila y Nuevo León, aquí, las unidades de mayor interés las representan las Formaciones Bigford y Pico Clay del Terciario, ya que en la cima de la primera y en la base de la segunda se localizan los mantos de carbón que representan el interés económico de esta cuenca, se conocen además, algunas localidades con evidencias de lignito y/o turbas de origen lacustre, tales como Tehuichila y Zacualtipan y San Miguel Ocaxichitlán, Edo. de Hidalgo, de edad Mioceno; los mantos de carbón de Yahualica y Chicontepec en Veracruz, de edad Oligoceno; los de Zacualtipan en Hidalgo, de edad Miocénica, (cf. Cope, 1886; Ferrusquía-Villafranca, 1978; Castillo-Cerón et al., 1996); Y los de Tamazuchale en San Luis Potosí, de edad terciaria. En Chalco, Estado de México, Corona-Esquivel et al., (2006) reportan carbón del Cuaternario.
Antecedentes del carbón en Sabinas
En México se conocen yacimientos de carbón mineral desde el año 1850. La primera producción comercial de la que se tiene referencia se inició en el año 1884 en el estado de Coahuila. El carbón se utilizó primero para fundir cobre en las minas de Pánuco Coahuila, después para proveer de combustible a los ferrocarriles y hacia fines del siglo XIX, para las recientes industrias metalúrgica y del acero y actualmente además para la generación de electricidad. Como ya se mencionó, los principales yacimientos de carbón se localizan en tres regiones que, por orden de importancia actual, corresponden a los estados de Coahuila, Sonora y Oaxaca. La región carbonífera de Coahuila es la más importante del país (Figura 1 a 3), y está ubicada en la porción norte-central del estado de Coahuila, se extiende al oriente hasta incluir una pequeña área del estado de Nuevo León. Esta región, también nombrada como “Cuenca de Sabinas” tiene 62 km de longitud, con una anchura máxima de 24 kilómetros. La profundidad máxima a la que se encuentran los mantos de carbón es de 490 m según Robeck et al., (1956) y de 250 m según Rivera-Martínez y Alcocer-Valdés (2003). El carbón explotable se encuentra principalmente como un doble manto separado por una capa de toba objeto de este estudio (Figura 2). y es un índice confiable para la correlación de los mantos de carbón entre las diferentes minas de la cuenca.
Figura 2 Mantos de carbón separados por un horizonte de toba “guía” que se extiende por toda la cuenca y que permite hacer correlaciones entre mantos en las subcuencas.
Figura 3 Plano de localización geográfica de la cuenca de Sabinas y su separación en sub-cuencas carboníferas de los estados de Coahuila, Nuevo León y Tamaulipas. Modificado de Corona Esquivel et al., (2006).
El carbón es del tipo sub-bituminoso apropiado para su transformación en coque, tiene volatilidad media a baja, presenta vitrinita preponderante como constituyente, y un poder reflector de la vitrinita de 0.6-1.2 % (Verdugo y Ariciaga, 1988a, 1988b; Piedad-Sánchez et al., 2005c). En cuanto a las reservas, en la cuenca de Sabinas se estimó un potencial total de 600 millones de toneladas de carbón sub-bituminoso (MICARE, 1982; Corona-Esquivel et al., 2006) y de gas metano total entre 1.22 × 1011 y 2.22 × 1011 m3 respectivamente (Querol-Suñé, 2005), pero de acuerdo con Rivera-Martínez y Alcocer-Valdés (2003) y con el Servicio Geológico Mexicano (SGM), antes Consejo de Recursos Minerales COREMI, en su informe técnico de Exploración de la Cuenca de Sabinas mediante barrenación, con extracción de núcleo, en cuanto al volumen de reservas, solo en el año de 1993 se estimó un potencial total de 1387'622,586 toneladas; La litología de las unidades estratigráficas del Cretácico Tardío que contienen los horizontes de carbón, es prácticamente la misma en toda la cuenca de Sabinas. Desde el punto de vista estructural, los sedimentos carboníferos de esta zona forman un monoclinal continuo, buzando hacia el noreste, por lo cual dichas unidades quedan pronto cubiertas por las formaciones marinas del Terciario que afloran hacia el Este y que constituyen la Planicie Costera del Golfo de México. Los mantos de carbón están asociado a un sistema deltaico que se desarrolló durante el Cretácico Superior (Corona Esquivel et al., 2006) y que ha sido clasificado como del tipo constructivo lobulado. Sus facies están representadas por las formaciones Upson (prodelta), San Miguel (frente deltaico) y Olmos (planicie deltaica), siendo esta última la que contiene hacia su base, los mantos de carbón con espesores económicos (Verdugo y Ariciaga, 1988a, 1988b, y Barboza et al., 1997). Dumble (1892, 1899) realizó los primeros estudios geológicos, describiendo las formaciones de la región. Böse y Cavins (1927), con base a la “biogeocronología” europea, asignaron una edad Cretácico Superior a estas unidades. Finalmente, Stephenson (1927) definió las formaciones tal como se conocen hasta ahora. El estudio geológico más completo es el de Robeck et al., (1956, 1960), en el que se describe detalladamente la estratigrafía y estructura de la región de Sabinas. Otros trabajos más recientes han sido publicados por Flores-Galicia (1988), Verdugo y Ariciaga (1988 a, b), COREMI (1994, 1996), Eguiluz de Antuñano (2001), Rivera-Martínez y Alcocer-Valdés (2003), Piedad-Sánchez et al., (2005 a, 2005b y 2005c) y Corona-Esquivel et al., (2006).
GENERALIDADES GEOLÓGICAS DE LA REGIÓN CARBONÍFERA DE COAHUILA
La Región Carbonífera de Coahuila, se encuentra geográficamente en la porción centro-norte del estado (Figura 3), entre las coordenadas 100°30’ a 101°45’ longitud oeste y 26°45’ a 28°10’ latitud norte, comprendiendo principalmente los municipios de Progreso, Juárez, Sabinas, San Juan de Sabinas, y Melchor Múzquiz. En general, según datos de la Secretaría de Planeación del estado de Coahuila, la región tiene las siguientes características: Existen en el área dos variedades de carbón: 1) El carbón no coquizable, conocido como “carbón térmico”, que es empleado como combustible para la generación de energía eléctrica. 2) El carbón coquizable que es conocido como carbón metalúrgico, el cual pasa por un proceso de “coquización”, para posteriormente utilizar el carbón coque en la producción de acero en el alto horno. Por otro lado, el 58 % de los yacimientos de carbón pertenecen a pequeños y medianos mineros, el 37 % de los yacimientos se explotan a cielo abierto y el 4.17 % en minas profundas. Según la Dirección General de Minas de la Secretaría de Economía, la Región Carbonífera sigue detentando el primer lugar en el país en la producción de carbón desde el año 2004 según Piedad Sánchez et al., (2013, 2014, 2015 y 2017).
La Cuenca de Sabinas posee un área de 37000 km2, y su origen está relacionado con la apertura del Proto-Golfo de México (Goldhammer et al., 1991, 1993, Goldhammer 1999; Goldhammer y Johnson, 2001; Pindell y Bewey 1982, Pindell 1985, 1993; Salvador, 1987, 1991 a, b, c) y su “cierre tectónico” está relacionado con la Orogenia Larámide (González-Sánchez et al., 2007, 2009), estando delimitada por altos estructurales como son la Península de Coahuila, la plataforma Burro-Peyotes y el arco de Tamaulipas y fallas como La Babia y San Marcos. Su origen está asociado a la extensión marina del Golfo de México que ha evolucionado dentro del área, creada por la separación de Norteamérica, Sudamérica y África desde el rompimiento de Pangea en el Jurásico (Pindell, 1993) y derivado del rifting continental en la zona sur de la placa de Norte América. Específicamente la Región Carbonífera de Coahuila se localiza dentro de una porción SW de la Provincia Petrolera Cuenca de Sabinas-Burro Picachos, está constituida regionalmente de grandes planicies, resultado de la erosión y de la meteorización de la sucesión de anticlinales y sinclinales, formados por el plegamiento, en la dirección preferencial NW-SE impuesta por la Orogénia Larámide del Cretácico superior al Paleoceno (80-55 Ma; Damon et al., 1981; Mújica-Mondragón y Jacobo-Albarrán 1983; McDowell et al., 2001, entre otros). A nivel regional, las rocas que afloran dentro de la Región Carbonífera varían en edad del Jurásico Tardío al Cuaternario (Young, 1972, 1983; Flores-Galicia, 1988; Santamaría-Orozco,1990, 2000, Santamaría-Orozco y Horseld 2000; Eguiluz de Antuñano, 2001; Román-Ramos y Holguín-Quiñones, 2001). Las primeras son rocas sedimentarias de ambientes marinos y las últimas están representadas por rocas de tipo continental, incluyendo algunos derrames de basalto. En general, la secuencia sedimentaria constituida de rocas siliciclásticas, carbonatadas y evaporitas, conforman un espesor de 6 a 7 km.
Formación Olmos: La Portadora del Carbón
La Formación Olmos, también conocida como “Formación del Carbón”, fue definida por L.W. Stephenson (1927), y el nombre Olmos se tomó de la estación ferroviaria de Bandera Olmos, ubicada sobre el afloramiento de la formación, y del Arroyo Olmos, que sigue el rumbo de la formación cerca del centro de la zona del afloramiento desde un punto a 7 a 8 millas al norte de Eagle Pass, USA, hasta la confluencia del arroyo con el Río Grande. El espesor de la formación en la localidad tipo varía desde casi imperceptible hasta 152 m. La formación (Figura 4) consiste de lutita gris verdosa y lutita arenosa fina, interestratificadas irregularmente con arenisca gris verdosa, fina a gruesa, blanda a dura, de estratificación delgada a gruesa, más o menos diastratificada, que contiene algunas capas con ondulitas y mantos de carbón y lignito. Parece haber discordancia tanto en la base como en la cima de la Formación Olmos. Eguiluz de Antuñano y Amezcua-Torres (2003) señalan un límite erosional con la Formación San Miguel y sugieren que, en realidad, los mantos de carbón pertenecen a la Formación Escondido. Generalmente constituida de dos miembros: El primero formado de estratos de areniscas, pelitas bituminosas y estratos de carbón a la base, y el segundo constituido de pelitas, limolitas y areniscas con cambios de facies continuos. Su origen pasa por dos períodos de formación: 1) un ambiente palustre donde la flora fue abundante y permitió el depósito de turba con espesores y calidad variables; 2) un ambiente continental y transicional: intermarea superior, laguna marginal, pantano y planicies aluviales (Robeck et al., 1956; Flores-Galicia, 1988; Verdugo y Ariciaga, 1988a; Flores-Espinoza, 1989; Santamaría-Orozco, 1990; Cevallos-Ferriz 1992, Cevallos-Ferriz y Weber, 1992, Cevallos-Ferriz y Ricalde-Moreno1995; Eguiluz de Antuñano, 2001). La Formación Olmos en el área de estudio presenta un espesor variable con un máximo de 378 m y un promedio de 175 m, y está compuesta primordialmente por lutitas grises carbonáceas, con intercalaciones de limolitas y algunas areniscas de grano fino, y presencia de 1 a 12 mantos de carbón sub-bituminoso con espesor variable de 0.20 a 2 m de espesor. La Formación Olmos está afectada por fallas semiparalelas NW-SE, las cuales son derivaciones compresionales de la megacizalla regional NE-SW que atraviesa la región por lo que se divide en al menos ocho zonas que se denominan subcuencas (Figura 3), que corresponden a sinclinales amplios, cuya orientación NW-SE, se ajusta a la estructura regional: Fuentes-Río Escondido, Sabinas, Las Esperanzas, Saltillito-Lampacitos, San Patricio, El Gavilán, San Salvador, Monclova y Las Adjuntas. Estudios previos de la materia orgánica en la Provincia Petrolera Cuenca de Sabinas-Burro Picachos, indican que la Formación Olmos es un play potencial productor de gas y se considera con una madurez térmica adecuada, donde el gas es termogénico producto de una materia orgánica del tipo sapropelítico con una reflectancia de la vitrinita (Rr) que va de Rr = 0.6 a 1.5 %, con profundidades de generación entre los 4 a 6 km (Eguiluz, y Amezcua 2003, Piedad-Sánchez et al.,2005a, 2005b y 2005c, y González Partida et al., 2017, 2020).
METODOLOGÍA DE TRABAJO Y RESULTADOS OBTENIDOS
El zircón (ZrSiO4) es un mineral presente comúnmente en una gran variedad de rocas (Finch y Hanchar 2003, Allègre 2008). Su importancia radica en que este mineral es capaz de retener información isotópica por sus propiedades refractarias y dado que el sistema se cierra a temperaturas > 900 °C, esta condición permite diferenciar los eventos más viejos de los más jóvenes (Lee et al., 1997; Allègre, C., 2008). Considerando que la transformación térmica de la turba en carbón durante un evento diagenético, se presentan temperaturas que no sobrepasan los 200 °C, los valores isotópicos obtenidos corresponderán a los mismos que el zircón conservaba al momento de la formación de la toba, que corresponde a la roca descrita por Piedad-Sánchez et al., 2005 (a, b, c) y mencionada en Piedad Sánchez et al., (2013, 2014, 2015 y 2017)) así como por Corona-Esquivel et al., 2006.
Para este estudio los zircones fueron obtenidos de una toba pulverizada usando una combinación de técnicas convencionales de separaciónn magnética y líquidos pesados empleadas en el Laboratorio de Separación Mineral del Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), Campus Juriquilla, Querétaro. Para la separación de zircones con el fin de hacer estudios de geocronología U-Pb primeramente, la muestra de roca (~2 a 4 kg) fue triturada y pulverizada utilizando una quebradora de quijadas. Después se tamiza, obteniendo varias fracciones de material, en nuestro caso solo se utilizó la fracción de malla >60 (0.250 mm), para proceder a la separación mineral. Posteriormente, la muestra pulverizada fue lavada con agua destilada y después secada para proceder a la separación magnética con un separador magnético tipo Frantz. Este separador fue colocado con una inclinación frontal y lateral de +15°. la muestra se hizo pasar a través de un carril a distintos amperajes del imán que varían de 0-2 Amp. La fracción no-magnética final se utilizó para separarla en líquido pesado de densidad conocida, tal como el Ioduro de Metileno (MEI; Methylene Iodide, densidad de 3.32 g/cm3). Después de obtener la fracción pesada donde se encuentran los zircones (densidad del zircón: 3.9-4.8 g/cm3), estos se lavaron con acetona para disolver cualquier residuo, hasta, finalmente obtener el concentrado final, el cual fue guardado en recipientes pequeños de vidrio para posteriormente montarlos. Después, alrededor de cincuenta granos de zircón de muestra fueron seleccionados cuidadosamente bajo un microscopio binocular con la finalidad de asegurarnos que los cristales fueran representativos de varias poblaciones de zircones (tamaño, forma y color) para después ser montados en una resina epóxica y, posteriormente, desbastados hasta exponer una superficie lo más cercana posible a la mitad ecuatorial de los zircones. Estas Probetas con zircones expuestos permitió la obtención de fotografías de microscopia óptica (luz transmitida y reflejada) y electrónica (imágenes de catodolumiscencia SEM-CL). Esta caracterización microscópica permitió elegir los lugares del zircón más adecuados para el estudio de geocronología U-Pb utilizando el método laser-ICP-MS.
Los análisis isotópicos de U-Pb en zircones fueron realizados en el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) en el Centro de Geociencias (CGEO), UNAM, Campus Juriquilla, Querétaro, utilizando la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS). Está técnica de microanálisis y fechamiento es ventajosa ya que permite hacer mediciones isotópicas de alta precisión y rapidez para obtener edades y concentraciones geoquímicas en materiales geológicos (Solari et al., 2010).
El LEI cuenta con un sistema de ablación láser modelo Resolution M50 de la marca “Resonetics” compuesto por un láser LPX 220 tipo excímero de 193 nm de longitud de onda utilizando una mezcla de fluoruro de argón (ArF) para generar la pulsación. Este se encuentra acoplado a un espectrómetro de masas (ICP-MS) tipo quadrupolo marca “Thermo X-Series”. El sistema fue recientemente descrito por Solari et al. (2010), quienes presentaron la metodología para los análisis isotópicos U(Th)-Pb en zircones. Los datos isotópicos fueron adquiridos utilizando el software analítico Thermo PlasmaLab con resolución temporal, permitiendo que las relaciones isotópicas sean calculadas de los datos adquiridos en un intervalo de tiempo específico. Debido a que el trabajo analítico requiere de una precisa y sistemática reducción de los datos, cálculo de edades y concentraciones elementales de los zircones analizados, en el LEI (UNAM) se ha desarrollado el software “UPb.age” para facilitar a los usuarios una rápida y transparente reducción de datos para los fechamientos U(Th)-Pb por LAICPMS (ver Solari et al., 2010, Solari y Tanner, 2011). Nuestros datos ya tratados bajo esta modalidad se presentan en la Figura 5 y en la Tabla 1.
Figura 5 Gráficos de datos U-Pb obtenidos mediante la técnica de ablación láser (LA-ICP-MS) e imágenes de catodoluminiscencia de zircones de la muestra SABINAS. (a) Diagrama de concordia tipo Tera-Wasserburg mostrando todos los datos de los zircones analizados. (b) Acercamiento a los datos más jóvenes en donde se muestra la edad 206Pb/238U media ponderada calculada. Las elipses y cuadros de color azul representan los análisis utilizados para el cálculo de la edad media ponderada, mientras que las elipses y cuadros de color gris representan los datos que fueron descartados para el cálculo de la edad debido a que representan zircones con un cierto grado de pérdida de Pb, altas discordancias y/o herencias. (c) Diagrama de media ponderada mostrando los análisis utilizados para calcular la edad media ponderada. (d) Imágenes de cátodoluminiscencia post ablación láser de los zircones representativos de algunos de los análisis utilizados para el cálculo de la edad media ponderada, donde los medios círculos rojos corresponden al lugar de ablación de un diámetro de ~23 μm. En la parte derecha, se muestran zircones con edades más viejas del Cretácico, Jurásico, Triásico, Pérmico, Ordovícico y Mesoproterozoico.
Tabla 1 Datos analíticos U-Pb obtenidos por LA-ICPMS en zircones de la muestra denominada SABINAS: toba volcánica de caída.
| RELACIONES ISOTÓPICAS CORREGIDAS | EDADES CORREGIDAS (Ma) | ||||||||||||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Análisis/Zircón | Comentario | U# (ppm) | Th# (ppm) | Th/U | 207Pb/206 Pb† | err. %* | 207Pb/235 U† | err. %* | 206Pb/238 U† | err. %* | 208Pb/232 Th† | err. %* | Rho** | % disc*** | 206Pb/238 U | ±2s* | 207Pb/235 U | ±2s* | 207Pb/206 Pb | ±2s* | Mejor edad (Ma) | ± | 2s |
| Muestra SABINAS Ceniza volcánica de caida Probeta ICGEO-250 (Octubre 2019) | |||||||||||||||||||||||
| SABINAS-6 | B+N, >U | 1660 | 1610 | 0.97 | 0.0481 | 15.2 | 0.0527 | 24.7 | 0.0078 | 3.58 | 0.0022 | 9.5 | 0.14 | 3 | 50.3 | 1.8 | 52.1 | 6.3 | 120 | 180 | 50.3 | ± | 1.8 |
| SABINAS-25 | B, >U | 576 | 266 | 0.46 | 0.0491 | 10.0 | 0.0756 | 10.1 | 0.0111 | 1.98 | 0.0037 | 8.6 | 0.20 | 3 | 71.4 | 1.4 | 73.8 | 7.1 | 240 | 190 | 71.4 | ± | 1.4 |
| SABINAS-8 | B+N | 392 | 423 | 1.08 | 0.0513 | 12.5 | 0.0820 | 13.4 | 0.0115 | 2.60 | 0.0038 | 5.5 | 0.19 | 7 | 73.8 | 1.9 | 79.4 | 9.8 | 170 | 220 | 73.8 | ± | 1.9 |
| SABINAS-13 | B+N, >U | 673 | 931 | 1.38 | 0.0602 | 10.5 | 0.0920 | 10.9 | 0.0115 | 2.78 | 0.0038 | 5.6 | 0.26 | 18 | 73.8 | 2.0 | 90.0 | 9.4 | 520 | 190 | 73.8 | ± | 2.0 |
| SABINAS-3 | B+N | 290 | 141 | 0.48 | 0.0509 | 11.2 | 0.0787 | 11.2 | 0.0116 | 3.37 | 0.0039 | 9.6 | 0.30 | 3 | 74.1 | 2.5 | 76.6 | 8.3 | 180 | 220 | 74.1 | ± | 2.5 |
| SABINAS-26 | B+N, >U | 1061 | 672 | 0.63 | 0.0527 | 9.3 | 0.0821 | 11.1 | 0.0116 | 2.15 | 0.0034 | 13.6 | 0.19 | 7 | 74.4 | 1.6 | 80.0 | 8.3 | 290 | 180 | 74.4 | ± | 1.6 |
| SABINAS-29 | N | 394 | 271 | 0.69 | 0.0508 | 13.2 | 0.0825 | 13.3 | 0.0116 | 2.33 | 0.0036 | 10.1 | 0.17 | 7 | 74.4 | 1.7 | 80.2 | 10.0 | 260 | 260 | 74.4 | ± | 1.7 |
| SABINAS-21 | B | 144 | 89 | 0.62 | 0.0547 | 15.9 | 0.0880 | 14.8 | 0.0118 | 4.33 | 0.0038 | 12.8 | 0.29 | 11 | 75.4 | 3.2 | 85.0 | 12.0 | 310 | 290 | 75.4 | ± | 3.2 |
| SABINAS-7 | B | 384 | 340 | 0.89 | 0.0523 | 10.1 | 0.0850 | 10.2 | 0.0119 | 2.61 | 0.0036 | 7.3 | 0.25 | 10 | 76.2 | 1.9 | 84.6 | 8.1 | 280 | 200 | 76.2 | ± | 1.9 |
| SABINAS-17 | N | 147 | 108 | 0.73 | 0.0520 | 19.2 | 0.0800 | 20.0 | 0.0119 | 3.70 | 0.0037 | 12.8 | 0.18 | 2 | 76.3 | 2.8 | 78.0 | 15.0 | 190 | 350 | 76.3 | ± | 2.8 |
| SABINAS-18 | B+N | 209 | 186 | 0.89 | 0.0525 | 14.9 | 0.0850 | 12.9 | 0.0121 | 3.55 | 0.0039 | 8.0 | 0.27 | 7 | 77.5 | 2.7 | 83.0 | 9.9 | 180 | 270 | 77.5 | ± | 2.7 |
| SABINAS-27 | B+N | 334 | 151 | 0.45 | 0.0499 | 11.6 | 0.0827 | 13.3 | 0.0121 | 2.23 | 0.0040 | 9.2 | 0.17 | 7 | 77.7 | 1.7 | 83.7 | 11.0 | 190 | 240 | 77.7 | ± | 1.7 |
| SABINAS-9 | B+N | 236 | 128 | 0.54 | 0.0492 | 14.6 | 0.0820 | 13.4 | 0.0122 | 3.61 | 0.0038 | 10.6 | 0.27 | 3 | 78.0 | 2.8 | 80.0 | 11.0 | 60.0 | 280 | 78.0 | ± | 2.8 |
| SABINAS-11 | B+N | 124 | 90 | 0.73 | 0.0591 | 15.1 | 0.0980 | 16.3 | 0.0122 | 4.44 | 0.0036 | 11.8 | 0.27 | 20 | 78.0 | 3.5 | 98.0 | 15.0 | 620 | 300 | 78.0 | ± | 3.5 |
| SABINAS-10 | B+N, >U | 1322 | 736 | 0.56 | 0.0474 | 7.4 | 0.0787 | 7.0 | 0.0122 | 1.64 | 0.0040 | 5.2 | 0.23 | -2 | 78.3 | 1.3 | 76.8 | 5.2 | 60.0 | 150 | 78.3 | ± | 1.3 |
| SABINAS-15 | B | 132 | 87 | 0.66 | 0.0640 | 18.8 | 0.1030 | 16.5 | 0.0122 | 4.00 | 0.0043 | 11.2 | 0.24 | 20 | 78.4 | 3.1 | 98.0 | 16.0 | 510 | 340 | 78.4 | ± | 3.1 |
| SABINAS-24 | B | 166 | 122 | 0.74 | 0.0510 | 19.6 | 0.0960 | 15.6 | 0.0125 | 4.02 | 0.0043 | 8.8 | 0.26 | 16 | 79.8 | 3.2 | 95.0 | 14.0 | 360 | 340 | 79.8 | ± | 3.2 |
| SABINAS-23 | B+N | 92 | 74 | 0.80 | 0.0610 | 18.0 | 0.1090 | 16.5 | 0.0125 | 4.94 | 0.0045 | 9.7 | 0.30 | 22 | 80.3 | 3.9 | 103 | 16 | 410 | 330 | 80.3 | ± | 3.9 |
| SABINAS-2 | B+N | 285 | 263 | 0.92 | 0.0930 | 14.0 | 0.1650 | 15.2 | 0.0129 | 2.86 | 0.0059 | 8.0 | 0.19 | 46 | 82.7 | 2.4 | 154 | 21 | 1500 | 190 | 82.7 | ± | 2.4 |
| SABINAS-19 | B+N | 128 | 84 | 0.65 | 0.0562 | 16.2 | 0.1180 | 15.3 | 0.0157 | 3.25 | 0.0053 | 9.3 | 0.21 | 10 | 100 | 3 | 112 | 17 | 240 | 320 | 100 | ± | 3 |
| SABINAS-12 | B+N | 207 | 60 | 0.29 | 0.0486 | 12.8 | 0.1080 | 13.0 | 0.0159 | 3.02 | 0.0058 | 12.5 | 0.23 | 1 | 102 | 3 | 103 | 12 | 120 | 250 | 102 | ± | 3 |
| SABINAS-14 | B+N, >U | 510 | 236 | 0.46 | 0.0489 | 6.1 | 0.1903 | 6.3 | 0.0278 | 1.69 | 0.0088 | 5.2 | 0.27 | 0 | 177 | 3 | 177 | 10 | 150 | 140 | 177 | ± | 3 |
| SABINAS-1 | B+N | 289 | 128 | 0.44 | 0.0527 | 8.5 | 0.2130 | 8.5 | 0.0302 | 1.92 | 0.0095 | 5.9 | 0.23 | 3 | 192 | 4 | 197 | 15 | 250 | 170 | 192 | ± | 4 |
| SABINAS-16 | B+N | 347 | 398 | 1.15 | 0.0519 | 6.0 | 0.2330 | 6.0 | 0.0326 | 1.87 | 0.0095 | 4.4 | 0.31 | 4 | 207 | 4 | 215 | 11 | 300 | 130 | 207 | ± | 4 |
| SABINAS-31 | B+N | 174 | 217 | 1.24 | 0.0569 | 12.7 | 0.2710 | 15.1 | 0.0356 | 2.53 | 0.0123 | 8.2 | 0.17 | 7 | 225 | 6 | 242 | 30 | 410 | 230 | 225 | ± | 6 |
| SABINAS-5 | B | 181 | 136 | 0.75 | 0.0532 | 8.3 | 0.2870 | 8.7 | 0.0390 | 1.95 | 0.0122 | 5.0 | 0.22 | 5 | 247 | 5 | 259 | 19 | 340 | 180 | 247 | ± | 5 |
| SABINAS-30 | B+N | 351 | 339 | 0.97 | 0.0535 | 6.9 | 0.2860 | 7.3 | 0.0398 | 2.01 | 0.0126 | 7.0 | 0.27 | 1 | 252 | 5 | 255 | 17 | 320 | 150 | 252 | ± | 5 |
| SABINAS-4 | N | 365 | 212 | 0.58 | 0.0523 | 6.3 | 0.2990 | 6.4 | 0.0414 | 1.57 | 0.0136 | 4.9 | 0.25 | 2 | 262 | 4 | 266 | 15 | 280 | 130 | 262 | ± | 4 |
| SABINAS-20 | B+N | 226 | 128 | 0.56 | 0.0579 | 5.7 | 0.5940 | 7.4 | 0.0746 | 2.68 | 0.0244 | 4.1 | 0.36 | 4 | 464 | 12 | 481 | 26 | 520 | 130 | 464 | ± | 12 |
| SABINAS-28 | N, >U | 524 | 22 | 0.04 | 0.0571 | 5.6 | 0.5980 | 6.4 | 0.0755 | 1.30 | 0.0252 | 10.7 | 0.20 | 1 | 469 | 6 | 475 | 24 | 503 | 120 | 469 | ± | 6 |
| SABINAS-22 | B+N | 214 | 73 | 0.34 | 0.0908 | 4.3 | 3.1510 | 4.1 | 0.2526 | 1.31 | 0.0746 | 4.2 | 0.32 | 0 | 1452 | 17 | 1447 | 30 | 1437 | 82 | 1437 | ± | 82 |
| n = 31 | Edad 206Pb/238U media ponderada = | 76.1 | ± | 1.2 | |||||||||||||||||||
| (2 sigma, MSWD = 3.5; n = 11 de 17) | |||||||||||||||||||||||
Abreviaturas: N = núcleo, B = borde, B+N = borde+núcleo, >U = alto Uranio, >D = alta discordancia.
#Las concentraciones de U y Th (ppm) fueron calculadas con relación al análisis del vidrio estandar NIST 610 para elementos traza. †Relaciones isotópicas corregidas con relación al zircón estándar de edad conocida (91500 de ~1065 Ma; Wiedenbeck et al., 1995) por el fraccionamiento de masa y deriva instrumental. Las relaciones isotópicas, edades y errores son calculados como en Paton et al. (2010). *Todos los errores en las relaciones isotópicas son en porcentaje y los de las edades en absoluto y, en ambos casos, están reportados a nivel 2 sigma, incluida la edad 206Pb/238U media ponderada. Estas incertidumbres han sido propagadas según la metodología de Paton et al. (2010). **Rho es el valor de correlación de errores definido como el cociente de los errores (en porcentaje) de las relaciones isotópicas de 206Pb/238U y 207Pb/235U. El valor Rho es necesario para graficar los datos U-Th-Pb en diagramas de concordia. ***Porcentaje de discordancia obtenido usando la siguiente ecuación (100*[(edad 207Pb/235U)-(edad 206Pb/238U)]/edad 207Pb/235U). Valores positivos y negativos indican discordancias normales y discordancias inversas, respectivamente. Las edades individuales de cada zircón marcadas en negrita y en cursiva fueron usadas para calcular las edades medias ponderadas y el MSWD (Mean Square of Weigthed Deviates) usando el programa computacional Isoplot (Ludwig, 2003).
DISCUSIÓN
La acumulación de turba se lleva a cabo in situ, en el propio medio de vida de las plantas como deltas, estuarios o albuferas y, muy pocas veces, por transporte en medios distintos al de su formación. Estas características permiten diferenciar los carbones autóctonos, formados en el propio ecosistema, y los carbones alóctonos, formados en un medio diferente al ecosistema original, por lo que la materia vegetal ha sufrido un transporte más o menos largo. Según el medio de formación, también es posible diferenciar entre los carbones límnicos, formados en medios lacustres, y parálicos, formados en ambientes transicionales como deltas, estuarios o lagunas (Weber, 1972, 1973, 1975, 1976; Piedad-Sánchez et al., 2005a, 2005b y 2005c, entre otros). Así los medios más propicios en los que pueden darse procesos de acumulación de materia vegetal son (Corona Esquivel et al., 2006): 1) Lagunas, estuarios y marismas, saladas o salobres que son zonas con comunicación ocasional con el mar, en las que se produce una importante actividad biológica vegetal. 2) Zonas pantanosas, ciénagas, canales, lagos y charcas intracontinentales, con vegetación de tipos diversos (herbácea o leñosa) controlada por la profundidad del medio, sus condiciones del fondo, temperatura de las aguas, etc. 3) Manglares de las zonas tropicales que se encuentran bordeando a las lagunas y a los estuarios. 4) Ambientes fluviales y deltaicos. Un factor también importante es el clima (paleoclima) imperante durante la época de formación del carbón. Los más favorables son los paleoclimas tropicales, generadores de vegetación exuberante. Asimismo, es importante considerar la edad de las series sedimentarias en las que aparece, ya que las plantas vasculares aparecieron en el Silúrico, y poblaron la mayor parte de la superficie de la Tierra durante el Devónico, originándose entonces los depósitos de carbón más antiguos conocidos. Posteriormente, se formaron yacimientos de carbón prácticamente de todas las edades, aunque existen períodos especialmente favorables que se explican por factores fundamentalmente tectónicos, paleoclimáticos y de tipo de vegetación predominante en cada uno de dichos períodos (Piedad-Sánchez et al., 2005c). En específico para la Cuenca de Sabinas, los estudios paleobotánicos realizados en la Formación Olmos por Weber (1972, 1973, 1975, 1976), Cevallos-Ferriz y Weber (1992), Estrada-Ruiz (2004), Estrada-Ruiz et al., (2007) han documentado más de 80 plantas fósiles diversas entre las que destacan: Liriodendron, Pistia, Sassafras, y Sabalites (Weber 1972, 1976), Paraphyllanthoxylon (Cevallos-Ferriz y Weber, 1992), Palmoxylon (Cevallos-Ferriz y Ricalde-Moreno, 1995) y Gymnosperms (Weber, 1975; Serlin et al., 1980; Cevallos-Ferriz, 1992). El polen y esporas fueron documentados por Rueda-Gaxiola (1967) y Martínez-Hernández et al., (1980). La Formación Olmos se interpreta como un sistema deltaico por Flores-Espinoza (1989) en un ambiente climático sub-tropical (Weber, 1972, 1975, 1976).
Justo al norte del área de este trabajo, en el límite con E.U.A., Robinson et al., (1995) reportan en una reconstrucción paleogeografía de rocas volcanoclásticas que están relacionadas a depósitos de carbón en el rango de edad 79 a 72 Ma, datos similares fueron reportados por Elder (1988), Thomas et al., (1990), Cadrin et al., (1995), Roberts et al., (2005), Foreman et al., (2008) y Jinnah et al., (2009). Al este del área de estudio, Castro-Reino (2004), Becerra-González (2006), González-Alejandro y Martínez-Limas (2009), Navarro-Gutiérrez (2010), Serna-Pedraza (2011), Martínez-Paco (2012) y Velasco-Tapia et al., (2016) determinaron, en lo que se denomina la Formación San Felipe, el depósito de cenizas volcánicas acumuladas en un ambiente de talud en el rango de 84-74 Ma por el método U-Pb en zircones. En la Figura 6 y Tabla S1 (del material suplementario), se presentan los datos publicados en la región Norte de México (Sierra Madre Occidental y Oriental) en el rango de 62 Ma a 89 Ma. Por otro lado, es conocido que la subducción al occidente de área de estudio ha estado activa durante todo el Cretácico hasta el Cenozoico con la generación de cuerpos intrusivos y efusivos en lo que se conoce como el arco magmático Laramídico mexicano, conformado en gran parte por la Sierra Madre Occidental (ej., Damon et al., 1981; Mújica-Mondragón y Jacobo-Albarrán 1983; McDowell et al., 2001; González-León et al., 2011; entre otros).
CONCLUSIÓN
Como se puede apreciar, rocas vulcanoclásticas han sido reportadas para el Cretácico Superior, provenientes del Occidente de México y que están representados por lo que se conoce como Sierra Madre Occidental, una de las provincias volcánicas más grandes del mundo y la toba relacionada a los mantos de carbón forma parte de este magmatismo.
Recientemente, Fonseca Martínez (2022) realzó una base de datos geocronológicos U-Pb en zircones para el noroeste de México, en donde se reportan numerosos datos que concuerdan con la edad determinada en este trabajo de 76.1 ± 1.2 Ma por el método U-Pb. En este sentido la Cuenca de Sabinas, y sus mantos de carbón, son un buen referente para la combinación de métodos de investigación geocronológica y paleobotánica.
MATERIAL SUPLEMENTARIO
La Tabla S1 con el resumen de los datos geocronológico-publicados en el rango de 62 Ma a 90 Ma para México y Estados Unidos de Norteamérica, se puede descargar desde la vista previa de este artículo en la página web de la Revista <www.rmcg.unam.mx>.
