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IV.- GEOLOGÍA DE LA CUENCA MAGDALENA
La región de Magdalena se encuentra sobre el bloque Pápago que consiste de una
supra-costra del Jurásico y Cretácico Inferior, separado de las dos provincias
precámbricas adyacentes (Nurse et al., 1994), con una orientación que forma un tren con
rumbo al noroeste. Este bloque se caracteriza por la presencia de rocas jurásicas
relacionadas con un arco magmático presente en la margen occidental de Norteamérica
(Anderson y Silver, 1978). Porciones de este arco en Sonora y suroeste de Arizona
fueron afectados por fallas con dirección noroeste durante el Jurásico Tardío, conocido
como el Mojave-Sonora Megashear (Anderson y Silver, 1978) (figuras 2A y 2B).
La tectónica distensiva y el fracturamiento preterciaro sobre el bloque Pápago
propiciaron la exposición de algunos núcleos metamórficos, los cuales forman parte de
los denominados CMCC que se extienden desde la parte suroeste de Canadá, pasando
por el noroeste de Norteamérica hasta la parte central del Estado de Sonora, en México,
en donde se estima que 35,000 km2 de superficie son ocupados por rocas con fábricas
miloníticas terciarias (Nourse et al., 1994). En dicho estado se han reconocido
principalmente los Metamorphic Core Complexes (MCC) de Magdalena, Tubutama y
Mazatán, este último sobre el bloque Caborca del Precámbrico (figura 2B).
En el MMCC, se identifica un bloque inferior milonitizado y el bloque superior
no deformado separados ambos por una falla denominada Magdalena Detachment Fault
(MDF). Se piensa que durante la denudación del núcleo metamórfico se generó la
cuenca Magdalena, la cual en la actualidad presenta una superficie de aproximadamente
400 km2. Su forma es asimétrica con un eje longitudinal extendiéndose por
aproximadamente 27 km, mientras que su eje transversal alcanza los 15 km. El bloque
inferior aflora prácticamente en la posición oriente de la cuenca, mientras que el bloque
superior sólo en la porción oeste (figura 3).
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A) B)
Figura 2A.- Ubicación de los CMCC en Norteamérica y México, modificado de Sonders y Jones
(1999).
Figura 2B.- Detalle de los núcleos metamórficos de Tubutama (TMCC), Magdalena MMCC y
Mazatán MACC. En esta última figura se muestra la posición de los bloques Caborca, Pápago y
Pinal, así como zonas con deformación milonítica terciaria. Modificado de Nourse et al. (1994).
HERMOSILLO
ALTAR CANANEA
MAGDALENA
NOGALES
MACC
MMCC TMCC
SIERRA DE ACONCHI
SIERRA
PUERTA DEL SOL
BLOQUE
CABORCA
BLOQUE
PAPAGO
BLOQUE
PINAL
MOJAVE
SONORA
MEGASHEAR
USA
SASABE
MEXICO
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Figura 3.- Imagen de la cuenca Magdalena en donde se muestra la parte superficial que
corresponde al bloque superior y al bloque inferior del MMCC, separados por la falla
detachment. El bloque Inferior esta constituido por rocas graníticas milonitizadas, mientras que
el bloque superior es constituido por rocas volcánicas y sedimentarias. La falla MDF es
representada por la línea negra. La parte de la cuenca Magdalena corresponde a la parte
topográfica más baja.
A continuación se describen las unidades litológicas que afloran en la cuenca
Magdalena, iniciando con el bloque inferior del denominado MMCC, continuando con
aquellas que conforman al bloque superior.
IV.1.- Bloque inferior
IV.1.1.- Milonitas
Las rocas miloníticas conforman el bloque inferior del MMCC que aflora
principalmente en la sierra La Madera y Magdalena localizadas al este y norte de la
cuenca respectivamente (figura 4A). Estas rocas muestran una fábrica milonítica
terciaria formada en un régimen netamente dúctil (Nourse, 1990). La secuencia
milonítica es formada por granitos leucocraticos gnéisicos sintectónicos en forma de
plutones, numerosos sills y escasos diques (Herrera Urbina et al., 2006). La edad de
cristalización de estas rocas graníticas obtenida por 206
Pb/236
U, en circones es de 46.5
±0.9 Ma, que la ubica dentro del Eoceno Medio (Luteciano) y edades de metamorfismo
(206
Pb/236
U) de 42.8 ± 1.1 y 40.9 ± 1.1 Ma del Bartoniano (Herrera, et al., 2006).
Anteriormente, a esta unidad litológica se le había asignado una edad de 33.2 ± 0.7 Ma
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por K-Ar (Gilmont, 1978) y de 26.3 ±0.6 Ma (Damon, en Nourse 1990, datos no
publicados).
La roca granítica con fábrica milonítica presenta una textura porfiroclástica,
formada por cristales rotos y deformados de feldespato. En las bandas deformadas se
observan cristales granoblásticos de cuarzo y otros de feldespato más pequeños
quebrados y deformados, con presencia más intensa de biotita en los planos de foliación
con escasa muscovita (figura 4B).
Figura 4A.- Vista panorámica de la sierra La Madera que representa el bloque inferior
milonitizado del MMCC. En la parte inferior de la foto se observan los sedimentos lacustres de
la cuenca Magdalena. Foto tomada viendo hacia el noreste.
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Figura 4B.- Microfotografía de la milonita de la sierra La Madera, en donde se observan los
cristales rotos y deformados de feldespato alcalino (en la parte izquierda de la foto y de ~0.5
mm), con bandas deformadas de cuarzo precipitado y deformado (centro de la foto). Notese la
presencia de un cristal de biotita (0.3 mm, coloreado) orientado según los planos de foliación.
4x, LP.
IV.2.- Bloque superior
El bloque Superior es formado por unidades volcánicas y sedimentarias que van
del Cretácico Inferior hasta el Cuaternario y es separado del bloque inferior por la
estructura de falla MDF. Se estima que el bloque superior ha sido desplazado de su
posición original una distancia mínima de 9 km en una dirección 30°-50° al suroeste
(Nourse, 1989), sin presentar deformación dúctil. La estructura MDF es marcada por un
plano de falla con presencia de clorita, sericita y microbrechas formadas por
cataclastasis y está expuesta por cerca de 20 km en la porción noreste de la cuenca, a lo
largo de la base oeste de la sierra La Madera.
En el bloque inferior adyacente e inmediatamente a la zona de falla se observan
ciertas zonas con alteración penetrativa formada de clorita y óxidos de hierro
acompañada de microbrechamiento y al parecer con presencia de mineralización de oro
y cobre, como es evidenciado por pequeños trabajos a nivel gambusino (figuras 5A y B).
En el bloque superior se tienen rocas que pertenecen al Grupo Bisbee y a la Formación
La Ventana, así como rocas más recientes representadas por una secuencia sedimentaria
con volcanismo interestratificado. Estos últimos sedimentos, de tipo fluvial y lacustre,
son la parte más importante como relleno de la cuenca Magdalena y son
FELDESPATO
BIOTITA
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penecontemporáneos con la mineralización de boro, por lo que juegan un papel muy
importante en la definición del ambiente de depósito. Por otro lado, el volcanismo
intracuenca contemporáneo con la sedimentación parece tener una estrecha relación en
la génesis y fuente de la mineralización de boro. Tiene un estilo y una firma geoquímica
que bien puede correlacionarse con este tipo de depósitos como ha sucedido en otras
partes del mundo, en donde éstos parecen tener una evolución de fuente y ambiente de
depositación muy similar. Para este punto, se hace una descripción por separado de las
rocas que componen al Grupo Bisbee y la Formación La Ventana, que afloran en las
márgenes de esta cuenca. En forma más detallada se describen los sedimentos
lacustrinos y las rocas volcánicas, que se encuentran en distintas partes de la cuenca,
desarrollándose además, un análisis de redefinición de estas unidades tratando de
incluirlas en tiempo y espacio en la evolución de la cuenca Magdalena.
Figura 5A.- Falla MDF, representada por líneas punteadas. En la porción izquierda de la falla se
observa el bloque inferior conformado por el granito milonitizado. A la derecha se encuentran
sedimentos del Grupo Bisbee. Foto tomada al sureste de la cuenca, al sur del rancho La Bandera
Magdalena detachment fault
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Figura 5B.- Espejo de la falla MDF, que se conforma por una cataclastita con
microbrechamiento y presencia macroscópica de mineralización de carbonatos de cobre y óxidos
de fierro. Este tipo de mineralización se desarrolló por un proceso hidrotermal que fluyó a través
de la zona de falla. Foto tomada en la zona de la Bandera.
IV.2.1.- Grupo Bisbee
Los sedimentos terrígenos y carbonatados del Grupo Bisbee afloran
puntualmente en forma de bloques en las porciones marginales noreste y sureste de la
cuenca (Anexo I). En algunos casos se encuentran en contacto directo con la falla MDF
en bloques con espesores máximos de 50 m, los cuales parecen pertenecer a la
Formación Morita descrita en la región de Santa Ana por Jacques et al. (1990). Se
componen principalmente de estratos delgados de arenisca de hasta 50 cm de espesor
deformados y plegados, con colores que van desde el rojo oscuro a púrpura, con
alternancias de capas más delgadas de limonita menores a los 10 cm de espesor (figura
6). Localmente se observan diques andesíticos intrusionando a esta unidad.
En contacto por falla con las rocas de la Formación Morita, se observan bloques
masivos de caliza fosilífera en distintas partes de la cuenca, principalmente en la parte
sureste, con espesores variables pero menores a los 60 m. Son de color gris claro a
oscuro y superficialmente muestran estructuras de disolución kárstica, en algunos
afloramientos se puede observar estilolitas y una ligera recristalización, con fracturas a
menudo rellenas de calcita. Se identifican algunos restos de fósiles como moluscos,
anélidos y restos algáceos parcialmente silicificados que denotan un ambiente de
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depositación de plataforma marina somera. Es probable que esta unidad litológica
corresponda a la Formación Mural (figura 7).
Figura 6.- Sedimentos de la Formación Morita, consiste de limonita y arenisca en estratos
delgados y deformados, sobreyacidos en discordancia por sedimentos tipo gravas del
Cuaternario (parte superior de la foto). Fotografía tomada al sureste de la cuenca en el rancho del
Sr. Paredes.
Figura 7.- Calizas del Grupo Bisbee de la Formación Mural, se observan las estructuras de
disolución kársticas, y un fracturamiento intenso. Fotografía tomada al sureste de la cuenca en el
rancho del Sr. Paredes
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IV.2.2.- Formación La Ventana
Esta unidad fue propuesta por Miranda-Gasca et al. (1998), aflora en la margen
occidental de la cuenca Magdalena, en la sierra que lleva el mismo nombre (figura 8A).
Al parecer, para algunos autores estas rocas representan el primer evento volcánico
posterior al cambio de régimen tectónico en la zona, lo cual como se mencionó
anteriormente, esto resulta aún controversial.
A estas rocas se les asignó una edad de 25.9 ± 0.8 a 27.3 ± 0.6 Ma fechadas por
el método K-Ar (Miranda-Gasca y Quiroz, 1988), ubicándolas en el Oligoceno Tardío y
Mioceno Temprano. Esta unidad sobreyace discordantemente al Grupo Bisbee en la
porción nor-occidental y occidental de la cuenca y se encuentran en contacto por la falla
MDF con las milonitas del bloque inferior, y de acuerdo a los modelos estructurales
estas rocas no se encuentran en su posición original. En la parte topográfica más alta, se
observa algo que morfológicamente podría interpretarse como un cuello volcánico,
mientras que hacia la parte noreste, en las partes topográficamente más bajas, se
interpreta que estas rocas fueron depositadas como flujos de lava, las cuales presentan
un fuerte fracturamiento y una moderada alteración en las fracciones vítreas de la roca.
En general, esta unidad muestra colores grises y en otros casos tintes café claro a oscuro,
con una textura porfirítica en una matriz vitrocristalina ligeramente fluídal.
En sección delgada se identificaron fenocristales tabulares de feldespato (25%)
de 1 mm de largo con débil alteración, acompañados de anfíboles (10%-15%), en
algunos casos parcialmente oxidados dando tintes rojizos y oscuros en ciertas partes de
la roca. La mesostasis (60%) es formada por laminillas de plagioclasa de 0.1 mm de
largo ligeramente orientadas en una pasta vítrea parcialmente devitrificada (figura 8B).
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Figura 8A.- Panorámica de la sierra La Ventana en su posición suroeste. Esta sierra esta
constituída por rocas volcánicas depositadas como flujos de lava y forman parte del bloque
superior del MMCC. Fotografía tomada desde la carretera Magdalena – Cucurpe, observando
hacia el oeste.
Figura 8B.- Microfotografía de la unidad litológica La Ventana, donde se muestra una textura
porfidítica, ligeramente fluídal con cristales euedrales de color blanco de feldespato (20%),
plagioclasa de 1-2 mm de largo y presencia de minerales oscuros tabulares y en sección basal de
hornblenda (30%) de menos de 1 hasta 2 mm en tamaño. Nótese la matriz fina y vítrea de la
roca (40%), 4x, LP
hornblenda
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IV.2.3.- Sedimentos y volcanismo intra-cuenca
La cuenca Magdalena, como se mencionó anteriormente, es producto de una
tectónica distensiva formada a partir de la denudación del MMCC, por lo que
genéticamente parecería tener una relación estrecha con este proceso. Esto último,
provocó en gran parte un relleno litológico dentro de la cuenca con cierta complejidad
estratigráfica ya que existen unidades sedimentarias y volcánicas que se depositaron al
mismo tiempo y en distintos puntos de la cuenca con diferentes características de
ambiente de depósito. Es decir, que dentro de la cuenca se generaron varios depocentros.
Por esta razón, en esta parte del trabajo se hace una descripción de las distintas unidades
sedimentarias que rellenan la cuenca, subdividiéndolas en pre y post exposición del
MMCC (figura 9).
Figura 9.- Mapa que muestra las unidades litológicas que bordean a la cuenca Magdalena, así
como el relleno sedimentario y volcánico, pre y post exposición superficial del MMCC.
Milonitas
Traquita
Pre ¨¨Magdalena metamorphic Core Complex¨
Post ¨Magdalena metamorphic
core complex
Flujos de lava
Limite de cuenca
EXPLICACIÓN
0 5 km
Escala
Conglomerado
Lutita, limolita Arenisca
Flujos de lava, toba,
Arenisca limolita
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IV.2.3.1.- Relleno pre-exposición del MMCC
El periodo de tiempo de este relleno sedimentario en la cuenca se asume que fue
aproximadamente entre los 22 y los 19 Ma, con base en datos geológicos y a algunos
fechamientos desarrollados por Miranda-Gasca et al. (1998), en flujos de lava
interestratificados con los sedimentos; aunque no se sabe con suficiente precisión los
lugares donde se tomaron las muestras que se usaron para ser fechadas. Es en este
periodo de tiempo cuando existen más variaciones en las unidades litológicas
depositadas, tal y como se establece en las secciones litoestratigraficas (figura 10).
El relleno sedimentario en la zona sur suroeste incluye las unidades que afloran
en las sierras Las Láminas y El Torreón, así como el relleno de la parte sureste de la
cuenca conocida como La Cantera. Se trata de una secuencia volcanosedimentaria con
una disposición concordante entre dichas unidades. En el borde sur de la cuenca la
secuencia mencionada descansa discordantemente sobre las milonitas de la sierra La
Madera y más hacia el suroeste forma parte de las sierras Las Láminas y El Torreón. En
estos últimos lugares mencionados, la secuencia basal es un conglomerado de color
rojizo, con una fuerte apariencia de flujo piroclastico o aglomerado de aproximadamente
30 m de espesor, al que le sobreyacen en forma concordante flujos de traquibasalto y
basalto intercalados con sedimentos fluvio-lacustres y tobas con un alto contenido
pumicítico. Miranda-Gasca et al. (1998), fecharon con feldespatos por el método K- Ar a
lo que llamaron ¨derrame basal de composición andesítica¨, asignándole una edad de
19.6 ± 0.9 Ma. En la parte media-superior de la Sierra El Torreón y en la parte
superficial de la sierra Las Láminas, se identificaron dos eventos volcánicos
representados por tobas vítreas de composición inicialmente dacitica-riolítica, pasando a
una composición riolítica en la parte superior (figuras 11 A y B). Estas últimas unidades
litológicas son penecontemporáneas con los diques riolíticos que intrusionan en una
dirección preferencial NW-SE a las milonitas de la sierra La Madera en el borde sur de
la cuenca (figura 12), a los cuales se les asignó una edad de 19.6 ± 0.4 Ma (Miranda-
Gasca y Quiroz, 1988). Estos diques no presentan deformación milonítica, lo que sugiere
que la edad de estas rocas es más joven que el proceso de deformación de los granitos;
sin embargo, se infiere que son cortados por la falla MDF en la parte sureste de la
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cuenca, lo que indica que estas rocas se emplazaron antes de la finalización del
movimiento principal del bloque superior.
Zona noroeste Tinaja del Oso
Zona suroeste La Cantera
Zona suroeste Sierra Las Láminas
Zona centro-oriental Rancho El Yeso
Zona sureste
EXPLICACION
Tobas-diques, riolíticos
Limolita, lutita
Arenisca, limolita
Flujos de lava
Conglomerado sin cls. milonita
Fm. La ventana
Milonitas
Grupo Bisbee
0m
200 m
400 m
600 m
800 m
1000 m
1200 m
Figura 10.- Secciones medidas en la
cuenca Magdalena (pre MMCC)
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Figura 11 A.- Parte de la secuencia en la sierra El Torreón, donde se muestran los flujos
riolíticos vítreos, sobreyaciendo concordantemente a sedimentos fluviolacustres y estos a su vez
a un flujo de lava.
Figura 11B.- Sedimentos fluvio lacustres interestratificados con tobas. La secuencia se encuentra
basculada 40° hacia el NE. En la parte superior derecha se observa al flujo de traquibasalto
sobreyaciendo concordantemente a esta secuencia. Fotografía tomada en la sierra Las Láminas
Toba vítrea
Toba vítrea
Flujo de lava MFL3
Fluvio lacustres
Tobas
Sed. Fluvio lacustres
Flujo de lava
MFL3
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Figura 12.- Dique riolítico en la parte sureste de la cuenca que corta a la unidad milonítica en la
sierra La Madera. Este dique se presenta por varios cientos de metros en dirección NW-SE 45°.
Fotografía tomada hacia el sureste de la cuenca.
En la porción suroeste de la cuenca la secuencia sedimentaria inicia con un
conglomerado polimíctico de color rojizo que se encuentra en contacto por falla con las
rocas volcánicas de la Formación La Ventana. A este conglomerado le sobreyace
concordantemente una secuencia de aproximadamente 1000 m de espesor, formada por
sedimentos fluvio-lacustres interestratificados con una serie de flujos volcánicos, que
varían en composición desde basalto a traquibasalto. Esta secuencia, al igual que en la
sierra Las Láminas, termina con dos horizontes de toba vítrea de composición dacítica-
riolítica con un fuerte contenido pumicitico. Todo el paquete descrito tiene un
buzamiento hacia el noreste entre 32° a 40°, con una inclinación variable de 5°-32°
(figura 13).
El conglomerado basal es polimíctico y se presenta con un espesor de
aproximadamente 200 m, contiene clastos subredondeados de cuarcita y de roca
metavolcánica con menor presencia de bloques y fragmentos de roca volcánica de forma
subangular a angular, en donde destacan los clastos de la sierra La Ventana (figura 14),
todo esto sostenido en una matriz limo-arcillosa de color rojizo que excede el 40% del
volumen total de roca. Localmente aparecen lentes delgados de arenisca conglomerática,
indicando cambios variables de energía en el proceso de depositación. Por lo
anteriormente descrito, se interpreta que este conglomerado pudo haber sido depositado
por corrientes de flujo.
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Sobreyaciendo concordantemente a la unidad anterior, se tiene un flujo traquitico
a traquiandesítico (MFL1, ABC) de color gris y de aspecto masivo, presenta un espesor
no real de 240 m que se depositó en un depocentro en la cuenca con suficiente espacio
para almacenar un gran volumen de lava. En sección delgada se define como una
traquita. Presenta una textura hialopilítica, de grano muy fino, con cristales euhedrales a
subhedrales de labradorita? de 0.3 mm de largo, dispuestos en una pasta de laminillas de
plagioclasa de menor tamaño (figuras 15 A y B). Sobreyaciendo concordantemente a
este primer flujo de lava, se tiene una unidad moderadamente consolidada formada por
arenisca conglomerática, intercalada con estratos delgados de limolita y arenisca de
grano medio a fino. Esta unidad presenta aproximadamente 100 m de espesor y en toda
la secuencia se observa un alto contenido de material volcánico vítreo tipo pómez en la
matriz y en fragmentos de hasta 2 cm de diámetro, en donde algunos de estos presentan
retrabajo (figuras 16 A y B)
Figura 13.- Sección geológica transversal A-A´ observando al noroeste. Actitud estructural del
primer ciclo de sedimentación pre exposición MMCC, definido en la parte suroeste de la cuenca,
en la zona del arroyo El Cajoncito por el camino a La Cantera. Se puede observar que la
secuencia presenta aproximadamente un 50% de sedimentos que se encuentran
interestratificados concordantemente con flujos de lava y por dos flujos piroclásticos, definidos
como toba vítrea dacítica-riolítica.
0m 250 m 500 m 1000 m
Escala vertical y horizontal
SECCIÓN ESQUEMÁTICA DEL CICLO DE SEDIMENTACION PRE- MMCC
Fm. Ventana
CONGLOMERADO BASAL
FLUJO TRAQUÍTICO MFL1
ARENISCA CONGLOMERATICA BASALTO
MFL2
SEDIMENTOS FLUVIO-LACUSTRES
TRAQUIBASALTO MFL3
FLUVIO-LACUSTRES
TOBA VITREA DACITICO-RIOLITICA
SW NE
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Figura 14.- Conglomerado basal en la localidad El Cajoncito, conformado por clastos de rocas
volcánicas y rocas metasedimentarias, principalmente cuarcita. La matriz es limo-arenosa de
color rojo. Fotografía tomada en la parte suroeste de la cuenca.
Figura 15.A.- En la porción izquierda de la fotografía, se observa un flujo de traquita-
traquiandesita sobreyacido concordantemente por una secuencia fluviolacustre en el arroyo
denominado La Cantera, en la parte suroeste de la cuenca. Al final en la parte superior derecha
se observan los basaltos, concordantemente sobre los fluviolacustres.
FLUJO DE LAVA
MFL1
FLUJO DE LAVA
MFL2
SEDIMENTOS
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Figura 15. B.- Microfotografía del flujo traquítico. En color blanco de forma rectangular se
observan cristales de plagioclasa (labradorita) menores a 0.3 mm de largo. En color café se
observan cristales de olivino menores a 0.1 mm, sostenidos en una pasta formada por laminillas
de plagioclasa microscópica, 10x, LP.
Figuras 16 A y B.- Obsérvese el afloramiento de sedimentos fluviolacustres, que se encuentran
basculados hacia el sureste. En la fotografía de la izquierda se observa un acercamiento en este
tipo de sedimentos, donde llama la atención el alto contenido de material vítreo (color blanco)
presente en clastos y de forma más fina en la matriz. (Diámetro de moneda 2.5 cm).
Sobreyaciendo concordantemente a la unidad sedimentaria anterior, se identificó
un flujo de lava de composición basáltica (MFL-2, A), es de color gris oscuro, de
aspecto masivo en la base y vesicular en la parte superior, con amígdalas formadas por
minerales hidratados (zeolitas?). Presenta un espesor no real de 130 m, por lo que se
infiere que se trata de varios flujos y/o que fue depositado en un depocentro con
suficiente espacio para acumular grandes volúmenes de lava. En sección delgada la roca
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presenta una textura traquítica ligeramente porfírica, con fenocristales de labradorita de
2 mm de largo. En forma intersticial se identificaron cristales de olivino de menor
tamaño (0.3 a 0.4 mm). La matriz es formada por laminillas microscópicas de
plagioclasa con disposición fluídal (figuras 17 A y B).
A) B)
Figuras 17 A y B.- Microfotografía del flujo basáltico (MFL2). (A) se observan laminillas de
plagioclasa (labradorita), con presencia intersticial de olivino. (B) Se puede ver con más claridad
los cristales de olivino y las laminas de plagioclasa, soportados en una pasta microscópica de
plagioclasa.
Descansando concordantemente sobre esta última unidad volcánica se tiene otro
paquete sedimentario formado por estratos delgados de limolita y arenisca de
granulometría fina. Esta secuencia presenta un espesor de 50 m y no está deformada. En
partes de la sección se observan clastos volcánicos vítreos intraformacionales de color
blanco (pómez), de hasta 7cm de diámetro, en proceso de desvitrificación sin presencia
de minerales salinos. Esta unidad se interpreta como una secuencia fluviolacustre (figura
18).
A esta unidad le sobreyace concordantemente un flujo de traquibasalto (MFL-3)
que presenta un espesor de 3 m, es de color oscuro, con amígdalas (figura 18). En
sección delgada presenta una textura traquítica, ligeramente porfídica con cristales de
plagioclasa (labradorita), con macla polisintética de aproximadamente 1 a 2 mm de
largo. En un 4% de la roca se identificaron feldespatos alcalinos y un reemplazamiento
tardío de calcita. Como minerales accesorios aparecen cristales de olivino idingsitizados,
la matriz es formada por una pasta microscópica de laminillas de plagioclasa (figura 19).
31
Cubriendo concordantemente de nueva cuenta al flujo de lava anterior aparece
una nueva unidad de aproximadamente 14 m de espesor. Se presenta en estratos de 1
hasta 50 cm de espesor; en su mayor parte es arenisca conglomerática y en menor
proporción conglomerado. Tanto en la matriz como en los clastos del conglomerado se
observa un alto contenido pumicítico en proceso de alteración e intemperismo (figuras
20 y 21).
En la parte superior aparecen dos eventos volcánicos con un espesor total de
aproximadamente 30 m. Se trata de dos unidades de enfriamiento, la primera de éstas se
encuentra parcialmente alterada, es de composición dacítica a riolítica y la otra de
composición riolítica (MP1 y MP2), son muy similares en composición y en textura a las
unidades que se identificaron en la zona de la sierra Las Láminas y El Torreón. Ambas
consisten de fragmentos vítreos, presentan clastos de pómez de diferentes fases así como
fragmentos de roca menores a 2 cm de diámetro. Se interpreta que estas unidades fueron
producidas por un evento volcánico de tipo explosivo y se depositaron como flujos
piroclásticos. La unidad tobácea es fácilmente reconocible a la distancia debido a su
coloración blanca y a sus morfologías producidas por intemperismo que generaron
huecos en la roca (figura 20).
Figura 18.- Estratos de arenisca y limolita sobreyacidos concordantemente por el flujo de
traquibasalto (MFL3). Fotografía tomada en la parte suroeste de la cuenca, en la zona de La
Cantera.
32
Figura 19.- Fotomicrografía del flujo de lava (MFL-3), se observa en la parte superior de la
fotografía un fenocristal de plagioclasa de 1 mm de largo, soportado a su vez en una pasta de
laminillas de plagioclasa. 4x, LP.
Figura 20.- En la base de la fotografía (parte plana), se observa el flujo traquibasáltico potásico
(MFL3), sobreyacido por un delgado espesor de sedimentos fluviales (arenisca). En la parte alta
de la fotografía se observan los dos eventos volcánicos vítreos en color blanco con huecos en la
roca formados por procesos de intemperismo
Toba vítrea
Sed. fluvio lacustres
Flujo de lava
MFL3
33
Figura 21.- Sedimentos fluvio-lacustres, en donde se observan interestratificaciones de
conglomerado y arenisca. Los puntos blancos pertenecen a clastos de pómez, los cuales en
algunos casos fueron intemperizados o erosionados dejando partes vacías o huecos. Fotografía
tomada en la zona de La Cantera.
En la parte noroeste de la cuenca se localiza la zona conocida como La Tinaja
del Oso, que es el lugar en donde se encuentra el depósito con mineralización de boro.
Se interpreta que la sedimentación en este lugar corresponde a un ciclo de
sedimentación, el cual pudo haberse generado de manera sincrónica al descrito en la
zona suroeste, en el cual, a diferencia de este último, no se identificaron los flujos ni las
tobas volcánicas (figura 22). Todo este paquete se encuentra basculado con buzamiento
al NE y al SE, con echados entre los 40° a 25°, localmente se identifican algunos
pliegues en las facies de sedimentos finos.
En la base de la secuencia se tiene al conglomerado polimíctico en contacto por
falla con las rocas volcánicas de La Ventana, con un espesor aproximado a los 1500 m.
En esta posición de la cuenca esta unidad presenta diferentes tonos que van desde rojizos
a grises y esta conformado por bloques de antiguos conglomerados y clastos
redondeados y subredondeados de rocas metavolcánicas y metasedimentarias.
Frecuentemente se observan así mismo, bloques y clastos angulosos de la Formación La
Ventana (figuras 23 A y B), así como grandes bloques de varios metros de diámetro
conformados exclusivamente por limonita y arenisca brechadas de La Formación
Morita.
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En forma concordante y transicional esta secuencia va incrementando hacia la parte
superior el contenido en sedimentos más finos, como arenisca y limonita con
estratificación delgada, sin mineralización salina, para después pasar gradualmente a
lutita y lodolita con estratificación predominantemente laminar, con un alto contenido
orgánico, lo que sugiere un ambiente lacustre anóxico de depósito. Esta parte de la
secuencia se encuentra deformada, presenta pliegues intraformacionales (estratificación
convoluta) producidos por inestabilidad tectónica durante su depositación (figura 24). La
base de esta facies lacustre se encuentra basculada; superficialmente se observa la
presencia de calcita secundaria interestratificada con los sedimentos finos laminares, en
los primeros 40 m de esta sección. La calcita se encuentra reemplazando por diagénesis
a la colemanita, sin embargo, a medida que esta unidad lacustre se profundiza debido al
efecto estructural, la calcita diagenética tiende a desaparecer.
Dentro de esta secuencia fina con mineralización de boro se pueden identificar
estructuras secundarias evidenciadas por espacios abiertos en forma de rosetas,
provocadas éstas, por la lixiviación de minerales de boro, posiblemente colemanita. En
este nivel estratigrafico, se identificó un estrato de caliza lacustre de aproximadamente
1.40 m de espesor, el cual, lateralmente presenta una disposición lenticular en la parte
sur de la zona denominada La Tinaja del Oso (figura 25).
La composición mineralógica de las partículas de los sedimentos indica que son
principalmente de cuarzo. Miranda-Gasca (1989, información no publicada), hizo
algunas determinaciones de edad por medio del polen presente en estas facies lacustres y
definió una edad del Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano. Finalmente este ambiente
lacustre pasa transicionalmente a un ambiente fluviolacustre, de aproximadamente 180
m de espesor, en donde la granulometría de los sedimentos se incrementa gradualmente
a limonitas y areniscas en estratificación delgada. La presencia orgánica en los
sedimentos disminuye hacia la parte superior de la secuencia y no se observa
mineralización de boro.
35
Figura 22.- Sección geológica transversal B-B´ observando al noroeste, en la zona de la Tinaja
del Oso. En color rojo se ubica la zona de mineralización de boro y el relleno sedimentario pre y
post exposición del MMCC.
Figura 23A.- Conglomerado formado por estratos que contienen un 60% a 70% de clastos
angulosos a subangulosos de conglomerado más antiguo. En la fotografía se puede observar una
distribución caótica de los clastos. Fotografía tomada en al noroeste de la cuenca en la zona
conocida como Tinaja del Oso.
0 200 1000 m 500
Fm. La
Ventana Conglomerado basal con bloques Intraformacionales.
de Fm. Morita
Arenisca y Conglomerado
Arenisca-
Limolita
Lutita laminar-limolita Min. Boro (colemanita)
Limolita-
arenisca Conglomerado
Clastos de Milonita
Escala vertical y horizontal
Terrazas aluviales
SW NE
Sedimentos pre exposición MMCC Sedimentos Post exposición MMCC
36
Figura 23B.- Conglomerado en sus niveles intermedios en donde se observan clastos angulosos
de la Formación La Ventana. En forma más frecuente se presentan clastos de cuarcita
redondeados y subredondeados, así como clastos de roca metavolcánica. Además y de manera
interestratificada, se observan lentes de arenisca gruesa y limolitas. Fotografía tomada al
noroeste de la cuenca en la zona conocida como Tinaja del Oso.
Figura 24.- Sedimentos lacustres (lodolita) con estratificación convoluta. Esta unidad es
sobreyacida en discordancia angular por conglomerado cuaternario. Fotografía tomada en la
zona conocida como Tinaja del Oso
ESTRATIFICACIÓN CONVOLUTA
37
Figura 25.- Estrato de caliza lacustre identificada en la parte sur de la zona Tinaja del Oso, su
disposición lateral es lenticular y su actitud dentro de la secuencia se encuentra concordante.
En la zona oriente y suroriente de la cuenca, a la altura de la mina El Yeso, se
tiene lo que se podría considerar un ciclo de sedimentación con un espesor de
aproximadamente 1500 m, incrementándose en espesor hacia la parte norte (figuras 26 y
27). En la base de la zona sureste y noreste de la cuenca, a lo largo de la falla MDF,
aflora un conglomerado epiclástico con colores que van de oscuros a púrpura con
estratos de hasta medio metro de espesor. Contiene un 80% de fragmentos angulosos de
lutita y limonita de la Formación Morita y bloques de caliza de la Formación Mural, con
escasos clastos angulosos de rocas metavolcánicas (10-20%), sostenidos en una matriz
limo-arcillosa. Dadas las características texturales de sus clastos, se interpreta que estos
tienen muy poco transporte y que fueron incorporados a esta unidad probablemente
como flujos de gravedad, producto de la inestabilidad tectónica. En la parte superior de
esta secuencia el tamaño de los clastos disminuye (figura 28).
Sobreyaciendo a este paquete, y en contacto por falla, se tienen areniscas y
limonitas de color café claro, con estratificación delgada y en algunas partes dentro de
esta secuencia, los sedimentos exhiben estratificación convoluta (figura 29).
Hacia la parte centro oriental de la cuenca, en lo que se conoce como el Rancho El Yeso,
se identificó una facies lacustre con estratificación laminar de color verde con
mineralización de yeso, que actualmente está en explotación. Esta unidad se encuentra
en contacto por falla con el conglomerado basal evidenciando una estructura tipo
38
Graben. (figura 26). Posteriormente aparece una secuencia lacustre- fluvial conformada
por limolita y en menor proporción arenisca, ambas con estratificación delgada, los
cuales van gradando transicionalmente a facies más finas sapropélicas, con
estratificación laminar y convoluta la cual también exhibe mineralización de yeso (figura
30). Esta unidad lacustre podría no ser la misma que se encuentra en la parte sur central
de la cuenca, en la zona conocida como Mesa del Alamo, en donde la mineralización es
dominada principalmente por hawlita (Ca2B5SiO9OH5) secundaria.
En la parte superior de la secuencia se encontraron restos de plantas fosilizadas
(figura 31) cerca de antiguos hot springs, los cuales fueron identificados por la presencia
de sílice tipo sínters, alineados en una orientación similar a la presentada por los diques
riolíticos expuestos en la Sierra La Madera. En esta parte de la secuencia se identificó un
flujo delgado de lava de 20 m de espesor, que corresponde a una traquiandesita
basáltica. Así mismo, en la parte superior de la secuencia se encuentra lo que podría
corresponder a la toba riolítica vítrea que en la zona suroccidental marca el fin del
primer ciclo de sedimentación.
En la parte sur-central de la cuenca aparece un derrame de lava expuesto
superficialmente por aproximadamente 3.3 km2, con coloraciones que van desde tonos
grises a cafés claros, textura fina, con fracturamiento moderado y localmente presenta
claras evidencias de alteración del vidrio a palagonita, lo que sugiere que este flujo se
depositó bajo un tirante de agua. Además, muestra evidencias claras de haber sido
afectado por procesos hidrotermales ejemplificados por vetillas de yeso, calcita (figura
32). Este flujo se caracteriza como un basalto traquiandesítico con una textura traquítica
a intergranular, formada por cristales de olivino parcialmente alterados, en una
mesostasis formada por laminillas de plagioclasa de 1mm de largo con granos
intersticiales de piroxenos. En los rellenos de vetillas se observan drusas de yeso que
están siendo reemplazadas por calcita de una etapa más tardía (figura 33). Se presume
que este derrame haya sellado parte de la cuenca, propiciando el ambiente de cuenca
cerrada y evitando la salida de las principales corrientes de agua que ingresaban a ésta.
El flujo traquiandesítico es cubierto concordantemente por sedimentos de
ambientes fluviales a lacustres, compuestos de arenisca que pasan gradualmente a
limolita con estratificación delgada. En la zona de la Mesa del Alamo se identificó un
39
ambiente lacustre con sedimentos finos laminares con presencia de material orgánico y
de zeolitas del tipo clinoptilolita, analcima y phillipsita (Lefond y Barker, 1979)
interestratificadas con los sedimentos. Esto permite proponer que en forma intermitente
durante la sedimentación de la cuenca existieron depósitos volcánicos del tipo ash fall,
cuyos fragmentos vítreos fueron alterados por autigénesis con aguas de baja salinidad.
En forma estratiforme y en tipo vetas, se identificó lo que se interpreta como un mineral
coprecipitado de boro (hawlita, Ca2B5SiO9OH5), el cual fue lixiviado y removilizado del
ambiente lacustre identificado en la parte inferior de la secuencial y convertido a silicato
de boro debido a la presencia de hidrotermalismo altamente silícico, evidenciado por la
presencia de sínters en los antiguos manantiales termales.
En la parte sureste de la cuenca Magadalena se identificó otro derrame de lava
(MFL5), expuesto aproximadamente en una superficie de 3 km2, que cubre
concordantemente a los sedimentos fluvio-lacustres. Superficialmente presenta una
coloración oscura, con textura fina, con estructuras vesiculares rellenas parcialmente por
minerales zeolíticos. En sección delgada se describe como un flujo de traquiandesita
basáltica con textura traquítica con una mesostasis que alcanza más del 70% del
volumen total, formada por laminillas de plagioclasa de 0.15 mm de largo, acompañadas
con piroxenos (10%) de forma irregular y con tamaños variables de 0.05 a 1 mm,
acomodados de manera intersticial entre los cristales de plagioclasa. En forma dispersa
se observan cristales de olivino de hasta 0.5 mm alterados parcialmente a iddingsita
(figura 34), con esporádica presencia de calcita secundaria claramente tardía. Muy
probablemente este flujo corresponde al que fecharon Miranda- Gasca y De Jong
(1992), quienes obtuvieron una edad de 21.6 ± 1.0 a 22.7 ± 0.4 Ma, utilizando el método
de K-Ar en feldespatos.
40
Figura 26.- Sección geológica transversal C-C´, observando al noroeste Se puede ver que la zona
de la mina El Yeso se encuentra en un bloque tectónico hundido con sedimentos finos
deformados y con mineralización de yeso en capas delgadas. Al final de la secuencia se detectó
otra zona lacustre con sedimentos finos laminares, sapropélicos también con mineralización de
yeso.
Figura 27.- Sección geológica transversal D-D´ observando al noroeste. En la porción superior
derecha de la figura se observan los sedimentos del grupo Bisbee, en contacto por falla con las
milonitas.
0 200 500 1000 m
Mina el yeso Lacustres con yeso Lacustres org. con
yeso Flujo de lava Milonita
Arenisca y limolita
Conglomerado basal Clastos del Grupo Bisbee
?
Conglomerado Clastos de milonita
Sinter
Sedimentos Pre exposición MMCC
?
SW NE
0 m
500 m
1000 m
800 m
850 m
900 m
950 m
1000 m
Grupo Bisbee Conglomerado Basal Clastos Grupo Bisbee
Fluvio- lacustres Limos areniscas
Atrenisca con pómex
Flujo de lava
Sedimentos Pre exposición MMCC
Milonitas
?
NE SW
NE
41
Figura 28.- Conglomerado epiclástico formado principalmente por clastos de limolitas y
areniscas, bloques de caliza y clastos angulosos y subangulosos de roca volcánica, soportados en
una matriz limo-arcillosa. Fotografía tomada en el rancho del Sr. Paredes al sureste de la cuenca
Figura 29.- Sedimentos limo-arenosos con estratificación convoluta en la parte suroriente de la
cuenca, en la propiedad del Sr. Paredes, presentan deformación sintectónica a partir de pequeños
pliegues muy cerrados y recostados producto de inestabilidad tectónica de la cuenca,
probablemente durante la exposición del MMCC.
Estratificación convoluta
42
Figura 30.- Sedimentos lacustres laminares, orgánicos, interestratificados con mineralización de
yeso en forma de vetillas, al norte del Rancho El Yeso.
Figura 31.- Se muestra un trozo de planta fosilizada, que aparece en un ambiente lacustre,
cercano a una zona de antiguo hot springs, en la zona del Rancho El Yeso.
43
Figura 32.- Flujo de lava MFL4 muy fracturado y cortado por vetillas de yeso, calcita en el
kilómetro 16.3 sobre la carretera Magdalena-Cucurpe. Nótese como la vetilla de calcita corta a la
del yeso.
Figura 33.- Microfotografía del flujo de lava MFL4. Obsérvense los cristales prismáticos de yeso
en forma de drusas a lo largo de una vetilla. En la base de esta en color blanco se identifica
calcita tardía reemplazando los cristales de yeso, 4x, LP.
Yeso
Calcita
44
Figura 34.- Microfotografía de la muestra del flujo de lava superior, recolectada en el
afloramiento existente en el tramo de carretera Magdalena – Cucurpe en el kilómetro 9.8.
Presenta una textura fina traquítica formada por fenocristales de plagioclasa (0.05mm), con
pequeños gránulos de piroxeno intersticial (granos coloreados). Nótese en el centro de la
fotografía un cristal de olivino (1mm) convertido en iddingsita. 10x, LP.
IV.2.3.2.- Relleno post-exposición del MMCC
Un segundo ciclo de sedimentación aparece en la zona sur central de la cuenca,
sobreyaciendo de manera concordante a las unidades pre exposición del MMCC,
descritas anteriormente. Se trata de un conglomerado que esta expuesto en la parte sur y
norte de la cuenca, el cual es sobreyacido a su vez por un conglomerado cuaternario, que
se describirá más delante de forma independiente.
Este paquete se depositó después o durante la exposición superficial del MMCC,
ya que en el conglomerado se aprecian clastos de composición granítica (~5%). En la
base de la secuencia estos clastos no están deformados, sin embargo, en la parte superior
muestran estructuras miloníticas. También en este conglomerado se identificaron clastos
subredondeados a redondeados de cuarcita y roca metavolcánica, así como clastos de
flujos de lava descritos anteriormente y fragmentos de rocas volcánicas traquíticas
pertenecientes a la Formación La Ventana.
En la parte norte de la cuenca, en la zona de La Tinaja del Oso, aparece un
conglomerado que sobreyace concordantemente al ciclo de sedimentación pre
exposición MMCC. Este conglomerado polimíctico presenta un color rojizo y contiene
fragmentos de rocas miloníticas así como una gran proporción de clastos de roca
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traquítica de la Formación La Ventana, así como de flujos de lava y rocas
metasedimentarias y metavolcánicas. También se presentan facies de menor energía
representadas por horizontes lenticulares de arenisca (figuras 35 A y B). Hacia la parte
superior este conglomerado incrementa gradualmente su contenido en clastos
miloníticos y muestra una coloración más blanca. Esta unidad marca el tiempo en que se
llevó acabo el proceso de exposición aérea del bloque inferior del MMCC iniciando un
nuevo proceso de sedimentación.
Figura 35A.- Conglomerado polimíctico con algunos lentes de limo y arenisca de
aproximadamente 20 cm de espesor y horizontes conglomeráticos de 1.5 m en la zona de la
Tinaja del Oso. En este conglomerado se identificaron clastos de milonita subangular de
aproximadamente 0.40 cm de diámetro
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Figura 35B.- Conglomerado de la base del segundo ciclo de sedimentación post exposición
MMCC, en la zona de la Tinaja del Oso. En la parte superior izquierda se muestra un clasto de
granito milonitizado con horizontes interestratificados de arenisca.
IV.2.3.3.- Relleno cuaternario
El paquete sedimentario del Cuaternario podría ser considerado como un tercer
ciclo de sedimentación, el cual se encuentra sobreyaciendo discordantemente a las
unidades de roca anteriormente descritas y aparece distribuido principalmente en toda la
parte norte y centro de la cuenca. Todo este paquete litológico se encuentra ligeramente
basculado, hacia el noroeste-noreste, lo que indica que el proceso extensivo se ha
prolongado hasta tiempos muy recientes. Se trata de un conglomerado débilmente
consolidado formado en su mayor parte por clastos miloníticos de diversos tamaños
procedentes de la sierra La Madera.
Como parte de los depósitos cuaternarios se encuentran en menor proporción las
terrazas fluviales que aparecen principalmente en franjas paralelas al cauce actual del
Rio Magdalena, en donde se detectó la presencia de oro libre en las facies sedimentarias
de mayor energía.
Milonita