https://hemerotecadigital.uanl.mx/files/original/203/12600/ACTAS_Facultad_de_las_Ciencias_de_la_Tierra._1988._No._3._0002014598.ocr.ocr.pdf 1db9d9461f5472d8f3095af0c3613eb0 PDF Text Text rktM R\ ~ dela RID.IJIDl:llt81CN•u.~ Facultad de Ciencias de la Tierra de la ' . Universidad Autónoma de Nuevo León Lina-res , ' ' VOLUMEN DEDICADO EN CELEBRACION 50 AN VERSAR O Dr. Peter Meiburg Editores: ...--------. J. M. Barbarín C. y D. Michalzik Linares, N. L., México 3 1988 ��lo-1 edi..:toll.e-1: 011.. Juan. ManueJ.. &vtball.11'1. úv.JtWo 011.. O.i..etell. Mi.chal..~ Facul.tad de C.i.en.ci..M de 1..a T.i.e11.11.a Uru..veM)..dad Autónoma de Nuevo León, Un)..dad ÜJtall.e-1 Apall.ta.do ~o-1tal.. 104 67700 ÜJta11.e-1, N. L. , Méx.i.w. Esta publicación puede ser adquirida . Favor de dirigirse a: Secretaría de la Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoma de Nuevo León, Unidad Linares Apartado Postal 104 67700 Linares, N. L., México . Los autores se responsabilizan personalmente por el contenido de sus respectivos artículos . ISSN 0:186-8950· Todos los derechos reservados. Imprenta de la Facultad de Ciencias de la Coaunicación Universidad Autónoma de Nuevo León Garibaldi y Matamoros Monterrey, N.L. Agosto de 1988 . �ACT AS JE LA FACULTAD II CIENCIAS II LA TIERAA., l.NIVERSIOOl AIJT0t01A II NLE.VO LEOO., LINARES Yolu ■ en No. 3 J.M. BARBARIN C. y D. MICHALZIK (Eds . ): Vo L u ME N DE D I e ADo E N CE L E B R Ae I 6 N 50 DR • A N I VE R S A R I O P E T E R ME I B UR G Contribuciones geocientíficas presentadas por coiegae , amigos y discipuLos deZ Eminente GeóZogo nacido en Stendai, AZemania, ei 16 de Agosto de 1938 . Actas Fac , Ciencias Tierl"a U. A. N.L. Linattes 1 3 266 p. 79 figs. Linares/México 16 tabs . Agosto 1988 . E Zám . �DBDICATORIA Este volumen de nuestra publicación es dedicado al Profr. Dr. Peter Meiburg en celebración del Aniversario 50 de su nacimiento. Con su caracter emprendedor y obstinado, Peter imprimió una huella imborrable en los rasgos de la Facultad de Ciencias de la Tierra desde en 1981. su nacimiento como Instituto de Geología Compaflero inseparable y voluntarioso por 7 affos a la fecha , ha impulsado todos los frentes de actividad de ésta Facultad en Linares. Sobresale su producción científica al frente del macro-proyecto "Geología de la Sierra Madre Oriental", así como su inter,s en proyectar al escenario internacional a ésta joven Institución que fungió como sede del Simposio "El Cretácico de México y América Central" en 1987. Pero los logros, satisfacciones y triunfos de Peter, ahora nos benefician, no datan de éstos últimos aflos. que Su trayecto- ria ha dado los frutos de un ser profundamente humano y trabajador en cada lugar donde ha ejercido su presencia. Allí ha dejado ami¡os, cole¡as y muchos discípulos de la Ciencia que lo apasiona. Peter¡ tus celebramos con júbilo tu 60 Aniversario y hacemos votos porque tengas una larga y sana vida. amigos �Indice z. de: Neogene oblique subduction-related leftlateral shear zones in southern Mexico .. , CSERNA, SEIBERTZ, E.: El desarrollo cretácico del Archipiélago de Tamaulipas - I. Litogénesis, paleogeografía y datación bioestratigráfica de la Formación San Felipe por medio de Inocerámidos en el Estado de Nuevo León (Turoniano, NE México) . ; . • . • ... 1 9 SPAETH, C.: Los Belemnites cretácicos de México - I. Be- lemnites característicos de la Formación La Peña (Aptiano Superior, 11 Gargasiano 11 ) en el noreste de . , . . 31 D.: Observaciones palecológicas en secuencias del Kimmeridgiano/Tithoniano (Formación la Casita) de Nuevo León, noreste de México , , . . . . 43 México , . . . . . . . . . . . . . . . SCHUMANN, Gc:STTE, M.: Estudio geológico-estructural de Galeana/N.L. y sus alrededores •.••. , . . . . . , . 61 BARBARIN, J.M., HUBBERTEN, H.W., MEIBURG, P. & RODRIGUEZ, e.o.: Hidrogeoquímica de las aguas termales del Ba~o San Ignacio, Linares, Nuevo León/México . 89 LOSEN, H. & OLSCHEWSKI, R.: Hydrochemical investigations in the Rio Blanco headwa ter region (Nuevo León, NEMexico) . . . . , . , . . . . . . . , . . , . 101 NEUMANN-MAHLKAU, P.: The evolution of the Mecca Basin, Riverside County, southern California 113 HOPPE, A.: Arenitas cuarcíferas del prano 137 Proterozoico Tem- BRAUN, N.: Evaluation of the Sn-W-potential in granitoids of the Black Forest (SW-Germany) - an exploration model . . . . • • . • . • . . . • . . . • . 1 ACKERMANN, W. & HEINTZ, ·R.: Sobre la historia de las in- vestigaciones del margen de dislocación oeste del Bloque de Solling (Depresión de Hessen/Alemania) con especial consideración del Sistema Egge • • • 161 �WAGNER, H.M.: Interesting tectonic features in the contact of two fault zones •• , , , • • • • • • • • HAEHNEL,W.: Hallazgo de restos de Dinosaurio en Aramberri, N. L. , México , , , , , , , • • • • • · • · BARBARIN, J , M, : Méto do iterativo y programa en Fortran 77 para el ajuste de datos a una función no-lineal 213 ... 245 ... 251 NEOGENE OBLIQUE SUBDUCTION-RELATED LEFT-LATERAL SHEAR ZONES IN SOUTHERN MEXICO By: Zoltan de CSERNA Addre11: Instituto de Geologia Universidad Nacional Aut6noma de M~xico Ciudad Universitaria, Oelegaci6n Coyoac,n 04510 México, D, F. Abstract: The reevaluation of the existing publillhed pological, gravimetrical and ei mic information allowed the locating of six NE-SW-trending structural discontinuities in southem Mexico, which extend from the Pacific coast northeastward, reaching sorne of these the Gulf of Mexico, These structural discontinuities appear to be intimately related to the eogene subduction process along the Mexico-Mesoamerica Trench and are considered to be major left-lateral shear zones. The distribution of Quaternary volcanic activity appear to be also intimately relatad to these shear zones, as well as the present-day seismicity along sorne of these. Resanen: La re-evaluaci6n de la información geológica, gravimétrica y sísmica disponible en trabajos publicados, pennitió la ubicación de eis discontinuidades estructurales con dirección NE-SW en el sur de México, las que se extienden desde la costa del Pacífico hacia el NE, alcanzando algunas de ellas el Golfo de México. Estas discontinuidades estructurales parecen estar íntimamente relacionadas con el proceso de subducción del Neogeno a lo largo de la trinchera México-Mesoamérica y on considerada zonas de cizallamiento lateral :sini<" tro. La distribuc'ón de la actividad volcánica del Cuaternar'o parece estar tambi 'n íntimamente relacionada a estas zona de cizallamiento, lo mismo que la sismicidad actual a lo largo de alguna de éstas, Actas Fac. Ciencias Tierra UANL Linaries 3 1-8 8 fig. Agosto 1988 Linares/México �2 CSERNA: N ~ ahe:1r zones, scuthem M?zú,o INTRODUCTION During the early seventies, the presence of major WNW-ESEtrending left-lateral faults or fracture zon~s h~s ~en suggested Mexico to explain the present distribut1on of rocks 5 ::~s were con~idered to be part of various, roughly N-S ori~n~ed Precambrian and Paleozoic structural belts, and the tll!U.ng for the displacernent along these was thought to be of . ~ 1Y or Middle Triassic age (de CSERNA, 1970, 1971 ~d 1976, Fig: 1) In support of one of these fracture zones (1 , e. Ton:eon r-t>~terrey), the presence of gravity ananalies was also cited. o &00 '"'°""'°' Pig. 1: Map showing the iocation of earty Mesozoic fr>act'Ul'e zonea in. Mexico (cf. de Cser>n.a, 1970, 1971 an.d 1978), What really pratpted the above rrooel was. the construction f rudirrentary E-W oriented structure section across nortl_lern ~x:Co with no vertical exagger~tion,. ~~ch sh<:Med at first glance that it was a rrechanical .lJ1tX)SS1.~11lty to nove westward the Mexican part of what is now considered to be. the No~th · America Plate and, at the same time, slightly rotate it clockwise against a west-lying and roughly N-S trending subduction zone, CSERNA: Noogene sha:Jr zones, a:JUt.1-iem /,m,oo without breaking it into wedges or silvers in such a way that the rore southerly ones progressively would be left behind. While this model received acceptance by sane and cri ticisms by others, important new rrodels or rrod.ification of the above appeared. Of these, perhaps the most significant was the recognition of the Mohave-Sonora megashear and related structures (SILVER & ANDERSON, 1974; ANDERSON & SILVER, 1979; ANDERSON & SCHMIDT, 1983; McKEE et al., 1984). With regard to the evidence and timing of the originally proposed rrodel, the subject will be revisited in the near future by the present author. The subject of t his paper is actually a by-product of the present aut hor 's work in southern Mexico and he used a similar approach to that for the Mesozoic rrodel applied to the northern parts of the country, but wi th a dif ferent geanetry and Neogene timing. While this paper will report only on sane af the geological aspects, the Neogene rrodel is also backed up by gravimetric information as well as by historie seismicity which will be the subject of another paper. While the role cf a NE-SW oriented couple as a majar geodynamic process affecting southern Mexico has long been recognized {de CSER.l~, 1967; Fig. 2), the pulling together of the matured geological information was pranpted by the disasters resulted fran the September, 1985 earthquakes of Mexico City. In this regard, an attempt has been made to understand the influence of the geologic structure of the Basin of Mexico on the localization of the damaged areas and the relation of this to the neotectonic framework of southern Mexico (de CSERNA et al., 1987). As a result of this undertaking, six NE-SW trending majar discontinuities were recognized, which are believed to be lef t- lateral shear zones, sane of which (or segments of which) are still active, that cross southern Mexico and appear to be genetically related to the Neogene obligue subduction process along the southern coast of Mexico. BRIEF OUTLINE OF THE DETECTED SHEAR ZONES The available gelogical map information for southern Mexico on the scales of l:1'000,000 and 1:250,000 published by the Instituto Nacional de Estadistica, Geografía e Informática ( INEGI) , together wi th the topogr aphical map coverage, allowed the locating of six major shear zones so far. These in turn were studied on ER'.I'S satellite irnages for their physiographic expression and the related geological li terature canpiled provided addi tional I information on certain points o:c segments of those majar shear zones. Figure 2 shows the location of the shear zones in southern Mexico related to the active subduction zone along the Mexico-Mesoamerica Trench. �CSERNA: Neogene sha:Ir zones, scuthern ~ CSERNA: Noogene sha:Ir zones, ro...cthem M!?xi.oo of Villa de Reyes, San Luis Potosí. The numerous N-S trending normal faul ts, mapped both in the northwestern and southeastern blocks of this shear zone, are considered to be mechanically related structures, resulting fran the NE-5W oriented left-lateral couple. In fact, the structural control on the activity of Volcán Colima could be exercised by movements along this couple. The third recognized shear zone to the east, fran which e.he subject of the present paper was prarpted, extends fran the region of Zihuatanejo-Petatlan northeastward through the Basin of l1exico, continuing possibly to the Gulf of Mexico. While its southwestern segment, essentially between the Pacific coast and the Balsas River, is interpreted only by drainage conf iguration, toward the northeast of this n ver, the publi shed geological map information leaves li ttle doubt as to 1 ts existence (de CSERNA et al., 1987). o 500 KILOMETROS Fig. 2: Map sho~ing the southern Mexico, Zocation of Neogene shear zones in The westernroost recognized shear zone extends fran the region of Barra de Navidad-Bahia de Tenacatita northeastw~d, through the region of Autlan in the direction of GuadalaJara. ~e indented nature of the coast, the broad valley thr?ugh ~uch the highway is located, the upper Tertiary depos1 ts ti~ ted in many directions and the erupti ve centers that can . be llned up along this NE-5W trend as one approac~es G~a~laJara, all point to the presence of a tectonic discontinuity between the plutonic massifs to the southeast, and to the northwest of this feature, respectively. The shear zone next to the east of the previous one appears to extend fran the vicinity of Tecanan through the valley east-northeast of Colima City to Tuxpan and fran . there on tO'ward the northeast, crossing diagonally the plain_ of La Barca at the eastern end of Lake Olapala. Fran there it could •e xtend tO'ward León, Guanajuato, to continue to the valley The next shear zone to the east of the previous one, begíns in the area of Acapulco and continues northeastward to the area of Tixtla-Chilapa, which are to the east of Chllpancingo. Fran there i t follows the upper course of the Balsas Rl ver paralleling the Papalutla Fault, toward the valley of Acatzingo, Puebla, or toward the valley of Orizaba. Along segrrents of this shear zone, such as the one that corres(JOnds to the Papalutla Fault (de CSE.t'U'4A et al., 1980), the transpressive mechanism in the form of a thrus~ resulting fran left-lateral couple is indeed striking. '!he.re are several major lineaments extending fra.n the Pacif i coostal areas toward the northeast, bebieen Pinotepa Nacional and Puerto Angel, crossing the Caxaca highlands and reach_;_ng the Gulf Coastal Plain between and along the valleys of tr.e Papaloapan and Coatzacoalcos ri vers. Along segments of tnese lineéUJlents, rocks of Precambrian, Paleozoic, Mesozoic and even Cenozoic age are displaced either left- or right- laterally and sane structures are truncac.ed or franklv displaced. ~s in the case of the Isthrnus of Tehuantepec (MENESES d¿ GY\IES, 1930) • The ec1sternmost of these shear zones dec.ected in southern Mexico extends fran the area of Arteaga, crosses the Sierra Madre de Chiapas and continues through the region of Volcán El Chi.chonal to the ~-sw onented Macuspana Basin (SANTIAGO- ACF:VEDQ , 1980) • The above outlined shear zones vary in width and length. 5 �7 6 CSERNA: Neogene sheait zonea, southerrn Mh:úx> CSERNA: Neogene sha:at These are forrned by dozens of faults and fractures, and Quaternary volcanic activity, where present, appears to be locat ed within these. Sane segments of t he shear zones are sei smically active, while ot hers are not. Records as to surface rupturing so far have not been investi gated. CONCLUSIONS DISCUSSION During the last 20 years or so, several authors publi shed the results of t hei r studies on obligue plate convergence, lithospheric strength and transcurrent faults roughly paralleling the plate boundaries (e, g. FlTCH, 1972; VINK et al. , 1984; BECK, 1986; ELLIS, 1988), such as the San Andreas Fault, in function of transport rnechanisms for displaced terrains. The rnodel considered in this pa,er does not call for lateral t ransport of great distances but instead fer minor distances across southern Mexico, possibly extending in sane cases as far north as latitude 22° 8'n8, «Mthem M8cioo The recognition of the presence of NE-&W-trending shear zones crossing southern Mexico requires the reevaluation of the here-tofore presented structural interpretations fer this bread region, in particular, as to the Trans-Mexico Volcanic Belt and as to the relations of the recently recognized tectonostratigraphic terranes. Furthennore, the role of these shear zones should be evaluated in terms of earthquake and volcanic hazards, since along sane of these shallo,, seismici ty is recorded and very recent volcanoes are localized. BIBLIOGRAPHY ANDlHSON ,1 . H., & SILVtR,L.T.(1979): The role of the Mojave-Sonora megashear in the tectonic evolution of northern Sonora. -in: ANDERSON, T.H., & ROLOANQUINTANA, (eds.): Geology of northern Sonora. -Geol. Soc. Ame;, Annual Meeting Field-Trip G~idebook, 27:59~68. N. A very important paper, which only discretely touched upen Mexico, was published by sroIBER & CARR (1974:fig. 8), showing the volcanic segments in southern Mexico oriented in NE-SW direction. Th · s atterrpt was indeed a courageous breakthrough since the tirres of Alexander ven HUMBOLl.:YI' (1845-1861), what is now considered to be the Trans-Mexico Neovolcanic Bel t had been attributed to a major E-W trending fault or fracture zone. An equally irrq;,ortant information to the author was provided by a map of the NE-SW oriented seismic gaps in southern Mexico that was projected as a diapositive during a talk of Dr. t-bNALLY in November 1980 in üaxaca Ci ty, but which was not incl uded in the final published version of that paper (t-bNALLY & MINSTER, 1981). A recent paper by HASENAKA & CARMICHAEL (1985:fig. 8), on the Michoacan-Guanajuato c;uaternary volcanic field, again showed a NE-SW alignrnent coincident with the relative rrotion vector of the Cocos and North Arnerica plates. In a recently published study on the geological structure of the Basin of Mexico (de CSERNA et al., 1987), surface geolCXJY, gravimetry and seisrnicity, together with the regional geological information, all indicate the NE-SW tectonic orientation indicative of a left-lateral shear zone. Wnether or not the a.rea south of Guadalajara, where Lake Chapala is located, Colima and Zacoalco grabens apparently join is a real or only an apparent triple junction (LUHR et al., 1985), or the juxtapositions reflect the role of the Barra de Navidad-Autlan-Guadalajara postulated shear zone, it remains to be investigated. ANOERSON,T.H., & SCHMIOT,V.A.(1983): The evolution of Middle A11erica and the Gulf of Mexico-Caribbean region during Mesozoic time. -Geol, Soc, Amer, Bull., 9,:941-966. BECK,M,E., Jr,(1986): Model fer late Mesozoic-early Tertiary tectonics of coastal California and western Mex~cc and speculations on the origin of the San Andreas Fault, -Tectonics, 5:49-64. CSERNA,Z, de(l967): Tectonic fra1ework of southern on the proble111 of continental drift, -Bol. Soc. Mexico and its bearing Geol, Mex,, 30:159-168, CSERNA,Z, de(1970): Mesozoic sedimentation, magmatic activity and deformation in northern Mexico. -in: SEEWALO,K., & SUNOEEN,0. (eds.): The geologic fruework of the Chihuehua tectonic belt, -ílest Texas Geol. Soc. Symp, Paper:99-11?. CSERNA,Z. de(1971): Precambrian udi ■ entation, tectonics and ug ■ atin in Mexico, -Geol. Rundsch,, &0:1488-1513, CSERNA,Z. de(1976): Mexico -- geotectonics and ■ ineral deposits. -New Mexico Geol. Soc. Spec. Publ,, 8:18-25. CSERNA,Z. de, ORTEGA-GUTIERREZ,F. & PALACIOS-NIETO ,M.(l980):Reconoci1iento geol6gico de la parte central I de la cuenca del alto R{o Balsas, Estados de Guerrero y Puebla, -Geol. Soc. Mu. Libro-guía de la ucursi6n geol6gica a la cuenca del alto R{o 811111:1-33. �CSERNA: Neogene shtmo 2'01e8 1 scuhem f.kJ:uxJ CSERNA,Z, de, FUENTE-DUCH,H, de la, PALACIOS-NUTO,M., TRIAY, L., MITRE-SALAZAR, L.M,, & MOTA-PALOMINO,R.,(1987): Estructura geo16gica, grav iutria, siuicidad y relaciones neotect6nicas regionales de la Cuenca de Mhico: -Uni v. Nal, Aut6n. México, Inst. Geol. Bol., 104:71 p. ELLlS,M.(1988): Lithospheric strength in co•prnsion¡ initiation of subduction, flake tectonics, foreland tigration of thrusting, and an origin of displaced terranes. -J. Geol,, 96:91-100. F1T CH, T. J. ( 1972) : Plate convergence, transcurrent fau l ts, an d i nternal def oruti on adjacent to southeast Asia and the western Pacific. -J, geophys. Res, 77:44324461, HASENAKA, T., & CARMICHAEL, I. S, E, ( 1985): The ci nder eones of Mi choacan-Guanaj uato, c~ntral Medco: their 19e, voluu and distribution, and ugru discharge rate. -J, Volcanol.'Geother,. Res., 25:105-124. EL DESARROLLO CRETACICO DEL ARCHIPIELAGO DE TAMAULIPAS I. LITOGENESIS, PALEOGEOGRAFIA Y DATACION BIOESTRATIGRAFICA DE LA FORMACION SAN FELIPE POR MEDIO DE INOCERAMIDOS EN EL ESTADO DE NUEVO LEON (TURONIANO, NE MEXICO) Por: Ekbe rt SEIBERTZ Dirección: Ins t itut für Geo l ogie und Palaontolog i e der Universi t at Hannover Calli nstr.30, 0- 3000 Hannover, Alemania Fed, HUMBOLDT ,A.von(l845-1861): Ko111101; Entwurf einer physischen Weltbeschreibung. -J. D. Cotta,, 1:349 p.¡ 2:386 p.¡ 3:466 p.; 4:528 p. En la Sierra de la Silla al sur de ~tonterrey, X, L., lo edimentos del Cretá ico Medio afloran en arroyos canteras y secciones de carret era . La capa turonianas y coniacianas 11rue tran W1a subdivisión litoe tratigráfica en las tres formacione Agua Nueva, San Felipe y ~.léndez. La Formación San Felipe tiene dos unidade que on el ~liernbro La Boca (subyacente) y el Mi mbro Solí (sooreyacente). Por er una secuencia turbidítica la Formación San f elipe tuninistra poca fauna: inoceránúdos encont rado en capa autóctona comprueban W1a edad del Turoniano Medio · Superior de éstos edimentos en la región entre Nonterrey, N.L. y Cd. Victoria Tamp. Resumen: LUHR,J.F,, NELSON,S,A,, ALLAN,J,F, 1 &CARHICHAEL,I.S.E.(1985)1 Active riftlng in aouthwestern Mexico; -•nifestations of an incipient eastward spreading rid9, ju~p. -Geology, 13:54-57, McKEE,J.ll,, JONES,NW., & LONG,L,E.(1984): History of racurrent activity along a 11jor fault in northeastern Mexico. -Geolo9y, 12:103-107, McNALLY,K,C,, & MINSTER,J,B,(1981): Nonunifor• seia,ic ,lip rates along the Middle Aaerica Trench. -J. geophye. Res., 86:4949-4959. MENESES de GYVES,J,(1980): Geolog{a de la Sonda de Campeche: Bol. Asoc. Mex. Ge61. Petrol., 32:1-26. SANTIAGO-ACEVEDO,J.(1980): Giant fields of the Southern Zone-Mexico. -in: HALBOUTY, M,T. (ed.): Giant oil and gas fields of the decade 1968-1978. -Amer. Assoc. Petrol. Geol. Me,., 30:339-385. SILVER,L. T,, & ANOERSON, T,H. (1971+): Pouible left-hteral early to middle Hesozoic disruption of the southwestern North A1erican craton margin. -Geol. Soc. A,er. Abatracts with Progra1s, 6:955. SlOIBER,R.E., & CARR,M,J.(1974): Quaternary volcanic and tectonic seg~entation of Central A ■ eric1, -Bull. Volcanol., 37:3 (epec. issue):304-325. VINK,G.E., MORGAN,W.J., & ZHAO,W,(1984): Prefertntial rifting of continents; a aource of displaced terranea. -J. geophy1, Res., 89:1072-1076, Abstract: In the Sierra de la Silla south of Monterrey, 1. L. , the Mid-Cretaceous sediment eroµ out in barranca , quarrie , and road section . Toe rnronian and Coniacian beds show a lithostratigraphic ubcti vision into the three Fonnations Agua Nueva, San Felipe, and Méndez. The San Felipe Fonnation consi ts of two units, the tmt1,"'1'l~·ü1g La Boca Member, and the overlying Salís Member. As being a turbiditic sequence. the San Felipe Formation yields few fauna; inoceramids found in autochthonous beds prove an age of 1iddle and Late Turonian for these sediments in the region between Monterrey, N. L. , and Cd, Victoria, Tamps. Actas Fac, Ciencias Tierria UANl, LinG.l'es 3 9-29 6 fig. Agosto 1988 LinG.l'es/México �10 11 ~EIBERTZ: DesarrroUo Ciaet:áaioo deL ~ de 2'tm:luUp:zs SEIBERTZ: Cesam:il-lo Cretácic, deL Arehipi,e1ago de 1r:miuUp:is l. INTRODUCCION En el noreste ae México los sedimentos cretácicos están plegados por procesos de deslizamiento en la ~r~c~ón noreste ocurrid~s durante el Terciario muy terrprano, coincidiendo con la orogenia alpina (Fig. 1) , cano constató PADILLA Y SANCHEZ (1982) , , ;a macrofauna casi no ocurre en los estrlitos de la Formac1on San Felipe y la microfauna generalmente está mal preservada, ambos caro efecto de una dolanitización. Investigaciones recientes mostraron que, en contrario con ésta opinión, el estilo de preservación y la ausencia de_ fó~~les son efect~s primariamente causados por el tipo de depos1tac1on y la dolanitización se suma solamente a esos efectos. Para 'obtener datos bioestratigráficos fué necesario investigar yacimientos fuera de la Sierra Madre Oriental y colectar fósiles capa por capa en las Serranías al este y norte de la zona principal de dolanitización. lllo (IGi,. . . . . . 1 1orrtÓn• llo•lt"4'1 11c,n • Our1n90 Cd. 1 lttcn Vlclortt • ¡ Sin lulu Cd 0 Polo1I Ya ¡ i • 1 al1Jm71"1;a1¡D 20'N Hortlu OCCANO PACIF'ICO O •• !,00 110• W 90' - - -..l.!.:.:....:.-------L------~-_._-~ 2. MARCO PALEOGEOGRAFICO DEL TURONIANO MEDIO Y SUPERIOR Iniciado por la abertura temprana de la parte sur del Atlántico del Norte (SHERIDAN & GRADSTEIN 1981, SHERIDAN et al. 1982) el basamento pre-Jurásico del noreste de México se hundió, generalmente formando estructuras de horst y graben por heterogeneidades del basamento. Hacia el Golfo de México .. ~cestral la región en cuestión estuvo cerrada paleogeograflcamente por el Archipiélago de .. Tamaulipas, hec~o que fué dec!s~vo para la diversidad faun1stica y de facies en el cretacico Medio. Hasta el fin del cretácico Inferior todas las estructuras positivas fueron inundadas generalmente. Una renovación de tendencias de levantamiento en partes del antiguo Archipiélago de Tamaulipas, tal caro de la Platafonna de Mi.quihuana (Plataforma de Valles-San Luis Potosí según CARRILLO-BRAVO 1971 y otros) (Fig • 2 ) , provoc6 por , , una part~ la f onnac ión de hardg~o1:1"~; y condensaciones faun1sticas rru.entras que por .ftra 1n~c10 el crecimiento de rudistas en el sur de la reg1on estudiada durante el Albiano y Cenananiano. En el noreste de México esta tendencia se acabó durante el Turoniano, mientras gue más al Sur de Cd. Victoria, Tamps. (Fig. 2), se redujo ciertamente, pero persistió hasta el canpaniano/Maastrichtiano. cano se ccrrpila en la Fig. 2, el noreste de México muestra · una gran diversidad de facies en el Turoniano Medio y Superior, reflejando los rrovimientos de estructuras tectónicas (canpare .Pig. 1: Ubioaaión dei área estudiada. Figs, 2 y 3, EL ouadl"o coincide con Las también con la Fig, 3) . La mayor parte del estado de Coahuila está ocupada por caliza y caliza cretácea cano facies de platafonna (parte inferior de la fln. Austin), cubriendo las regiones de las Islas Burro-Peyotes y Coahuila tal cerno el Golfo de Sabinas. Sigue en el sur un área con lutita, subordinaria.nmte arenitica {parte inferior de la fln. Parras), cerno acumulados de la Cuenca de Parras. El sur de Coahuila, el estado de Zacatecas y el norte del estado de San Luis Potosí están ocupados por una facies arenítica (Fm. Caracol, Fig. 2). Estos elásticos, parcialmente lutíticos y glauconíticos, fueron transportados del continente occidental por una convergencia de corrientes boreales y tetysianas hacia el este (SEIBERTZ 1986a) y depositados sobre un área sanera con un relieve sw::rnarino. En el norte del es~ado de Nuevo León erpieza a di versificarse el ambiente de depósito. Mientras que muy al este y en el estado de Tamaulipas hay áreas energidas (Islas de LarrpazosSabinas-Picachos, !sla de la Silla, Isla de San Carlos e Isla de Tamaulipas, Fig. 2), sigue más al oeste una región de plataformas con caliza y caliza lutítica, parcialmente con calcarenita o arenisca verde así caro sobre la plataforma unida de las Islas de San Carlos y Tamaulipas. Hay dos regiones entre �12 13 SEIBER'11,: Deeam,Llo Ch3tácioo det Amhi,piéla;p de 2anlutip7s • Caliza CI=:J ¡ge• za cret,c ■ a C I ] Caliza luHt1ca, ~ arenosa ~ eta s111c1f1eada cecee 1nu _ _._..,,_......,__._._.,._,. COAHU I L.A ---.L-o__,i. 11 1 ,--~-. Monclova•------- .• ----- -- ___.._...__.___.____...., • Lamrin SEIBERTZ: DesarroUo Cr>etácico deL A:r"'Jhipi.é1atp de 71:m:iuLip:¡s 102º1 1 Sabinas 198º - 8 0 - - Isolínees • Nuevo de espesores Laredo en métros, reflejando 1a morfo 1ogí a COAHUILA Saprop1l1ta--■ Glaucon 1ta y ••• ~• Ar,n1 SCI ( 1~.znr..,;g9 1 Monclova• c. TAMAULIPAS ZACATECA$ ~ 6~ téw¡ t Ciudad Ceo Matahua la SAN LUIS POTOS1 102"1 W a: Distribución de Las Litofaoies en ei estado de Nuevo León y pegiones timít'l'ofea durante e1, Turoniano Medio y Superior, (según va'l'ioa autores e investigaoiones propias). LSP.=IsLa de Lampasos-Sabinas-PicachosJ S.=Ista de ta SiLLa, c.~Isia de San Carios, T.=lsZa de TamauZipas, M.=IsLa de Miquihuana, Mo.=Canat de Monte'l'rey, Lí.=Canai de Linares, (?)=PaLeozoico de Hui2achat-Pereg'l'ina. Fi,g. estas plataformas, en la Fig. 2 denaninadas caoo canal de Monterrey y canal de Linares, en que se encuentran sedimentos de talud, pero con características de muy al ta energía de agua. Al margen oeste de estas plataformas empieza a desarrollarse una facies turbiditica, la Fm. San Felipe en sentido estricto. Esta intercalación de arenisca verde, caliza y lutita arenítica/arenosa y creta silicificada ocupa paleogeográficamente el talud de las plataformas, los canales entre ellas y la cuenca de r-t:>nterrey (SEIBERTZ 1986a) 50 km 80 80 1 M. víl>r;'. 80 100 80 60 98° 1 Fig. 3: Mapa de isópacas de los sedimentos de1, Turoniano Medio y s~- per>ior en ei estado de Nuevo León y regiones Limítrofes. Abl'eviaciones: véase Fig, 2. que canprende el área media y sur del estado de Nuevo León (Figs. y 3). 2 A lo largo de la línea Saltillo-Matehuala, La Fm. San Felipe con sus sedimentos provenientes del este se engrana Fm. caracol con sus sedimentos del continente occidental. con la Cuenca de Monterrey, en que se encuentra la sección más típica para el noreste dé México, pertenece también el perfil medido en la porción sur de la Sierra de la Silla (Fig. 4 a 6). Con la profundidad más grande (Fig. 3), esta cuenca forma la parte norte de una franja Monterrey-Linares-Cd, Victoria y se conecta más al sur con la cuenca de Magiscatzin hacia la Faja de Oro, que es también A la �14 15 SEIBERTZ: Desarrollo C1'et:áaüx> det ArehipieÜJ{P de 1mr!uLip,s parte del Archipiélago de,. Tamaulipas del ~urásico; Esta f~anja está dividida en áreas mas profundas y areas mas saneras, _ un umbral con predaninante caliza e intercalaciones de sapropelltas del tipo Frn. Pqua Nueva, se encuentra entre Linares y Galeana (Figs. 2 y 3), cano continuación de la plataforma ~ San carlos. Al sur se depositaron sedimentos rrezclados provemen~es_ de las Islas de San carios y Tarnaulipas, de la Is_la de ~quihuana Y del continente occidental, forniando una facies semeJante a la de la Frn. Indidura del Turoniano Inferior. Más al sur de Cd. Victoria, en una región sanera entre las Rlatafornias de las Islas de Tamaulipas y Miquihuana, se depos1t~on en cuencas especiales sapropeli tas del tipo Frn. Agua Nueva ( F1g • 2 y 3,). 3. LITOESTRATIGRAFIA DE LA FM. SAN FELIPE San Felipe fué introducida por JEFFRIES (1910, en MUIR 1936: p. 58) en un reporte no-publicado en Tampico y fué establecida por MUIR (1936). La localidad tipo está ubicada en el pueblo de San Felipe, S.L.P., 8 km al este de Cd. Valles, ruta nacional 70 Cd. Valles-Tarnpico. JEFFRIES (1910) describe la secuencia litológica en el corte del ferrocarril e~. Valles~Tampi~o cano "really transitory beds fran the (underlying) mass1ve llmestone into the blue overlying Méndez shales or marls". PUTNAM (1925, en MUIR 1936: p. 58) les describe cano "concho_idal fracturi~g, dense-textured rrediurn-bedded, gray limestone rnterbedded with gray buff l~y marls, the lirnestone being fran 3 inches (7 .5 cm) to 2 feet (60 cm) and the shales f.ran 1 inch ~ 2. 5 cm) to 18 inches (45 cm) in thickness. Sane black chert 1n the form of lenticular thin beds was ooserved, but very little", Poca información más pública MUIR (1936: p. 5~) : "~t San Fe~i~ th~e is here and there a thin band of brCMru.sh limestone indicat1ng the base of the forrnation". IMLAY ( 1944: p. 1146) describe la litología cano "light gray to cream-colored, mostly thin-bedded limestone with shale partings that become more ccmnon near the top. ' Locally, it contains lenses of light gray chert and layers of bentonite. Sare limesto?e . beds in_ the lawer ~ of the formation are of character1st1c greenish gray color. Estas capas usó MUIR (1936) para la paralelización de la base de la Fm. San Felipe en los pozos petroleros. La Frn. SEIBER'l'Z: Lesarrollo CPet:áaúxJ det Arohipie1a(P de 1amuUfX1S cano último investigador de la localidad tipo la describe BONET (1956: p. 88) cano "poco demostrativa y en la actual~dad muy intanperizada 11 • Hoy no se observa nada de ésta fonnacion entre Cd. Valles y El Abra, S.L.P. donde hubieron antes varios cortes de la carretera tal cano del ferrocarril. 3.1. Designación de una localidad neotipo Por razones descritas anteriormente, veo la necesidad de designar una localidad neotipo para la Fonnación San Felipe. la parte sur de la Sierra Colmena al oeste de Cd. Valles, S.L.P., la ruta nacional 70 Cd. Valles-San Luis Potosí ofrece entre los k.ilánetros 16.3 y 18.1, contando desde el entronque RN 70/RN 85, diferentes veces la posibilidad de estudiar capas de las Formaciones El .Abra, ligua Nueva y San Felipe. Caro localidad neotipo propongo las secciones entre los kilánetros 16.3 y 16.5 (Perfil Va III) y entre 17.9 y 18.l (Perfil Va IV). En Perfil Va III, parte superior de la Fm. San Felipe: Intercalación de caliza, marga y limolita. Caliza: capas de 5 a 30 cm de espesor, raras veces hasta 60 an, gris claro a verdoso, ligerarrente silicificadas, con glauconita, bioturbación. Marga: capas de pocos centímetros, gris claro a verde, poca bioturbación. Limolita: capas de 3 a 5 ande espesor, gris o verde intemperizando a color marrón, silicificadas, con abundante glauconita que canpone la matri z de la roca y que les da el color verde; la base de éstas capas muchas veces es de grano más grueso. En el corte de la carretera en que se midió el Perfil Va III, las capas están plegadas y no es posible correlacionarlas sin dudas con cortes entre los kilánetros 14.8 y 15.2 y los kilánetros 15.6 y 15.8; esa también es la razón porqué no se pueden conectar los Perfiles Va III y Va IV. El Perfil Va III tiene un espesor de más de 30 metros. Perfil r.v, parte inferior de la Frn. San Felipe: Intercalación limoli ta y marga. caliza: capas de 5 a 30 cm de espesor, gris claro a verdoso, glauconíticas, bioturbación, escanbros de fósiles, bandas de pedernal negro en las capas basales. Liroolita: capas de 5 a 70 cm de espesor, gris claro o verde cano las liroolitas descritas anterionnente, en capas más potentes intertaladas con margas de 2 a 5 an de espesor. Va de caliza, �17 16 SEIBER'rl,: ~Uo Cretáoia, det Arcmpi.éla(p de ~t1p:28 Marga: subordinariarrente yacente, en capas de 2 a 5 cm de espesor; gris oscuro verdoso. La cantidad y el espesor de las capas de lirroli ta se disminuye SEIBERTZ: 0esarroiZo ~ dei Arohipiéla(P de fut7cuUp:1B Está ubicada en el pendiente Ceste de la sierra, enfrente de la población Villa de Santiago, al lado est e de la Presa La Boca. El perfil se llama La Boca Bo I, situada en la hoja Allende Gl4 C36 con las coordenadas 100° 08 1 45" de longitud y 25° 26'55" de latitud. hacia sobreyacente. El límite a la subyacente Fm. Ptgua Nueva está caracterizada por una capa de caliza de un espesor de 40 cm con estructuras de deslizamiento del tipo "slurrp": la litología de la formación en cuestión consta de una intercalación de caliza ( 10 a 25 cm de espesor partiéndose en 5 cm, gris claro a marrón, laminada, esparítica) y marga (1 a 3 cm de espesor, gris oscuro a negro, esparítica). .Ambas litologías contienen abundantes restos de peces (escamas y vértebras), así caro abundantemente 7no ce11.amu4 ( M~.ti...l.o.i..de4) ex gr. J.ab.i..af.u4 s.l. (SCHLOlTHEIM). Afloran ahí rocas de las Formaciones Agua Nueva, San Felipe y Méndez (véase perfil en la Fig. 6) , que están en posiciones verticales o ligeramente invertidas con inclinación hacia el este. La base del afloramiento la forman calizas y pizarras negras de la Fm. Agua Nueva (3.5 m). La Fm. San Felipe (127 in) se presenta dividida en dos unidades, el subyacente Miembro La Boca (32 m) seguido por el Miembro Salís (95 m) • limbos miembros están establecidos formalmente con la siguiente descripción. La cima del perfil está presentada por las lutitas y suborclinariamente calizas lutíticas de la Fm. Méndez (10 rn) • Subyacente a la Fm. Agua Nueva sigue la Fm. El Abra con potentes capas de caliza con Miliólidos, gris claro, particulariamente esparíticas caoo sedimentos postarrecifales de rudistas (CARRILLOBRAVO 1971). El Perfil va IV tiene en total un espesor de 145 m, dividiéndose en 10 rn ' de la Fm. El Abra, 10 m de la Fm. Agua Nueva y 115 m de la Frn. San Felipe. La posición bioestratigráf ica de la Fm. San Felipe en la localidad neotipo c<l'lt)rende el Coniaciano SUperior hasta el Cém'paniano (SCHOENHERR 1988, p. 76). 3.2. Litoestratigrafta de la Fm. San Felipe en Nuevo Le6n fué mencionado antes en el capítulo 2, la Fm. San Felipe consta de una secuencia turbid.ítica en el estado de Nuevo León. En contrario a la localidad tipo/neotipo, donde los sedimentos de dicha formación se presentan cano una facies de plataforma o de talud superior, en Nuevo León muestran un ambiente deposicional de talud inferior y cuenca. CaT0 una de las secuencias más típicas de esta facies turbidítica se encuentra en la porción sur de la Sierra de la Silla, aproximadamente 40 km al sur de t-tmterrey, N.L. 3.2.1. Miembro La Boca cano unidad inferior de la Fm. San Felipe, el Miembro La Boca está designado aquí con su localidad tipo en el Perfil La Boca Bo I • La base del miembro se presenta cerno una capa de 60 cm de espesor de una arenisca verde, rros.trando tres ritmos de gradación, Cada uno de estos ritrros errpieza con pocos centímetros de arenisca de grano medio con mucha muscovi ta gradandose a una lirnolita verde, silicificada y cementada por glauconita, que cat1p0ne la matriz, y que dá a tocia la roca el color verde. Li tológicarnente el miembro consta de una intercalación de arenisca verde, lirnolita, lutita y caliza. Arenisca verde: capas de 5 a 50 cm de espesor, principalmente gradadas de arena de grano medio por lirrolita hacia luti ta limolítica, subordinarianente carbonatadas, las partes gruesas de las capas contienen cuarzo, feldespato, mucha mica (principalrrente muscovita) y granos de glauconita¡ las partes finas de las capas están silicificadas y ce.mentadas por glauconita, Limlita: capas de 5 a 75 cm de espesor, verde claro a oscuro, interrperizando a marrón, silicificadas por glauconita que catp0ne la matriz. ( Lutitas capas de 5 a 80 cm de espesor, verde claro a oscuro, �SEIBERTZ: /Jesarn?Uo Cret4cioo deL Arehipie1a(I) de 1t17wU¡:as $BIBER'n: Dea:rm,tlo principalmente limolíticas, subordinariairente arenosas y glauconíticas. e.al.izas caliza: capas de 10 a 75 cm de espesor, gris oscuro a verde, parcialmente glauconíticas y arenosas, raras veces con rizaduras de oscilación. En general, la potencia de las capas crece hacia el sobreyacente. 3.2.2. Miembro Salís ( 1927 : p. 70) describen de la Mesa de SOlís de entre Cd. Victoria y Santander Jiménez, Tarnps., BOS~ & CAVINS la región una secuencia de calizas blancas c0110 "creamy-white to light gray lilrestone, rostly thin bedded,.... in sane parts light gray chert lenses occur; sane of these beds,... show a very characteristic green color. The limestone is not very hard and has a kind of porcelain fracturing." Los autores catiparan estas capas con aquellas de la parte inferior de la Creta Austin cerca del Río Grande. BOSE & CAVINS (1927: p. 70) proponen "to call them SOlís Limestones, not in the sense as a local narre of a horizon but as a local narre for a facies •.• 11 Por la razón de que la unidad superior de la Frn. San Felipe en el estado de Nuevo León contiene capas blancas cano característica principal, propongo introducir formalmente el nanbre Mienbro solís para ésta unidad litológica que consta de una intercalación caro la del Miembro La Boca y canplementariamente de creta silicif icada; tanto el límite basal cano el superior están definidos por la prirrera y la última capa de creta. capas de 10 a 80 cm de espesor; litología y estructuras sed.iroontarias caro en el Miembro La Boca. Arenisca verde: LiltDlita: capas de 5 a 70 cm de espesor, verde claro a oscuro, intemperizando a marrón, hacia la cima de la sección con una base de las capas más glauconítica (verde oscuro) y una cima roonos glauconítica (gris claro a verdoso), algunas capas más potentes están di vi di das en cbs o tres ri tll'Os, cada uno con los milímetros basales areníticos de grano fino y micosos, silicificadas y cerrentadas por glauconita que canpone la matriz. capas de 5 a 110 cm de espesor; litología y estructuras sediJoontarias caro en el Miembro La Boca. Lutita: ~ det ~ de ~Up:zs capas de 20 a 120 cm de espesor, capas más potentes divididas por fisuras arcillosas; litología y estructuras sedimentarias caro en el Miembro La Boca. Creta, capas de 5 a 70 cm de espesor, blancas, en la cima de cada capa bioturbación frecuente .y dcrninante mezclan la creta con el material sobreyacente, silicificadas y fracturándose en paralelepípedos o QOncoida.lrnente; por la textura y el alto contenido de opal-cr, estas capas de creta se denaninan cano "porcelanita" (GRECHIN et al. 1981; empare con la discusión en el siguiente capítulo), En general, ambos miembros se presentan en secciones de más o menos 5 m más las capas lutíticas, otras más las capas calcáreas y otras más las capas areníticas (caripare también con la Fig. 5). 3.2.3. Génesis de las capas Genéticamente, hay que distinguir dos tipos de sedimentos en la Fm. San Felipe: l. - sedimentos autóctonos y 2. - sedimentos alóctonos. caro s e d i me n t o s a u t ó c t o n o s se presentan solamente las capas de e ali za ya sean 1utí ticas arení ticas o glauconíti9a~, que son también_ las únicas en ~e se pueden encontrar fosiles. Estas calizas contienen una icnofauna de talud . o de cuenca según su posición paleogeográfica (empare con la .F1g. 2 y 3) , que muestra solamente pocas formas canunes con la icnofauna en los sedimentos alóc:tonos. Todos los otros tipos litológicos pertenecen a los s e d i me n t ? s ª. l ~ t o n o s. Estos sedimentos se presentan en una c1ert~ ritmic1dad fonnando secuencias de BOtMA (1962) truncadas (F1g. ,4). Idealmente consta de cinco unidades: 7A caro una arenisca gradada (granoclasif icada) sin estructuras internas i T B c~ una arenisca laminada horizontalmente• Te; caro una arenisca con estratificación cruzada• To c~ 11.Irol~ta laminada horizontalmente y TE caro lutita si~ estructura~ internas; ... To Y TE pueden ser mezcladas por icnofauna (~ig~ 4) • Según WALI<ER (1978), estas unidades muestran las s!~entes condiqiones hidrodinámicas: TA caro depósito muy rapido de cor:ientes turbias con fuerte fricción interna; T~ . e~ part.1.culas arregladas por corrientes con velocidad disnu.nuida; Te cano TB, corrientes con velocidad más reducida• To Y TE caro sedimentación tranquila del fin del evento: ? �SEIBER'J.'Z: ~ U o .··~· _··',,,,,~t i.:};)J ";;¡;,f:(,¡i. ~ Mientras que la velocidad de la corriente de turbidez se disminuye hacia arriba en una secuencia canpleta, se reduce también durante su camino en la dirección de la corriente caro hacia los lados; por eso solamente las secciones proximales (cerca al área fuente) están canpletas. "t To Te caro se vé en la Fig. 4, a todas las secuencias de la Em. la unidad Te, mientras que las unidades To y TE muestran una bioturbación más fuerte de lo normal; secuencias formadas así truncadas presentan el caso normal. ! San Felipe les falta w Ta 0 Otro aspecto interesante es la distri bución del mineral g 1 a u e o n i t a • La canparación de las secuencias turbi díticas en I la Fig. 4, muestra claramente que en perfiles más proximales caro en la situación del Perfil La Boca Bo I, el contenido de glauconita es muy alto en TA y Te con respecto al que tiene To • Ahí la glauconi ta se presenta caro granos hasta un milímetro en diárretro, produciendo el color verde de las areniscas. Junto con la disminución general del tamaño de granos lateralmente y verticalmente en las secuencias, la cantidad de granos de glauconita se reduce también. Mientras que la matriz de las areniscas consta de carbonato y/o de silicato, cambia para presentarse en las capas más finas exclusivamente caro silicato. Esta matriz de las lim::>litas verdes, por ejemplo, consta de glauconita cuyo origen se explica en la génesis de las secuencias caro turbiditas (Ma I hacia Qn I en la Fig • 4 ) : e -z ;\~,)~¡l(-~; () '),!'º-•- .. '•· tf~f:~.:!:~ $EIBER'1Z: ~tto Crotácia, d.et ~ d.e 2tmiuUµ2s d.eL Arohipiélag, d.e fu?t?ut~ TA ""::, () "" V'l hm1 nada 11:a =- L1mo11ta - Lut1ta la etapa - SUbida de agua fría del fondo del mar por el talud a la plataforma, iniciando la forrnac1on de glauconita que prefiere una terperatura de 15° e ·(SEIBERI'Z 1977: p. 95) para su transformación por un gel o por otros filosilicatos (SEIBERI'Z 1984: p. 140). 2a etapa - Inestabilidad de los sedimentos elásticos y su desprendimiento por rrovimiento del basamento y/o por terpestades: inicio de corrientes de turbidez • H,g. 4: La secuencia de BOUMA e intez,pretaoi.ón anátoga de 'Las secuencias de arenisca verde de ta Fm. San FeLipe en Nuevo León a to 'Largo de ta Une A-B. Cm I = Et C<ll'lflQ11.i Ra III = Rayones; At I = Et Atamo¡ Bo I =,La Boca; Ma I = Paso de Mamuti.que (proyeooi.ón de un perfi.t de ptataforma). 3a etapa - Sedimentación/acumulación muy rápida de granos gruesos de las corrientes densas/turbiditas y fonnación de las areniscas verdes (Bo I, Al I). 4a etapa - Transporte más extenso de material fino, transformación de los granos de glauconita a un gel iniciado por fricción entre las partículas y formación de li.rrolitas verdes con matriz de glauconita (Al I, Ra III). �22 23 .SEIBERTZ: .DesarroZ7.o ~ deZ ft.rohipi,ei.ag) de 7!:mluZipla QEIBKRTZ: Desarrot7.o CretáciaJ det Arehipi,eÜJ(p de TaruUp1s Sa etapa - Sedirrentación/acumulación de areniscas finas y lirrolitas de color gris claro por falta de glauconita que se diluye (Ra III, Qn I). Al aspecto de las capas blancas que son típicas para el Miembro Solís de la rm. San Felipe, se les interpreta cano c r e t a s i 1 i c i f i c a d a o p o r c e 1 a n i t a y se les encuentra en toda la franja de 1~ región entre la cuenca de .t-Dnterrey y la cuenca de Magiscatzin. En las láminas delgadas este material se presenta hanogéneamente cano una esparita con rosetones de opal-cr. En general estas capas ocurren junto con arenisca verde y lirrolita verde, muchas veces cano partes de la secuencia de BOUMA: a.- entre TA , T}3 y To b.- sustituyendo To (canpare con la Fig. 4); la misma manera de yacimiento describen GRECHIN et al. (1981: p. 581) del Mioceno de Baja California. S XI 11 l'eg~c ,e lo So 1,, 111 ."' ... o " ...- e :lt z ,i: .... . La creta en general tiene una porosidad muy alta presentánoose por eso cano material suave (NEUGEBAUER 1973). En el caso de las capas cretáceas del Miembro SOlís hubo una silicificación fuerte, llenandose los poros por precipitación del agua interesticial durante la diagénesis terrprana (SEIBERTZ 1984_: p. 142). :, c::::::::t lo l . ~ . . le it ¡'g ; , I• 1 f .: 111 111ós c•h1nt1 ... 1 ,,ounLa z " ~·~ lrío .,. plancton por CEPEK (Serv. Geol. Alem.,. can. pers. 1986) no produjo flora bioestratigráficamente valiosa, pero señaló una influencia de agua fría (boreal) por el tipo de corrosión de la flora (CEPEK 1982) • Las cocoli tofóridas reaccionan muy sensiblerrente en cambios climáticos (KEMPER 1987: p. 44); según MUITERLOSE & HARDING {1987: p. 198) se multiplican en caso de rrezcla de agua fría y caliente. Por eso está claro que sedimentos glauconíticos y creta están asociados. ~ ·-.,.... o s 111 .,"' o 5 11 i 5 1 ... z . .. z "'o ...u ,i: •o e ~ -., ... ... ~ e .; "' L, 6oco o . -i . . -88.0- Fig. 5: I ntey,py,etaoión e 111: ~ o o CI • o o Q ~ -,, ,ó Q .,~ o ,,. ...; ;;; o o <r ~ e u .. 8 111 :r "' 2 "' . ,. ,. .,. ,.. .o . . . -.,o -" -..,o -."-'", .. .., ...; .,"',., ~ o Mt9•<•~l~ o e 5 • •... :l' La interpretación genética más simple de los fenánenos descritos u o ). '" o ? La creta consta de cocolitofóridas; la investigación del nano- anterionnente se hace posible rrediante una c i c l i c i d a d c 1 i m á t i c a (Fig. 5). En la Fig. 5 se juntaron en la columna izquierda las secuencias con más sedimento alóctono y aquellas preferentemente de sedimentos autóctonos; según KEMPER (1987: p. 73) cada secuencia turbidítica representa una oscilación glacioeustática del nivel del mar y cada secuencia con preferencia de sedimentos alóctonos un megaciclo climaeustático. Al aspecto de una coincidencia en los ciclos climáticos conocidos se les correlacionó en la coll.llll'1a derecha: Hay que constatar que cada ciclo de cualquier duración tiene su equivalente en las secuencias turbidíticas o en los megaciclos respectivamente; para la discusión consulte FAIRBRIDGE ( 1960) , ... e - J: k ú ~ u e u u e1 genética deL oariáote1" cíoiioo en La seauendia lito2ógioa de la Fm. San Felipe en Nuevo León· Pel'fil de :referencia La Boca Bo I. según varios autores, Bdades 11 adiométrfoa; �24 25 SEIBERTZ: lesarroZ'lo SEIBERTZ: [)gsarrol,1.o Cretáci.oo deL Arcmpi,e1ag:) de 'ftrtriuU;p1s SCHNEIDER (1985). (1964), SCHWARZBACH ( 1974) y PRATI', KAUFFMAN 4. POSICION BIOESTRATIGRAFICA DE LA FM. SAN NUEVO LEON ~ deZ Arohipielaf!.) a.e 7armtZip:zs & ZELT FELIPE EN En el estado de Nuevo León la posición bioestratigráfica está considerada norrnal.r.tente caro Coniaciano - Santoniano por la canparación de la facies con ésta misma de otras regiones (véase la discusión en PADILLA Y SANCHEZ 1982); por ser una serie de sedimentos turbidíticos, silicificados y dolanitizados casi no ocurren microfósiles y los bivalvos yacentes en los sedimentos autóctonos no están investigados hasta hoy día. z Ir o-. - <( muestra claramente la Fig. 6, la Frn. San Felipe cailO yace en Nuevo León pertenece al Turoniano M:dio y Superior. La base de la Fonnación caoc> unidad litoestratigráfica está definida por la presencia de Jno ce11.amu-1 apicaJ..i-1 \'IDJS y de Jnoce11.amu,1 J..ama11.cki PARKINSON, indicando la parte inferior de la división superior del Turoniano Medio: ?.ona con J. apica ll..-1 y J. l.ama11. ck ¡_ según KELLER ( 1982) y ERNsr, SCHMID & SEIBERTZ (1983). Adanás, Jnoce.11.amu,1 fJ..acci.du.-1 WHITE y Jno ce11.amu.,1 cuvi.e11.l..l.. SO'm:RBY . junto con lopha be).J..apl.i.cata (SHlMARD) indican una edad de la parte superior del Turoniano M:!dio para los estratos superiores del Miembro La Boca (Fig. 6). Jnoce11.amu-1 lu.-1atl..ae Ai'IDERT, encontrado en las capas basales del Miembro SOlís les dan una posición bioestratigráf ica de la cima del Turoniano M:!dio. La parte principal del Miembro Solís no produjo ninguna fauna determinable; en la parte superior se encontró lo pha l..u~u.b11.i.-1 lu9u.b11.l..-1 (CONRAD) , una especie guía nortearrericana del Turoniano SUperior (KAUFFMAN et al. 1976, I<AUFFMAN 1977) • En las capas más superiores del Miembro SOlís se presentan Jnocu.amu.,1 (M,¡,til.oi.de-1 J fi..eg,ei. TRCGER,- una fonna anteriormente determinada erróneamente caro Jno ce11.amu,1 l.abi.atu-1 (p.e. BOSE & CAVINS 1927) - Jno c.e.11.amu.-1 (C11.emnoce11.amtJA) waJ..te.11.,,Jdo11.fen-1i.,1 ANDERT y J. (C11..) 11.otu.ndat:u.-1 FIEGE, los cuales indican la cima del Turoniano Superior (Fig. 6). La presencia de :Jnoc.e11.amu.,1 (C11.emnoce.11.amu,1} ell.ec:tu,1 MEEK,J. (C11..) def.011.ml..-1 MEEKy J. (C11..) ,1 ch ,lo en b a c.hi BOHM en las capas tr ansicionales de las Fonnaciones San Felipe y Méndez conducen a la conclusión de ubicar el lírni te Turoniano/Coniaciano más o rrenos al inicio de la Fm. Méndez (Fig. 6). ,... Caro Al aspecto de las últimas tres especies, SEIBERI'Z ( 1986: p. 1176) les considera cano la variación ecológica de una sola ,...& Ir "' l,J z ..... 0. GI :::, ,,.Q. ~ (/) ... i 1 1 ..,¡ e 1 1 B.O fm. ,o Agua ■ 1---,..-i-..-<. Nueva,-.,.--.---1 1 11 i ~ 'v j ] '-1 ~ ~ J s ~ 1 1 1 1 ..... 1 ~ ª f o .!; Calizat:Jj Ca le aren Ha pf;:,.¡:q •-,• 1 • Creta~ silicificada cecee Arenisca verde/\•~~:.¡ Lutita ~~ Fi,g. B: E~:ratig~afia y a~Lwnna ZitoLógfaa generaLiaada de La por- cion _sur · de ia. Sierra de La Siiia. Loa rangos vertiaaLes dde,bivaivos guia están aompuestos según varias LocaZidades e~ estado de Nuevo León. �26 27 SEIBERTZ: Desam:JUo Cret4cuxJ det Arehipiéla(p de 1tm:iutipl8 fonna y propone juntarles bajo el nanbre de J,1.0 Ctó.1Z.amu-1 ( Cll. emn.o ce1Z.amu-1 .1 de,to1Z.mi-1 MEEK, que es el nanbre taxonánicamente el más viejo. 5. EVENTOESTRATIGRAFIA Y SU CORRELACION MUNDIAL gener al, hay dos posibilidades para ubicar a qué c ic 1 o t e ra a m u n d i a 1 pertenecen los sedimentos de la Frn. San Felipe en Nuevo León: En r e g r e s i v o en canparación con las curvas de MATSUMOI'O (1952: Fig. 2-5), HANCOCK (1975: Fig. 5), JELETZKY (1978: Fig. 7 y 10) y IIANCOCK & KAUFFMAN (1979: Fig. 4); 118IBBR'1Z: Dea2m,tlc A&RADECUIEIT0S: 2. - Al ciclotema t r a n s g r e s i v o en crniparación con las curvas de KAUFFMAN (1977: T7a en su Fig. 7) y KAUFFMAN (1985: Fig. 3). BIBLI0GRAF 1A: Caro constataron MATSUMOI'O (1952) para Japón en particular y para la región circumpacífica en general y JELETZKY ( 1978) para ca.nada, algunas veces es muy difícil correlacionar los ciclotemas trans- y regresivos de diferentes cuencas y plataformas ya limítrofes. Esta caiparación tiene valor también para la Fm. San Felipe en Nuevo León y los estados linútrofes. Desde años atrás está en discusión. si la Fm. cuesta del CUra del Albiano/Cenananiano, subyacente a las Fonnaciones Agua Nueva y San Felipe, presentaría un ciclotema regresivo (p.e. BOsE & CAVINS 1927: p. 93), emparando al punto de culminación RS según KAUFFMAN (1977: Fig. 7), mientras que la Frn. Agua Nueva estaría canparable con el punto mayor del pulso transgresivo en el Turoniano Inferior (T6 según KAUFFMAN 1977: Fig. 7; canpare también SEIBERI'Z 1989 en prensa); en esta secuencia eustática parecería razonable canparar la Fin. San Felipe en Nuevo León con el ciclotema regresivo R6 según KAUFFMAN (1977: Fig. 7). Con una categoría más pequeña, con los e u s t a t o e v e nt o s se pueden paralelizar los megaciclos de la Fm. San Felipe en Nuevo León con aquellos del norte de Europa: La canparación det Arehipiéla(p de .7an:JuU,p:JB de la Fig. 5 del presente trabajo con la Fig. 3 de ERNSI', SCEMID & SEIBERI'Z ( 1983) muestra claramente que el Megaciclo La Bcx::a V corresponde al "Upper Con.u.lu-1-Event" en Baja Saxonia/ 11 Hi.atus 11 en Westfalia en Alemania del Norte y el Megaciclo Solís XII coincide con el ",'l.lc.1ta-1.tell.-Event" ,en Baja Saxonia/ "Hiatus & Sc>ester Grünsand" en Westfalia. TaITbién desde este punto de vista, los sedimentos de la Frn. San Felipe representan en general un ciclotema regresivo. 1.- Al ciclotema Al aspecto de ser un ciclotema regresivo, el punto de culminación se canpararía con el ~gaciclo Salís XII en la Fig. 5; en caso de ser un ciclotema transgresivo, se canpararía con el Mégaciclo La Boca V en la Fig. 5. ~ Las investigaciones fueron patrocinadas por la U,A,N.L., Unidad Linares, entre 1982-84 y financiadas por la Oeutsche Forschungsgeuinschaft (Fundaci6n Alemana de Investigaciones) en 1985-87¡ a a1bas organizaciones se les agradece por el apoyo, BONET,F.(1956): Itinerario de la ruta Ciudad Victoria, Ta ■ ps. -Taninul, San Luis Potosí,- En: MALDONADO-KOERDELL,M. (ed.): Estratigrafía del Cenozoico y del Mesozoico a lo largo de la carretera entre Reynosa, Ta111ps, y México, D.F. Tect6nica de la Sierra Madre Oriental, Vulcania10 en el Valle de México.- XX Congr. geol. internac,, Exc •• A-14:69-91, BOSE,E. & CAVINS,O.A.(1927): The Cretaceous and Tertiary of aouthern Texas and northern Mexico,- Univ. 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Nuevos hallazgos de belemnites de la Fonnaci6n La Peña (Aptiano Superior, 11 Gargasiano 11 ) en el noreste de México son estudiados y discutidos en este trabajo. Basándo e en el examen de algunas láminas delgadas, se interpretan los rostros como pertenecientes a la especie Neohibotites wot Zemanni STOLLEY. Estas fonnas son parecidas a aquellas que se conocen en Europa Central como descendientes de ciertas especies de Neohibo Lites inmigradas del Reino Tethysiano durante el Aptiano Inferior. Por ser escaso el material bien preservado y pocos los rostros córnpletos, no se pudieron detenninar más especies con seguridad. Resumen~ Abstract: New findings of belennites from the La f>eña Formation (Upper Aptian, "Gargasian") of northeastern Mexico are studied and discussed. 'lhin sections of few specimens prove that they belong tothespecies Neohibotites wo1.1.emanni STOLLEY. Si.milar foms are known from Central Europe as descendants of Neohibotites species that have inmigrated from the Tethyan realm during Lower Aptian. Well preserved material and complete individuals are still rare, so that it was not possible to detennine ioore species with security. Actas Fac. Ciencias Tierra UANL Linares 3 31-41 3 fig, 1 Lám, Agosto 1988 LiM!'es/México �32 SPAETB: W8 belemites ~ d e ~ I. SPAETH: lea be'lemitea ~ de Mé:ci.a; I l. INTRODUCCION Los conocimientos, descripción y valoración bioestratigráfica de belemnites del Jurásico y del Cretácico de México han sido poco avanzados en carparación con otros grupos de fósiles mesozoicos. No ci:>stante que se tienen referencias sobre losbelemnites de México, desde hace casi un siglo, no han sido estudiados. Recientemente SEIBERTZ & BUITRON (1987) describieron belemnites del grupo de especies y subespecies relativo a Ne oh i bo Lit es min imu s MILLER que se encontraron en las calizas laminadas del Albiano Medio - SUperior de la región de Tepexi de Rodríguez , Puebla. Esta investigación es una contribución al proyecto 242 "El Cretácico de Arrérica Latina", que se desarrolla en el marco del Programa Internacional de Correlación Geológica ( IGCP-UNESCO) . El material proviene de oos áreas principales (Fig. 1), que son la región de M:>nterrey, N.L. , y la de Melchor MÚzquiz , Coah. 10 km ~ 1 ermosillo Durante sus estudios del Cretácico recientemente realizados, unos colegas colectaron belemnites de horizontes bioestratigráficamente definidos por amonites guías en el cañón de la Huasteca (hoja 1: 50,000 Garza García G14 C25) algunos 15 l<m al oeste de M:>nterrey y en el cañón de la Dcx::a (hoja 1: 50,000 Allende Gl4 C36) algunos 35 l<m al sur de fvbnterrey en la Sierra de la Silla. La otra región está ubicada en la Sierra Hemosa de Sta, Rosa (Cañada. El Cedral y la Alameda, hoja 1: 50,000 ~lchor Múzquiz Gl4 Al2) algunos 12 km al sur de Melchor Múzquiz (Fig . 1). 2. ESTRATIGRAFIA DE LA FORMACION LA PEÑA Se identifica esta formación cano unidad litoestratigráfica muy fácilmente por sus características 1110rfológicas de erosión en todo el noreste de México, extendiéndose hacia el norte (Frn, Pearsall en Texas), el noreste (Fm. La Peña en Coahuila, Nuevo León y Tamaulipas) y hacia el sur (Fm. otates en Veracruz). Desde su denaninación por IMLAY (1936) la limitación litoestratigráfica de dicha formación se ccmporta de diferentes nodos. Con respecto a una proposición de HUMPHREY (1949), hoy generalmente se restringe la unidad al mianbro superior en sentido de IMLAY (1936: p.1119) que se constituye de calizas arcillosas y lutitas con espesores totales de la unidad entre 8 y cerca de 100 metros; una discusión detallada de la secuencia litológica fué publicada por VOKES ( 1963) y SMITH ( 1970) . 1 N. La redo o Ourango Zacatecas SUbyacente a la fln. La Peña se encuentran las calizas carq_:,actas las Fms. Olpido/Tamaulipas Inferior y sobreyacentes las series de calizas arrecifales ele la Fm. Aurora y las calizas de cuenca de la Em, Tamaulipas SUperior respectivarrente. "''Bi' r,,,,o,, º de Cd. 0 Victoria l Bioestratigráficanente, la Frn. La Peña está bien definida en toda la región por su gran contenido de fósiles guías. Según varias investigaciones publicadas entre otros por A. CAN1'U o 1 CHAPA ( 1969), C.M. CANrU CHAPA {1976) y CONrRERAS y MONl'ERO Í:z;;;o~• Gua da lajara 0 t-tx Df. 0 ( 1977), dicha unidad litoes ratigráfica emprende a la biozona Morelia 0 0 Colima Puebla de Dufi•enoya jusr;inae HILL var. texana, correspondiente al OCEANO PAC I r I CO Aptiano Superior ( "Gargasiano"). Especiallrente en la parte Superior del Aptiano, nurrerosos aironites guía demuestran una edad correspondiente a las biozoroas de llypacanthopLites jacobi Según ■!w-==k•:_-==■s■ºº...L.1_;_10_•_w_ _ _ _ _ _ _ _-'-1_00_·_ _ _ _ _ _~----9-o_·- -,.1 Y E:piche ionicerias buxtorfi, igual que en Europa. I_RMP~ (1949~, esta Fonnación se encuentra en la parte más 1nfe71or del Apt1ano superior conteniendo espec·es de Dufrenoya y Fig. 1: Ubicación de áreas de procedencia deL material estudiado . UhtigeLLa, también belemnites en cierta cantidad - presentados en la tabla de dicho autor cano posible NeohiboLites . San L~1s o Cd. 0 Potos1 Valles N~---+----~ ICO GOLFO �!PAETB: ws belemites ~ de Mb.:ioo I SPAETH: Los belemites C'retácúxJs de ~ I ---------holorostro------~ o r t o r o s t r o ~ e p i rostro rostro cavo-r---rostro sólido A juzgar por los pocos ejemplares disponibles hasta el rranento y por las cuatro láminas delgadas preparadas de individuos ccmpletos respectivamente, se trata en todos los casos con seguridad de representantes del género Ne oh i o i i t es • eventoestratigráfica, la Fm. 1.- su distribu• ción extendida, 2.- su facies diferente entre dos cuerpos de caliza y 3.- su contenido extraordinario de fósiles. Por eso se le ca:npara directamente con el Hils-Sandstein en Alemania del tbrte (SEIBERTZ 1981), del cual se cree sea un evento clima• eustático (KEMPER 1987: Fig. 38) o una transgresión glacioeustática (KEMPER 1987: Fig. 23; KAUFFMAN 1977: Fig. 7, ciclo T4). Al respecto de una !dorsal .,:::fr:;c:=>!! correlación La Peña tiene tres características significantes: ! ventral l (y::z_:__> A-,t-----l I ángulo apical diámetro m'inimoQ D m"in Fig. 2: Croquis de Los elementos caracteristicos para tomar medidas (según SPAETH 1971) . del rostro 3. ESTUDIOS PALEONTOLOGICOS 3.1. El Material y su preservación Los estudios paleontológicos se basan en 14 rostros incCITl)letos y 5 rostros ccmpletos. En particular la colección consta de 3 belemnites de El Cedral, 2 de La Alameda, 10 del cañón de la Huasteca y 4 del cañón de la Boca. El estado de preservación de los rostros estudiados depende en gran parte del tipo de la roca encajonándolos. Algunos rostros se encuentran más o rrenos bien preservados, la mayoría de ellos, sin embargo, está fuertemente recristalizado; otros individuos an corroídos y más o menos disueltos en el centro del rostro. No obstante, algunos ejemplares están preservados con su parte interior del fragmocono con la protoconcha y la cápsula embrional (Lámina 1, Figs. 7b y 8), 3.2. Evaluación de las características cano demuestran las fotografías (Lámina 1, Figs. 1-6 y 9) la forma de los rostros está relativamente delgada tanto en la vista ventral cano en la posición lateral (canpare con la Fig. 2). En cortes transversales, los rostros se ven mínimamente ccmprimidos en dirección dorsoventral (Lámina 1, Figs. 6b, 9b, 10 y 11). Láminas delgadas preparadas en posición longitudinal caro dorsoventral del rostro demuestran alteraciones diagenéticas del material calcítico cano estado de madurez en el desarrollo · ontog-enético de estos representantes de 1 género Ne o h i bo i i t e 8 • En oos casos la alveola del rostro contiene en la parte interior el fragmocono con la cápsula embrional y las cámaras iniciales rellenas con calcita translúcida (clararrente visible en Lámina 1, Figs. 7b y 8) • En estas dos láminas delgadas también está visible una parte del sifón que define la parte ventral del belannite. En la superficie del rostro, la ranura ventral de la parte alveolar se presenta caro índice de la misma dirección (Lámina 1, Figs. 5 y 7a). En las las una del caso de poca recristalización de calcita se pueden usar láminas delgadas cano negativos fotográficos para rrostrar líneas de crecimiento . Ejemplares bien preservados penniten amplificación mayor fotog-ráfica de las estructuras internas rostro. Debido a su contraste, las líneas de crecuru.ento facilitan en cortes longitudinales la medición de los varios estados °':!ogenétic<;s. Los datos tredidos de la longitud (L) y del di~tro maximo dorso-ventral (D máx. en la Fig. 2) de los varios estados de crecimiento del rostro, facilitan la construcción de curvas ontog-enéticas (Fig. 3) . Estas curvas generalmente caracterizan distintos géneros, especies y subespecies de beler,mites del Cretácico -Inferior tardÍo (SPAEI'H 1971) . Los estados ontogenéticos obtenidos de esta manera de tres ~jetTIE;lares de los belemnites de la Fin. La Peña muestran imágenes 1 sanetricas de las curvas de crecimiento con un gradiente pranedio de longitud (L) por diámetro máximo (D d/v (máx.) de 5: 1 en la fase 1redia del desarrollo adulto ( Fig. 3) • �37 36 SPAffl: W8 belemites Cretáci.ooB de Máx:ia:> I SPAETB: Los be'lemites CrtetácúxJs de ~ I 3.3. Paleobiogeografía Durante el /lptiano terrprano europeo, el género 'Neohibolites empezó a emigrar de su región original en la Tethys hacia el norte y llegó muy rápidamente a Inglaterra, Alemania, Polonia 8 hasta Rusia, En estas áreas de inmigración relativamente norteñas (boreales) se desarrollaron varias especies propias durante el Aptiano tardío y el Albiano. Esta serie de especies de Neohibolites rrencionadas en el último capítulo se finaliza desarrollándose con Ne o h • u i t i mus (d' ORBIGNY) en el Cretácico SUperior basal, el Cenananiano Inferior. 6 - L.mm o d/v (máx.) = Diámetro dorso-ven t ral (maximal) del rostro, L = Longitud correspondiente a D del rostro. Pig. 3: Cu!'vas de c!'ecimiento (cul'vas ontogenéticas) co~a~!'uidas a ia base de Láminas deLgadas amplificadaa fotograftcam~~~ te de tres individuos de Neohibotites de ta Formac1.,0n La Peña . Ejemptares 1 y 2 dei Cañón de La Huasteca , ejempLar 3 de La Sierra de Lo~ Mue'l"':o~!Edo. de . Nue~~ León. (para cu!'vas 2 y 3 vease Lamtna 1, Ftgs . 't'espectivamente 6a). Et forma de las curvas de crecimiento muestra la herencia ª1os rostros estudiados desarrollándose en el /lptiano europeo de la forma tethysiana NeohiboLitee ewaLdi (von S'I~avtB~K) Neoh. e Lava sroILEY y Neoh. inf iexus STOLLEJ hac1~ la :,S~ cie Neoh. wo i Lemanni Sl'OILEY cano una linea fllogenetica (STOLLEY 1911). SEIBERTZ y BUITRON (~987) mostraron que 109 belemnites del Albiano de Tepexi de Rodriguez (Puebla) pert;necen clararcente al grupo de Neohibo Lites minimua (MILLER), asi tam· bién se distinguen clararrente los belemnites de la Fm •• La de las localidades rrencionadas con formas cercanas a NeohtboLtt e• woLZemanni STOLLEY. Por ser escaso el material bien preservado y rostros car{>letos, no se pudieron determinar más especies con seguridad. ~ Paleogeográficarrente, los sedimentos del Cretácico Inferior tardío ~ México pertenecen al Reino Tethysiano, exactarrente en su extrerro poniente. Según MlTITERLOSE et al. (1983) la especie Neoh. wo i Zemanni no es solamente característica para el Aptiano Superior tethysiano, sino también para sedimentos boreales de la misma edad. Mientras que SI'EVENS ( 1965) explica el provincialisrro faunístico entre los belemnites en relación a las diferentes terrperaturas del agua, Mu.rl'ERLOSE et al. (1983) se inclinan por el control climático para la falta de formas boreales en el Reino Tethysiano al mismo tierrrpo en que formas tethysianas se encuentran en el Reino Boreal. AGRADECIIIIENTOS: Para este priur estudio de belemnites del Apti~no mexicano pusieron a disposición su material las siguientes personas e instituciones a las que quedo sumamente agradecido: Facultad de Ciencias Biológicas de la U.A.N.L., Monterrey, N.L., a través del Dr. E. SEIBERTZ (Institut fUr Geologie und Paliiontologie, Universitiit Hannover, Alemania Federal) quien también puso 1 •i disposición algunos ejemplares de sus últimas muestras colectadas (financiadas · por la Deutsche Forschungsgemeinschaft). Dr. W. STINNESBECK, Facultad de Ciencias de la Tierra de la U,A.N.L., Linares, N.L., Dr . E. y Dr. H.E, VOKES, Department of Geology, Tulane University, New Orleans, E.E.U.U. Además agradezco al Dr . E, SEIBERTZ por traducir el manu scrito y por sus valiosas sugerencias. le po: :eña BIBLIOGRAFIA: CANTU CHAPA,A.(1963): Etude bioestratigraphique des ammonites de Centre et de 11fst du Mexique (Jurassique Supérieur et Crétacé) . -Mém. Soc. Géol . France, 99, XLII,4:102p. CANTU CHAPA,C.M.(1976): Estratigrafra de la Formación La Pena (Aptiano Superior) en el Area de Monterrey, N.L., -Rev. Inst. Mex. 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Fig. 2: Vista ventral de un rostro casi los ejemplare& de las figs, l y 3. completo . Misma procedencia fig. 3 y Fig. 4: Individuos j6venes en vista ventral de a ■bos rostros, Ejuplare del Caffón de la Huuteca, suroeste de Monterrey·, N.L. (Col. Faculta de Ciencia~ Biol6gicas de la U.A,N.L., No. 524 y 522). Flg. 5: Vista ventral del rostro adulto con la ranura ventral bien visible, punta apical rota. Mina procedencia que los ejuplares de lu figs, 3 y 4. No, 2216, Fig. 6 a y 8 b: Lántina delgada dorsoventral y transversal de un rostro (1 parte inferior es el lado ventral). Mis111a procedencia que ejemplar, de figs. 1 a, b; 2¡ 7 a, b. (A1plificaci6n: x 2,5), fig. 7 a: • alveolar del rostro, vista ventral con la ranura ventral bien visible. Misma procedencia que los eje,aphru de fig1. 1 a y 6. {A•plificaci6n: x 2). Fig. 7 b: Lhina delgada dorsoventral del mino ejHplar que fig. El frag■ ocono con las cá1aras iniciales bien visibles, el indicando la parte ventral derecha, (Amplificación: x 4). Flg. 1: Lí■ ina delgada longitudinal en direcci6n darsoventral de la partt alveolar de un rostro (Ejuplar colectado en el Ca"6n de la Huasteca por Dr. W. STINNESBECK, Facultad de Ciencias de la Tierra, U,A.N,L,, Linares, N.L.)¡ (A111plificaci6n: x 5). El sif6n indica la parte ventral (abajo), Flg. 9 a: Lámina delgada longitudinal en direeci6n dorsoventral. Flg. 9 b: Lánina delgada transversal del lino rostro, Ejemplar de la miua procedencia que el rostro de fig. 8 (A ■plificaci6n x 3), 7 a, sif6n Fig. 10 'f fig. 11: Lálinu delgadas transversales de dos rostros de la mina procedencia que el ejuplar de fig, B. La parte ventl'al (abajo) (A1plificaci6n: x 5). [r;s beZerni:tes ~ de Mkúx, I �OBSERVACIONES PALEOECÓLOGICAS EN SECUENCIAS DEL KIMM.ERIDGIANO / TITHONIANO ( FORMACION LA. CASITA) DE NUEVO LEON, NORESTE DE MEXICO Por: Dietrich SCHUMANN Dlr1ccUn: Geol.-Palaont. Inst, Sehnittspahnstr 9, 0-6100 Darutadt Alemania Federal. Rea..,,• En la Fonnación La Casita, Jurásico Superior de la Sierra Madre Oriental, se presentan en algunos horizontes sedimentos nuy laminados con concreciones calcáreas rm.1y densas que contienen gran cantidad de cefalópodos y lamelibranquiados. Otros microorganismos son escasos. Los análisis de facies Y de la fauna indic~ un ambiente euxínico temporal, el cual tiene semejanza con la sedimentación euxinica clásica de las Lutitas con Posidonia (Posidonienschiefer) del Toarciano en el sur de Alemania. El mar de La Casita estuvo libre de organismos bentónicos. Ocasionalmente se presentan algunos sucesos cortos, drásticos y regionales. Estos destruyeron completamente la fauna y la flora del agua superficial. Debido a esto se ¡eneraron enormes acumulaciones de organismos (tafooenoaia) , que se conservaron completamente en concreciones. A través de toma de perfiles en conjunto con el Prof. Dr. P• Meibur¡ y becarios mexicanos, llamaron la atención las concreciones que rm.1estran nuchas características de las Lutitas con Posidonia (Toarciano) del sur de Alemania, Numerosos perfiles de la Fonnaci6n La Casita fueron medidos y muestreados con detalle en una zona que se delimita de manera general Aotas Fao. Ciencias Tier'l'a UANL Linares - 3 43-59 3 fig. 2 'lám. Agosto 1988 Lina'l'es/Mé:tioo �45 44 SC1I(JIIARN: Cb8ert.wiones p:i.leoea;l6gims, Kirmerúigi,aro/Tithomano, Mb:ico SCHUNANN: r.bserwci.one8 '{XJ,lroecol6gims, Kirmerúigi,aro!Titlvmaro, Mb:i.a, INTRODUCCI ON entre las poblaciones Cd. Victoria. de Iturbide, Matehuala , Dr. Arroyo y continuación sólo se tratarán algunas generalidades en la zona de transición Kimrneridgiano Sup, / Ti thoniano ( zonas con A Los perfiles de la Formaci ón La Casita , que se localizan a grandes distancias de tierra firme o de islas jurásicas, se caracteri zan por la sedimentación de lutitas y limolitas. H~bonoti.ce~a4 becke~i., Jdoee~a~ du~an9en~e, ~lochi.ee~a~ ti.li.a.ll., A~pi.doee~a-1 ef, haupti., Aulaco4phi.nctoi.de.~ -1 p • ) • Otras comparaciones estratigráfi cas no se llevaron a cabo , ya que la estratigrafía en principio está aclarada por numerosos autores. Faltan sin embargo análisis paleoecológicos. Af USA Abstract: The Upper Jurassic La Casita Fonnation of the Sierra Madre Oriental presents, in sorne layers, extremely laminated sedi.ments with dense calcareous concretions containing cephalopods and pelecypods. Other macro-organismos are scarce. Facies and fauna indicate temporary eUX1mc conditions similar to the classic eux.inic sed.iments of the 11 Pos idonien ~ctti e f e r" ('loor'Cian) of Southern Gennany. Th La Casi ta sea was free of bent hos, Occasionally short, drastic regional events occurred. These events destroyed the entire fauna and flora of the superficial waters. Thus an enormous faunal accumulation (Taphocoenosis) developed at the sea floor , wtúch is entirely preserved in the concretions. US A ., Through measurement of sections, together with Dr. P. Meibur¡ and rnexican postgraduates my attention was called upon sediments with concretions showing many f eactures of the south gennan 11 Posidonien-Schiefer 11 (Toarcian). These sediments of the Kimmeridgian/ Tithonian (La Casita Formation) were investi gated during several field trips. Numerous sections of the La Casita Formation were investigated, measured in detail and sampled. \, ·, \ '"\ In the following, sorne peculiarities of the Upper Kirnmeridgian/ Tithonian transitional zone (zone of lly,borw.ti.ce~a4 be.cke~i., Jdoce~a-1 du~angen4e, ~lochi.ee~a~ ti.)¡a~, A~pi.doce~a4 et. hauptl, Aulaco-1phi.nctoi.de4 -1p.) will be discussed. Further stratigraphic comparison will not be done because the principles of stratigraphy have been clarified by other authors, In contrast, the paleoecologic analysis has not been carried out yet. Ng. 1: Sobrevista geográfioa dei noreste de Méxi co. Zona punteada: área de estudio. �SCBUNANN: Cbse:rwciones paleoecol6gia28, Kimrerúlgiaro/Titrmiaro, Má1:ioo elásticos mayores faltan y ocasionalmente se presentan capas de lumaquelas y fosforitas. ü:>s sedimentos son canunmente negros, bien laminados y bituminosos. Ellos demuestran Ca\ esto una zona tranquila de depositación de cuenca, En estos sedirnentos de cuencas fueron encontrados los siguientes organiSIT'Os: l. Nectónicos: arroni tes, belemnites, peces y reptiles. Los arrorutes son con mucho los organismos nectónicos mas canunes, Fueron encontrados 15 géneros, algunos de los cuales se presentan -en grandes cantidades. Extrañamente,,;l"Os belemrrites son muy escasos. Peces rara vez están canpletamente conservados (concreciones). Caro singularidad fué encontrada una mandíbula canpletamente dentada de un Gyrodus . ?estos de reptiles son relativamente canunes, pero en su mayoría se trata de partes aisladas. Q:asionalmente se presentan, sin embargo, :r;estos unidos: así por ejemplo, un ictiosaurio, una parte caudal no determinada y un cráneo de cocodrilo (Hallazgos del Dr. P. MEIBURG, W. HAEHNEL & M.C. M. GOE'I'l'E) , Estas partes unidas provienen por lo general de grandes concreciones. 2. Planctónicos: Se presentan ampliamente en todos los perfiles de la cuenca calciesferas y radiolarios cónicos y esféricos. Raramente se encontraron foraminíferos planctónicos en concreciones. Muy canunes en algunos horizontes son las conchas larval~~ de arronites y lamelibranquiados. 3. Pseudoplanctónicos: En todos los perfiles se encontró madera flotante y otros restos de plantas. La madera flotante fué habitada especialmente por lamelibranquiados. Solo un resto de madera flotante (localidad: La Angostura) muestra algunos braquiópodos terebratulidae caro habitantes . caro una rareza fué encontrado un gran racimo de frutos, 4. Bentónicos: En todos los perfiles de la cuenca investigados faltan los organisrnos bentónicos con una excepción: lamelibranquiados. Es sin embargo muy notorio el hecho de que, excepto en las larvas, una sola especie ckrn.ina estadísticamente y que ésta se presenta en algunas capas en grandes cantidades . Se trata de Au..l.acom~e,U.a e/., ptto 6.1.emá.t.i.ca ( FURLANI), una e~i-e con suave acastillado, de concha delgada, que alcanza hasta 4 cm y que pertenece a los Posicbniacea (Lám , 2/Fig. 1). Pelativamente escasos se presentan caro únicos otros larnelibranquiados, ejefll)lares del grupo de los inocerárnidos con crecimiento medio a grande. �48 49 SCHUNANN: Cbeeru:iciones p:2 leoeoo~, Kimneri.d(!i.aro!Tithorriaro, Mí:.cioo SCBUNAIN: C b s ~ p:21..eoewlógiaia, Kimreri.dgú:rro!Titlvmaro, Mirim tos abundantes organismos nectónicos y Ios radiolarios que se presentan en masas indican, por el contrario, un ambiente marino normal. En la Fig. 2 se prueba una explicación a ésta contradicción. Según ésta, existieron organismos nectónicos, planctónicos, pseudoplanctónicos y bentónicos (así cano ¡:seudobentos epibiónticos) en las aguas superiores del mar Ki.mneridgiano/Tithoniano. Grandes algas (hipotéticos), que actualmente alcanzan hasta 20 m y madera flotante (encontrada en masas) fueron habitados por Au,l.a com'je.Lfo, en menor cantidad por inocerárnidos y tereoratulidos. Ya que la madera es capaz de flotar sólo por corto tiempo, tuvo que haber existido un constante abastecimiento de ésta en el fondo del mar Kinrneridgiano/Tithoniano. De esta misma manera, constantemente se depositaron organismos sin vida en el fondo marino. Los saurios y peces, por el contrario, flotaron después de su muerte en las capas superiores de agua debido a los gases propios de la descanposición, y después se depositaron en el fondo marino restos aislados por efecto de una descanposición diferencial. La situación general habla de una separación vertical del cuerpo lig. 2: Reaonstrucción de las sociedades de organismos del mar Kimmeridgiano!Tithoniano oomprobadas en el área de Iturbide (sin mioroplancton). Las conchas de Au i ac om y e l ta (Posidoniacea) acumuladas en masas en tas superficies de tas capas, pudieron estar sujetas a atgas y madera ftotante por medio de byssus. Grandes inocerámidos vivieron frecuentemente sobre cefalópodos, io que ee comprueba por numerosos hatla2gos, Braquiópodos (Terebratulidae) son eeoasos y solo fueron encontrado~ asociados oon madera flotante. Grandes partes aisladas y unidas de reptiles (ictiosauros y oocodritos) se encuentran en concreoiones. Belemnites son escasos. Conchas embrionales de amonitas son frecuentes en algunos horisontes. También se encuentran restos de mandíbula de Gyrodus (aqu! mostrados). Numerosos restos de peces y escamas son testimonio de ia abundancia de éstos, de agua: vida marina nonnal en las zonas superiores, y un ambiente agresivo con déficit de oxígeno cerca del fondo. Este sistema es relativamente estable en la cuenca marina de La Casita. No existen indicios de corrientes regulares fuertes periódicas. En este acontecimiento normal intervienen sin enbargo eventos extremos, los que están representados en asociaciones de horizontes especiales de concreciones. Cano causa mas probable se presentan los extremadamente fuertes huracanes, que con la base de olas profundas tuvieron efectos catastróficos. Todos los organismos en la zona de ataque fueron muertos y acumulados en el fondo marino mas o menos de manera contemporánea. Cano resultado de estos eventos se generaron fuertes corrientes de corta duración en el fondo marino, que transportaron y acumularon material de muy diferentes tamaños. Solo con la ayuda de un mecanismo de este tipo se puede aclarar cano amonitas muy grandes se presentan estratinánicamente con grandes cantidades de pequeñas conchas con imbricación y acanodadas en rernQlinos en la sanbra de corriente de conchas mas grandes. Mientras que en el caso normal se hunden los esqueletos sin sus partes suaves, aparentemente en dichos eventos estas también fueron trans~rtadas. Así se pueden mencionar algunos casos especiales, IX>r eJatplo, se encontraron una cabeza de cocodrilo casi canpleta Y un gran tronco de reptil en grandes concreciones; lamentablemente falta la relación estratigráfica. Esqueletos con restos de ~es suaves pudieron provocar la generación muy rápida de c:lli:)1entes reductores y con esto una diagénesis muy terprana �51 50 SCHUNANN: l b s ~ rxile?ea?lógia:is, Kirrrrf!ri.dgi,a!Tit~, Mér:úxJ (prefosilización). El siguiente paso es la fonnación diagenética tarq:>rana de concreciones, que preÉenta todo el material acumulaa, sin disolución de los esqueletos y libre de canpactación, Este proceso relativamente raro se presenta cano resulta<b directo del evento de manera masiva en la cuenca marina, pero sólo de manera puntual. En las zonas no protegidas por el proceso diagenético temprano, se llevó a cabo de manera normal la di.solución de las conchas así cano la canpactación. en el conteni do de las concreciones, su tamaño es determinado en muchos casos por la acumulaciál primaria de material en el fondo marino. Así se determina; el tamaño de la concreción de la Lámina 1/Fig. 2 , por madera flotante que se localiza exactamente en el centro, as cano por la acumulación de cefalópodos. En otros casos cree concreciones hasta tamaños gigantes por di.agénesis tardía Un horizonte típico del evento en el perfil de Iturbide reproduce en la representación generalizada de los sediment~ de cuenca (Fig •. 3, horizonte 5). Esta es válida así en esta fonna en grandes áreas, aunque sin embargo la correlación del evento en perfiles muy alejados entre sí se dificulta hasta que finalmente no es posible. Esto es canprensible con la suposición de huracanes cano causa para los sucesos catastróficos, :ü:>s hurácanes actúan sobre corredores; la dimensión e intensidad de la destrucción son variables. Así, no se pudo cubrir el espacio total. 0 '. .,.~.¡·. ,. Cano se puede reconocer Al,J.nque se pueden poner en relieve muchas semejanzas con las Lutitas con Posidonia del Toarciano del sur de Alemania, existen también diferencias f aunísticas y sedimentológicas. Estas aon canprensibles por las diferencias paleogeográficas y de la posición geotectónica. Sin embargo se puede establecer que existen muchas coincidencias en algunas secciones de perfil de la Fonnación La casita, especi~:rnente para la zona Killlreridgiano/rithoniano. El grado de euxinidad del mar de las Lutitas de Posidonia ftW canunmente más fuerte, y la velocidad de sedimentación menor que en la región investigada del noreste de México. Las condiciones de f?silización y el grado de diagénesis son bastante semejan· tes. Sin embargo no existe en la Formación La casita, excepto en las , concreciones, ninguna conservación del periostracl.R en cefalópodos. A pesar de las grandes cantidades de madera flotante no se encontró ningún resto de crinoideos. . Muchas preguntas acerca del ambiente de las lutitas negral aún no se han aclarado y en los últimos años se duda soore muchas opiniones aparentemente bien fundadas - .. '·' ' ' a: ' '• Represen ación generatiaada de Loe sedimentos y eL aporte de fósiLes en ta zona de transición Kimmeridgiano!Tithoniano (área de Iturbide). 1. Organismos de Las capas superiores de agua fueron acwnutados setectivamente sobre ta superficie de tos sedimentos Libl'es de bentónicos: vértebras aia Ladas y unidap de saurios, restos y cuerpos comptetos de peces, restos de mandibuta de Gyrodus, betemnites (escasos), conchas de A.-jpi.doce.11.a-1 y Hap.J.ocua-1, apt'ychos y Au..J.acomv.e./..J.a. En donde no se genel'an concreciones, se disueiven todas tas partes duras (ea:cepción: escamas de peces, dientes y aptychos). 2. LimoLitas Laminadas y carbonatadas con detgadas bandas de a21ciLta y radioLarios abundantes. 3, Una aapa de timoUta carbonatada con abundantes impresiones de amonites. Las conchas se disotvieron comptetamente, conservánd~se et sifo y et aptycho, Algunos aptychos se presentan in situ en ta región -de ia oámara, 4. Una capa de timotita con restos de pLantas. 5, Capas de limotitas con concreciones formadas por diagénesis templ'ana (diám. má.z, de 1 m.). Las concreciones oontienen radiotarios, amonites y ( Au../.acomv.e./../.a) en abundancia, Y en menor cantidad madera ftotante, restos de peces y saurios, Los fósiies en tas concreciones por to reguLar están conservados en su totatidad, a diferenoia de los que están fuera de éstas, L~s anátisie estratinómicos oonotuyen que se trata de enriqueciinuntos por corl'ient,s, lig. �52 53 SCHUIIANN: ( h , ~ p:ileoeail&;¡ieas, Kimreri.dgiaro/Tit1r:niaro, M?:x:io:, SCBUNAIN: ~ Las investigaciones en el noreste ~- México presentan una contribución carparativa para la resoluc1on de estas discusiones. EINSELE, G. & HOSEBACH, R. ( 1955): Zur Pe tr ograph i e, Foss i 1erhaltung und Ents tehung des Posidonienschiefers i111 Schwabischen Jura.- N.Jb. Geol. Palaont. Abh , , 101:319-~30. 1981 ;_ ~IRD & BRETr 1986) • HALLAM,A,(1978): Eustatic Paleoecol., 23: 1-32. AGRADECIIIIENT0S: Al anterior Rector de la Universidad Autónoma de N•· , ( ) n uevo leon Monterrey , Dr. A. PhEYRO LOPEZ por la invitación para realizar actividades de, ens_eilanza e investigación en el entonces Instituto de Geología de la U.A . N.L, As1 1111smo al actual Rector Ing. GREGORIO FARIAS LONGORIA por su gran apoyo, Al Profr. Dr. P. MEIBURG por los camina111ientos de introducción en el ca111po, Así 111is110 al Dr. O. MICHALZIK y al Dr. U. OOERT por las numerosas salidas al campo con toma. de ~erfiles y disc_usiones estinulantes. Los trabajos de campo Y de .lab~ratorio solo fueron posibles por la buena disposición de w. HaHNEL Y el equipo de preparadores de linares. Al Dr. J.14. BARBARIN, Director de la Fac~lt.ad de Ciencia~ de la Tierra _por su apoyo a los trabajos. Mi especial agra~ec1nnento a la Sociedad de Investigaciones de Alemania (Oeutsche Forschungsgeme~nschaft). BONN, por su generoso apoyo financiero. Al fng. J.A. RAMIREZ de Linares, N.L., México por la traducción del 1anuscrito. 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SCB1JIIA6R: ~ p:zleoeooZó¡;ioos, K~!Tit'lrlrtioro, MfrcuxJ �_SCB1}IIA8R: ~ pJ,'leoe(y;Zó;¡ia:zs, K~/Tit'fmi.cn,, Mf,;úx, SCHIJMANN: '1,sel'lWiones p:zle:iecoló;¡ioos, K~/Ti.thonuirc, Mfrxri.a, LAMINA 2 Fig. 1: Acumulación de corriente postmortal de Au,/_acomye.,U.a má.f:i. ca (FURLA~I). I urbide . x3 . et . p11.ob,/_ e.- Fig . 2: Acumul ió dt corriente pos mortal de Haploceratidae y Glochicerat:dat . Par e d un gran concreción. lturbide. ~1.5, • �ESTUDIO GEOLOGICO - ESTRUCTURAL DE GALEANA/N.L.(MEXICO) Y SUS ALREDEDORE Por: Martí n GOTTE Direcci6n: Geol ogisch Palaontologisches lnstitut der TH Schnittspahnst r . 9 0-6100 Oarmstadt/Alemania Federa l Direcci6n Actual: Facultad de Ciencias de la ierra Universidad Aut6noma de ~ue~c Lei~ Ap artado Postal 104 67700 linares, N.L./Méiico. Restaen: Se efectuaron investigaciones de estratigrafía, facies y estructura de la Formación Minas Viejas (¿Calloviano-Oxfordiano?) Y su margen geológico, basándose en una cartografía de Galeana/ ,L. (~xico) y la región circundante. La Fonnación Minas Vieja cuenta con diferentes lit.o-tipos (sulfatos de calcio, rocas carbonatadas ·y elásticas) y un espectro facial abarcando depositaciones del subt ida 1 (laguna) hast a el supratida l (sabkha) . La alternancia cíclica de rocas sulfáticas y rocas no sulf3ticas posibilita una subdivisión lit.oest.ra igráfica en 5 subsecuencias. El árt>a repr enta la zona transicional entre el dominio de un basamento elevado (Anticlinal de Potosí) y el dominio de los pliegues apretado y rectunbent s (pliegues de cobertura) laranúdicos de la SiE>rra MacirP OriPnt.al generados sobre un basamento más profundo, Algunas fallas alcanzan el zócalo infrasulfático, cuya cinemática está re lac:i onada con el levantamiento local del basamento en el W, po t.erior al pleganrient.o laramídico, provocando el desplazamiento de su margen oriental más hacia el E. Actas Fac. Ciencias 'Tierl'a UANL Linar·es 3 61-8? 6 figs. Agosto 1988 Linares/México �63 62 GOTTE: Estuiw gool,ógwo-estrueturo.l, Ga.learo.lN.L, (Mfr:r:úxJ) GO'J"lE: Ei;tudio goológú:o--eetrrut.:turo.l , Galeana!N.L. (Mth:i.m) En el área de Galeana el estilo defonnativo fué controlado ·principalmente por (1) la resistencia diferente a la cizalla y al flujo de los conjuntos litotectónicos, lo cual permitió el despegue, el plegamiento y el cabalgamiento de la cobertura 1nesozoi ca , y ( 2) por el levantamiento subsecuente del basamento, acompañado por falla.miento. Abstract: Studies on stratigraphy, facies and structure of the Minas Viejas Fonnation (¿Callovian-Ox.fordian ?) and its geologica1 vicinity have been perfonned -supported by rnapp:j.ng the Galeana/ N. L. (México) a.rea. fne Minas Viejas exposures display different lithotypes (annydrite, gypsum, carbonate and clastic rocks) and facies assemblages which refer to subtidal (lagune), intertidal and supratidal (sabkha) environments. The cyclic alternations of sulph.ates and non-sulphat,ic intercalations allowed to establish at least 5 sub-sequences. The study area represents a zone of transition separating an elevated basement fault block, found beneath the Potosi Anticline, from the eastern belt of tignt , asynmetrical and overturned cover folds of the Sierra Madre Oriental which were formed over a slightly eastward dipping basement, Sorne majar faults (reverse/?transverse faults) have been active after the folding of the Sierra Madre Oriental during the Lower Tertiary and rea.ch down into the pre-Minas Viejas strata. Their kinematics are related to the basement uplift in the W, implying reverse faulting at the eastern margin of this basement block, 'füe style of defonnation is c0ntrolled by ( 1) contrasting ril.eology of different structural levels, favouring detachment, f olding and thrustfaulting of the Mesozoic cover, and furtner by ( 2) subsequent local basement uplifting, associated witn faulting. l. INTRODUCCION región de Galeana, N.L., localizada en el norte de la Sierra Madre Oriental (Fig .1) presenta algunas particularidades estructurales y faciales aún no estudiadas en detalle. En este contexto la serie evaporítica de la Formación Minas Vj.ejas (Jurásico ¿Medio Superior?) ocupa una posición clave. Por esa razón se contenplará la Fonnación Mi.nas Viejas más La Fig. 1: Ubicaaión deL área estudiada. a fonoo en el presente artículo. los estudios de campo se llevaron a cabo considerando los siguientes objetivos: -cartografía geológica de los alrededores de Galeana (Fig. 2)CCJ'l0 vista general, -Establecimiento de una subdivisión estratigráfica de la Fonna.ción Minas .Viejas basándose en rasgos li tofaciales. -Levantamiento de un inventario de las estructuras tectónicas mayores y menores. -Evaluación d.~ las influencias de rocas sulf áticas en el desarrollo estructural del área de Galeana. ~ s de . un mapa fotogeológic~, escala _l:~0 000 (DETENAL 978), se dispuso de mapa3 y croquis de los siguientes autores: �64 65 COTTE: Estidio gro~tructuroL, Ga.Zeira!N. [,, (Mb:i.oo) 0()'1"1E: Estidio geo~truat7.auZ, Ga.Zein:,JN,L. (Mth:ia,) DIAZ et al. 1982, 1985) ( 1959) , TAVERA {1960) , PADILLA Y SANCHEZ (1978, y MOOR (1980). Los mapas mencionados que se distinguen unos de otros no son suficientemente exactos con respecto a la tectónica del área y a la Formación Minas Viejas. 2. ESTRATIGRAFIA 2.1. Jurásico Pbrmación Minas Viejas El término 1 ~----~ (f,;J,~ N 9 º¡' 1 1 k111 Fig. 2: Mapa geológico deL área de GaLeana , N. L. (¿ Calloviano - Oxfordiano?) Formación Minas Viejas' 1 fué introducido por HUMPHREY para denaninar los estratos de yeso, lutita y arenisca, los cuales subyacen concordantemente a la caliza Zuloaga en las regiones de Galeana, Rayones y 1-bnt errey (HUMPHRE'f 1956, de CSERNA 1956) • cerca de Galeana se consideran todas las unidades litológicas (evaporitas, calizas, elást icos) sobreyacidas por la caliza Zuloaga (OXfordiano Sup.) y subyacidas por lechos roj os (Formación Huizachal/Triásico Sup., Formación J.,18. Joya/Jurási co Med, ) cano perteneci entes a la Formación Minas Viejas. Los afloramientos más cercanos de los lechos rojos triásicos están ubicados aprox. a 2. 5 I<m al SW del área cartografiada, Aún no se han obtenido dataciones por falta de fósiles guías. Sin ertbargo, por su posici6n estratigráfica se podría asignar a la Formaci ón Minas Viejas una edad del calloviano al Oxfordiano • Para nanbrar las rocas evaporíticas cercanas a Galeana y que son lit alógicamente variables, se considera conveniente abandonar el término "Formación Olviden, que anteriormente fué utilizado por la mayoría de los geólogos, en favor del ténnino "Minas Viejasº. Las relaciones estratigráficas no coinciden con la definición original de la Formación Olvido establecida en la región de Cd. Victoria por HEIM ( 1940) • No se ha logrado medir el espesor de ésta formación, suponiéndose un valor mínimo de unos 600 rn. Las rocas de la Formación Minas Viejas afloran al W de la carretera que conecta la "Y" de Galeana con la ciudad de Galeana. Esta$ rocas forman las lanas y cumbres de la "Sierra de los Rincones". La formación consta de diferentes subsecuencias li tológican-ente Variables y en partes intensamente plegadas, Las facies Y los espesores cambian en forma lateral. A pesar de las CCl!¡:>licaciones tectónicas en el área de Galeana, es factible leparar por lo menos 5 subsecuencias litoestratigráficas . 11 �67 66 G0'1'TE: &tM1io ge,7.ó;ia:,-estruaturol, Gi2e:in:i/N.L, (Mfrx:i.ao) G(J'l'!I: EstW:io g e , ~ l , Gile:iro!N.L. . I: T. ' • ♦• ·-· ·- · - ' ·- ··- ·· ·- · -•¡ (véase Fig, 3): : 1 ••• • O • t I t • • , · ' -- (5) secuencia sulfática superior (4) s. lutítica-calcárea (Miembro Santa Rita) (3) s. sulfática-carbonatada (2) s. calcárea (Miembro Las Minas) (1) s. sulfática inferior. - (M?:r:icc) ¡ • 1 • • • ••• : ,· .· : , · . <Z:>- Rn. La Casita K l. Ce/Iza Zu/oa a o X m. F F Secuencia sulfática inferior (l) consiste pri ncipalmente de anhidrita, la cual está yesificada superficialmente. Aunque casi todas las estructuras sedimentarias desaprecieron pcr el efecto de la hidratación, todavía se apreci an en muchos lugares patrones nodulares y laminados (alternadas de anhi drita y oolanita). La superficie de la roca anhidrítica aún no yesif icada se encuentra desde unos 10 hasta 20 m bajo el nivel del terreno. Varios horizontes carbonatados se intercalan con espesores menores de un metro hasta 30 m, Sus extensiones lat erales están limitadas. FrecuentE!m:!nte se ven las cali zas en forma de peñascos aislados o costillas en la "matriz II sulfátíta, capas más delgadas muestran casi siempre el f enáneno de "boudina• ge 11 • Las rocas calcáreas se agregan a los si guientes tipos de facies: oolanicrita, pelmicrita, oanicri ta/-esparita, De vez en cuando se observan intercalaciones elásticas (liroolita, arenisca) y margosas de varios cm de espesor. Láminas irregula· res y silificadas de color café dentro de las calizas permiten catprobar algunas fases de exposiciones subaereas con formaciál de suelos (ver JAMES 1986). Aparte de icnofauna y bi oturbécimes, esporádicamente se encontraron pelecípodos pequeños {E~ogyta s p. ) "in si tu 11 , o acurm.llados caro coquinas. El medio ambi ente de la secuencia sulfática inferior rrostró fluctuaciones relativa· mente frecuentes de las condiciones que variaron de subtidal (laguna) a intertidal y supratidal (sabkha) • La salinidad varió entre condiciones regulares hasta hipersalinas (precipi ta· ción de sulfatos de calcio). Dentro de la Formación Minas Viejas cerca de Galeana destaca el Mienbro caliza Las Minas (2) (nanbrado después Cerro Las Minas al SW de Galeana) cano horizonte guía, yue se puede trazar f ácilrnente a través de la Sierra de los Rincones debido a su apariencia rrorfológica. En los alrededores de Gala:ma, la caliza Las Minas tiene espesores considerables ( > 15 O m) que van disminuyendo hacia el sw. se supone que al w de Galeana la unidad mencionada está en gran parte para-autóctona hasta La -- --- ---- -- --- --- ---- --- ... -- --- -- -- ---- - - - - - - _ _ _ _ _ _ ff/1mbro Luma Catcár,a M SANTA RITA - - --o~ - ------ - - - - N A ,...., D I\ I\ I\ 1 carbonatada I\ I\ 1 - 1 1 ....,, - - " A N V o E 1 lfilmbro n J Cal/za ) LAS MINAS ' - - A 100m l'I l'I I\ o • R D s Set. 1ulfátic0 - " o l'I " " s Sic. sulfcítica inf. l'I I\ I\ - I\ Fig. 3: Sección compuesta de ia Fo~mación Minas Viejas en ei área de Gateana, N,L. ( A L L. �69 68 GOTTE: E:stidio goológú:x)-estructl, G:1.learo./N.L. ( ~ ) alóctona (véase Fig. 2) . Este miembro se constituye de capas nedianas hasta gruesas bien estratificadas que se crn;,onen de micri tas y pelmicri tas de color gris oscuro. cano intercala:io, nes se notan bandas delgadas de limolitas y areniscas de grano fino con estratificación graduada. Por la apariencia unifom de estas bandas a través de extensas áreas se interpreta su sedimentación provocada por eventos eólicos. En la parte basal que consta de micritas relativamente puras y densas abundan manchas y tubos finos de calcita que se podrían interµ:et.cc caro resultado de bioturbaciones. En la parte superior de la Caliza Las Minas predaninan calizas arcillosas y margas, en las cuales se identifican pcx:;as conchas pequeñas de diferentes géneros de pelecípodos taxodontos. Crniparando con las condiciones de depositación de la secuencia infrayacente, es evidente que las condiciones lagunares (subtidu) pennanecieron constantes por más tierrg;>o conservando una salinidad nonna.l. La transición de la facies marina regular a la facies evaporítica se efectuó gradualmente en la parte superior de la secuencia. Allí predaninan dolanitas y limolitas dolaníticas donde cristales de yeso (ahora: calcita) crecieron en los sedimentos antes de la depositación de los sulfatos sobreyaceites, Igual que el Miembro Las Minasl en casi toda la región se encuentran la 5ecuencia sulfática carbcrlatada ( 3) la cual continúa hacia arriba. Significante para esa secuencia es un cambio rítmico de capas sulfáticas y capas carbonatadas, En su mayor parte las calizas están constituídas de laminitas de algas y de micritas dolanitizadas (en parte de-dolanitizadas) que corresponden a un ambiente interhasta supratidal, Tanto en las calizas caro en los sulfatos abundan capas delgadas (unos cm) de lirooli tas y areniscas probablerrente eólicas que muestran una estratificación gradual. En el contacto con rocas calcáreas, localmente se nota que los sulfatos fueron calcitizados. Eso sucedió durante una fase diagenética tenprana conservándose las estructuras sedimentarias. En cuanto a los sulfatos que todavía cuentan con estructuras sedimentarias, aún se notan rasgos de bandeamiento y laminación. También 11 11 se pudieron observar texturas chicken-wire que son típicas para anhidrita formada en el supratidal {sabkha). En áreas limitadas al W de Santa Rita y al S de Jalisco afloran rocas con una coloración rojiza, producto de la meteorización. Este Mienbro Santa Rita (4) está constituido en su mayor parte de lutitas y limolitas calcáreas, las cuales aparecen en afloramientos recientes con colores negros y bandas de micritas oscuras y nódulos micríticos que se intercalan, Gl1f'!E: F:stlflio grológiro-estrwtura.Z, G:i.le:rro!N.L. (Mér:ioo) a, la base y en la cima del perfil hay bancos de calizas morfoló- gicarrente pronunciados. En la ~ parte rredia se encue~t~a una serie de dolanitas, estranatolitas y sulfatos calc1t1zados. ~te de eso se pueden detectar texturas laminadas en los ex-sulfatos. Algunos estratos lirnolítico-dolaníticos contienen manchas de calcita que indudablemente fueron evaporitas (yeso, anhidrita). La presencia de selenita caro relleno del diac_lasamiento se atribuye a procesos tectónicos. Digno de atención es la existencia de amonitas-aún no determinacm en la parte superi or del miembro. Las amonitas están altamente deformadas, es decir, plegadas, aplanadas y elongadas. Cbviamente las amonitas fueron acarreadas de un mar abierto (shelf) hacia un ambiente poco favorable para vivir. Hasta la fecha no han sido reportadas amonitas en la Formación Minas .Viejas. En la parte inferior se pudieron coleccionar pequeños b1 valvos y gasterópodos. Durante la sedimentaci ón prevalecieron condiciones de salinidad alta en una laguna con poca circulación y con cambios episódicos a intertidal y supratidal. Capas delgadas de canpo~entes re-trabajados (intraclastos, · fragmentos de fósiles, cuarzo) indican eventos esporádicos con un alto índice de energía (tarpestades) . Por fin sobreyace la secuencia sulfática superior ( 5) al Miembro Santa Rita, pero prácticamente no existen criterios distintivos para una delimitación de · los demás sulfatos. Los contactos con la Caliza Zuloaga son visibles cerca de Santa Rita. En esa localidad los sulfatos muestran texturas laminadas y "chid<Enwire", conteniendo algunas capas ( 1-2 m) de dolanita y pelespari ta. Caliza Zuloaga (Oxfordiano Superior) La Caliza Zuloaga (definición: véase IMLAY 1938) se refiere a un banco marcado de caliza que aflora siempre en la base de la Formaci ón La Casita, o sea, sobre la última capa sulfática de la Fonnación Minas Viejas (ver MICHALZIK 1988) • Debido a su espesor reducido ( 5-10 m) no fué factible dibujarla en el mapa. No obstante, es fácil delimit ar y reconocer la Caliza Zuloaga en toda la Sierra Madre Oriental, ya que su morfología es muy pronunciada. El perfil t ransicional (Fm. Minas Viejas -<:a.liza Zul oaga - r)Í1. La Casita) se puede estudiar al s·w de Santa Rita y en un cañón al NW de la "Y II de Galeana. Mientras que la facies oolítica es preponderante en otras �70 G()'l'/E: GOTTE: Estuiio goológuxrestruatiaut, Gate:JralN.L. Esmi.io geológuxrestnct;uro.t, Ga'leara!N.L, (Mé.t:im) (Mfrr;úx}) partes, el espectro de las facies en el. área es~udiada ~aria entre micrita, biopelmicrita y biopelesparita con b~oturba~iones ocacionales. La base de la caliza Zuloaga consiste siempre de una capa calcítica de origen diagenético, .. l~ cual rn~e~tra texturas de "chicken-wire" y presenta un olor a acido sulfhídn.co. se trata de anhidrita precedente que fué descarrpuesta en un ambiente subacuático reductor (material orgánico) con el apoyo de bacterias, capaces de reducir el sulfato .(ver FRIEDMAN 1972). La textura "chicken-wire" de la anhidrita precursora se conservó a causa de la precipitación simultánea de caco 3. Ftmnación La casita (Kinmeridgiano-Tithoniano) u,s sedirrentos elásticos de grano fino de la Formación La casita indicando su acumulación en un shelf, no están expuestos carq;>le~amente en el área estudiada debido a la amplia cubierta cuaternaria y a causa de fallamiento. El espesor al W de Santa Rita mide unos 300 rn. Allí afloran concreciones carbonatadas (hasta varios rretros de longitud) que se encuentran interestraHficadas con lirrolitas ligeramente exfoliadas. Las concre· cienes fueron ajustadas con su eje longitudinal e? el p~ano de la esquistosidad local y contienen con frecuencia amonitas (en partes deformadas). con rrenos abundancia aparecen bivalvos y madera flotante petrificada. La frecuencia y el tamaño de las concreciones calcáreas disminuyen hacia arriba. de los espesores. Estas calizas con bancos gruesos hasta macizos constituyen la secuencia más potente y rnorfológicamente marcada de la Sierra Madre Oriental. La FormaCiál La Peña (Aptiano Sup.) que sigue hacia arriba, consiste de capas delgadas y fosilíferas de caliza y rocas peilticas. Este horizonte forma depresiones topográficas y es fácil de determinar, usando fotos aéreas. Una facies extraordinaria de la Formación Aurora (Albiano) que fué observada al NW de Agua Dulce está representada por grainstones bioclásticos y micritas con foraminíferos y arronitas en bancos macizos. Las capas continúan hacia arriba en micri tas laminadas con pedernales dentro de estratos ondulosos de la Formaciál CUesta del eura (Albiano-Cenananiano). La Fmmación Agua Nueva (Turoniano) es una alternancia rítmica de micritas de capas delgadas a medianas y lutitas negras. Después continúa la Formaciál San Felipe (Coniaciano-Santoniano) con un contenido elástico más alto, Significantes para esta formación son los estratos tobáceos de color blanco y verde así cano bioturbaciones. · El cambio litológico a la Fatmaciál Méndez (campaniano-Maastrich tiano) que consiste de una serie rronótona y exfoliada de lirnolitas y lutitas poco calcáreas de color café-verde, es transicional. La Formación Méndez se localiza en la parte central del valle intermontano de Galeana. 2.3. cuaternario Los sedirrentos 2.2. cretácico cano sobrevista general se da a conocer una breve descripciál de las formaciones cretácicas. Por razones de simplificación, varias veces se juntaron dos formaciones en el mapa. DatOI más detallados con referencia a las rocas cretácicas se pueden basar en los trabajos de HERNANDEZ-ARANA (1966) , PADILLA Y SANCHEZ (1978, 1982) y M(X)R (1980). ta Formación Taraises (Berriasiano-Hauteriviano Inf.) esú constituida de micritas y margas interestratificadas. En esta formación se intercala un miembro de areniscas al E de Galeanl (ver MICIW..ZIK 1988). Cerca de Galeana (Cerro de Labradores) se enlazan las f aciet de cuenca con la facies arrecifa! (rudistas) de la Formaci&I 04>i<k> (Hauteriviano-Aptiano Inf.) provocando un engrosamiento cuaternarios no se diferenciaron en el mapa para no perder la claridad de las informaciones vaciadas, Abanicos aluviales están presentes a lo largo de los pies de los cerros. Las gravas fluviátiles de los valles están cubiertas por sedimentos lacustres, partes de ca lidle y residuos blancos de granulanetría muy fina que se atribuyen a la disolu:iál de los sulfatos de la Formación Minas Viejas. La cadena rrontañcsa al E de Galeana que está constituida por calizas resistentes del Cretácico Inferior es caro una presa natural, que dificulta así el desagüe hacia el E. De ésta manera se formaron lagunas, en las cuales se acumularon los sedirrentos , Qi el área de La Laguna de Labradores, Tuxpan y Jalisco se encuentran muchas estructuras de hundimiento y colapso, limitadas por acantilados. Estas dolinas cuyos pisos planos pueden alcanzar el nivel freático (v.g. Laguna de Labradores) atestiguan �72 73 GO'l'TE: Estidio g«J¼¡ia,-eem.ctiauL, Qzle:n;;/N,L, (/.tix:i.co) (J(J'J"lE: Estui.io ge,ZógiarestruaturoZ 1 Ga'leam.lN. L, (Mé:r:ico J claramente la disolución subterránea de rocas sulfáticas pertenecientes a la Formación Minas Viejas (ver MEIBURG et al. 1982). reconocimiento de las unidades no sulf áticas mediante un mapeo y la correlación en base a propiedades litofaciales, Solamente horizontales que son trazables (v.g. Miembro Las Minas) facilitan ésta intención, mientras que bancos delgados localmente dist1ibuioos no son relevantes. Los siguientes rasgos caracterizan a los pliegues rrenores que se desarrollaron en la Formación Minas Viejas: -La longitud de onda y la amplitud tienen una correlación po~itiva con el espesor de la unidad carq:;>etente, -La simetría y el echado de los planos axiales cambian frecuentemente en el transcurso de un sólo pliegue, -Predaninan pliegues apretados de una simetría triclina, •Los anticlinales están más apretados que los sinclinales (estilo 3. BOSQUEJO ESTRUCTURAL 3. l. Generalidades La región de Galeana forma parte integral del daninio tectónico fold-thrust-belt 11 (SUl'ER 1987) de la Sierra Madre Oriental. En las cercanías de Galeana se distinguen varias unidades litotectónicas que pertenecen a diferentes pisos tectónicos. Estas facilitaron y/o dificultaron el establecimiento de pliegues y fracturas dependiendo de su carportamiento geanecan1co. En base al análisis macro- y microestructural de los pisos tectónicos, OOERI' (1987) llega a la conclusión que el estilo y el desarrollo tectónico de la Sierra Madre Oriental también se debe a un acortamiento del subsuelo. En ésta área no se puede concluir una datación del plegamiento principal, presumiéndose una edad del Paleoceno tardío - Eoceno (fase laramídica). Después tuvieron lugar varios acontecimientos tectónicos que superpusieron al plegamiento laramídico afectancb incluso hasta el basamento ( "pliegues de basamento", de CSERNA del 11 1956; TARDY 1973). 3.2. Fstilo estnx:utral y condiciones geaie:::ánicas Formación Minas Viejas, que consiste principalmente de rocas poco cai;:,etentes, está contemplada por muchos geólogos caoo el presunto horizonte donde se inició un desprendimiento de la cobertura de la Sierra Madre Oriental. Al W de Galeana las subsecuencias li tológicamente heterogéneas de la Formación Minas Viejas yacen sobre un basamento más rígido y ligeramente arqueado, La formación se encuentra fuertemente plegada de una manera disan-ilÓnica formando así ~ anticlinorio dentro del Anticlinal de Potosí, el levantamiento mas elevado de la parte septentrional de la Sierra Madre Orien· tal, ubicado al W del área. Los horizontes no sulfáticos dibujan el estilo . del plegamiento, pero en muchas ocasiones la distribución irregular y la discontinuidad lateral de las intercalaciones calcáreas/silíceo-elásticas i.rrpiden la rec<:'11strucc~ión r~z~nable de una imagen estructural canpleta. Debido a esta dificultad el primer paso debe ser sier.pre un La eyectivo), -Las vergencias tienden al NE, E y SE, -Solamente en casos excepcionales los ejes corren en la dirección de los pliegues laramídicos de la Sierra Madre oriental (NW/SE); con frecuencia se observan desviaciones hasta 90° (B.lB' ) , es decir, paralelo al rumbo del acortaraiento regional (OOERT 1987) 1 <orrelacionado con el plegamiento se desarrolló una esquistosidr:i que está pronunciada en las inflexiones y en el plano axial de los pliegues • Calizas bien estratificadas (v.g. Miembro Las Minas) muestran un sistema de diaclasamiento.bien definido, cuyo origen claramente está vinculado con el plegamiento. En cambio, en el Miembro santa Rita, carpuesto de rocas más dúctiles (lutitas calcáreas), predaninan - aparte de estiloli tas oblicuas - microplegamiento Y esquistosidad. La esquistosidad provocó crenulaoiones en la estratificación y plegamiento por cizalla. Las deformaciones en ésta unidad son semejantes a las de una roca rnetam5rfica. De interés particular son las amonitas deformadas en ese miembro que apoyan el análisis cinemático. Sin embargo, el levantamiento de las microestructuras no permite deducir un plan tectónico regional, En cuanto a los sulfatos de calcio, cabe mencionar que durante la época laramídica se considera a la anhidrita cano única fase estable, • El yeso enpezó a originarse después de los eventos tectónicos, cuando la erosión ya estaba avanzada para penni tir el acceso de aguas superficiales a la roca anhidrítica. A pesar de las diferencias mecánicas notables entre anhidrita Y yeso -anhidrita es más dura, más densa y rrenos dúctil - las deformaciones plásticas también se hubieran presentado en la anhidrita de la Sierra Madre Oriental, si los rangos de cizalla- �75 74 Gf1l"l'E: Eetu:ii.o g o o ~ t , G:zle:Jro/N.L. (Mb:ú:o) miento hubieran sido suf icienternente pequeños. Los supuestos valores máxiroos de la presión lito- e hidrostática y la temperatura no sobrepasaron a los 65 MPa y ll0ºC, respecti vanente, en el techo de la Formación Mi.nas Viejas. La roca ronaninerálica de anhidrita favorece a los cizallamientos y desplazamientos por su estructura cristalina (orientaciál de los cristales con sus ejes mayores en el plano de la estratificación, un clivaje preferente de los cristales //(010) y // (012), rnaclas // (101) ). En base a datos conocidos del ambiente (densidad y espesor de la cobertura, gradiente geoténnico, porosidad y perrreabilidad, inclinación del basamento, "strain-" y 11 shear-rate 11 ) se puede estizuar teóricamente de un modo cualitativo el CCJr{>Ortamiento deformativo de la anhidrita considerando sus propiedades mecánicas. Investigaciones en este ámbito fueron documentadas, entre otros, por MilLLER & SIEMES (1974), MÜLLER & BRIEGEL (1977,1978), MüLLER, SCJl.1ID & BRimEL (1981) y JORDAN (1987) quienes se dedicaron tanto a experirrentos petrarecánicos caro a observaciones de las evaporitas que supuestamente facilitaren el décolleroent de las Montañas Jura. I.os resultados obtenidos en el laboratorio y por cálculos teóricos aportaron al establecimiento de m::xlelos tectónicos cuya aplicación con respecto a la evaluación en el presente caupo queda especulativa dentro de ciertos límites. Si suponeroos que inicialmente los sulfatos de la Fonnaciál Mi.nas Viejas estaban representados por yeso en un estado bien coopactado, la transformación a la fase anhidrita podría haber sucedido a partir de los 50-65° C y 25-35 MPa (presión de la cobertura mesozoica) dependiendo de los factores ambientales, Durante ésta deshidratación se acumularon cantidades de agua provenientes del yeso con un aumento de hasta 10% de su volúmen total. Tanando en cuenta que las rocas sobreyacentes de la Fonnación La casita representan un horizonte de muy baja permeabilidad, es fácil suponer un incremento relativo de la presión intrafonnacional, ya que el agua no pudo abandonar al instante el sistema casi cerrado de la Formación Mi.nas Viejas. El diaclasamiento sumarrente intenso que se observa en la Caliza zuloaga Y en la parte inferior de la Fonnación La Casita (con relleno de selenita) puede atribuírsele a éste evento (MICHALZIK 1988). No se sabe si se conservaron las altas presiones en la Formación Minas ~iejas hasta la fase laramídica. De haber sucedido así, se. ~ubieran generad:> cizallamientos y un décollement regional. Aslll\J.SIOO hay que tanar en cuenta W'la probable deshidrataci6n muy ~enta e;'~ poca generación de presión inplicando W1a significancia tectoru.ca menor. G()'!'J'E: E:stuiio ~ ~ LOS sedirrentos st~ t , Gllearo!N. L. (fllh:i.a) ) li.rrolí tices y hanogéneos de la Formaci ón La casita indican un grado más alto de defonnación que las calizas sobreyacentes -dél Cretác1c~ Inferior, debido a fenérrenos cano: plegamiento en rrenor escala, . esqui stosidad, rot ación de geodas y "strain" en fósiles. Las calizas arrecíta'l es de' lé\ Formaci ón CUpi do que represent an ,la unidad gearecánica más resistente y maci za del pi so tectóni co supra-s4~fático afloran solament e al wde Galeana (Cerro Labradores}. arpezando con la Forrnación cuesta del . éura haci a arri ba, es notable una mayor disposición a deformaciones dúcti les y esquistosidad gracias a la presencia tan alt a de calizas arcillosas y lutitas. 3.3. Fstnrt~as tectá'licas mayores Plegamiento La zona mapeada que se encuentra en el borde ori ental del Anti clinal de Potosí cuenta con una variedad de estrucut ras plegadas y desplazadas por fallamiento (véase Fig. 4). Al N de Tuxpan queda situada la terminación SE de W1 si nclinal simétrico ( "Lagunilla Syncline", DIAZ et al. 1959; "Si nc linal de San Lucas", TAVERA 1960; "Las Viborillas Syncline", MOOR 1980) que corre con un rumbo de 150° buzando al NW present ando en su núcleo calizas de la Formación cupido. ws ~loramientos de la Formación Minas Viejas que s i guen haci a el oriente constituyen en su ent idad el núcleo de un anticlinal ~tado hacia el NE ( "El Labrador Anticline", MOOR 1980 ) que continúa al NNW por lo menos 12 km a través del valle de ~ Lucas. SU flanco occidental está truncado por una falla inversa mient ras que el flanco opuesto se encuent:ra l imitado por al menos una falla inversa altamente inclinada al w. El anticlinal mencionado desaparece hacia el s, ya que ést a parte de los afloramient os del Jurásico Superior pertenece al dani nio d:l,Anticlinal de Potosí donde los pliegues secundarios y disar~111cos forman un anticlinorio dentro del anticlinal. En el area cart09rafiada dichos pliegues, cuyos ejes distorsionados CXIC\.lllentan una gran variedad de direcciones e inclinaciones están bie~ delineados por la caliza Las Minas. La longitud de ~da .siempre es menor de 2 km. Al SW de Galeana se aprecia un !incl nal (Cerro El Aguila, Cerro Las Minas), cuyo eje curvado esta oblicuo respecto al rumbo general de los pliegues laramídi- 7 �77 76 GOTTE: Estu:1:io geológúxr-estructurutJ fxJ.7...e:rn:JJN,L, G(J!TE: EstTAio goológúx>-estroctumt, Ga leara!N. L. (Méxitx;J (MiJ:ilxJ) A' l A ', •••• t• ~~~~~,{.-:b.'%-1i~t"1l;Jti§..fiITT"TTC::l~~-i,U.---.-~~h""""' ~--J '. f ¡ 1 .... t ,• ~• ., /lV f : J. 1.L. B' B . , IIY i 0 ~ D,S 1 I I I \1 km $1MBOLOG!A : ~ .,---0.llftl 111-lcltnn 11dcrelKlirllm (U dtGVl'HIQI) ~ ,,,,,.----: • ~• e Anllcllnal C' Slnclinol Pollo nor111 al l lron1 • C~l'ronll " lnnno " lnltrlá Cut, gNhlgí et Fig, 4: Croquis teotónioo det área mapeada. Cubierta cuaternaria omitida, cos, continuando por varios kilánetros hasta el w de Galeana, En una zona al SW del cafión Palos Blancos los ejes muestran ramificación y enrejamiento. Los sinclinales expuestos all! son relativamente anchos, mientras que el anticlinal intermedio Pig, ~: Cortes geoZógicos. Cubierta cenozoica omitida . Para ia simboZogía véase Fig. 2. �78 79 GOTTE: &tid:io gro'lógúxreetructvm.i, Galeoro.!N,L. (Mh:i.aJ) fué apretado mostrando estrujamiento del lll:!dio inccrrpetente (sulfatos). Este estilo "eyectivo" que se presenta notablemente en muchas partes de la Sierra de los Rincones, es típico para la deformación plástica de este piso tectónico, El plegamiento de los demás horizontes calcáreos obedece en una forma aún más pronunciada a los principios de la deformación en un rredio dúctil. Aunque en muchos casos los pliegues ya no son reconocibles, el curso y arreglo de los afloramientos aislados indican una geanetría similar a pliegues de un telón con sus ejes bastante inclinados. En la parte central del mapa se localiza el Sinclinal ele Agua Dulce que atraviesa el área con un rumbo aproximado N-S (170°1750 ). y una extensión de 8.5 km continuando todavía más al N. Este sinclinal está recostado en su parte septentrional al E y truncado en ambos flancos por fallas, propuesto asi por DIAZ et al. (1959) cano una fosa tectónica ( "Galeana gra• ben 11 ) . Las unidades estratigráficas expuestas -la mayor parte sepultada por aluvión- abarcan además de la Fonnación Aurora todo el Cretácico Superior, inclusive la Formación Méndez, Unicarrente el flanco invertido occidental aflora en las cercanías de Agua Dulce mientras que en la zona del cañón Palos Blancos todavía se aprecian ambos flancos en la tenninación sur del sinclinal donde el eje buza suavemente hacia el NNW. Al E del Sinclinal de Agua Dulce colinda media,nte una falla el Anticlinal de Labradores ( "Galeana Anticlineº, DIAZ et al. 1959), En las partes más altas del cerro labradores se identifica aún la charnela del anticlinal y el flanco SE que no existe en la prolongación al SE. El eje de este anticlinal recumbente hasta acostado está dirigido al NNW-SSE y buza al NNW. Las unidades calcáreas macizas (v.g. facies az-recifal de la Formación CUpido) que se restringen a la porción septentrional del Anticlinal de Labradores, influyeron decisivarrente en el estilo del plegamiento, es decir, que actuaron en forma independiente a causa de su mayor rigidez. A continuación sigue un sinclinal, cuyo núcleo está carpuesto por estratos del Cretácico Superior, los cuales ocupan un valle arrrplio al E de Puerto de Pastores. Cabe lll:!ncionaz- que este pliegue ( 11La Poza Syncline", DIAZ et al. 1959) representa un buen ejerrplo para un sinclinal en abanico, ya que ambos flancos están invertick>s. rlJl.fl: Es1;uiio G 9 ' ~ t , Gal«rm!N.L. ( ~ ) fl].laiento La transición desde el daninio tectónico del Anticlinal de Potosí, que cuenta con un basamento sanero (ver PADILLA Y SANCHEZ 1982) hacia los pliegues al E de Galeana, está acarpañada por una serie de fallas casi sien-pre fáciles a demostraz-. El fallamiento se debe tanto a la posición excepcional del área entre ck>s daninios tectónicos diferentes cano a la presencia de rocas dúctiles de la Formación Minas Viejas. Fallas dentro de los sulfatos de la Formación Minas Viejas son inferidas, ya que es inp:>sible detenninarlas en el carrpo. En el flanco oriental del Sinclinal de Viborillas se observó una falla inversa desarrollada dentro de la Formación La casita con un plano casi paralelo a la estratificación. Esta falla llega a ser I!'ás importante en su transcurso al N fuera del área. Al Wde Galeana la Caliza Las Minas descansa mediante una falla de cabalgadura inmediatamente sobre una serie inversa que canprende partes de la Formación La Casita y Taraises. Esta cabalgadura se extiende más al S suponiéndose la traza en el contacto de los sulfatos con la Caliza Las Minas. El microplegarniento y la exfoliación en las luti tas calcáreas subyacentes (al NE del Cerro Las Minas) están relacionados con el cabalgamiento, indicando un transporte tectónico hacia el SE (véase diagrama de fábrica 4) • C.erca de la misma localidad se infiere la existencia de otra falla de cabalgadura que separa a los afloramientos del Miembro Santa Rita y una franja que se canpone principalmente de unidades postsalinares (Caliza Zuloaga, Formación La casita, Formación Taraises). Dicha franja que atraviesa una porción de Galeana está truncada por una falla normal, quizás con canponentes transcurrentes, delimitándola al E los afloramientos de sulfatos. La posición contigua de rocas del Jurásico Superior y del Cretácico Superior a lo largo de la margen oriental del Sinclinal de h;Jua Dulce se atribuye a una falla inversa/falla de cabalgadura que tiene un desplazamiento mayor a l. 5 km. La falla aflora aolamente en dos áreas . Sin embargo, se tana por ccrnprobado 1U trayecto sepultado por aluvión as! cano es presentado en el mapa. Al NW de Agua Dulce puede darse cuenta del carácter inverso de ésta falla que buza con 70°-80° al w. En la misma localidad, aproximadamente perpendicular a la falla principal, le originaron pequeñas fallas de transcurrencia. La región del cañón Palos Blancos desempeña un papel sumamente irrportante Pira determinar esta falla que se expone allí en dos lugares. Pll el flanco &W se encuentran los sulfatos Minas Viejas yuxtap.m- : 1 �1 IÍ 80 81 GOTTE: Esttdio 98'~truatun:zi, G:ile:m/N.L. ( ~ ) fX1r/E: &tidio geológúxJ--estruatL, G:zlearo.!N.L. tos con estratos intensamente microplegados y exfoliados de la Fonnación Agua Nueva, mostrando un plano de falla bastante inclinado ( 70ºW) . El plegamiento especial observado en esa fonna.ción que se intensifica hacia la falla, está estrechairente relacionado con la misma fractura y superpuesto al plegamiento pre-existente. Este suceso está c~rooado por los resultados del análisis microestructural (véase diagrama de fábrica 7), Una dirección del transporte tectónico al E está indicado, F.n cambio, en el SE (cañón tributario al cañón Palos Blancos) la Fonnación Minas Viejas yace en fonna sub-horizontal sobre una serie fuertemente plegada de la Fonnación Agua Nueva repre• sentando así un cabalgamiento. La cabalgadura termina más al E; donde se encuentra desplazada por la gran falla al E del Sinclinal de Agua Dulce. Estas observaciones irrefutables están en contradicción a la cpinión de DIAZ et al. ( 1959) así que ya no es conveniente contsrplar el área del Sinclinal de h3Ua Dulce cano una fosa tectónica sencilla. Es difícil inter• pretar tal estructura (ancho: O. 3-max. l. 5 1<m; desplazarnism > 1.5 km) que termina abruptamente en el s, cano producto de mera tectónica distensiva. El limite E del Sinclinal de Agua D.llce marca una fractura prortunciada al E de Agua Dulce, ponienéb en contacto el núcleo de este sinclinal (Formación Méndez) y la Formación La Casita, que constituye el núcleo del Anticlinal de Labradores. La extensión 'hacia el S fué inferida, La falla aflora de nuevo al E del cañón Palos Blancos, separando allí cretácico Superior (Formación San Felipe) de los sulfatos del Jurásico Superior. Además se supone una continuación meridional de la falla después de haber truncaéb la falla de cabalgadura; aunque el mapeo no pudo revelar su curso que queda oculto en el ccn;>lejo sulfáti· co adyacente. Eso ilnplica allí que todos los sulfatos que afloran al oriente de la falla pertenecen al _Anticlinal de Labradores, mientras que los afloramientos sulfáticos al otro lado - que cubren a la prolongación meridional del Sinclinal de Agua Dulce en forma para-autóctona se atribuirán al flan· co E del Anticlinal de Potosí. MCX)R ( 1980) menciona una falla normal ( "El Labrador Normal Fault") rnapeándola a lo largo del flanco W del cerro Labradores hacia el SE, la cual no fué posible localizar y carprobar al igual que la falla de transcurrencia al N de Agua Dulce descrita por PADILLA y SAOCHEZ (1978), F.n vista de un echado variable del plano de la falla a 108 dos lados (entre 70° W y 80° E) y un desplazamiento considerable ( ,. l • 5 km ) , la actitud cinanática de esta falla queda ambigua, Di el .contacto con la falla, al SE de Agua Dulce, se encuentra por ejerplo la Formación La Casita st.rrnamente plegada (pliegues no cilíndricos) y exfoliada, con ejes aproxi.madamente verticales, (Mfxico) indicando de tal manera movimientos transcurrentes, que jugaron Además no se pueden excluir de antemano rovi.mientos relativos de una zona oriental (Anticlinal de Labradores) levantándose con respecto al Sinclinal de Agua Mee. Por lo tanto , no conviene clasificar a esca fractura caro una falla nonnal ordinaria, ya que hay que tanar en consideración una cClilbinación de elanentos canpresivos, transpresi vos y distensivos, actuando alternadamente. un papel innegable. 3.4. levantamiento microest:roctural En 10 zonas del área (véase Fig. 6) se realizó una serie de liediciones (estr~tificación, diaclasamiento, esquistosidad, ejes, lineaciones) para documentar las estructuras microtectónicas. Carparando los diagramas· de fábrica unos con otros se ~uede concluir un plan de defonnación heterogéneo y superpuesto. La dispersión notable de las orientaciones prefere~tes se debe tanto al hecho de que se efectuaron rrediciones en pisos tectónicos diferentes, cano a la influencia de fallas (véanse diagraraas de fábrica 2 y 7). Los pliegues a renudo se presentan en forma cónica. Igual que la esquistosidad, el diaclasamiento está genética Y geanétricarnente relacionado con el plegamiento (véanse diagramas de fábrica 1, 5, 8, 9 y 10). Diaclasas transversales (ac) predaninan. En las áreas de los diagramas 3 y 4 solamente se pudo deducir la dependencia entre el plegamiento y la esquistosidad . l.S. Interpretación ~ el Paleoceno S~ior y E:oceno (fase laramídica) el plegamienla Sierra Madre oriental afectó principalmente a la ~encia r..-esozoica (Jurásico Sup.- Cretácico Sup.) generando Pliegues de cobertura de diferentes tamaños. Contercporáneamente se forr.iaron fallas de cabalgadura y fallas inversas, preferentemente por cizallamiento en las rocas jurásicas. El décollement de la cobertura fué moti vado por un levantamiento general en el W Y un basculamiento gradual del subsuelo hacia el E. LO de 1 �83 82 g e o ~ t , G:l'1H.Jn-JIN.L. GOffE: &tidio (Mé:r:i.a:J) Gf1l'/E: Estu:1i.o geo~t, G:lle:m!N.L. (Mfri:úxJ) N (i) Díoclosos (densidad d1 distribuciónl JC o 0 • Polos de , • Es trcil1f1coc1ón • EsQu1sfos1dod • E¡e b • L1neaciór, b Clrtulo ......' ... .··'-'......~•.. . + .. \ ,\ fig. 8: Diagramas de fábrica (1-10). Fig. 4. Para ia tooatización véaJI l'I' �85 84 G()'l'lB: Etrtu:1io geo~ t , G:ile:iro/N. L. (Mé.r:í.oo) GOTTE: Estu:lio grolá.¡ia>-estruatwnZ, G21aimJN.L. (Mida,) Si bien en el área del roa.peo solamente existen las mani festaciones de dos pisos tectónicos princi pales, (Formaci ón Minas Viej as, cubierta post -Minas Viejas), hay que t anar en consideración el zócalo presulfático que se encuent a éll SW/W de Galeana en una posición elevada. Dependiendo de la ubicación del basamento el área se divide en tres partes: (1) Basamento sanero en la parte occidental (Anti clinal de Potosí) (2 ) Basamento profundo en la parte central (Sinclinal de Agua Dulce) (3) B:lsarento de media profundidad en el en.ente. Se presume que la falla inversa, la cual separa el daninio del basamento sanero del daninio de un basamento profundo, alcanza al zócalo (véase Fig. 5) . El levant amiento local del subsuelo en el W, que probablemente resulta de un plegamiento independiente del basamento (ver De CSERNA 1956: p. 72-76), sucedió después del plegamiento laramídico, transmi tiench fuerzas de crnpresión durante su desplazamiento hacia el E, mediante una falla inversa de gran ángulo. Las deformaciones (v.g. microplegamiento, exfoliación) en los estratos de la Formación Agua Nueva que se relacionan con est a falla demuestran que hubo presiones de confinamiento, suficient emente altas para penni tir deformaciones dúctiles. Por eso se pone en duda una tectónica que actuó cerca de la superficie, o sea, bajo una cubierta erosionada durante una fase tectónica más reciente. Asimismo, la falla al oriente del dan.inio del basamento profundo radica en el zócalo. La franja intennedia con los restos de un sinclinal se puede emprender cano una cuña tectónica hundida - en el sentioo de un graben de carpresión - apretada en ambos lados entre bloques más elevados del basamento. Los rrovimientos tectónicos provenientes del W/SW y transmitidos por el zócalo parcialmente fueron aroc>rtiguados por las calizas resistentes del Anticlinal de Labradores, rrodificando así el estilo del plegamiento (pliegue recumbente/acostado). En este caso el deslizamiento por gravedad juega un papel subordinado. La existencia de un "Galeana horst" ( "Galeana Platf onn", MCXJR 1980) bajo el Anticlinal de Potosí fué inferida por BELOm ( 1979) en base a foto;raf ías de satélite (Landsat) . De su posir.ión y gearetría actual con seguridad no se puede deducir si ésta estructura sobresaliente había controlado decisivament e al suceso de la sedirrentación en su ámbito (v.g. establecimiento de una plataforma carbonatada) • En su margen oriental, cerca de Galeana, se d:>servaron varios tipos particulares de facies (facies silíceo-elástica de la Formación Taraises, facies arrecifal de la Formación Cupido) mostrando cambios laterales llllY bruscos. Los límites de las facies diferentes coinciden con fallas. Por consiguiente, efectos tectónicos post-cretácicx:s, provocando desplazamientos verticales y horizontales de la corteza, podrían ser responsables para la ausencia de zonas de transición de facies. Por otra parte hay que suponer que los lírni tes tectónicos también se desarrollaron a consecuencia de los límites faciales. La especulación que los límites de este pilar tectónico al W de Galeana posible.mente ya estaban establecidos cano fracturas antiguas debido a la fase distensiva del "rifting" triásico, y que el fallamiento inverso podría atribuírsele a una reactivación tectónica con desplazamientos q,uestos, no es catprobada ya que faltan muchos datos esenciales sci:>re la naturaleza del subsuelo. IIBLIOGR AFIA: BELCHER,R.C.(1979): Oepositional environments, paleomagnetism and tectonic significance of Huizachal Red Beds (Lower Mesozoic), Northeastern Mexico.- Ph. O, Días., Univ. of Texas at Austin: 276 p. CSERNA,Z. de(l956): Tect6nica de 1, Sierra Madre Oriental de Mixico, entre Torre6n y Monterrey,- XX. Congreso Geol. Int., México:87 p. DETENAL(l978): Carta geológica l :50000, Hoja G 14 C 56 11 Galeana 11 .- l. ed. DIAZ,T., MIXON,R., MURRAY,G., WEIOIE,A. & WOLLEBEN,J,(1959): Mesozoic stratigraphy and structure of the Saltillo-Galeana areas, Coahuila and Nuevo León, N6xico.- South Texas Geol. Soc. 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RODRIGUEZ de BARBARIN. l Dlrecci6n: 1) Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoma de Nuevo León Apartado Postal 104 67700 Linares, N.L., México. 2) Alfred Wegener Institut für Polar- und Meeresforschung Postfach 120161 0-2850 Bremerhaven. Reamm: Las aguas tennale del Baño San Ignacio, localizado a 23 km al oriente de Linares, .L., México, están caracterizada por un elevado contenido de sal di ueltas en relaci6n con otras fuentes y aguas ubterráneas en los alrededor-es d - linar s. Mientra la agua ubterráneas de la zona de Linar g-en ralmente son agua b'carbonatadas, su quimi mo cambia gradualmente en el entido de la corriente del agua ubterránea en la di r cción Este. Se ob erva en ésta dirección, rumbo al Baño an Ignac:i o, un cambio en el tipo de agua d sulfatada-bicarbonatada a agua Na-Cl-sulfatada. En ba e a la situación hidrog ológica, la causa de la alta temperatura de las aguas del Baño San Ignacio se pre ume sea ocasionada por el contacto de la agua a cendentes con un cuerpo intrusivo alcalino, el que probablemente ea parte de la gran z-0na SE-NW entre el Macizo Palma Sola, V racruz, Actas Fac. Ciencias Tier>ra UANL Lina:res ~ 3 89-99 5 figs. 1 tab , Agosto 1988 Linar>es!México �BAJIBARIN,, et a t. : Húirogeoqu{mi..o de Agu:is Term:zle.s B.ARBARIN, et al.: H~'ÍmÚxJ. de Agtos 1mn:zles Y El Pa o T xa , qut> las agua_ w1 cu rpo vaporí Lo~ mu•. tr~o El alto con nido d" nte • hi<lrotermal . t rrán o loca l. al · dJ ti nen O y análi Abstract: TI1 of 8. 1O Linar• CQ) fu nt comprcndi da-.. .n é a n or·ma ¡ ri ódica d sd lo., re~ultaclo muf'. t,ran una con<luc i vi dad dt• dt 7ºC, lnd pt'n · qu la. o ra f d o.~ a 1.5 mho. /. Las características principales de éstas aguas son su alto contenicb de sólidos disueltos (4,430 nv.;¡r/1) y su alta temperatura (37ºC), las que contrastan con otros manantiales de la zona en los alrededores de Linares y a las que en forma general se ~ clasificar caro de aguas del tipo sulfato-bicarbonatadas mientras las del BSI caen en la categoría de sodio-cloruro-sulfata- indica a <'abo das. e, base a la s 1tuac 10n hidrogeológ1ca, se supone que la causa de la alta temperatura y gran cantidad de especies en solución del B.5I se deben, por un lado, a la cercanía de un cuerpo intrusivo ~teneciente a un s i stema de unos 2,000 km de longitud y dirección SE-NW que se exti ende desde el Macizo de Palma Sola, Veracruz, en el sur, hasta El Paso, Texas, en el norte. La al ta concentración ~ ca2+ + Mg2+ ,sulfatos, Na+ +K+ y cloruros, indican la presencia local de un cuerpo de sal en la profundidad . qu la. a1,.,rua d •1 Baño 'an lgnnc i o po een 6, 4 mho / cm y un, mpcra ura prnm<'dio d la 16n d 1 ai1o miPntra mu . ·tran una conducti viciad n l ra mp ra uras ntrC' 20 y 2SºC, an Ignado hot . ,L, l MP. ico , ' high con . ntra ion of cü sout ce:-, of round wat r in . pr•ing· is lo at d 2 h,1t·ad.N •i ✓ t•d s watc.•t• is d "ªl in ompari-.,on Linar( s ini y o lan E ;ly a Desde 1986, la Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónana de Nuevo León lleva a cabo muestreos en forma regular en aguas superficiales, subterráneas y de algunos manantiales o othf>r de la región, realizando los análisis físico-químicos correspondientes. CAMPO BAÑO SAN IGNACIO upan Baño in grea la, V ra ·alt indi a a local .va hydro. olo,t,ricnl si uat on th high t mper•at..ure n Ign~ 10 ~atcr rnay by aus .<l by a'-iccnding lo lkahn 1_ntrw iv body which probably i part -NW ri km magma tic zone b w n Ma izo Palma l Pa T •xa , TI1 high con n ·. o di ·. ·olved a canta b .tw n thi hot flow of wat, r and ic body. . in the ran from 20 Las 1 ■■• PONTEZUEL&.c:11 8 "■ GALLO ••• EL CURRICAN E3 IMRGEN DE LA C\JEHCA - LAGUNAS O ESTANOUES CON FUENTES s lltO DE DE:S4GUE ~ FllNTANOS l[J e] l. INTRODUCCION • ) º· rnatic ~amplin ', and ph ·kal and hcmical analy i. on all our • · d " rjb d in thi paper, ha, b - •n arri . d ouL by our laboratori •s in~,, 19 6 Our r "llJ 1t -show condu t i v ·ty of 6,4 mho /cm , nd t mp ratur of 37ºC at. &ño n Ignacio hrough a!l a. on , wher a ht o h rshow conductivi y va1u o 1 , 5 mho. / m wi th - ...~--- ...•----- .. o Eicala ZONAS GEOTVUtll.ES A Y B FUENTES Y DESAGUES aguas termales del Baño San km al t: de Linares N L Méx . fignacio (BSI) , localizado a 23 por nosotros ~ . Sanicor, 0 ~ parte• de un campo llamado gnac.10, una zona qu de xima apro damente 500 hectáreas (Fig . l.) e catpren Bafi~ lig. 1: Croquis de Za Cuenca Campo Baño San Ignacio . llpllll 1. 25,000 �92 93' BARBARIR, et aZ.. : ~ SARBARI1, de Agt«7s 7emales Se di6 especial importancia a las aguas termales del BSI pcr sus anonnalmente altas conductividad, (6.4 mhos/cm), y tenperatun (37°C), las que prácticamente se mantienen constantes durante tocb el año. Claramente se ooservó que otros manantiales presen1:11 nenor concentración de especies en solución, (0.4-1.1 mhos/aa) ·y más bajas terrperaturas (20-25°C). Para llevar a cabo pruebas hidrogeológicas que ayuden a explicar los orígenes y/o causas de éstos carri:>ios en las característica ya nencionadas, se seleccionaron los manantiales "~" · y "CI' al oeste del BSI (Fig. 2). ,t al.. : HitJrogeo:¡u(,,r d8 ~ 2mmzles aec,.mdarias. se propone denaninar a ésta área Canpo Baño San IgnaCio la cual tiene una extensión de alrededor de 5 km en la di.r~ción W-E y una extensión máxima de casi _2 km de N-~, siena:> toda el área de mucha humedad. El Carrpo Baño San Igna~!º está extraordinariamente bien limitado en forma de una depres1on de bajo fondo con un relieve mínimo y basculamiento muy escaso al rurtx> E-NE respectivamente. ecn respecto a la planicie fluvial de ac\Jl'I\Ulación pleis'tocénica que pertenece al sistema de desagüe del paleo-río Conchos, la depresión en forma de · estructura se limita en todo su perímetro por un desnivel en f o:rma de escalón de aproximadatrente un rret,ro. El carrpo Baño San Ignacio está salpicado de incontables fuentes pequeñas o cuencas •de recepción. Caro consec~encia de la ~a 2. ASPECTOS GEOLOGICOS DEL CAMPO HIDROLOGICO-GEOTERMAL inclinación de la superficie y la escasez de relieve, los desagues S'AftO SAN IGNACIO cubren grandes superficies, algunas de ellas te~nando en peque~as lagunas de poca profundidad. Sin embargo, la mayoria de los desagues Al sur de las poblaciones san Antonio, El Curricán, Gallo y forma un sistema disperso que mantiene a la superficie perennenente Pontezuelas, Municipio de Linares, se encuentra un área natural lúreda. Además existen fuentes en estanques o lagunas, y caro libre de matorral de aproximadamente 500 ha. consecuencia de la colmatación muy desarrollada, la mayoría La estructura geológica, debido a la escasez de uso hllJlarlO, de las lagunas están canpletamente transformadas en pantanos. está excelentemente conservada. Las relaciones entre la estructura IDs pantanos grandes están canunicados entre sí formando cinturones geológica, hidrogeología, desarrollo del suelo y asociacia111 lníredos en la dirección de la máxima inclinación de la superficie. de flora y fauna se pueden reconocer con muy pocas roodificaciall!I Algunas de éstas fuentes o estanques están cubiertas canpletamente por conos de vegetación saturados de agua. La mayoría de las fuentes muestran temperaturas normales (20-25°C). ~ ,, ,, ... __J._ - ~PONTEZU!LAS ,--·-- •' S DE LA 891 1 IERAA ~ CU ftCA DEL BANO ...... __..-_ .. _ _ .. / - ' SAN IGNACIO 1"-..-1 J SIERRA DI A CD. VIC'10R1A /SAN I li,g. B: Looatiaaoi6n de tos manantiates. / especial importancia es, por supuesto, que dentro de la cuenca ae encuentran 2 canpos geotermales separados uno del otro por aproximadamente 600 rnts, teniendo un área cada uno de entre 2 y 3 hectáreas. La terrperatura de éstas fuentes se halla siemp3:e aproximada a 37°C. En el croquis de la figura 1 están marcadas las zonas geoterrnales A y B. lona Geotermal A: Baño San Ignacio. 11 Baño forma un estanque de un diámetro aproximado de 40 mts de anbudo con su punto c6nico más profunoo a 7 mts bajo el nivel del agua. Al N y NW el' baño posee salida de agua en forma de abanico y ali.Jrenta un pantano que acarrpafia a la f.CXla marginal septentrional de la cuenca general. El estanque misoo está libre de mineralizaciones, pero en el área de derrane o:utr'e la mineralización de calcita cano consecuencia del cambio en la presión parcial de co 2 y seguramente también por la particiPICión de algas. en forma �BARBARIN, et al. : llúirogeoql.ámú de A+¡,.,as 71:lmnlee ~ de A(µ:;JJ Temn'les JARBARIN, et aZ..: En los alrededores del BSI se localizan diferentes zonas (i mineralización antiguas que muestran cambios del tamaño y (i la configuración del estanque en la dirección de los derr~. Zona Geotermal B: Campo Gallo. lt:rnbrazros Carrpo Gallo al segundo canp:> geotermal que tiene lllll estructura en forma de bahía al margen N de la cuenca, la cual presenta una colmatación progresiva. La vegetación de la capa del humus causa una elevación de 2 mts sobre el nivel de la cuenca misma. Sobre el nacimiento de las fuentes termales, la vegetación forma conos bajos ~ pocos rretros de diámetro. El desagüe de todas las fuentes El menor que la del BSI en particular. ?b hay indicaciones ~ mineralización, pero la terrperatura es también mayor de 35°C. ..1 'i .,. Los resultacbs de los análisis físico-químicos de las aguas del BSI nos permiten interpretar el campo BSI cano una cuera de subsidencia actual sobre un cuerpo de sal en la profundidad. El agua ascendente se deberá clasificar en 2 tipos: Aguas Frías, las cuales tienen su origen en poca profundidad, y Aguas Termales, las cuales se originan a mayor profundidad. Probablenente la ananalía termal está relacionada con un cuerpo intrusivo alcalino. OA 08 Q 7I 77 4HCO 1 - as.1. l\\\\\\l S04= ...t..-0 . . './?1.,....,... c1- ......,.""'"""'....,a3 ,._......,,... B. S. l. ~ ~o+ 1 K+ (b) (ªl 100.00 90.00 8000 3. BIDROGEOLOGIA 70.00 manantiales seleccionacbs para el estudio hidrogeológicO se localizan aproximadaroonte en un perfil W-E y están dispue en la dirección general del flujo del agua subterránea que et hacia el E (ANDERSCN & AGUILERA, 1986) los cuales están representr cbs en la Fig. 2. Los El BSI se haya rodeado de una zona pantanosa y se halla ~ cercano a la línea del cuerpo intrusivo. Los resultados los análisis físico-químicos del agua del BSI nos hacen clasif ielr a ésta fuente ccm:> del tipo sodio-cloruro-sulfatada, caro puede ooservar en la Tabla I y en las Fig. 3, 4 y 5. La cantidad de sales disueltas en las aguas de los mananti en estudio aumenta en la dirección W-E y va, para el caso dlll "CY\", de agua sulfato-bicarbonatada hasta sodio-cloruro-sulfa para el "BSI". El manantial "OB" representa un punto inte·-1111111 entre las cbs fuentes. 6000 ., '1 .,. ~0.00 40.00 3000 20.00 10.00 z-z.z--21e11•• .0A. RSSSSSSI M9++ -17.... Distribución de tas fuentes 110A 11 - aniones y aationes en % meq/L pal'a "OB 11 - "BSI", �BARBARIN, et al.. : lli.drogea¡u{mi de kJt,os Tumzzlee BABBARIN, et at.: Temperatura Desarrollo d Aniones 50t00 ~ d e ~ Temnles Conductividad 40.00 40.00 30.00 / 30.00 .J 'i e pH 1 • /' 20.00 20.00 ~ 10.00 O 08 'D HCO 3- ~ Perfil W- E 4S0 4 = ◊ CI - 0.00 BSI Desarrollo de Cationes 40.00 ,--1-----+------,,'.+--~ 6.6 0,48 ,2.5 IIQB" 6.3 1.08 23.6 8S1 11 6.8 6.40 36.6 _J Plrfil W-E □ Ca++ A Mg + + ◊Na+. K+ ( b l I noPemento de aniones {a) y oationea ( b) a Zo iargo d, i "OB" - BSI". 11 Temp. ºC 0A 11 11 - pH Cond. mhos/cm 11 perfii W-E, "OA 11 ◊ pH r---t-------+----1----1---...J L--~====~~---L _ OA O BSI B.S.I. Fuente E Fig. 4: 0B Perfil W- E t:,. Cond. (mhos/cm) □ Temp(C) O' a, o.oo ~- OA (o) 50.00 30 . 00 . N,. 6: Temperatura, oonduotividad, y pH a io iargo det perfii W-E "OA " - 0B" - "BSI 11 • 11 �98 99 ,»mARIN, et .~ARBARIN, et al..: H ~ de Ag!..:lB Term:zles En forma especial notaroos un aumento proporcional direcci<lll en la concentración de las especies ionicas al ir de la fuente 11 0A" a la 110B 11 , pero que al llegar al "BSI" sufre un dipam en los parámetros ca 2+ 2+ , so4= ; Na+ +K+ y c1-: Nótese la concentración de Na+ +K y cr son estequianétricarnente lentes, y lo mi~ ocurre con ca2+ #t:J2+ y so 4= • De ~ a los datos geologicos ya expuestos podemos inferir la exis~ de capas profundas locales de evaporitas, halita y yeso en esll caso, con los que hace contacto el agua ascendente. :'!?i equi: Con respecto a la diferencia de temperatura de casi lSºC entn las fuentes seleccionadas para éste estudio, con respecto BSI, se puede explicar que se debe al contacto de las c19UI ascendentes con un cuerpo intrusivo alcalino del cual la Sierra de ,San Carlos forma parte (HUBBERTEN, 1986) y es localizü a sol~ 30 l<rn del lugar. Estos cuerpos intrusivos forman pan, del sistema que va desde el Macizo de Palma Sola, Veracrua, hasta El Paso, Texas, en el norte. at.: H ~ de ~ Term:zles 4, CONCLUSIONES El alto conteni do de sólidos disueltos en las aguas del manantial del BSI tiene su origen en los rasgos geológicos particulares de la cuenca a la que pertenece. El flujo de agua ascendente, proveniente de grandes profundidades, entra en contacto con 111 cuerpo de sal o evaporitas del tipo yeso-halita que i.mpriroo al agua su alt o contenido en ca2+ ~2+ , Na+ +K+ y so4= y c1.- y en oonde los sistemas iónicos muestran equivalencias estequicmétricas sin duda alguna. Con respecto a la alta temperatura de las aguas del BSI, ésta se explica mediante el paso del fluído ascendente por la cercanía de una zona de cuerpos intrusivos pertenecientes, al igual que aquellos de la Sierra de San carlas, al sistema de intrusivos q.ie van desde Veracruz hasta Texas. Para lograr la obtención de un rrodelo hidrogeológico más exacto y extenso deberá elaborarse un mapa geológico detallado de la zcra en estudio, actualmente en proceso, así caoo un aumento en el número de puntos de muestreo dentro y fuera del Campo Baño San Ignacio, que pranete set una zona de gran interés. - so.4 Fuente ca 2+ Mg2+ Na++ K+ HC0 3 "OA• 4.75 0.35 0.192 5,23 ·oa· ·esr 12.38 1.00 1.314 19. 72 6.30 44.292 Tabla 1: A&RA0ECIIIIENT0S: Este proyecto fué apoyado en parte por la Facultad de Ciencias de la Tierra, U.A.N.L., Linares y también por la Secretaría de Educaci6n Pública a través del convenio número C87-024 7. Los autores se hallan muy agradecidos 111bas Instituciones. Cl Cat aniones 0.28 0.00 5.292 5.514 5.14 8.37 0.88 14.694 14.39 0.304 6.46 21.44 42.61 70.312 70.514 0, 198 0.222 VaLores experimentaLmente medidos de Los pal'ámetros quimicos en Las tres fuentes "OA "OB" y ''BSI" a Lo 'la.rgo dll perfii W-E. IJILIOGR AF U: & AGUILERA, V,M,,(1985): Push faults, a conceptual ■odel for groundwatere~ploration in the Sierra Madre Oriental foreland. Zbl, Geol, Palaont, Teil l'. 9/10):11 49-1160, ANDERSON II,B.B. HUBBERTEN,H,W,(1986): The Sierra de San Carlos, Tamaulipas-an igneous complex of the Eastern Mexican Alkaline Province, Zbl. Geol. Palaont, Teil 1(9/10):11831191, �HYDROCHEMICAL INV✓ESTIGATIONS IN THE RIO BLANCO HEADWATER REGION (NUEVO LEON, NE - MEXICO) By : Horst LOSEN & Ralf OLSCHEWSKI Adrass: Lehr-und Forschungsgebiet fUr Hydrogeologie RWTH Aachen LochnerstraBe 4- 20 D-5100 Aachen Federal Republic of Germany. Abstract: The chemical compo ition of spring;water of the Rio Blanco h adwater region in NE-Mexico (Sierra ~ladre Oriental, ~uevo Leon) is influ~nced by carbonate rocks of the Jura sic and Cretaceous Zuloaga, Taraises and Tamaulipas Fonnation- and by sulphat rocks of the Jurassic Mina Viejas Fonnation, which results in three type of water: calcium-bicarbonate water, calcium-sulphate water and bicarbonate-sulphate water. High I"elief ('Ontour and karstification cause a short groundwater travel-time in the shallow subsurface aquifer regions, documented by intermissi ve springs with fluctuating water temperatures and undersaturation of bicarbonate. Alternation of silt-clay-layers with cárbonate-layer and the influence of karst are responsib l for a different.iated llllltiaquifer fonnation with complicated flow-paths. Resumen: La composición química de las aguas d manantiales del Río Blanco en el noreste de México (Sierra Madre Oriental, Nuevo León) es influenciada por calizas de las formaciones -Actas Fac. Ciencias Tier'!'a - UANL Linares 3 101-111 10 fige, Agosto 1988 Linarea!M.éxioo �102 103 LOSEN & OLSCHEWSKI: Fiylrocharricnl i:nvestigltions LOSEN & OLSCHEWSKI: Hy:Jnxharric:il inve.stig:itions Zuloaga, Taraises y Tamaulipas (Jurásico y Cretácico) y por rocas stLlfáticas (predominantemente yeso) de la Formación Minas Viejas (Jurásico). De ahí resultan tres tipos de aguas subterráneas: agua calcio- bicarbonatada, agua calcio-sulfatada y agua bicarbonatada-sulfatada. Los contornos de pronunci ado relieve y la ('arst i f icación causan movimientos rápidos de las aguas subterráneas poco profundas documentados por manantiales in ermitentes con temperaturas oscilantes y sin saturación de bicarbonato. La alternancia de rocas pelíticas con calizas y luti tas y la influencia del car t son responsables por una construcción con varios ni ve les de aguas subterráneas con caminos complicados de flujo subterráneo. l. INTRODUCTION The investigation area is located in the northeastern rnexican state of Nuevo Leon, about 200 km south of r-bnterrey within the northern Sierra .Madre Oriental (Fig. 1). It covers an area of 450 km2 and the character of the norphology is that of a high mountain region with altitudes fran 1200 to 3600 m above datum (a.d.). Cli.mate is generally semiarid, reflecting the location of the area around latitude 24°N and is typified by a dry winter anda wet SU!lffi2r with rnaximum precipitations in July and September. The individual climatic canponents vary according to the large differences in altitude. In the Rio Blanco valley the mean annual precipitation is about 500 nm at the Zaragoza and Aramberr1 ~ather stations. Precipitation increases with altitude at a rate of 59 rrm/100 m so that it is approximately 1100 nm/a over the whole area with an average altitude of 2200 m a.a.. The mean annual temperature is about 20ºC in the valley region and a.bout 14°C in the whole area. The Ria Blanco, the main form of drainage with an average rate of flow of 1000 1/s, has its source south of Zaragoza in the Sierra Peña Nevada (Fig. 2). After canbining with the rivers Purificacion and Soto La Marina, Rio Blanco finally reaches the Gulf of Mexico having flowed a total dis tance of 400 km. t o 102º ·\ \ so 98" 99° U.S.A. 26°N 25°N WORKS 24°N AREA 1 ~ 2 1 o\ ( i ,) o Ciudad Victoria 1 Ma tc huala :t o -.J ~ ~ ~, ,__.S A. Arambc rr i Z. Zaraqoza ·., ~ >- 2: ~ UJ et - ir LU a; O o Ci udad Mante (/) 01------1 Tampicol------, Fig. 1. location of the investigated area. �104 105 LOSEN el OLSCTIEflSKI: H¡¡irooharrica.i inveetig:zt;ions 2, GEOLOGY ~'he Sierra Madre oriental is a folded h-Ountain range. Its evolution is considered to be the result of intra-plate tectonics within the North Arrerican Plate. - ~-...6 -i~-~ . ··--{;- .. < JI > -··-1L ~:-· .. -;~ .• UJ / , l'! • -e . "'·~ ~ . ~ .Ji .. -· ... . ~ T.0 :. - -• Strata in the investigated area is predcr/li.nantly built ~ by Jurassic and Cretaceous carbonate rocks of Zuloaga, Taraises and Tamaulipas Formations and the clay and marl daninated La casi ta and r.-tendez Íormations (Fi g. 3 ) • Evaporites (mostly sulphate rocks) of tiie Jurassic Minas Viejas Fon.1ation ara of special interest, because tí1ey di vide the \l.i1ola strata-colurnn into a pre-sali nar and a nearly 3000 m ti1icK µost-salinar sequence of strata, since the beginning of the Larat,tlan tectogenesis, wnich resulted in decoupling of the post-salinar sequence and caused shallow, gravitational overthrust-tectonics. Q, Ti1e youngest depositions are tigntly ceniented conglcrnerates of a paleo-river-system and the at least 50 111 thick sandy gravely loose rock layer of the Rio Blanco valley. Sane springs built terraces oÍ travertine. Carbonate-crusts oÍ a calic11e-type and Sf)Oradically conserved terra rossa soil testify to a previous suotroc>ical e limate . Both carbonate and sulp;1ate rocks show itarst phenanena as a result o:f intensive chernical weathering. . . ' ' "' o l LJ 99"55 ' ~km J 99•50• sond, grave! Q._Q. spring 1· . · ·. · 1 conglomera te peronnial watercourse 1ntermitt1ml " " 1y gypsum .... _ O C subrosional depression 1 1 V V 1 1 1 limes tone ~=-~ cloy rock W/~ morl, morllime Fig. 2: D:>lines and subrosional depressions are expressions of a persistent corrosion that Iitight go back as far as Tertiary. Continuity of the corrosion process can be seen in form of nur'ilerous grooves and karren. doline G> well Z, ZARAGOZA The Río Blanco headwate't' riegion, Lithoiogy ard rrúi.rotogy. 3. HYDROGEOLOGY Main aquifers are forn1ed by carbonate rock layers of the Zuloaga, Taraises and Tarnaulipas Forrnations (Fig. 3) • The Minas Viejas Formation is of irnportance beca.use of its outcrops OÍ easy sol vable gypsum rocks that are located in the Rio Blanco valley region and therefore camtu.nicate · with the a~uifer-systern of tne unconsolidated rock. Furt;1er dif f erentiation of groundwater storey up to tne sumnit regions is fixed cy interlayered silt-cla:ystrata wnich have to be considcred as aquicludes. Here inainly ~ Mendez and La Casita Foriílations play a superior role. D1fferent temperatures of springwater with constant groundwater qllality point out different groundwater catcrunent areas and �LOSEN & OLSCHETISKI: EJyirocharrúxil investi,gxtions WSEN & OLSCHEflSK.I: lJ¡flrocherrú:nL investig:ztions a specified formation of the whole multiaquifer fonnation: 'fk!ereas the spr ingwater located at the outlet of the El Salto canyon at low alt itude feeds the Rio Blanco with a nearly constant rate of discharge and steady temperature, there are several intermissive springs with increasing altitude which shc,..1 fluctuati ng temperatures. iz ~ause of t he overthrust-tectonics there are local aquifers present in sane surnnit regions, for exarrple at the C.erro Viejo east of Zaragoza, where a carrplex of Tarnaulipas Formation caroonate rocks has been overthrusted upon Mendez Formation silt-clay-rocks. a: u, ~ o ► a: <( ¡:: the carbonatic and sulphatic aquifers are dealt with a karst phenanena in their upper levels, so that in these regions COrenriched water with high solution capacity circulates and causes very good penneability, whereas in the deeper region of the subsurface aquifers the groundwater has to be expected to rrove along joint-planes. Both a: UJ 1- a: w a. a. :::, 1/) :::, o u, MENDEZ SAN FELIPE 'lhe Rio Blanco valley, that can be up to 2 km wide between Zaragoza and Aramberri, is built by sandy, gravely and highly penreable unconsolidated rocks, which locally camiunicate with the deeper subsurf ace aguifers of hard rock. AGUAS NUEVAS CUESTA DE CURA u <( TAMAULIPAS SUP. 1- u, a: u ir w 3: o_¡ LA PENA TAMAliLIPAS INF. 4. HYDROCHEMISTRY TARAISES In the investigated area the t otal solution content of springwater varies fran 10 to 50 mval/1 ( 400-2600 irq/1) and pH-value? range fran 7 • O to 8. 2 . LA CASITA ~ 1/) 1/) <( ZULOAGA a: ::, -, - CJ MINAS VIEJAS K1 V V V V V y vvvvvvvv/v Q.q~ g_quif c:r K korslitie-d K inte-nsive-ly_ karstifie-d Fig. 3. general view of the springwater guality is shown of canbined triangles after DAVIS & DE WIESI' (1967) in Fig. 4. The ion distribution shows a clear predaninance of calcium for the cations, whereas the anions show a mixture line between HC03- and SO at which the content of Cl - is very in a diagr am Ks ...L limes tone ....!!!.. marl ~md 1imtmQrl sulP!:Jole- rock (gypsum) i An initial Stratigraphic section and aquifer-system. lo,,,. i-, 'Ihis allows water to be easily typi'fied and divided into three groups: l. calcium-bicarbonate water 2. calcium-sulphate water 3, bicarbonate-sulphate water. �109 108 LOSEN & OLSCHEJISK.I: H¡¡:}r<xherrúxli investig;itums LOSEN & OLSCTIEWSKI: Hy:lrocherrical investig:rtúms The carbonate hardness varies between 9° and 14ºd (d = gennan 100 classification of hardness) and causes the majority of the total hardness of 10° to lSºd (Fig. 6). The water has there~ore to be classified as "rnittelhart" (mediurn hard). !he calc~umbicarbonate water of the shallow subsurface aquifer reg1ons is not in carbonic equilíbrium because it reaches the w:3terc~urse by passing through the karstified part of ~~ aquifer in a short time, without circulating the deeper JOlnt-wa~er neeper joint-water is in carbonic equilibrium and, wtu.le r1s1ng at the El Salto main spring area, the change of temperature and decrease of co2-content cause travertine fonnation. ~~ª· ltO-biearboñatei wateirj 1----------, 's ~ . . . ' .. ... ......... .. ... . .. . 4 E l ! 2 1 o..L..J,U.""-""''-'-..L(."""',U,¿..u.J.-J 4-Ce- Fig. 4. 4.1. -CI--+ Chemical composition of springwater and water-typB cZasaification (afte'l' DAVIS & DE WIEST 1967). cal.cimt-Ricarbonate Fig. 5. Stacked bar-cha:rts of typical quaLity of calciwn-bicarbonate wateP . (left : cations, right: anions) . water The total solution content of this type of water ranges fr01I 10 to 15 mval/1 (440-800 mg/1). The typical springwater quality of calcium-bicarbonate water is shown by stacked bar" charts in Fig. 5. The predaninant ions are calciurn and bicarbona" te with concentrations of about 5 mval/1 of each. There is no significant relation between M;J2+ and so 42-, so that Mg2+ may be extracted fran dolanite and therefore the variation of. the ca2+ !Mg2+ ratio fran 3.8 to 41.8 is caused by different dolomite distribution, 4.2. o 20 t.O '° T H - - "d ~ Fig. 6. Tl'iangle of hardness of calciwn-bicaPbonate wateP (TH, totaL hardness CH, caPbonate haPdness NCH, non caPbonate ha:rdness - "d, gePman cLassification of haPdness) . Calciun-SUlphate Water A high content of sulphate is characteristic for the spring-water in the Rio Blanco valley region between Zaragoza and Aramberri. Corrosion within gypsolith causes concentrations of sulphate of up to 23 rnval/1 (1100 mg/1) in the water ris1ng directly in the <bmwash area of the gypsolith outcrops. 'Ihese concentrations �111 110 LOSEN & OLSCllEJISKI: LOSEN & OLSCIIEWSK.I: Hy:J;rrxherricaL investi,gxtions cause a relatively high concentration of total solution varying between 25 and 50 mval/1 (1200-2600 rrg/1). HylrocharrúxJ.L mvesti,gxti.ons 1ecording to i ts interposi tion between bicarbonate and sulphate water, this water-type shows a carbonate hardness between 10° and lSºd and the total hardness ranges fran 15° to 25ºd (Fig. 10). A very low concentration of Cl connected with low Na+ and K+ concentrations, suggest a lack of easy solvable halide rocks 12---- -- - - - - , in the catchment area of these springs (Fig. 7). The carbonate hardness is about 10°d, whereas the total hardness may be up to 70°d (F1g. 8). 10 ... 1 l' 4 24-.--;,-:.-:.-:.-_-_-.,.-::.::.::.::.::.::.-:..- 2 OJ...JfJ.<t.L.l'-1JJ.-.-..~'""""'-"'""-" 20 - 12 16 .... eso•~' ~ . tCO; 0 ~ o ZO C.O 60 TH-- 110 'd ... 8 4 o...J......ICL,c(LL..(LL..::'.:d.._..l:z:¡::zz¡¡::zz¡¡::zL..J ... .. eso'~~ .- ~ o 20 'º 60 TH-- .d 110 Stacked bal"-aharts of typicaL quaLity of bicarbonatesulphate water (Left: cations, right: anions) . Fig. 9. " HCO,- Fig. 7. Stacked bar-charts of typica?, qua!ity of ca!cium-suLphate water>. {ieft: cations, right: anions). 4. 3. Bicarbooate-Sulpiate Fig. 8. TriangLe of hardness of caLcium-suLphate water (TH, total, hal"dness CH, carbonate hardness NCH, non carbonate hardness). water This type of water dif fers fran the two types above because of its nearly equal oco3- /s042- ratio with a total solution content of 15-20 mval/1 (500-1000 mg/1). Another characteristic is the relatively high content of chlori~ connected with higher contents of sodium and potassium (Fig . 9), Springs are usually located in the Mendez ar La Casita Porrnation, so that Na+, K+ and Cl - may be extracted fran sal ty interbeddings within the thick silt-clay-series. 'Ihere could also be an anthropogenic inf luence, but there are no correlations with higher contents of nitrate. Fig. 10. Triang?,e of hardness of bicarbonate- sulphate water (TH, total, hardness - CH, carbonate hardness - NCH, non carbonate hardness). 5, REFERENC E: MVIS,S.N. & DE WIEST,R.J.M.(1967): London -Sidney . Hydrogeology, 2nd Ed. Wiley, -New York- �THE EVOLUTION OF THE MECCA BASIN , RIVERSI DE COUNTY, SOUTHERN CALIFORNIA By: Peter NEUMANN-MAHLKAU Address: Uni versi tiit-GHS Es sen FB 9 Geologie Universitatsstr. 15 0-43 Essen 1 lf- Gerr.,any Abstract: Field studies along the ea tern margin of the Salten Trougn SE of Indio, Ca lif. , r vea l a sma U ba in of t h late Miocene which is due to bloc rotation caused by the early San Andreas Fault. The history of the Mecca Basin can be divided into 5 phases. l. A r e lief was formed by denudation of the Basement. 2. Inter dependent strike-slip fau.lts formed a basin with a rapi dly subsiding bottom . Breccia and coarse-grained conglomerates were heaped up locally to more than 200 m. When strikeslip movement stopped, the basin fi lled with sediment pi lling ont o the eastern Basement , 3, Uplifting along the Painted Canyon Fault fonned a ~W- E t rending ridge . The breccia and conglomerate were erod d and younger sediments were deposited unconforrnably upon t he older strata . Later the ridge together wi th the who le area subsided and was burried by braided river gravel of t he ancient Colorado Delta . 4, Stri ke-slip faulting along the San Andreas y tern during Upper Pleistocene fo lded and overthrusted the di rnent ary series . ~étae Fac. Ciencias Tie'l'ra rJANL Lina'l'eB ~ 3 fige . ~1.3-135 121 pfote Agosto 1988 Linal"ee/Méxiao �114 115 NEUNANN--MA/ILXA.U: fuJlutian of the M:axl. Pasin, &Juthem Ca.Ufamia fE(JIIANN-NMILKAU: Ewlution of the ~ Fas-in, &Juthem Ca.1-ifomia 5. Uplifting of the present hills again f orms a ridge between Sediments from the the Salton Trough and Shavers Valley. '!he major faul t near-by mountain ranges into the Salteo Trough. are transported through canyons Resunen: Estudios de campo a lo largo de la margen E de la Depresión Salto al SE de Indio, Ca lif. , revelan una pequeña cuenca del Mioceno tardío y debida a rotación en bloque causada por la falla de San Andrés temprana. La historia de la Cuenca Mecca se divide en 5 fases. 1 • Un relieve fué fonnado por una denudación del Bas amento, 2. Fallas de deslizamiento horizontal interdependientes formaron tma cuenca con un fondo de rápida subsidencia. Breccias y conglomerados de grano grueso fueron acumulados localmente con más de 200 m de espesor. Al cesar el movimiento de deslizamiento horizontal, la cuenca fué llenada con sedimentos derramados sobre el Basamento del este. 3. El levantamiento a lo largo de la falla Painted Canyon una cresta con dirección NW-SE. Las breccias y conglomerados fµeron erosionados y más jóvenes sedimentos se depositaron de manera discordante sobre los viejos estratos. Posterionnente la cresta junto con toda el área subsidieron y fueron sepultadas por gravas del río del antiguo Delta del Colorado. 4. Fallamiento de deslizamiento horizontal a lo largo del Sistema San Andrés, durante el Pleistoceno Superior, causó el plegamiento y sobrecorrimiento de la serie sedimentaria. 5. El levantamiento de las colinas actuales forma de nuevo una cresta entre la Depresión Salto y el Valle Shavers, Los sedimentos provenientes de las cadenas montañosas cercanas son transportados a través de cañones hacia la Depresión Salto. fonoo ( Fig. 2) of the Mecca Hills is th.e SAF which runs parallel to the eastern shore of the Salton Sea marking the margin of the Coachella Valley depression. It is also the rrost active f aul t in the area and can be seen in several escarpnents and srnall unconformities within very recent gravels along Box Canyon (H. SHIFF'Lfil oral cannunication, April 1986). Parallel to the major fault there are severa! núnor strikeslip faults: the Painted Canyon Fault, the Skeleton Canyon Fault (SYLVES'l'ER & 00TH 1976) and the Hidden Spring· Fault HAYE.S 1957). <lJlique to the SAF system there are srnall d.ipslip faults l ike the Fagle Canyon Fault (RAYES 1957). There is als? an east-west striking structure, seen ín satelite pictures, that 1s oott ed on a map by BABCOCK (1974) between the Little San Bernard.ino Mountains and the Olocolate r-t>untains. The relevance of t his structure for the investigated area is uncertain because there is no major east-west striking faul t in the Cenozoic sediments in the M:cca Hills. RAYES (1957) has measured rightlateral displacernents along the faults of the San Andreas zone. 'lbe total r i ght-lateral separation on the SAF in the Salten Sea area is estimated to be as mu.ch as 250 km (CRO'IBLL 1962, WELlm & MEISLING 1986) • INTRODUCTION ANO GEOLOGIC SETTING The Mecca Hills (Fig. 1) are an excellent area to study the interaction between sed:i.lrentation and faults. I..o::ated at t:he eastern margin of the Salton Trough, the area has been f aulted at d.ifferent times. All faults belong to the San Andreas Fault (SAF) system which is about 8 to 10 km wide in this area. Although the Salton Trough appears to be the result of Lithos~ d.ivergence (LARSON et al. 1968) there is no marine influeflCI! in this area. lig. 1: Index map of the northern Salton Trough, California. �117 116 1/EUMANN-HAIILKAU: Eootution of the ~ B::Jsin, Southem Ca.ti/ami.a JEUIJANN-NAHLKAU: EIXJlutwn of the i\hm fusin, Southern California PREVIOUS WORK STRATIGRAPHY Little has been published about the geolCXJY of the Mecca Hills, DIBBLEE ( 1954) described the strata and he structure of til area. He first subdivided the Cenozoic rocks around the Salt(l Trough. He assigned the oldest conglaneratic rocks of the Mecca Hills to the Miocene Mecca Formation and the upper coarse clast~ rocks to the Pl iocene Palrn Spr ing Forrnation. These rocks are unconformably overlain by the Pleistocene Cx:otillo Conglanerate, Dibblee 's data for the Mecca Hills are surnnarized in the Salta, sea sheet of the Geologic rnap of California (ROOERS 1967), RAYES ( 1957) investigated the structu. of the eastern ~ca Hills and SYLVESTER & SMITH (1976) clid the sarre in the western part. Within the Salten Trough, sedimentary rocks range in age fran probably Miocene to Holocene. Near the trough axis we find O?ltaic sand, silt and clay deposited by the Colorado River (MUFFLER & OOE 1968). There are also sane marine sediments of upper Miocene or loi.,..ier Pliocene age named Imperial Forrnation by DIBBLEE ( 1954}. Al though there have been several f ield trips by the Geological Society of America and other societies (SYLVESTER & CR~ 1979) to the Mecca Hills, especially to Painted Canyon, m more recent data have been published until now. •1 At the margins of the trough the fine-grained deltaic sediments interfinger with locally derived coarse-grained detritus fran the nearby rnountains. These rocks unconforrnably cover a basement carplex of crystalline rocks of different ages: l. '!he Omckwalla Corplex (MILLER 1944) which is Precambrian gneiss and migmatite of perhaps 2400 Ma (JENNINGS 1967) intruded by granitic rocks during Mesozoic time . 2. 1he Orocopia Schist is a dark grey schist which has been regionally metarrorphosed during late Mesozoic time (EHLIG 1968). '!be t,;.,o units are separated by high-angle faults. Q1ologlc11 m1p thl M1cc1 HUI• Ma111 111uctu,11 alter H1yu 119& 1) 1nd SytvHltrlSm,th ( 19761 º' :---- M1cc1 Con9lom,,.11 - ll~yollll In the M:cca Hills the stratigraphic relations of the coarsegrained rocks are confused (Fig. 3). Units of different age carry indentical names. The M2cca Conglanerate of CRCMELL & a.a.CA ( 1979) is located above the Imperial-Bouse Forrnation 'tthlch is ccrnparable to the M2cca M:!mber of the Painted Canyon Fonnation of RAYES (1957). However, DIBBLEE (1959), MUFFLER & OOE (1968) and SYLVESI'ER & s-iITH ( 1976) put the Mecca Formation below the Imperial Forrnation. SYLVESTER & SMITH even place the ~ca Forrnation belc:M the IX>s Palmas Rhyolite with a K-Ar date of about 9 Ma. CRCMELL & BACA ( 19 79 ) interpret the Mecca Conglarerate to be much younger and to be the equivalent of the lower part of the Palm Spring Fonnation. For the Mecca Hills themselves, subdivision and correlation is much easier. Fig. 4 follows a subdivision canparable to· J.,,!i ,,,, 1 11 11 "11 ~~--·-:: .... ~... Fig. 2: Gene~aLized geoLogia map of the Meaca HiLZs with iocat' mentioned in the text. IJAYF.s (1957) and CRCMELL & BACA (1979). The stratigraphic position of the Rhyolite is uncertain. Sane outcrops show the rhyoli te directl y on the basement. At other outcrops i t is not possible to deteri.ri.ne the nature of the llnderlying rock because of faulting (see Fig. 5). HA.YES (1957) propases tha~ there are conglaneratic sediments below the rhyolite es~1all y .rn the southeastern part of the t-Ecca Hills area. If 1t could be proved that the rhyolite is identical with the �NEUMANN-MAIILKAU: EoolutÚJn of the M?cro Pasin, &Juthem Ca.iifornw. NEUNANN-NAIILKAU: Erx/.u:;;ú:m of the /.kc ~ Po.sin, &Juthem Ca.iifOI'YM. is a thrust fault. HAYES (1957) also observed a strikeslip canponent along this fault with a maximum lateral displacenent of 1 mile. It seerns that the Painted Canyon Faul t preceded the SAF. The latter started rroving 8 or 10 Ma ago (TERRES & CR~ 1976). Right slip rrovements are continuing on the Painted Canyon Fault at this time (H. SHIFFLEI' oral carmunication, 1t Q) Dibblee Hayes Muffler, Doe 1954 1957 1968 e: Caleb Gravel Q,) o o U) Q) a: Ocotillo Conglomerate O - 2.400 feet Hundred Palms Formation Sylvester & Smith Crowell & Beca 1976 N 1979 Oc ohllo Fanglomfraie Ocoullo Conglomerate Ocotillo Formation s 1986) • Ocotillo Fanglomerate N Pleistocene Shavers Well Formation Palm Spring Formation Fig. 4: Palm Spríng Formation GeneraLized stratigraphy of t he Mecca HiLts (after HAYES 1957 and CROWEI.,L & BACA 1979), Pllocene Mlocene Painted Canyon Formation Mecca Member Dos Palmas Ahyolite 0-400 feet Pig. 3: Compal•ative stratigraphic diagrGJt1 f o"f' the U.ecca Hi i Ls. Dos Palmas Rhyolite the sedimentary history of the Mecca Hills would start in early Miocene time. 'Ilüs would also be in accordance with CARTER et al. ( 1987) who found a maximun age for rotating rrovement of 10±2 Ma. Fig. 4 introduces the breccia as a new unit in the subdivisi<JI scheme. I.o:ally this breccia form.s the base of the sedimenta.I)' series, elsewhere it interfingers with the .Mecca Conglanerate. SYLVESTER & SMITH (1976) divided the western .Mecca Hills into three blocks: the Platform Block northeast of the Painted Canyon Fault, the Basin Block southwest of the San Andreas Fault, and the Central Block between the two main faults. However, this tectonic subdivision is valid only for the Painted Canyon area. The structural elernents of the Central Block described by SYLVESTER & SMITH - WNW-ESE striking folds - are also present east of the Painted Canyon Faul t in the eastern part of the area under investigation . NE sw 0 1 2 3 4m 1ig. 5: Fie7,d sketch of the uplifted rhyolite 600 m SE of Round Top HiU. STRUCTURE OF THE MECCA HILLS Major structural features of the Mecca Hills are illustrated in Fig. 2. The Mecca Hills appear on this map as an anticlinal structure which is cut in the NE by the Painted Canyon Fault, This fault belongs to the SAF system and is the major fault structure in the area. According to SYLVESTER & SMITH (19761 N Mli ~. Volcanics § • Volcanic breccia ~.. Conglomera te D Sandstone �120 121 NEUNANN--NAIILKAU: Eu:Jlution of the M.?oo:l fusin, &Juthem OJ.iiforma NEf]NANN-MAHLKAU: Eva7:ut:ion of the In the eastern part of the rrap (Fig. 2) the Eagle Canyon Fault daninates. 'lhe trace of the fault starts in upper F.agle Canya¡ as a dip-slip fault with a southerly strike. The eastern sict of the fault is downthrown. As it approaches the Painted Canyai Fault, the F.agle Canyon Fault bends into the main directioo of faulting in the area, that is, it runs parallel to the Paintal canyon and the San Andreas Faul ts and becanes a strike- slip fault. are gram.te, gneiss and Orocopia Schist ( <30%). The matrix 1s arenaceous. Sorting is poor to rredium. The color of the series is red to redish-brown in the central northwestem part of the area and changes to rrore light brown in the eastern There are sane minor NE-SW faults beside the principal enes rrentioned. Severa! folds are locally oppressed and overturned, The axes of the folds are obligue to the traces of the SAF system and can be related to the strain system of the strikeslip faults (see AYDIN & PAGE 1984). THE RECORD OF FAULT RELATED SEDIMENTATION In the ~ca Hills there are no separate rrovernent phases, Sedimentation as well as tectonic rrovements have been contimm since they began perhaps 9-10 Ma ago as docurented in the sedírrentary record. Within this time span the main tectonic rroverrent was the strike-slip faulting of the San Andreas system. In the investigated area, the rrovernents al ternated between str ike- slip faulting and dip-slip faulting caused by the San Andreas systaa. The different rrovements affected different sedimentary phenanena docunenting the geologic history of the area. 'lhe best indicators for tectonic rrovements are conglarerates. It is possible ti> distinguish 4 different conglaneratic series which can be corre!~ ted with tectonic events in the ~ca Hills. Fran top to bottCI these are: - Braided river grave! II - Braided river grave! I - ~ca Conglarerate - Breccia f,hm &:isirt; &Jut;hem iliZiforma part. Ri.ver Gravel I consists of well rounded _pebbles (roundness index 312) with a diameter of not irore than 30 cm. '.!he pebbles are grani tic and no local basement ar Orocopia 5::hist are found. Large-scale lenses with graded bedding occur in the brown strata. Green siltstone layers indicate the typical facies of the Opper Palm Spring Fonnation. nie Braided 'lhe Braided River Gravel II is a gray to white unit with well rounded pebbles of granite. The maximum pebble diarneter does not exeed 10 cm in the upper Painted Canyon area. The conglanerate beds are interstratified with coarse sandstone of an arosic character. Th.ey camonly fil! channels and sane are cross-bedded. It is not possible to detennine whether this unit is still part of the upper Palm Spring Forrnation or already belongs to the canebrake Conglarerate. 'Ihe different tectonic events and the connected sediments can be devided into 5 Phases . PBASE 1 At the beginning of the recent history of the Mecca Hills area there . was a time of denudation of the pre-cretaceous basarent. A, rehef was fonred which now can be seen as a buttress unconfornuty ~tween the basernent and the Cenozoic strata. River channels and ndges forrred a landscape with a general slope to the south. 'llie channel pat:tern which is best observed in the upper Painted Canyon shows a strearn direction ranging fran NE to E. '!he ,surface of the basement is not unifonn. At sare points detritus fran basement rocks is lacking in the overlying sedin-ents. Also , there is no paleosol on the rretarrorphlc basement; outcrops (Fig. 6_) show residue~ of physic~ly ~athered ~nt • . The _ pr~damnance of physical weatherl.Ilg indicates an and ch.mate in Miocene time. :er The Bceccia is grayish red ( 5 R 4/2, rock color chart) arMI contains only angular clasts derived fran the basernent. la ~ cases the origin of a clast can be recognized in the under l ying basement rocks. The breccia is badly sorted and no lamination is d>served. It ccmnonly fills deep and narrow channel! 'Ihe end of Phase 1 is marked by the Rhyolite which represents in the basement rock. the onl y real time mark of the area. '!he Mecca Conglanerate (Mecca Fonnation of SYLVESTER & S 1976) is the coarsest sediment of the Mecca Hills. The clastl are rounded and reach di~ters of 1,5 m. The pebble caiponents �NEUMANN-MAHLKAU: E:ix/b. /c i,,._1:: of rhe flietra ~..,,_:.>?, s..~ tJ,.eri Ca.7,ifr::--:ÚJ. iEUMA.NN-MAIILKAU: Ew7.ution of the M3cm. Easin, S:Mthem Ca.LifOPmO. Main Painted Canyon follow a NE t.) SW trending line . in Fig. 7, thicknesses of the Mecca Conglanerate increase fran about 4 rn in the Upper Painted Canyon to 170 rn just sw of the Painted Canyon Fault. But this is not the only direction of changes in thickness. Fran SE to NW along the Painted Canyon Faul t the thickness of the ~ca Conglanerate increases fran 30 m near F.agle Canyon to 170 rn in Main Painted Canyon and to perhaps 200 m in the area of the !-'Eeca Hill. The thickness may even be greater but the basement is unknown in this area. imd ti1e As shown Dacreas1ng clast diarreter indicates a main current direction fran E to W in the eastern part of the area. In the northwestern part the direction turns to the NW . The largest clasts are found in Eagle canyon on both sides of the Painted canyon Fault. Painled Canyon SWollhe basemenl outcrops 170 .. : '.· •'.: '.• . ~ -m-,-,........, /.\:\· Fig. 6: RegoLith on the basement . Upper Painted Canyon LittLe Painted Canyon. so PHASE 2 'Ihe extrusion of the rhyolite indicates tectonic rrovements in the Mc!cca Hills that opened fractures in the basement. The rhyolite is exposed fran Round •r op Hill in the NW over 500 m to t.he SE along the Painted Canyon Faul t . There is ro rhyolite NE of the fault. The layer of rhyolite dips S'W and no clear contact with the underlying strata (see Fig. 5) can be found. The younger sediments overlie the r.hyolite conformably, indicating that subsidence in the area started wi th emplacement of the rhyolite earlier according to HAYES (1957) and was canpensated by accumulation of the Mecca Conglanerate. Phase 2 is characterized by strike-slip rrovement along the Painted Canyon Fault. Because the Mecca Conglanerate is restricted to the area S'W of the Painted Canyon Faul t, there must haW been other novements along the Painted Canyon Fault. Fig, 1 • documents the different thicknesses of the Mc!cca Conglanerate including the Breccia. The columns of Upper Painted canyon, Little Painted Canyon, the bifurcation of Little Painted eanyon, Bifurcatíon LíltlePaínled Canyon . .. . ..... ..... ...·.:.. ..... ..... ·-·:·:.· .-·.:-. ..... . .. .... ......:...... ....... ·•.•·· .... ... .... .. ¡ -(' little Painled Canyon •• . 0 . .... ······ :·.::· ....... ... . .... .... ~ Volcamcs CJ Sandslone . ~ •. Conglomerale Breccia \~. f!Dj Basement N·ll 8' Fig. 7: StratigPaphic coLwrrns of Locations see Fig. 2. the Mecca C,:mgLomerate. Por �125 124 NEUMANN-NAIILKAU: Ewlution of the ~ fusin, fm:thern CaLiforn:ia KEUMANN-MABLKAU: EIXJiution of the M?axl Pasin, &Juthern Ca Ufamia The diameter decreases fran 180 cm to 80 cm in the W, respectively, in the NW of the Painted canyon. This can be interpreted as a river outlet into a subsiding basin, here named the ~ca Basin. The shape of this basin can be determined by elernents which caused subsidence. There mechanicall y connected faul t systems. The f irst ted Canyon Fault. This fault - a strike-slip the SAF systern. looking at tectonic are two different systern is t he P infault - is part of To determine the second systern, we need to rotate back synsediiren• tary faults into their original attitude, that is, their attituce before folding of the Mecca anticline. This concerns the follc,...rin¡ faults: Faults dipping 50° NW (dip direction 300°-320°) and located on the NE lirnb of the Mecca Anticline; 2. Corresponding faults on the SW limb of the Mecca Anticline dipping 80° NE (dip direction 20°). l. If these faults are rotated back into their original attitudes (see Fig. 8) the angle between the strike-slip fault and th! normal f aul ts becanes carrpatible wi th pul 1-apart mechanics as shown by AYDIN & PAGE (1984). Breccia marks the escarpnent of the Mecca Basin. It interf ingers with the Mecca Conglanerate SW of Round Top Hill (Fig . 9). The Breccia is a poorly sorted sediment with angular clasts. It consists soleley of reworked basement, that is, of gneiss and migmatite of the Chuckwalla Canplex. There is no laminatioo within the rnassive banks. The same brecciated sedirnents are found on the outer banks of river channels E of the Painted Canyon Fault. Here, the Mecca Conglanerate contains rounded to well rounded pebbles of gneiss and granite. Interspersed pink granite ooulders indicate that this material must have been transported fran a greater distance since this t ype of gr ani te is unknown in the irmediate surroundings. There is no Breccia to t.he SE along the Painted canyon Fault. 0n the basis of these findings the sedimentary basin of thl! Mecca Conglanerate can be reconstructed as shown in Fig . 10, The subsidence of the Mecca Basin is due to a clockwise rotaticti of t.he Transverse Range which was found by CARrER et al. (1987), The Basin opened between the SAF in the SW and the Painted Canyon Fault in the NE. Step faults are caused by the block'S movem:mt at its southeastern rnargin explaining the increast . .,,.. Fig. 8: Dip-slip fault in the Mecca Conglomerate. A: SW limb of the anticline fault dipping 020º/80º rotated on layer 230°/?0º. B: A comparabLe fault (320°/50°) at the NE limb rotated on 1.ayeri OJOº /68°---striike of the Painted Canyon fault. in thickness of the Mecca Conglanerate. That means, the Mecca Conglanerate is a local facies which ends at the surrounding faults. The main sediment transport was fran _r..he east, perhaps by the ancient Colorado River. Only the Breccia travelled directly fran the escarµnent into the basin either as a landslide oras a side entry f an. �126 127 1E1MANN-MAIILKAU: Ewlu,tion of the 1-hm _NEUMANN-NAIILKAU: Eoolutian of the ~ Basin., Sruthem. O:LUfomia sw FJasm, Southem Ca'lifomia NE f;o"1 l.!..:..:J Conglomerate B Breccla a Volcanics Fig. 9: . Fieul sketch of Breccw . .. -¡,nt er; .n- gering with Mecca CongLomerate southeast of Round Top HiLL. O 1 2 N-ltN At the end of Phase 2 the dip-slip rrovement and perhaps also the strike-slip rrovement along this part of the Painted_ canyon Fault stopped. After the basin had filled to canplet1on the Mecca Conglanerate spilled over the faul t to the NE and was deposited on the basement (Fig. 7). Fan deposi ts ~e deposi ted unconfonnabl y upon the basement as well as on the Breccia and the Mecca Conglanerate. They can _be identified by sieve deposits (HOOKE, 1967), (Plate 1 /F1g. 1). 'lhis series reaches a thickness of about 50 rn at the Dry Waterfall decreasing to the NE. In the area SW of the Painted Canyon Fault no unconformity was observed. A rec?nst~ tion of the situation at the end of Phase 2 is shown rn F1g. ll. 'lhis schematic prof ile which is perpendicular to the Painted Canyon Fault shows the enorm:>us thickening of the Mecca Conglanera· te $'W of the fault. Fig. 10: BLock_diagram of the Mecea Basin at the end of deposition of the Mecca CongLomerate . The synsedimentary no1'Tl'lal fauits have been rotated back into their original position. !+J-SE duection between Painted Canyon and Eox Canyon. To the northv-1est, the ridge dips down. This is documented by ¡:eli)les of red sandstone in conglaneratic sedlirents NW of the ~ca Hill which may have cane fran the Mecca conglanerate lll the Painted canyon area. 'Ihe main uplift zone is rnarked by an angular unconfonnity. F.ast of the bifurcation of Painted Canyon and Little Painted Canyon, erosion can be observed in addition to confonnable sedinentation ( Plate 1/Fig. 2, 3) . During Phase 3 the above PBASE 3 nentioned ridge was uplifted and at the same time buried by ~ition of Braided River Gravel I. According to HAYES ( 1957) Phase 3 is characterized by uplift. 'Ihe resulting ridge corres· the sedirnents E and W of the ridge have different directions ponds to the present watershed along ~he NE-side ?f 0 e Me- of origin. We have confinned this. F.ast of the ridge - i.e. cea Hills. Further results of this upllft are erosion m the in the northern F.agle Canyon area - Braided River Grave! I center of the uplift and unconfonnable sedi.mentation at . the 15 intercalated with fan-type series. 10 to 80 cm thick layers slopes. It appears that rnaximum uplifting took place 1ll a of red sandstone al ternate wi th banks (up to l, 5 rn) of a red I' �.HEUIWIN-HAJJLKAU: Evolutúm of the M3xn Pasm, &M;hem Califarrna Nf. llfllAIN-NAIILKAU: EooZution of the ~ Pasin, Southem CaUfomi.a sw U-•!ftdol Pa,nted C ■nfO" ··~- -~ -~-=- -( -~ - -. ~ . . ...... .. Fig. 11: Schematic profile of Phase 2. the Mec ca Hi H s at the end breccia. canpared to the Breccia of Phase 1, these fan-t}tl breccias have a red color and a smaller maximum grain-sil (up to 20 an) • 'Ihey are laminated and often contai n laye(! of Orocopia Schist. The sandstone is well sorted and contains grains of ~ feldspar and mica. '!'he grains are ca--nented by pure calc1~ The carbonate content may reach 40%. 'Ihe microcrystalline calc1U cement indicates: l. 2. 'lliat the material was deposited in fresh wat er'. 'c:i that there were periods of standing water during depos1tl: Assuming a direct connection between the deposi tion and . uplifting of the ridge we infer that this series was depos1 by flash floods into a lake or pond tha~ was ~t off by ridge fran the braided river southwest of th1.s locat 1.on. For the sediments west of the ridge HAYES (1957) propases origin W or SW of the investigated area, that rreans, W of . Salton Trough. ~ observations speak against HAYES' assunptl l. Deposition of Hills, Thus, it ~uld be impossible for detritus fran the Península Ranges to flow trough the bottan of the trough to its eastern margin. 2. h::cording to MUFFLER & DOE (1968) rrontrrorillonite and illite are typical of sediments derived fran the west, x-ray diffractograms show no rrontrrorillonite or illite, but plagi oclase is present in excess over K-feldspar and biotite which indicates an eastern origi n of the sedirrents (MUFFLER & OOE 1968). Colorado River sediments in the ~lton_ Tr started in the Miocene at the latest. At this t.une lowe-st part of the trough was located W and SW of the Independently of the local uplift in the Mecca Hills area, the Salten Trough continued to subside and sediments of the Palm Spring Fonnation accurnulated to up to 1500 rn as reported by DIBBLEE (1954). But E of the uplift the basarent platfonn remained relatively stable and deposition here was far less than Wof the uplift (see profiles Fig. 12) • The eastern slope of the uplift (Fig. 12 above) is not as steep as its western slope (Fig. 12 below). This eXf>lains the difference in thickness of the Braided River Gravel E and W of the crest of the Mecca Hills, F\lrtherrrore, synsedirrentary dip-slip faults are parallel to the trace of ~e Painted canyon Fault. They indicate that at this time the Painted Canyon Fault probably was active as a dip-slip fault. Another phenanenon can be explained by the uplifting ridge, As shown in Fig. 10, the step faults are dipping to the w. The uplifting ridge rotated the step faults into an easterly dip as shown in Fig. 12. Both profiles also show that there was no unique event that caused the angular unconfonni ty but that there was a continuous uplift of the ridge, The Braided River Gravel I had already been deposited unconformably on the Mecca Conglanerate, The main unconformity, however, is the overlapping of the Braided River Gravel II over the Mecca Conglanerate and the Braided Gravel I. · lk>th Gravels belong to the Palrn Spring Fonnation, that rreans, llplifting occured during Pliocene tirre, PBASB 4 ~ beginning of Phase 4 is rnarked by the end of éleposition l.n the Mecca Hills. · '!he Cenozoic sedi.rrents were now folded, Several small folds can be observed mainly W of the Painted Canyon Faul t. The canpressi ve rrovements also led to overthrusts and determined the present tectonic configuration of the area as described by SYLVESTER & SMITH ( 1976) , The folding is related to strike-slip faulting along the San Andreas systern, (The lllahanics of the deformation need further intensive investigation �130 131 JEl)MANN-MAIILKAU: E'!xJlution of the Mecxxl NEUMANN-MAIILXAU: Eoolution of the ~ Basin, 5'uthem Califarma Basin, &:Mthern California PBASE 5 w E ror the time being this is the last stage . in the his1:-ory. of the Mecca Hills. Uplif ting changed the ~e~ntarx basin l~to an area of denudation. Strike-slip faulting 1s st11l occur1ng at the Painted Canyon Fault, Offset channels and local unc~nformities in terrace gravel, especially in Box Canyon, give ev1dence of this rrovement. There is also evidence of dip-slip faults that run at an angle to the San Andreas system. Snall fa~t scarps can be observed in the Painted Canyon (Plate l/F1g . 4). C0NCLUSIONS □ ~ Brtccl1 Rhyolltt 81um1nt □ □. CD Braldtd Rlv1r Gravtl 2 Br■ ldld Rlvtr Qr1v1I 1 M1cc1 Con111om1r111 Fig. 12: Sahematic profite of the Meaaa Hitis at the end 3, of Phas, Above: eastern part. Betow: western part. because qui te a number of snall scale structures can possibly be correlated with the different m:>vernents in the area). 'Ihe 0:otillo Conglanerate which lies unconformably over the Palm Spring Formation marks the end of Phase 4. ( It was not st.udied in detail since i ts main body is located beyond the border of the area under investigation) • E of the SAF the O:otillo Conglanerate is flat-lying while w of the fault its layers clip to the W. The attitude can be correlated with the 5th Phase, Sedirrentation in the Mecca Basin is caused by faulting. Interdependent strike-slip faults together with clock-wise rotat1on formed a basin with a rapidly subsidlng bottan. As a result of high relief intensity, breccias and coarse-grained conglanerates accumulated locally to a thickness of more than 200 m. ltlen strike-slip movernent along the Pa1nted Canyon Fault stopped the basin f illed to the top wi th sedirnent which lapped onto the eastern basement. Uplifting along the Painted Canyon Fault formed a NW-SE trending ridge. Along this ridge the Mecca Calglanerate was eroded so that younger sedirnents could be deposited unconfonnably upan the older strata. In time the ri03e was buried by deposition of the Upper Palm Spring Formation. &lt faulting was still continuing as indicated by synsedirnentary dip-slip faults. After deposition of the Palm Spring Formation the whole sequence was folded as a result of strike-sl1p faulting along the San Andreas system. The very last phase in the history of the Mecca Basin was the uplifting of the present Mecca Hills ~ch again form a ridge. Dip-slip faulting at an angle to the strike-slip fault continues. ACUOMLEOGENENTS: The field work fer this project was undertaken while the author was on leave at t e Oepart ent of Geological Sciences, California Shte University, Long Beach·. The study was partly funded by the Krupp Foundation. Ny special thanks go to BERTOLD BEITZ for his generous support of my research . 1 gratefull y acknowledge the assistance of JOHN DENNIS in organizing the project Ud thank him fo r many discussions about California Geology. �133 132 IIEUMANli-NAJILKAU: fu::Jlution ,rrJIAIN-NAilLKAU: Erxllution of the !rhxxl lhsin, &:Mthe:m Co.Ufomia BIBL106RAPHY: AY DIN, A, & PAGE, B,11 ~ (l 984): Di verse Pli ocene-Quarternary Tectoni es in a transfor, envi_ron1ent, San Francisco Bay region, California. -Geol. Soc. A11r, Bull., 95:1303-1317. BABCOCK,E.A.(1974): Geology of the northeast margin of the Salton Sea, California. -Geol, Soc, Amer. 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BEUNARN-NAJILKAU: Eoolution of the lé:n:z Basin, Eouthe:m. OJ.Ufomia PLATE 1 Fig. l: Beddíng plane of a sieve deposit; end of the country road. Paínted Canyon 400 111 north of t~ fig. 2: Unconformity bet\leen Lo1o1er and Upper Pal111 Spring Formation 300 m northeast of the bifurcation of Little Painted Canyon, fig. 3: Detai led pho ogr,aph of the unconfor1i ty shown in Fig. 2. is justa few meters west of the 1argin. Fig. 4: Fault escarp111ent in Painted with Little Painted Canyon. Canyon 100 1 north of the Cut owt bifurcatio• �ARENITAS CUARCl·FERAS DEL PROTEROZOICO TEMPRANO POR: Andreas HOPPE Olrtcci6n: Geologisc hes lnsti tut der Un iversitat Alber t strasse 23 B 0-7800 Freíburg República Federal Alemana Remanen; La secnendas supracorticales del Proter02.oico Temprano nuestran 1u1a alta proporción de areniscas cuarciferas, Sedimentos feldespáticos y carbonatados son menos comunes, Los rasgos sobresalientes de la corteza precámbrica (aunque controversialmente discutidos) explican la alta proporción de arenas de cuarzo: El Arcáico Tardío es caracterizado por una fuerte actividad mawnática y un rápido crecimiento de corteza continental. Ello queda indicado por el desarrollo de muchos cinturones de rocas verdes, también por un máximo para edades de modelo Sel y por la baja relación de B7Sr/ 86 Sr en las rocas carbonatadas de origen marino. A fines del Arcáico se estabilizaron orogénicamente amplias regiones y durante este tiempo se formaron numerosas instrusiones de granitoides tipo I. Sobre los cratones estabilizados se formaron primeramente cuencas someras y posteriormente los extensos shelfs con yacimientos bandeados en los bordes de lo shelfs y arenas cuarcíferas en las áreas cercanas a la costa, IA.irante los siguientes 900 millones de años de reposo tectónico, la transformación de sedimentos elásticos en arenita cuarcíferas fué favorecida por los siguientes factores: la gran di tancia de transporte que redujo la cantidad de minerales menos resist entes (indicado por .l a acumulación casi exclusiva de canto de cuarzo monomíctic.:o en cuencas del tipo Witwatersrand) y la subsecuente formación de los shelfs que estuvieron bajo Aatas Fac. Ciencias Tierra UANL Linares 3 137-159 3 fig. 1 lám. Agosto 1988 Linares/México �138 139 HOPPE: Al'enitas cu:rreíferos deZ ProterowúxJ 101prom BOPPE: Are-litas CUJI'CÍ,feros del ProtePOWico Ta7pIUn? la influencia de mareas (probablemente mas fuertes que las re-trabajaron extensivamente los sedimentos actuales) que elásticos. desde su niñez terrprana. Algunos trabajos (MEIBURG le llevaron al principio casi a dudar de las formas naturales del Bundsandstein alemán, antes de que él obtuviera permanentemente la fascinación por las rocas precámbricas. ~ principiaron los trabajos ( PFI.t.x; et al. 1980) en extensos CEpésitos de areniscas, esta vez del Proterozoico Te11prano y ~o de El Brazil centro-oriental (sub-división del Precámbrico según la Il.GS ; SIMS 1980, PLUMB & GEE 1986). Estas acumulaciones de areniscas cuarcíferas tienen espesores de varios miles de retros y predaninan en una sierra de más de 1200 km de largo ( Ser r a do E.spinhaco; Lám. 1, Fig. 1). También en ru:has otras secuencias supracorticales del Proterozoico Tenprano de La llmérica del SUr es notoria la alta f)roporción de areniscas cuarcíferas (areniscas cuarcíferas con menos de 5% en otros carponentes; PETfIJOFIN et al. 1987). Las areniscas cuarcíferas representan a menudo más del 80% de los sedimentos en las secuencias parecidas a la Witwatersrand del cuadrado d: hierro (Formación Moeda) de Minas Gerais y de la Serra de Jacobina en Bahía, así cano en las secuencias jóvenes o suprayacentes del escudo de Guyana (Formación Rorairna), cano también en la Serra do Espinhaco en Bahía y Minas Gerais (AIMEIDA & HASOI 1984, SCHOBBENHAUS et al. 1984). actividad orogénica hace alrededor de 1 • 8 Ga, semejante a los modernos procesos de tectónica de placas, dieron fü a la acumulación de arenitas cuarcíferas y a la precipitaciói de fierro-sílice. La Abstract: Ear ly Proterozoic supracrustal successions slQ a high proportion of quartz sands. Feldspathic and carbonaceom sediments are less CODITIOn, The salient feattll'es of the Prec• brian crust {although controversially discussed) explain tbe high proportion of quartz sands: The late Archean is characterized by strong magmatic activiq and by rapid continental growth. This is indicated by tbe develo¡:rnent of many greenstone belts, a max.imum of d-nml ages, and the low 8 7 Sr/ 8 6 Sr-ratios of mar lne carbonate rocks, During the end of the Archean wide regions became orogenically stable, and enormous amounts of I-type granitoids intruded, First shallow basins followed by extensive shelf area forllft on these stabilized cratons. Precipitation of iron and silica (Superior-type banded iron formation) occurred along the shelf edges, whereas quartz arenites accumulated in the nearshort areas. During the next approximately 900 million years of tectonie repose, the transf ormation of clastic sediments to quarb arenites was favored by the following factors: the long transpolt distance (as indicated by mostly monomictic quartz-pebblt accumulation in Witwatersrand-type basins) reduced the anK>lO of less resistant minerals, and the subsequently f ont d shelf areas, which were under the influence of tidal ranges {probabl1 somewhat stronger than today) , reworked the clastic sedi.ment& extensively. Orogenic activity around t .8 Ga similar to modern plate t ectoniC processes, ended the accumulation of quartz arenites and iratsilica precipitation. INTRODUCCION Las areniscas y sus variadas formas fueron del interés autor 1982) F.ste es el panorama que se aprecia de los trabajos en llmérica <El Sur. Pero ciertamente también al considerar otros continentes aparecen de nuevo las a.J;"eniscas cuarcíferas del Proterozoico Te!prano y Medio. PfflIJOHN (1963) supone que aproxirnada:irente un tercio de todas las areniscas son areni tas cuarcíferas y parece que estos sedinentos aparecen principalmente en la antigua histori~ <E la tierra (PETI'IJOHN et al. 1987:184). fl'l una recopilación realizada por CONDIE (1982) de 79 secuencias supracorticales del Proterozoico Terrprano y Tardío de diferentes ?artes de la tierra, sobresale de igual manera el alto contenido en areniscas cuarcíferas. CONDIE divide las secuencias en (I) asociación cuarcita-carbonato-pizarra (aprox. 60% de todas· las secuencias pertenecen a este tipo), (II) vulcanitas-cuarcitas-~cosas bi.rrodales ( aprox. 20%) y ( III) secuencias volcánicas continuas (rocas tholeíticas hasta calco-alcalinas)- grauvacas (r.enos de 20%) . Las cuarcitas daninan en el tipo I más canunmente, ~os ~arbonatos (en su mayoría dolaníticos) asi caoo pizarras Y l1I00litas aparecen sólo en forma subordinaría. También en las secuencias del tipo II daninan las cuarcitas en conjunto cat areniscas feldespáticas y arcosas. sólo en el tipo llI élparecen cuarcitas en forma secundaria. �141 140 ,OPPE: Arenit:as ci,m,aíferos dBL Protm:>WUXJ Terpron, BOPPE: APenitas ew:reiferos deL Prote:rozoico Tmpmm ~. evaporitos 100 (¾} dolomías 75 orci llas y equivalencias metomó,f icos sooresaliente es, sin embargo, la baja proporción en carbonatos los cuales ccxnienzan, a partir del Precámbrico, a constituir una gran parte de las secuencias sedirnentariasi así tarrbién se efectúa la deposi tación masiva de yacimientos bandeados de hierro en el Proterozoico Tardío, Además llama la atención que la proporción de rocas inmaduras disminuye en el Proterozoico Temprano y Medio: Grauvacas, las cuales representaban en el Arcáico una proporción inl:)ortante de la secuencia supracortical disminuyen en carparación con conglaneraoos maduros, cuarcitas y areniscas (VEIZER 1983), y evaporitas ¿Es el presente la llave del pasado? 50 1ovos 25 submarinos extrusicns continentales o ----------.------- - ...--- -.......----........ 4500 3500 2600 1700 9fJO ElX) 70 225 o Fig. 1: EvoLución de Las secuencias supPacorticaLes en La historia de Za tiePra (según R0N0V 1964, 1968). RONOV (1964,1968) intentó cuantificar el desarrollo c~sicional de rocas sedimentarias durante el transcurso de la historia de la tierra (Fig. 1). Areniscas en el amplio sentido (aquí se incluyen grauvacas, arcosas y areniscas cuarcíferas) represen· tan en su diagrama una proporción más o menos constante durante los últinos 3.5 Ga de la historia de la tierra; ellas conforman, junto con los yacimientos bandeados de hierro, la secuencia supracortical en el Proterozoico Temprano, en donde disminuye la cantidad de lavas sur.marinas y una fuerte sedimentaciál de carbonatos todavía no tenía lugar. De ese trabajo se pue~ criticar que para un cálculo de magnitudes globales existen muy pocos datos confiables y una gran parte de las secuencias precámbricas están insuficientemente detalladas (PEI"l'IJ<llN 1975: 594). De igual fonna faltan trabajos estadísticos confia· bles, e. g. datos geoquímicos y petrográficos así caro también la distribución relativa de detenninados tipos de areniscas (PE'I'I'IJOHN et al. 1987:512). Ml.X:hos fenémenos de rocas precámbricas se dejan aclarar sin más ni más con este principio fundamental, fonnulado por HUI'rON a fines del siglo XVIII, Grietas, las cuales observamos hoy en charcos secos, las interpretarros cano grietas de desecación, y estructuras similares en rocas precámbricas las interpretamos convenientemente en la misma fonna. Por medio del conocimiento de la posición espacial de hojas de estratificación cruzada podanos reconstruir también en rocas precámbricas las direcciones de corrientes de agua o la dirección del viento etc, , y no hay ninguna roca o estructura en ellas que nosotros no conozcamos de la historia joven de la tierra (PEI'I'IJOHN 1975 :588 ) , las diferencias para los procesos exógenos y endégenos fanerozoi- cos son empero muy variados. ¿Qué es en-onces lo par icular en el Proterozoico Terrprano, en a 11 re\'olución prot.erozoica 11 (Cl.OUD 1987)? Evolución de la corteza continental Para canprender la canposición de las secuencias supracorticales es importante conocer cáro eran las ár é\S de suministro de estas secuencias, en qué arnb1ente c:eotect:ónico se depositaron Y en qué tiempo estuvieron disponibl s para la aci.m1ulación. Para tener una opinión de las áreas s dimentación proterozoicas tenpranas es de gran interés la pregunta sobre la evolución de la corteza continental. ¿Han recido los continentes a lo largo de la historia de la tierra, han aumentado permanentemente su espesor sólo porque el material continental ligero una ~z fo:rmado no puede ser subducido otra vez en el manto denso, sino más bien flota?. ¿O estab n ya formados los continentes al principio da la tierra, más tarde apenas si han crecido Y el crecimiento de la corteza fué canpensado por medio de �142 143 HOPPE: Al"enitas CU11't,--Íferos del Protero?Ul,(X) T07pron? BOPPE: Aren.itas c'UlI'Ciferos del Proterowico Terprom la subducción de material cortical?. La subducción de sedimentos ligeros hasta aprox. 100 km de profundidad ha sido canprCJbada (CHOPIN 1986). Las suposiciones en esto son heter(XJéneas. crecido en el transcurso de la historia de la tierra. Tales datos isotópicos pueden darnos, por una parte, información sobre la edad de las rocas, y por otra, las edades modelo de aquí deducidas pueden ser muy interesantes (aunque también no siempre confiables; canpare ARNDT & GOLDSI'EIN 1987). AMSI'RONG ( 1981) supone que durante los primeros mil millones de ~ñ~s de la historia de la tierra se efectuó el principal creclJTUento de la corteza y que no sobrevino ningún aurrento notable en material de corteza más joven que 2. 9 Ga. La portada de WINDLEY ( 1984) muestra que aproximadamente más de la mit~ de los continentes actuales ya estuvieron formados en el Precáebrico; además fueron descubiertos por medio de análisis radiarétricos cada vez más núcleos antiguos en áreas fanerozoicas jóvenes. otros autores cano FYFE ( 1978) y HARGRAVES ( 1976, 1978) proponen que las partes principales de la corteza continental fueroo formadas a fines del Arcáico y después una parte fué retrabajada. MOORBATH ( 1980) interpreta datos isotópicos, indicando gil la corteza continental creció en forma episódica e irreversible. En recientes trabajos se asume que ya al inicio del Proterozoio., estaba presente entre un 50 y un 85% de la corteza actual (WINDLEY 1984:353). Intrusiones ácidas (a menudo tonalí ticas) pueden contribllll' a la formación de la corteza cano material juvenil proveniente del manto. Ello fué documentado por MOORBATH (1976) e~ ejeJ11?lo del aproximadamente datado con 3 Ga Gneis Nuk oo Groenlandia. La relación inicial 8 7 Sr/ 8 6 Sr de estos gneises se muestra con O. 702 muy cerca de la línea de evolución ti Sr del manto. Los trabajos experimentales de GREEN & RINQro ( 1967) han rostrado que las fusiones ácidas pueden resultar de la fusión parcial del material del manto. En general se muestran los valores iniciales a7 Sr/ P6 Sr <E rocas. ácidas, sobre todo de rocas arcaicas, muy cercanos <i la linea de evolución de Sr del manto (GLIKSON 1979, AIJ,EG1! & OI'HMAN 1980). Lo mismo es válido para los valores iniciales de 143 Nd/ !44Nd para rocas arcaicas . . y proterozoicas tempranas, las cuales se encuentran muy cerca de la línea de evoluciál de Nd del ~to·. Esto conduce a la suposición de que casi todos los granitoides mayores de 2 Ga muestran valores iniciales de Sr y Nd cercanos a la línea de evolución del manto (ALLEX;!I & OI'HMAN 1980) y serían granitoides tipo I en el sentido ci WHITE & CHAPPEL (1977). Las investigaciones de isótopos de tierras raras Sn y Nd pue<t:SI contribuir a aclarar la pregunta de si los continent es hall r..as relaciones Sn/Nd en sedimentos detríticos finos son parecidas a las de rocas metamórficas y magmáticas de las cuales el las se originaron. Meteorización, transporte, depositación y diagénesis al parecer no alteraron la relación isotópica de la roca original . Expresado sencillamente: Se conoce la carrposición de 1 4 r Nd/ 1 44 Nd y la concentración Nd-Sn de un sedimento, de esta manera se deja calcular con ayuda de las líneas de evolución del manto de los isótopos de Nd la edad del área de suministro; así se obtiene una "edad rrodelo", o bien, una "crustal residence age" (FAURE 1986:236ff.). La edad rrodelo es confonne a la naturaleza siempre mayor que la edad geológica, o bien , la edad del sedimento. diagrama de edad rrodelo contra edad geológica se dejan anali zar los diferentes modelos del crecimiento cortical ( Fig. 2) . En la suposición de una generación muy temprana de la porción principal de la corteza (ARMSI'RONG 1981) se deberían de remitir los valores iniciales medidos de Nd en su mayoría a al tas edades modelo ( línea 1) • Una evolución 1ineal del crecimiento cortical debería reflejarse en una línea angular a la concordia (edad modal= edad geológica) (línea 2). Un creclffilento cortical irreversible y discontinuo llevaría a un entrelazamiento de las curvas (curva 3). fu un Por el r.ailento no existen suficientes datos isotópicos que puedan documentar líneas o curvas de evolución confiables. Los primeros resultados de ALLEGRE & ROUSSEAU ( 1984) ; obtenidos de lutitas australianas (3.3-0.2 Ga) y canplementados con datos de la provincia nordatlántica provenientes de la literatura, muestran una curva asimétrica con una desviación cerca de los l. 8 Ga {Fig. 2, curva 3) . El entrelazamiento de la curva 3 indica claramente que a más tardar en el Proterozoico Tardío, canenzó el reciclamiento de corteza continental. Datos isotópicos de Nd provenientes del sur de Af rica indican que por lo menos el 50% de la corteza actual estuvo ya presente a finales del Arcáico (HARRIS et al. 1987). MILLER et al. (1986) suponen que el 90% o más de la corteza continental estuvo formada antes del fin del Proterozoico. �144 145 HOPPE: Aronitas. <MlreÍ,fe:ms det [l(}pPE: frote.rozoiro Te,pron, ( 1) 4 ..... o ~ J 't7 o .....s 'ti Id ( 2) 2 ( 3) ~ QI 1 ~ l 4 3 2 1 Ga edad de sedimentacion Fig. 2: MoaeZo teórico del crecimiento de la coriteza en wi .iiagr:una de edades de modelo Nd us. edades geo lógiaa, ( según ALLEGRE & ROU SEAN 1984). 1: Fol'ma.dón de corteaa antea de 4 Ga. 2: Crecimiento "zmifo1 me". ,3. Ci•e imient~ ontinHo n ta 1. 8 G· • Comentarios y discu ión en 6' te:cto. 1 Un alto '" n ce de crecimiento en el Precámbrico, en c araciál con el Fanerozoico, fué establecido por PATCHETl' & ARNDT (1986) con da os de Nd del cratón nordatlántico. Un 74% de la corteza anterior a l. 6 Ga se estabilizó entre los l. 9 y los l. 7 Ga, en donde las áreas estabilizadas se car.ponen aproximadamente hasta de 501 de corteza nueva y al parecer la otra mitad es material reactivado o retrabajado. Las fases de fuerte creci.mien· to continental se indican en los datos de Nd entre los 3. 1-2,7 Ga y 2.0-1. 7 Ga . Una tendencia parecida se observa en la canposición 87sr/ 86 t en carbonatos warinos. Se asume que una baja relación 87Sr/ 66sr en carbonatos marinos (cerca de la línea de evolución ~ manto) refleja períodos de al tas actividades volcánicas debió> a que con el volcanismo se logró ir mucho del Sr del manto en el agua marina. Una alta relación de 87 Sr/ 86 Sr en carbonato& marinos indica, por el contrario, períodos de inactividad 87 Sr del material di tectónica , mientras que el radiógeno denudación de tierras fit'T!Es se enviaba al océanr. I.os datOI · (FAURE 1986 : 192) presentes hasta ahora , muestran para el ArcáiOIJ valores en el área de la línea de evolución de Sr del manto Arenitas c:uireífems aei Proterowico Terpiwv (taf!Oién alta actividad volcánica) y finalmente un pronunciado auiento, el cual bien corresponde con la anterionnente citada suposición de un largo período de inactividad tectónica . tos períodos de esta manera descritos de fuerte actividad oro;,enica se correlacionan muy bien con otros dos máximos ~l Precámbrico: Entre 3 . 0-2. 6 Ga parece configurarse un ~ríodo de fuerte actividad magrnática, la cual fué diagnosticada ~ndependienterrente de los datos de Sr y Nd. Ella está asociada con cinturones de rocas verdes (CONDIE 1981:43). Una fase siguiente de relativa inactividad tectónica corresponde con la acumulación de conglanerados de oro y uranio, areniscas cuarcHeras y la precipitación de yacimientos de hierro bandeados IBIFl del tipo Superior, los cuales fueron deformados tectónicarente entre 2 • 0-1. 7 Ga • Conglomerados de oro-uranio y f or maciones de hierro bandeado U fenáieno más llamativo del Proterozoico Temprano son los conglanerados uranio-oro y los yacun.i.entos de hierro bandeados . L1 discusión sobre la génesis de ambos grupos fué y será llevada en parte viol entamente y la lista de literatura sobre el tema llena grandes libreros (RAfilDOHR 1958, PREI'ORIUS 1981, AMSTRO JG 1981, GEOCONGRESS '86 así c MEL I NIK 1982, TRENDALL & MORRIS 1983, APPEL & LaBERGE 1987) . ws congl rados uranio-oro marcan un cambio dramático en la tierra; un cambio que es más claro que el del Precámbrico al Fanerozoico (WINDLEY 1984 : 7 5) . Con estos tooglanerados pr1nc1p1a una evolución, la cual es creada por la denudación y la renovación de los cinturones de rocas verdes, plegados e intrusionados por plutones en el Arcáico Tardío. A ésto le s igue un período muy largo de relatiya inactividad tectónica , mientras que las áreas de ::;urninistro ¡Jcac+-icamentc no se elevan por rredio de orogénesis. En su 1ugar el maten al de denudaci ón es constantemente retrabajado y transformado lntens1 vament e. la historia de fll las ár as de los . cinturones de rocas verdes con grandes C<1ntidades de volcanitas, plutomtas y una variada cubierta sedi.rrentaria de grauvacas, arcosas, gonditas, pizarras, yacimientos bandeados, cherts y algunos carbonatos, aparecen en mayor ~q:Jorción areniscas cuarcíferas y cantos de cuarzo . Ellos sai arrastrados hacia cuencas poco profundas sobre los ahora ~lidados cratones. En estas cuencas se encuentran grandes ~ ntraciones de oro y uranio las cuales son de importancia �147 146 HOPPE: Arrmitas cu:Ir'Cif emB del Proterozoü::o Te,prorv econanica: el campo aurífero de Witwatersrand en Africa el!' Sur, los depósitos de uranio del distrito Elliot Lake en El Canada, los depósitos de oro de la Serra de Jacobina y Sena da M::>eda en El Brasil y el carrpo aurífero de Tarkwa en Glana, Sobre el origen de la mineralización no existe ningún concepto uniforme. l>ctualmente se discute por una parte un ori gen pr~ niente de la alteración hidroterrnal de grani tos en el Arcáia) ( HALLB.A.UER et al. 1986) , por otra parte es favorecido un transporte químico proveniente del ámbi to oceánico (HUl'CHIN~ , BOPPE: Arenitas cu:rreífemB del, l?rrJterreoico Te,proro zona de sutura global del Proterozoico Temprano (GCXXMIN 1982). Todo esto encaja muy bien con el conce?tO desarrollado por 00LLAND y CLOUD (véase BlJITON et al. 1982, GCXDWIN 1982), el cual supone cano área de suministro para los yacinúentos bandeados del Proterozoico Tempr ano profundos océanos, de los cuales sobre "coastal upwelling" le permitió al hierro llegar al área del shelf, donde éste se precipi tó en la zona fótica con la ayuda de organismos. _____o_x_,g_e_n_o l ibre / VILJOEN 1986} • ------- En la cuenca Witwatersrand se conservan exce-lentemente vari formas de aguas saneras cano risaduras de oleaje con acentuac'' inundación y "herringbone- y hurrrnocky-crossbedding" (Lám. Fig. 4) • Además es notable gue solamente "reef s" de espe de centímetros a metros pueden ser conservados paralelos más de 100 km (CAMDEN-S"1ITH et al. 1986). Por lo para la concentración del oro en "reefs" parecen haber jug un papel importante los factores marinos. --- de . _. .. . . : . _~opas rojas . Principalmente han causado gran atención desde hace tierrpo las porciones de pirita y uraninita detríticas, parte muy bien redondeadas y conservadas en los De la presencia de éstas partículas detríticas una atmósfera libre de oxígeno en el inicio de En tiempos recientes si bien cada vez se acumula más info sobre el contenido de oxígeno para la atmósfera antigua ( et al. 1984) , lo cierto es que parece gue en el Arcáico atmósfera contenía claramente menos oxígeno (HOLLAND 1984:277 Llamativo de igual manera y desde hace mucho conocido, el gran depósito de yacinúentos bandeados, seguido por sew·u•""'""'I rojos, después de los conglanerados de uranio-oro (Fig. CLOUD 1987:262}. En una representación de GCXDWIN (1 los yacimientos bandeados del Proterozoico Temprano repre 92% del total de las l0 15 toneladas (!)delos calculados yacinri tos de hierro del Precámbrico. Aproximadamente el 6% de yacinúentos caen en el Arcáico y 2% en el Proterozoi co Tar Máximos parecidos para estos tierrpos se reconocen t en América del Sur (HOPPE et al. 1987:349). Los yacl.llll bandeados del Proterozoico Temprano muestran además una e ción notablemente unifonne y todos ellos fueron segreg químicamente sobre márgenes continentales saneros. Es no que los yacinúentos bandeados del Proterozoico Temprano localizan en una reconstrucción de la Pangea en cinturón. Este cinturón corre subparalelamente a los límites de ~lacas y es con ello eventualmente parte oo conglomerados de uranio y oro cinturones de rocas verdes crecimiento de la corteza 3 .5 3.0 2.5 2.0 1.5 1.0 Ga Fig. 3: Pr>incipaLes eventos en RL Precámbrico (muy esquematizado) . Ninguna de 1-as cuantitativas . Líneas muest Y'an t end.encias de evolución Comentarios y dis cusión en el texto . DISCUSION la Fi g. 3 se esbozan los pasos de evolución durante el Ni nguna de las líneas dibuj adas pretende ser Precámbr ico. La ilustración no representa considerada cano cuantitativa . ae n.J1guna manera la imagen mundial de todos l os geólogos .t::n �148 HOPPE: Ar>enitas ClKJY'CÍ,fems del Proterowim T ~ que trabajan en el Precámbrico, sino sólo muchos aspectos que, cano anterionnente se indicó, se discuten controversialmente, La "revolución proterozoica" (CLOUD 1987) tampoco se desarrolló sobre todos los continentes en f onna isócrona, sino al parecer diacrónica sobre W1 período de duración de más de 100 millones de años. Esto lo U1dican por lo renos las todavía incanpletas edades radianétricas presentes para los conglanerados uraniooro depositados primeramente. En Africa del SUr principió ésta evolución con la cuenca W1 twatersrand hace aprox. 3 G1 (AMSI'RONG et al. 1986, GUISTI et al. 1986) , la cual tenporalmente pertenece todavía al Arcáico y abarca en Ghana hasta internarse en el Proterozoico Temprano (PREJ'ORIUS 1981). Sobre la IMyoría de los continentes se deja reconocer una evolución uniforme: Hacia fines del Arcáico se estabilizaron amplias áreas después de la configuración tectónica de los cinturones de rocas verdes, asociada con enonnes intrusiones de plutones ácidos. Sobre los ahora estabilizados cratones se es~ablecieron hondonadas saneras, las cuales captaron arenisc~ cuar~ife~~s y cantos de cuarzo (así caro uranio y oro). E)} canbrnacion con esto se fonnaron largos márgenes continentales con_ ~ornes can~idades de areniscas cuarcíferas y espesos yaclffilentos de hierro bandeados sobre el borde exterior del shelf. En Proérica del Sur tiene lugar esta evolución simultáneamente con un agrandamiento de la cuenca: Mientras que el SUpergrupo 2 Pongola del Arcáico Tardío abarca una área de aprox. SO, 000 km , el SupergrUP,O Transvaal del Proterozoico Temprano cubre por lo TIEJ1os 500, 000 km 2 (KNOLL 1984: 288, empare WINDLEY 1984: 76). Relaciones similares se muestran también en .nrnérica del Sur (Grupo Jacobina y Formación t-teda en cmrparación con los supergrupos Minas y Espinhaco) . Esta ev~lución se refleja también en el desarrollo de producción ~ .. calor _t~estre, el cual se extiende a partir de la desintegraci<_;n de isotopos ~~diactivos de vida media larga. En el Arcáico fue . e~ta produccion. de calor, debido a la gran proporción de isotopos radiactivos, aproximadarne-nte 2 ~ -3 l veces más grande _que hoy en día. Este cálculo es entre los geólogos pcx;o discutido. Fuertemente se discute por el contrario su e~E;Cto sobre la litósfera. Se puede transfonnar la alta produc· cion de calor en gradientes geotérnu.cos elevados, o se asl.llle una rápida conducción del calor por iredio de células de convecciái y/o larga~ dorsales oceánicas (véase también la discusión en WINDLEY 1984:34lff., TAYLOR & McLENNAN (1985:143ff.). En el Proterozoico Temprano la producción de calor había disminuido a 1 ½ -2 veces la producción actual (empare WINDLEY 1984: Fig. 22 .11). IKJPPE: Al'enitas cwroíferoB deL Prote:rowioo Terpmn, La evolución concluirá en el Proterozoico Temprano por orogénesis, cuyo desarrollo en el sentido del rroderno Ciclo-Wilson fué carprobada en parte en forma sobresaliente (Wcpnay Orogen en el noreste de canada; HOFFMAN 1980, 1987, HOFEMAN & BavRING 1984, SI' & KING 1987). El lapso de la evolución de ésta 1!k111era representada se muestra también muy claramente en los datos de Sn-Nd procedentes de Europa, Groenlandia y América ~l Norte: PATCHETr & ARNlJI' (1986) obtienen con esto dos claras fases de act ividad tectono-termal entre los 3.1-2. 7 Ga y los 2,0-1. 7 Ga. Soore las condiciones físico-químicas en la superficie terrestre en el Proterozoico Temprano sabemos muy poco. Por ésta razón es difícil de juzgar cuál de los factores reforzó la maduración ~ material de denudación. De los minerales formadores de rocas, el cuarzo es frente la neteor ización química el más resistente. Las micas pueden ser transfonnadas a minerales arcillosos, feldespatos en coalin o pr°:'1uctos intennedios y los anfiboles y piroxenos pueden ser disueltos y retransportados cano iones (PE:ITIJOHN 1975:486 Y sigs., PE:ITIJOHN et al. 1987:25 y sigs.). Areniscas cuarcíferas ~duras se fonnan por estas razones primero en áreas climáticas h1.1redas que en las áridas o árticas (SUITNER et al. 1981, FRANZI~ I & rorrER 1983); su formación se beneficia por un relieve baJo con elevados índices de precipitación (PE:ITIJOBN et al. 1987:194). Efectivamente tales efectos del clima se encuentran especialmente expresados sólo en el "first-cycle" de areniscas fluviátiles cerca del área de suministro (SCJITNER et al. 1981) Y son poco significativas en derivaciones repetidas. En las secuencias del Proterozoico temprano no existe información stt>re un~ . intensificación de la meteorización química por medio de crec1ITUento vegetal y de producción de ácidos húrnicos. ~IJOHN (,1975: 589) ha supuesto una cubierta cmpacta por Dedio de liquenes u otras plantas primitivas, debido a que algunas cuarcitas precámbricas con respecto a su redondez de grano y su contenido de ácido silícico no fueron excedidas por _areniscas posteriores, y tal maduración no podría haberse realizado en ausencia de plantas terrestres. Una cubierta veg~~al protectora faltaba, al parecer, de manera que la rneteorizac1on mecánica o bien eólica tuvieron que haber jugado un papel muy 1I11portante. El cuarzo es durante W1 largo transporte un mineral estable, ~ feldespatos por el contrario se conocen cano minerales lllestables". Las porciones de feldespatos son especialmente 149 �150 151 HOPPE: Ar>eníta.s cw:reiferos del Pmterowico TaT('.11'tUV fK)PPE: Artmtas CUil'C'Íf ems deL Proterozoú::o fu7pmn? bajas en dW1as y costas marinas o bien en el shelf continental (POITER 1978, PEITIJOHN et al. 1987: 28) • E.stas son las ár~ en las que los granos de sedimentos son sanetidos a fuertes desgastes rrecánicos o bien a desgarre y a frecuentes derivaciones Un fuerte enriquecimiento en feldespatos ( sobre todo en lamela~ y gemelados) ha sido observado ~r SUITER et al. (1981) principalrnen!e en areas de alta energ1a de aguas corrientes y costas, Aqui aparece la pregunta también sobre la influencia de las olas, y si la amplitud de marea en el Precámbrico fué mayor condicionada por una rotación más rápida de la tierra, o ~ un acercamiento temporal de la luna a la tierra (WALKER et. al. 1983:260). gran ayuda para la subdivisión estratigráfica. Para l a formulación de modelos se encuentran a la disposición solament e infonnaciones incanpletas con las cuales pueden probar sus nooelos. De manera natural esto conduce, cano anteri onnente citado, a concepciones heterogéneas. Por otra parte resulta llltl tarea interesante poder esbozar una imagen de muchas pi ececitaS de un rrnipecabezas . En los años sesentas fué negada a menudo la i nfluencia de las mareas astronánicas sobre los mares saneros del Precámbrico. Mientras tanto existen por cierto numerosas pruebas sedimentológi• cas para la fonnación de mareas en el Precámbrico. Canparaciones de "fining-upward sequences" y "herringbone stratifications' en áre4:.s ~ depositación de diferentes edades 1 señalan para el Precámbrico una un poco mayor amplitud de marea (KLEIN 1972) quizás l½ veces mayor que en la actualidad (WALKER et al. 1983; 289) • De los shelf s holocénicos se conoce una correlaciál positiva entre la arrplitud de marea y la anchura de W1 shelf y se puede transferir esta relación también para el Precámbrico (KLEIN & RYER 1978). Para el Proterozoico Temprano significaría que la influencia de las mareas, la cual ya claramente se observa en ~os sedimentos de Witwatersrand (Lám. 1, Fig. 3 y 4), se habr1a reforzado con el establecimiento de extensos shelfs, Esta influencia de las mareas sobre los shelfs fué posiblarenta muy poco disminuí da. Mares de playa y barras de arena estaban seguramente presentes caro en los shelfs fanerozoicos. P<r otra parte , faltaran organismos que construyeran sobre los shelfs o en sus margenes potentes arrecifes, y con esto formaran lagunas protegidas. CONCLUSIONES Aquí se recalca vez más que estarros todavía muy distantes de poder cuantificar confiablenente los procesos endÓgertal Y exógenos del Precámbrico. Los geólogos del Precámbrico tieneD que enc?n~arse en muchos, casos con una entrega incarpleta. sobrepos1c.1on .tectono-metarrorf ica, encubrimiento de la "geol01ía' sobre los contrnentes del Sur por medio de meteorización intensiva Y no pueden _prescindir de técnicas aparativas relativazrent.8 costosas, debido a que les faltan claramente los fósil~ W1a t'(Il'O ~has miles de metros de acumulaciones de areniscas cuarcíferas ~1 Proterozoico Temprano se encuentran en América del Sur. Al parecer las areniscas cuarcíferas fonnan también en los ocros continentes la porción principal de las secuencias supracorticales del Proterozoico Temprano (CONDIE 1982). A la luz ~l &:!sarrollo de la corteza durante el Precárnbr ico y tarando ~ cuenta las limitaciones anterionnente hechas, se puede aclarar plausiblemente este máximo: lllr~te el Arcáico Tardío, parece ser, la corteza continental creció fuertemente, lo cual se refleja en la acumulación de edades modelo de Nd. Se f onnaron muchos relati varnente pequeños cinturones de rocas verdes, los cuales actualmente se conservan en su mayoría en extensiones de. 10 x 100 kilánetros. Los océanos ~ cerraron, se segregaron y estabilizaron la corteza ascendentes granitoides ácidos tipo I. 9:i>re los ahora grandes y estabilizados cratones se establecieron ~eñas (e. g. Forrnaci ón Moeda y Grupo Jacobina en el Brasi 1) Y grandes cuencas {Witwatersrand). En las grandes cuencas ya se reconoce claramente la influencia de las mareas. La (Enudación de las emergidas, preponderantanente rocas ácidas . <klrante la consolidación en el Arcáico Tardío produjeron grandes cantidades de cuarzo, feldespatos y cantos de cuarzo. El trans~e fué, al parecer largo, debido a que sólo nos fueron propor:c1onados conglanerados de cuarzo roonanícticos. Durante este largo transporte maduró el material. Capas rojas no se desarrollaron, debido a que la cantidad de oxígeno en la atrrosfera todavía fué muy baja. !ha biogenarnente desarrollada alta concentración de oxígeno en_la evolución sucesiva todavía durante el Proterozoico Temprano, fue consumida arrpliamente para la segregación de yacimientos ~ -~erro bandeados. A esto se refiere la posición de los }'ac.1.ItU.entos bandeados entre los conglanerados de uranio-oro, los cuales muestran una atmósfera pobre en oxígeno, y las capas rojas, que para su formación requerían oxígeno libre en la atmósfera ( Fig. 3) . Las grandes cantidades de hierro ~sitado durante el Proterozoico Temprano señalan para este ~arpo grandes océanos con ampliamente extensa.::i áreas (de muchos IIU.les de kilánetros de longuitud) de shelfs relativamente tranquilas. Sobre éstos ampliamente extensos shelfs jugaron las mareas �152 HOPPE: Ar>enitas cwreíferos de7, ProterozoüxJ Terpro,v JJOPPE: Ar>enita.s ~fems dei Proterozoúx; IIBLIOGRAFIA: un papel daninante en la derivación, distribución y l a asociada maduración de los sedimentos elásticamente proporcionados a las arenitas cuarcíferas. Además, parece haber reforzado 111 poco más al efecto una más grande amplitud de mareas en c~ación con las condiciones actuales. La influencia de las mareas no fué restringida por medio de arrecifes, que se edificarm sobre los shelf s o sobre sus márgenes externos. Fué descartada una explicación mediante orogénesis para esta evolución, p:ro por otra parte, es canprobable por una clara acumulación <E las edades rrodales de Nd, la que canunmente es int erpretable en el sentido de procesos rrodernos de placas tectónicas. ALMEIDA,f.F.M. de & HASUI,'f., Blilcher, Sao Paulo. La evolución de una segregación y estabilización de l a corteu mEL,P.W.U. continental en cuencas saneras y finalmente en extensos shelfs no sucedió en todos los continentes al mismo tiempo, pero sí en el miSfOO sentido. En una configuración global parecen visllJllbrarse el rnáxino de la actividad orogénica aproximadarrente ¡xx los 2. 7 y l. 8 Ga. los períodos intennedios y muy largos de relativas inactividades tectónicas contribuyeron defini tivamen~ a la derivación intensiva y transfonnación múltiple a arenitas cuarcÍferas de costa. Las causas de éstos largos períodos de inactividad no son conoci· dos. Llamativos son los llamados superciclos con aprox. 0.9 Ga de duración (períodos de intensivo magmatismo continental por 3. 6, 2. 7, 1. 8 y 1. O Ga) pero ya determinados por HOFW.ll & WHITE ( 1982) en sus análisis geoquímicos en zonas oceánicas. Su Jrodelo de un "recycling" de corteza oceánica sobre subducciát, acumulación en el límite núcleo/manto, sobrecalentamiento, rescendencia y la puesta en marcha de convecciones renovadas en el manto superior es hasta ahora solamente cualitativa pero crnpati· ble con los anteriormente citados máximos de actividad magmática. AGRADECIIIIEITOS: Por la discusión de esta contribución agradezco co rdialaeAII a 111is colegas de Freiburg T. Bechstadt, H. Knitter, R. Pflug y H. Schleicher, así co ■o ta ■ bién al editor de la revista y especialmente al lng. Dip. Geol, H. Castillo por la traducción en español. C. Borchert (Freiburg/Amherst) corrigii el resu111en en inglés. Agradezco a la Sociedad Científica Alemana (DF G) y al Servicio Alemán de lnterca11bio Académico (DAAD) por el ·apoyo financiero de viajes a A ■ érica del Sur y Africa. 153 T€1Tpltlrl:? ALLEGRE,C.J. & OTHMAN,D.B.(1980): Nd-Sr isotopic relationships in granitoid rocks and continental crust development: a che1ücal approach to orogenesis. -Nature, 286:335-342. ALLEGRE,C.J. & ROUSSEAU,D .(1984): The growth of the continent through geological ti1e studi ed by Nd isotope analysis of shales. -Earth Planet. Scí. lett., 67:19 -34. & laBERGE,G ., Theophrast us, Athens. eds.(1984): eds.(1987): O Pré-Cambriano do Brasil.- 378 p., Precambrian iron-for11ations.- 674 p., ARMSTRONG,F .C., ed.(1981): Genesis of uranium - and gold-bearing Precambrian quartz-pebble conglomerates.- U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 1161-A-B: 349 p. ARNSTRONG,R .A. , COMPSTON,W., RETIEF,E.A. & WELKE,H.J.(1986): Ages and isotapic evolution of the Ventersdorp volcanics.- Ext. abstr. Geocongress 1 86 Johannesburg: 89-92. 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Fig. 2: Cuarcitas con es trat i ficaci ón cruzada 11 huuock y cross-bedd i ng11 (al lado del ■ artillo) en la parte sur de la Serr.i do Espinhat o (Nin1s · Gera1s, Brasil) . de oleaje "ripple urks 11 en la parte inferior del sistell Witwatersrand (Cuarcitas Orange Grove) en la carretera Nigel-Balfo• cerca de Johannesburgo (Sudáfrica) . Fig. 3: Huellas Fig. 4: He r ri ngbone cross-bedding" en la parte inferior del siste11a Wi wa tersrand Bri~ton) . Río Sugarbush en las cercanías de Johannes burgo (Sudáfrica). 11 (For ■ ación BOPPE: Ar>ertitas CIK1l'CÍferos d.e7, Proteromúx, 7mproro �EVALUATION O.F THE Sn-W - POTENTIAL IN GRANITOIDS OF THE BLACK FOREST (SW- GERMANY)- AN EXPLORATION MODEL By: Norbert BRAUN Addrns: Am Loewen 5 6639 Rehli ngen-F rem, W. Gerinany. M>stract: From different publications 75 criteria were ex:tracted \lhich are characteristic of the so-ca lled "Sn-W-specialized granites ". From these viewpoints the examination of 28 d.ifferent plutons of the Black Forest leads to a statistical eva luation of the degree of specialization for these granites and their diff erentiations. This model can a lso be used as a theoretica l basis far an exploration of the elements Sn and \\ in other areas. Restaen: A partir de diversos trabajos publicados fueron extraídos 75 cr iterios característicos de los llamados "granitos especializados Sn-W 11 , El examen de 28 plutones provenientes de la Selva ~egra a partir de esos puntos de vista: permitió la evaluación estadística del grado de especialización para estos granitos Y sus d.if erenciaciones . Este modelo puede ser también utilizado como la base teórica para una e~-p loración de los elementos Sn YWen otras áreas. l. INTRODUCC I ON 'Ihis work is the abstract of a theoretical preliminary study about t he Sn-W- potential of Black Forest granites (Fig . 1) \rihich was carried out for sr. JOE EXPLORATIONS WESTERN EUROPE G1BH i n 1984 (BRAUN 1984) . '!hose plutons which can be called "specialized" have certain carmen characteristics - geological, Actas Fac. Ciencias Tierra ~ UANL Linares 3 1 fig . 161-193 12 tab . Agosto 1988 Linares/México �162 163 BRAUN: &l-W-PotentiaL m giumtoids of the BÜJ.ck Forest BRAUI: Sn-W-FtJtentiaL in gmnitoúis of the Black Forest rnweralogical and geochemical. 75 parameters ( I - LXXV) I'OC)re or less typical for a standardized "specialized granite" were extracted fran a variety of publications, many of which appeared during the synposium "Metallization associated with acid magmatism" in Prague, 1974. Fig. 1: GeoLogic Map of the Btack Forest, Following SW - Germany (o.fter HETZ, 1976) O .. 1 is a short résurné in which these paramenters will be described. • 2. GEOLOG ICAL , MINERALOGICAL ANO GEOCHEMICAL TERIST ICS OF SN-W SPECIALIZED GRANITES CHARAC- HRA3SIIU~G O Granitoids can be di vided into normal grani tes, precursors and specialized granites (TISCHENDORF 1977). Precursors are often biotite-grani tes, adamelli tes or guartzronzoni tes and granodiori tes. In all cases "specialized granites" are designated as ll«> mica granites, aplitic granites or leocogranites (I). Triassic,Jurassic, Te;tiary,Volcanics Triassic,Jurassic M:out 31.2% of the known Sn-W-mineralizations are found within the contact zone between the granite and its wall rock; about 27.5% are in the wall rock and about 41.3% in the granite itself (RUNDKVIST 1977} . The rrost tin mineralizations can be excpected in the tq> of plutons (II) or wi thin faul ts and fractures which m,.., connections with th~ magrnatic underground (HESP & VARLAMOFF 1977). 'llle wall ~ Apiitíc Granites, Granite por¡:ihyries GI:l Two l'lica Gran~tes Q Biotite-Granites i......i rock is very significant if its Ca-content is high tlim:!stones, dolanites , marls etc.) because this high Ca-content favours the generation of skarn deposi ts which in older publications are often described as calc-silicate hornfels canplexes (III}. Souch deposits are known to exist in the "Erzgebirge" of the GOR (ELLIOI' & STRNAD 1977). Sn-W-mineralizations can also be found to a large extent in apophyses ( IV) emanating fran the "specialized granite". These ~hyses are particularly of interest in exploration because of greisen ization processes which lead to an accumulation of the ll'etals (BAUMANN & TISCHENOORF 1978). O ~er of Black Forest Granlte ?brmau y the youngest member of a seguence of intrusions has the highes concentration of Sn (TISCHENOORF et al. 197 4) . 'lhe Variscan paragenesis of tin in Etrrope generally seerns to ~ COnsidered as a I'OC)bilisation of older granitic material by ~:~tile constituents (MEINEL 1974), rnigrating fran a granulitic ~ n t (V). Concentration of Sn and W then is caused by the �165 164 BRAUN: Sn-W-Poterrtial in gmnitoids of the B7.adk. For>est BRAUN: ~ i a t in grmi:t:oids of the B7.ack F01'e8t general granitoids which intrude in higher levels show higher content s of Sn (TISC:HENOORF 1977) • In specific behaviour of incarpatible elsnents (VARIAMOFF 1978) In addition, the increased concentration of tin in the crust since the Precambrian rnakes it roore probable that S1X:h deposits will be found together with younger plutonism. earth'; No~lly the standardized 11 s~ialized granite" has a palingen or1g1n (TISCHENDORF 1977) or 1s forrred out of a residual nelt {BAtw.NN & TISCHENOORF 1978). It belongs to the SI-type granitoil', (TISCHENOORF 1969,) as do the majority of the investigated grani• toid rocks. Tne roost relevant dif ferentiation processes {VIII which contain possible deposi ts of Sn and/or W in their final states are those which derive fran biotite-hornblende-granites (or granodiorites) and those which derive fran quartzm:mzonites or quartzsyenites and which finally reach a leucogranitic CCJttX)Si• tion- (RUB & PAVUN 1978). calc-alkaline plagiogranites as differentiates of an andestic or basaltic magma (TAUSON 1974) i:r palingen granitoids of this carpound are not thought to be relevant to mineralization with Sn and W. Only their very late acid differentiations can possibly be of importance. Here Sn and w appear together with Rare F.arth elerrents such as Nb or Ta. Sn-content can also be characteristical of rronzonitic ca,plexes which originate fran calc-alkaline rocks and which contain many volatile constituents. A further irt'portant parameter used to classify "Sn-W-specialized granites" is their solidifacation depth (VIII), Oepending on this depth the follc:Ming deposits can occur: - rore than 6 kms : - 4 - 6 kms: gravitational crystallization is still suppressed, only minimal accumulatiais, formation of pegmatites and correspaiding quartz-veins. Formation of biggel' cohesive Sn-deposits in the case of sma.11 tectonic events (HESP 1 VARLAMOFF 19 77) • - 3 - 4 kms: - less than 2. 5 kms: nie role of teJJlera_ture and pressure (IX) is to be seen in connection with the solidification depth. For greisenization temperatures of 270 - 350 degrees are prest.nned (CHAROY & WEISBROO 1974, NMKNA 1978) . sane authors believe that temperatures up to 530 degrees are not too high f or f ormation of Sn-W-deposi ts (HESP & VARLAMOFF 1977) • In rrost cases, however, temperatures lc:Mer than 400 degrees and pressures between 500 an 1700 bar can be accepted as conditions for the folT!lation of Sn and w. 'nle geographic position within a known tin belt is a further mdlcation of the standardized 11 spezialized granite 11 • The Black Forest belongs to the "Northatlantic-Eurasiatic Tin Belt" (BAUMANN & TISCHENDORF 1978) together with rrountains like the "Erzgebirge" (CDR) and the Massif Central (France} . The intrusions of "SnW-Special1zed plutons" within this belt have taken place synuntil postorogenic. This generally corresponds with periods of collision stage of plates and later phases. If one accepts a new plate tectonic concept with a carboniferous paired rretarror~ic belt canbined with a subduction zone beneath the Saxothuringian crust in the north and the Moldanubian zone in the south a s~vi~i~:m of the black Forest granites into different geotectcnic pos1tions seems to be possible (X). So it can be interpreted tnat the early orogeny lasts untll the stage of Viséan (e. 330 M.a. l . The collision took possibly place in Viséan or/and Narnurian t111es (c. 310 M.a.). Later tectonic phases are specified as late {until 290 M.a . ) - respectively postorogenic. ~anitoids with tin accumulations can also be observed together WJ.th p;Jstki nematic or posttectonic events. such plutons often occur on the border of uplifts wich have been raised verticaly as a block and in which deep reaching f aults act as regula tors of tin distribution (APEL'TSIN 1974). In this case it is very lllpOrtant that the mineralization is continuous because with increasing time a grOwth of irregularlties within the ore can be ooserved (RUNDKVISI' 1977). ~scribed metasanatic rock variatians can give first indications for a Sn-W-concentration of a granitic arza which is to be explo~ed {XI). The characteristic supply of high arnounts of alkal1 canpounds leads to albit1zat1ons and formations of rnicrocline . In addition , the formation of dark and secondary light on the top of diori tic leucogranitel formation of two mica granites wi~ concentrations of elerrents as W, Li, Sn, Be, K, Rb, B and of rninerall as topaz, chlori te and tourmaline• lnlca can be observed (STEMPROCK 1974b). abundant sericitization and kaoliniZ!" tion. Quick cooling of solutions . Sn-WFormation is rare but can occur. As nentioned above greisenization plays an 1.IllpOrtant role in the recogmtion of Sn-W-concentrat1ons (XII). This autaneta5allatism normally takes place in the h.lghest levels of a pluton �BRAUN: Sn-if-Potentiat in gronitoida of the Black F'are8t (pneumatolytic zone), where feldspars . becane unstable tog~ with an increasing arnount of quartz, mica, topaz and tourmahne, &1-w-t.races in hydrothermal veins (XIII) . 0 1 kaolini~tions (~IV) as final results of aggressive waters give further 1nf~rmat1ons about a ¡;x:,ssible "specialized granite" in the surrounding area (SI'EMPROCK 1977). 'lbe mineralogical and geochemical ca1positim of ma.11, carponents is different in normal and standardized "specialized granites• (TISCHENOORF 1977) • The following values are typical far "specialized granites 11 : X:V: XVI: XVII: XVIII: XIX: XX: Quartz Plagioclase Kalifeldspar Bioti te Muscovi te Accessory carpounds XXI: Topaz In addition feldspars: XXII: XXIII: xr ' XXV: the following 35 +3 +3 +6 3 +1 3 +l 25 33 167 BRAflN: Sn--W-Potentiat in grwritoúis of the Blaok forest Vol\ Vol% Vol% Vol% Vol\ l - 2 Vol% 1 - 3.3 Vol% alterations are typical of alkali· Perthitic segretation High contents in microcline 'T'winning after ºKarlsbad" Red discolorations Cert~in mineral paragenesis are typical of "Sn-W-specialized gran1 tes" . The nost important indicatar minerals are: XXXII: Tourmaline XXXIII: Fluorite XXXIV: Cassiterite XXXV: Allanite XXXVI: Titanite XXXVII: Xenotime XXXVIII: r-tinacite IXL: Apati te •~ialized grani tes" ~litic texture ( XL) • tende to have a coarse-grained ar an ki it is ~ked in the following, differences are found bet'M=en geochenucal carposi tion af the nonnal - and the standard-grani te be1~g treated h~e. Granitic caJpamds with higher weights as in normal granites are: ~ XLI: XLII: XLIII: Si02 73.38 + 1.39% 4.69 + 0.68% 3700 1500 ppm K2O ! F (Normal: (Nonnal: (Normal: < 70%) 4.34 + 0.5%) 850 pµn) ltx)Uisation and enrichment of tin IT'ainly occur if a high content of F is present {RYABCHIKOV et al. 1974). laipamds with lower weights as in normal granites are: Within the plagioclases the follc:Ming changes often occur: XXVI: XXVII: XXVIII: XXIX: Hypidicrnorphic aggregation Sericitization Decreasing of An-content F.a.rly albitizations 'D"le biotites are characterized by: XXX: XXXI: a light to dark, often greenish color an optical refraction between l. 59 and l. 65 XLIV: XLV: XLVI: XLVII: Ti0 2 Fe203 Feo Fe-Total XLVIII: MgO IL: CaO 0.16 + 0.10% (Normal: 0.34 + 0.08%) 0.80 + 0.47% (Normal: 1.31 + 0.29%) 1.10 + 0.47% (Normal: 1.78 + 0.38%) 0.95 + 0.62% (Normal: 1.59 + 0.57%) 0,56 + 0.47% (Normal: 0,81 + 0.23%) 0.75 + 0.41% (Normal: 1.89 + 0.40%) frily small differences between the t~ types of grani tes Yilid for: are L: (Norrnal: 14.33 + 0.29%) (Normal: 0.06 + 0.03%) LII: Na20: (Nonnal: 3.44 0.32%) The main tin-carrying mineral is biotite (isanorphous substituticitl plagioclases can also contain tin but in smaller amounts, Hc)WeVet, le 1 . . because of their abundance plagioclases attain a high level (lOO)CMer prqxrtioos of K: Rb (LIII) in the standard granite of i Tnl'V\rtance. f • as. op~sed t~ normal grani tes ( > 100) is also an indication -·'t""' 1ntrus1ons into higher levels (DRIESSLE 1972). LI: Al203: ·MnO 13.95 0.045 3.20 + 1.07% 0.04% 0.61% + + ! �' 168 BRAUN: &t-W-PotentiaL BRAUN: Sn-W-Potential in granitoúis of the 87..ack FOl'eSt in gronitoids of the Block Forest The content of trace elarents differs between these granites because the different elernents react very sensitively to differentation processes within the magma. Their different factors of concentration indicate the rnanner of crystallisation of the magma. The following values are characteristic of "specialized granites" (TISCHENDORF 1977): LIV: LV: LVI: LVII: LVIII: Sn W Be Rb Sr LIX: Li LX: LXI: LXII: Ba B Pb 30 + 15 7 3 13 6 550 + 200 < 150 400 + 200 -< 400 > 30 < 20 + + ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm (Normal: (Normal: (Normal: (Normal: (Normal: (Normal: (Nonnal: (Normal: (Nonnal: O- 6 O- 2 ppm) ppm) 4 + 4 ppm) 150-:: 250 ppm) > 200 50 - 100 > 500 < 20 > 20 ppm) ppm) pprn) ppm) ppm) Canpared with normal granites the standardisized "spezialized granite" contains relatively large amounts of: Nb, Ta, Cs , U, Th (LXIII) and very small proportions of Ni, Co, V, and Cl (LXIV) . granites " is found for every granite of these rrountains. In addition all pararreters concerning each granite which are not exarnined or published are counted (undefined pararreters), (?). With increasing number of correspondences between the standard of 11 specialized granite" and the particular Black Forest granitoid the investigated granite can be called "specialized", too. Mineralogical and geochemical pararneters, being results of analyses, are specified in the tables as maxirnum, mínimum and average values. Follawing the range (maximum - minimum) is designated by round brackets. The amounts of analyses are shown i n square brackets. The average value is shown without brackets. F\.irthermore an evaluation of the different pararneters is made by rreans of a point system in order to take into account various cegrees of reliability of data, All rreasured values are taken into consideration with a higher score because these specifications are rarely dependant on subjectiv criteria and therefore give nore reliable information. 'Ihe different pararreters are valuated as follows: Geochemical analyses of the biotites within this standard granite give •finally further informations about its degree of speci alization: LXV: LXVI: LXVII: LXVIII: LXIX: Si02 Ti02 Al203 Fe 20 3 Feo > 38.0% < 1.5% > 20.0% < 3.0% < 15.0% < 1.5% LXX: M:JO LXXI: LXXII: K20 > 0.3% H20 < 2.5% LXXIII: Li LXXIV: LXXV: Ba Rb 2300 ppn < 200 pµn > 5000 ppm > 3. INVESTIGATIONS OF THE DEGREE OF SN-W-SPECIAL IZATI<' OF BLACK FOREST GRANITOIDS 3.1. Explanation of the method All these pararreters which have been outlined in chapter 4 ~ applied to Black Forest plutons within tables 1-10. A certain number of identical characteristics (X) and differences H between the Black Forest grani tes and the standardized "specialized - All mineralogical and geochemical pararneters which are designated with numerical data receive the following values: - Wi th a valency of three if there is an exact correspondence of average values fran Black Forest granites with the standardized 11 special granite". • With a valency of two if the average value of a pararrete:r for the Black Forest granites lies between the range of variation of the relating para.meter of the "specialized granite". • With a valency of one if both ranges of variation overlap for a certain parameter insignificantly. • Al.l parameters which are not the result of analyses (non-nurnerical values) count with a valency of one if there is a correspondence between Black Forest granites and the "specialized grani- tes" . • If no correspondence is stated the pararneter is designated zero for this particular Black Forest granite. 169 �170 171 BRAUN: Bn-W--Patential in gronitoid.s of the Black Forust ~UN: Sn-Y-Fbtentia1, in gromtoids of the B1.aak FOl'eSt The score scale facilitates a very detailed evaluation of al} investigated granitoid rocks of the Black Fore~t. Toe range of variation within rnineralogical and geocherrucal paraneters is at the sarne time an indication of hanogeneity for the particular granite. the BEG is very significant. The 11overspecializatíon 11 of the Ursee-granite , which follows in the differentiation sequence after the formation of the BEG, is expressed by the decrease of "similarities" and the increase of "differences". 'Toe last colurnn of table 10 shows a surrmary of the maximum attainable number of valency given for each parameter. In addit1a, all valency points given for sirnilarities between . Black. Forest granitoids and "specialized granites" are noted in th1s Silll! table of values. Finally the whole nurnber of correspondences, differences and undef ined parameters is llsted in this table for each Black Forest granite. 'lhe essent ial differences between the mx:; and the "specialized granites" are : The analyses of biotites (LXV-LXXV) are used only in order to check trends of correspondences or differences, because here the investigation results fran Black Forest granites are still too small to give reliable and ccrnparable infonnation. In table 11 all results of table 10 are illustrated grafically. F\lrthenrore, table 12 include the results of the biotite analyses in an additional grafic. to 1) There are no apophyses ( IV) described which could act as suppliers for metalliferous solutions. However, a large area of this granite is covered by sedirrent rocks, meaning that these apophyses can not be recognized in every case. 2) The lack of Boron-content (LXI) is often dependant on the degree of assimilation of the wallrock during the differentiation. The fact that the corresponding values of the geochernical sarrples are (only a little) to small is thus explicable. 3) Allanite, titanite, xenotime and rronacite (XXXV - XXXVIII) can be lacking in sare "specialized granites" (TISCHENDORF 1977). 4) N'.:>t clear is as to why no formation of microcline could be observed, which \\Uuld be an expression of a éleep fonnation 3.2. Discussion of the results It is obvious that there is princípally one Black Forest granite which shows much similarity with the standardized "specialized granite". It is the so-called Baerhalde-Eisenbac~-Granite (B~). Fran 109 (respectively 120 if the analyses of b1ot1te are cons1rered) possible correspondence points it receives 92. kcording to the classical m:xlel of granite genesis wi thin the Black Forest (EM1ERMANN 1977) this BEX; is thought to be a format1a1 within a late phase of differentiation sequence - beginnin9 with the Albtal-granite, continuing with the Schluchsee-grar_ute and tbe BEG, resulting in the 11 over-specialized" Ursee-granite, which must be interpreted as a residual melt originating fraa an increasingly specializea ma.gma of the earlier fonred granites, This seens to be proved by sare geochemical trends ( ~ 1977), e.g. by Rb/Sr- or Zr/Ti-proportions, which show a regul~ developnent to a rrore and rrore leucogranitic CCJTipOsition 111 the later cooled plutons. This supposed genetic develoµnent can al so be observed in table 11 and 12, where the increase in "similarities" (Black Forest grani.tes versus "specialized granites 11 ) fran the Albtal-granite pressure for kalifeldspar. 5) Mng to the method of evaluation, sare loss of "similarity points" results - this occurs because only average results are carpared, where variations in any individual case are possible. The lt>rdrach-granite also is an interesting granite area. With 67 correspondences and only 15 differences many "undeflned param:!ters" remain. This means a substantially higher proportion of "correspondences" can be expected wi th rncreasl.Ilg knowledge of this pluton. A lack of rnicrocline can be ascertained here, too. Another loss of points resul ts fran the Ti02 -content, ihlch is too high for "specialized granites". This originates fran the fact that this gran1 te is very unhanogeneous. Parts of the granite with a biotite-granitic c-anposition nodify the average of the geochemical results of this granite so that other Ilart.s with better correspondence are less noticeable. ~s is vali.d, too, for the granite of Triberg whose carposition 1~ very variable. In sane areas it shows leucogranitic parts ·in other areas it is an undifferentiated biotite-granite. �173 172 BRAUN: ~Fotentiai in groni:t:oid.B of the Black Foriest It is a type of ºprecursor" grani te (TISCHENDORF 1977) with regard to its degree of ºspecialization". () APEL'TSIN,F.R.(1974): Thc tungsten •ineralization a . . earth's crust. -in: STEHPROK H t nd lts relation to the ted with Acid M t· ' · e al. (eds.): Hetallization associaag ■ a 1s1. -Internat. geol. corre l. progr. • I:81-85. The sarre can be said of the grani te of Fo ach and Sprollenhaus with the number of differences being relatively high carpared with the "si.milarity points". 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COntents up to 1.81 of W have been rreasured in sare sanples. During this exploration period the grani te of Saeckingen was the target of search for W by a call)eting ca.,pany. Alt~ the resul ts of this other exploration party where not l<nc:M\ to the author at the time of writing, this proves that this region is worthly of interest for W, too. ACUOVLEDGEIIUTS: The author ia grutful to J, BECKER, G, FRIEDRICH and G. PATACCA for ruding the ■anuacript and to Sl. JOE EXPLORATIO S WESTE 1 EUROPE GMBH which enabled the elaboratlon of this 1tudy. BIERWIRTH,G. &. AC fR AN ' H. (¡gJ1.)•· I n·t· l - Argon 1 1a - Diagra11e e1n19er o~tbayer1scher Grenzgebirge und des Schwarz aldes unter Ver endung des M1nerals Ouarz. _ . Jb. in. h., 2 : 49 62 _ BILHARZ,A.(1934): Erlauterungen zur geologischen Spezialkarte l: 25 000, Blatt 7215 Baden:144 p. BOCK,TH.(1960): Oer Granit von ordrach . -Thesis (unpubl.), Univ. Freiburg. BRAUH~USER (1978)·. 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IHD, Schnittspahnstr. 9, 0-6100 Oarmstadt, R.F.A. 2) EURASOL, S.A., bureau eu~opeen d'etudes de sols de fondation, 18 avenue de la liberte, l-930 Luxembourg. A NUESTRO HONORABLE MAESTRO PROFA. OR . P. MEIBURG EN SU 50 ANIVERSARIO. Reamen: En 1902 inici6 H, Still con su trabajo 11 Ueber Pracretaceische SchichtenverschiebW1gen i.m al ter n Me ozoikum de EggeGebirges11, la investigación moderna del Bloque de Solling. No se lograron, sin embargo, resumir po teriormente ( gún LOTZE en un balance 47 años má tarde) las diferente in erpr tacion s tectónicas de las circunstancia locales y regional s a una explicación global sobre la historia de la fonnac · Ón de toda la lU'lidad. Actas Fac. Ciencias Tierra UANL Linares 3 195-211 5 Figs. Agosto 1988 Linal'es!Méxioo �196 197 ACKERNANN & HEIN'J'1.: "E'l Bloque de SoLLing, Alemnia ACKERNANN & HEINTZ: 1980 presentó P. MEIBURG, por primera vez en la historia de las investigaciones del Bloque de Solling, un modelo de f onnación cinemático-dinámico coherente en su "Tektogenese und Geodynarnik am Grof3schollenrand Rheinisches Massiv-Hessische Senke". F.s pues la Depresión de Hessen una de las zonas del SaxÓnj <'(I mas ampliamente estudiadas, cuya investigación moderna está acuñada por tres generaciones desde H. STILLE sobre F, LOTZE hasta P. MEIBURG. En E7, Bloque de Solling, Aummia Abstract: With his paper 11 Ueber pracretaceische Schichtenverschiebungen im alteren Mesozoikum des Egge-Gebirges 11 published in 1902, H. Stille began a new era of research on the Solling Block. En este artículo hemos agrupado algunos aspectos históricos de la investigación de la Depresión de Hessen. La elección subjetiva de hechos, nombres y fechas, es a final de cuentas también la expresión de una parte del camino que recorrimos Junto con P • MEIBURG. Co~.lé) maestro siempre nos apoyó, y aprendiros a conocerlo y valorarlo como colega de discusiones tolerante . ' lo llll.smo que en controversias extra-académicas. Bowever, as H. Lotze stated 47 years later, l.Il the following period no conclusive interpretation was obtained about the tectogenesis and history of fonnation of this unit. INTRODUCCION In 1980, P. MEIBURG f irst introduced a coherent kinematic-dynamic model of formation for the Solling Block in his work "Tektogenese und Geodynamik am GroBschollenranct Rheinisches Massiv-Hessische Senke". PREFACIO El Bloque de Solling con sus 4800 km2 es el bloque más pequeño los bl~es centro-europeos. Es casi congruente con la zona de la Depresion de ~~sen. E;ta sin anbargo no muestra por su caracter de depresion, un limite geográfico definido tal cano el_Bloque de Solling que está limitado por márgenes de dislocación (Fig.l). (I! El Bloque de Solling está limitado en el O?ste por el Lineamiento Fi:Jge ,.Y en el Este por ~l Lineamiento de Leine, que convergen con un angulo agudo en la zona de la Sierra de Knüll. En el ~rte lo limitan los sistemas de fallas de Falkenhagen y ElfasAhlsburg del tectógeno de Niedersachsen (H. BOIGK 1968). (I! En el período 1973-1979 asesoró P. MEIBURG seis cartografías de maestría en la zona del Lineamiento de Egge, margen de dislocación oeste de la Depresión de Hessen ( Hessische Senke): una en la zona Sur, en la región Züschen (A. H0PPE 197 5) ¡ otra en la zona Centro, en la región suroeste de Welda (H.M. WAGNER 1974), y cuatro en la zona Norte, en la región Willebadessen-Bad Driburg (W. ACKERMANN 1981, A. FERIDUNI 1981, H. MATER 1981, R. HEINTZ 1982). La tarea principal era obtener W1.a nueva cartografía de la zona. Los textos de las cartografías, en forma de tesis de maestría, se consideran como contribuciones informativas, las que junto con los trabajos de investigación locales Y regionales iniciados en los 60' s por P. MEIBURG sobre los sistemas de dislocación del Bloque de Solling, deben conjugarse en un modelo genético coherente de la Depresión de Hessen. En la discusión sobre la tectomecánica se recurrió obligatoriamena todos los conocimientos científicos publicados hasta la fecha. Así observamos las bases científico-históricas a partir de las cuales deberían desarrollarse nuestros trabajos, te El Bloque de Solling fué definido por F. LOl'ZE en 19 53 cano •~o~~sche Mittelscholle" (Bloque Central Saxónico) por su pos~cion central con respecto a las grandes unidades tectónicas vecinas. ASPECTOS HISTORICOS DE LA INVESTIGACION DEL BLOQUE DESDE H. STILLE (1899) HASTA P. MEIBURG DE SOLLING !1982) . El_ ténni~o "saxón.i:co" que fué fué arrq:>liado por H. SI'ILLE a en el sentido tanto regional el plegamiento Saxónico con Centrales,_ cano plegamiento Y fracturo la cobertura (H. introducido por A. TORNQUisr ( 1908), lo largo de su actividad científica cano estructural. En 1910 definió respecto a las Montañas Alemanas del mesozoico-cenozoico que plegó SI'ILLE 1910b). Mas tarde fueron �ACKERNANN & BEINTZ: E:l, 81.aµi! &g &}LLirg, Alen:znia resumidas bajo el término 11 saxónicos" todas l_?S zonas, de Eurq>a que se consolidaron durante el Varistico u orogenes;1s ~s antiguas y que se distinguen por su caracter de dislocac1on tipo ge~ (H. Sl'ILLE 1924). Ellas están separadas en bloques a ~aves de grandes líneas de fallas, dislocadas fuertemente en los margenes, ligeramen e en el centro (r.t:>ntañas de Bloques) o en forma intensiva (r-bntañas de Pliegues y Fallas; H. Sl'ILLE 1924, F. LOrZE 1953, 1973). Fig. 1: BLoque Central, ónico (BLoque de SoHing) y sus alrededores (de: P. MEIBURG 1980). ACKERMANN & BEINTZ: E:l, Bloque de &JLLirYJ, Alemma. incluso la de su maestro A. V. KOENEN, coincia.ían en que toda la tectónica posvarística era de edad tiiioceno. f.n su disertación publicada en 1899 que concierne a la formación ~ las oontañas entre Altenbecken y Detmold (Ml'B 4219 Altenbecken, Ml'B 4119 Sandebeck), describe cáno el M.lschelkalk plegaoo en dirección hercynica en Rehberg se dirige hacia las areniscas cretác1cas : "La arenisca propia es proporciona~nte rrenos afectada y en general de otra manera que las fonnaciones triásicas y jurásicas del antepaís. F.ste carportarniento diferente y la posición discordante del Cretácico sobre el Triásico y Jurásico podría explicarse ya sea caro, que las fonnaciones más antiguas a la depositación del Cretácico fueron dislocadas y erosionadas, ~ tal manera que el Cretácico yace sobre la superficie de erosión, o bien que las fallas se generaron después de la depositación del Cretácico y con el efecto progresivo de las presiones tangenciales las fonnaciones cretácicas cabalgaron sobre las capas ya plegadas" (H. Sl'ILLE 1899: 39). H. SI'ILLE presentó clararrente las alternativas a debate: l. Cretácico depositado en discordancia, alterado poscretácicamente sobre Basamento dislocado precretácicamente; 2. cabalgamiento ~ las rocas cretácicas en el Terciario sobre rocas precretácicas dislocadas durante el Terciario. rb obstante que él tanó la segun.da cp:ión, le parecio, en base a numerosas observaciones durante su cartografía en el verano ~ 1900 (hojas 4320 Willebadessen, 4319 Lichtenau, 4219 Altenbecken) siatq:>re mas probable una tectogénesis terrporalrnente limitada en el precretácico del Sistema F.gge (H. sr.ILLE 1901). El estaba conciente de las consecuencias, en el caso de que se catprobaran sus suposiciones. Por esto trató de deroostrar su teoría en base a investigaciones sistemáticas de canpo en una manera ejenplar. El Bloque Central Saxómco o Bloque de_ Sol~ing es e_l ej~~ clásico de una r.t:mtaña de Bloque. La histon.a de su 7nves~ga ción está ligada con las actividades científicas intensivas de H. Sl'ILLE, F. LOI'ZE y P. MEIBURG. Para el estudiante de geología H. srILLE, la geología de los alrededores de Rehberg al suroeste de Langeland (F.gge-SystSI, M1'B 4219 Altenbeken) debió haber sido una experiencia . c~ve, tonando _en cuenta que en el canino de siglo todas las cp.101.ad En 1902 apareció en el Anuario del Servicio Geológico y Jlcademia Minera Real de Prusia el trabajo para aquel entonces sensacional: "Sobre fallas precretácicas en el Mesozoico de las Montañas F.gge". IAlrante sus 6 años de actividades caro geólogo cartógrafo en el Servicio Geológ1co de Prusia, entre 1902 y 1908, trató de cimentar su teoría, caiprobando diferentes perfiles estra igráficos y utilizándolos de manera generalizada en otros carplejos geológicos estructura~nte diferentes (H. SfILLE 1904, 1905a, 1905b) . En la separación estructural de antepaís, este y norte de la cuenca Cretácica de Milnster, o sea del S~stema. F.gge y del Sistema Osn1ng, se orientó en las características roorf~lógicas 199 �200 1•CKERJIANN & HEINTZ: El, 'Sloque de éoZZing, iilermuz del terreno para otorgar a su concepto geológico-tectónico del Antepaís Cretácico una expresión real de arco rrontañoso plegad:>, resumiendo en 1910 que el "levantamiento a lo largo del eje de Osning o Cadena Osning forma la cadena marginal norte de un pequeño arco nontañoso, el Arco Egge-OSm.ng, cuya parte central es visible solamente en el anteoaís de la t-bntaña Egge, p:>r lo demas yace cubierto bajo el Cretácico de Westfalia, y que aparece un poco al sur de OSning. Las cadenas al sur de este arco son ya de edad precretácico (Jurásico Temprano), ya que yace discordanterrente el Cretácico sobre el Egge, [!\).entras que el OSning fué anexad::> a las cadenas mas antiguas hasta gue se llevó a cabo un evento de plegamiento del Poscretácico, probablemente ya del Cretácico Tenprano" (H. SI'ILLE 1910a: 358) . El sostuvo aún en 1935 su concepcion de una orogénesis no obstante que tres años atrás, en 1932 y en apoyo a F. LOI'ZE (1931), duoo fuerterrente de su propia teoría (Fig . 2). pDJIARR 4 BEiffl: Et Bl.oqAe de Soitút¡, Alemnia La esencia de la tectónica saxónica fué para H. STILLE el plega.ente provocado por ccrcpresión: "Concibo a la mayoría de las fallas ccrcprcbables en la parte central del suelo alemán caro resultado de la fragmentación de los pliegues y explicó que la formación total de los anticlinales y sinclinales se debe a ~resión lateral" (H. STILLE 1910b: 146). El se imaginó ~ los paquetes inccnpetentes de estratos dentro de los bloques consolidados de las rrontañas plegadas premesozoicas fueron plega(bs debido a acortamiento lateral por la subsidencia de la zona sedimentaria saxónica (H. STILLE 1910b, 1913). Eh 1917 buscó en la Depresión de Hessen, así caro en la Cuenca de Niedersachsen cp! limita al norte, una relación entre la simetría de los elementos tectónicos de los plegamientos y su distribución regionalgeológico. Interpretó los grabenes de Hessen y los horst del norte de Hannover caro partes de pliegues. En 1925 efectuó el análisis de las fallas saxónicas. Ahí observó: "La explicación de la formación de grabenes a través de presiones laterales debioo al rrovimi.ento ascendente del suelo en las fases tenporales de los eventos de dislocación y la interpretación de los grabenes t'Qlt) sinclinales, aunque sea ilógica.... es necesaria. 11 (H. fflLLE 1925: 189). Para H. STILLE pareció utilizable de manera ilimitada su principio de uniformidad de la fuerza orogénica en todos los ccrcplejos rrontañosos. Por el contrario, Fig. 2: División estructUI'al deZ Sistema Egge (según H. vTILLE 1935) . las investigaciones de LOI'ZE en el Graben ~ leinetal en Gottingen · llevaron a la clara conclusión de que este es graben de dislocación delimitado por arroos lados por gran~s fallarnientos (Wl'ZE 1930: 227). Con esto resultó seguro en pr:urer lugar por lo menos un elemento considerable de Saxonia ~ no se puede explicar ni debido a una carpresión lateral, IU. a un levantamiento por dilatación. El principio de uniformi~d de las fuerzas orogénicas de S'I'm.E pareció derI'\JTibarse. Solamente después de discusiones acaloradas y CCJTJ)robaciones en el canpo aceptó finalmente H. STILLE la nueva interpretación IF, WI'ZE 1948: 328) . Mientras que STILLE usaba la metodología histórico-tectónica, Bl;l_discípulo F. LOI'ZE publicaba el punto esencial de su investigác~oo sobre el análisis cinemático-dinámico del Saxónico. Al f1na1 de la prcblemática geonecánica, se mantiene en primer Plano la pregunta que hasta hoy causa grandes controversias, Y. que es sobre las causas y leyes de carportarniento de los rtX>Vientos de la corteza terrestre, es decir, a fin de cuentas el m:>tor de todo los eventos tectónicos. 201 �203 202 ACKER/tlANN & HEINTZ: EL Bloque de &J7:lirrJ, Alen:ima analogía con el canportamiento tectónico en el ~gen este del Graben de Leinetal en GÓttingen y en catparacion con los resultados de la geología exper:i.Jrental (H. CLOSS _1928, W. ~Fl. 1929), F. LorZE (1937) llegó en base a sus reflexiones relac~onadas con el hecho de que si las mismas formas de plegamiento se deben a los misiros procesos cinemáticos-dinámicos, a la concepción que "los pliegues de la Sierra de F.gge al la~ Est~ .~ la Masa Reniana, que también dejan reconoce~ una dispos1c100 aplumada con una deficiencia simultánea de díaclasas. aplunadas transversales" (F. LorZE 1931: 27) con la "SUposición de un empuje de la Masa Reniana hacia el noreste" (F. LorZE 1931: En 28). "La ·presión ejercida junto con la Masa Reniana sobre su antepaís contiene dos crnponentes, de las cuales, una podría conducir, hacia una dislocad ón de la masa hacia el norte paralela al antepaís y la segunda co~ un nov~ento de, la ~a hacia el este en contra de su antepais. La pn.mera podna, IIll.entras se repercute en el subsuelo, provocar en las capas sobreyacentes la formación de plegamiento de pluma y al mismo tiempo fisuras de pluna, la segunda podría provocar actuando en las capas sobreyacentes, que la prilrera se esfuerze y rrodifique, mientras que la segunda se debilite (F. LorZE 1931: 28 ¡véase Fig. 3). ACKERNAIIN & HEINTZ: F:l Bloq.;E de &>ZL-in¡, Al.err:rma Para el entendimiento de la tectogénesis del plegamiento rrontañoso del F.gge, F. ImZE no necesitó pedir ninguna carga tectónica en cbs fases. Por el contrario, para el Sistema de Falla Falkenhagen limitado en el norte por Oeynhausen (MI'B 4120 Steinheim) en cuya parte este aparece I.Illa fonna de distención carprimida su origen se atribuyó a dos fases de carga temporal no delimitadas una de otra. En sí se concentró principalmente la investigación del Saxóru co en 1930 a la resolución de las preguntas: 1) si las estructuras de distensión influenciadas por presión o la vecindad de dístens1ón y presión rrotivarían inevitablemente dos diferentes planos óa acción consecutivos y, 2) hasta que punto serían éstos integrables de manera congruente en una historia de desarrollo del tienpo y espacio del Bloque Central Saxónico. En el fondo de ésta problemática están a la vista las publicaciones hechas en 1937 ¡x,r el estudiante de H. srILLE, H.J. MARTINI, que son resultados de investigaciones de carrpo. En el verano 1932 y otoño de 1933 investigó H.J. MARTINI en la sección central del Lineamiento F.gge, la tectónica en regiones asociadas CCl10 el Graben de Fritzlar-Natnnburg, la Z.Ona de Graben de Kassel, la Zona de Fallas de Wolfhagen-Volkmarsen (Fig. l), interpretando las estructuras tectónicas caro resultado de una acción en dos fases de edad probablemente Jurásico Temprano, con lo cual se debió haber ejecutado una inversión del sentido de las condiciones ce tensión antihercirucas en la Fase Kimreridgiano Temprano. ce (H .J . MARI'INI 1937) • En apoyo a MARTINI el también estudiante de H. srILLE, G. SEIDEL, Fig. 3: 1,11 ('I Tectogénesis dei Sistema Egge . ':f ... (F. LOTZE 19 31 ) • ~ DI U' 11' " \~ en 1938 pranueve dos actos de acción y deformación para el área entre Bonenberg y Volkmarsen y tanbién para las zonas de fallas en las áreas asociadas Wolfhagen-Volkmarsen, Zona de Falla de Warburg y el Sistema F.qge (Fig. 1) , los cuales tuvieron que haber hecho efecto en la Fase Ki..rmeridgiano Temprano. Tarrbién H. srILLE abogó en 1936 en su conferencia durante el COngreso geológico en Kassel con respecto al Saxónico de Niederhessen, para una acción tectónica en dos fases que tuvo lugar en el Kimreridgiano Tenprano. El quiso imaginarse los actos consecutivos de presión y distensión en la dirección hercinica: "más cano dos subprocesos terrp::,ralrnente 'fX)CO separados en la ID.lsna acción orCXJénica mayor, esto es, yo creo se debe considerar en Niederhessen una orogénesis en la cual, bajo el desarrollo continuo de la distensión reiniana, se estableció la orCXJénesis con dirección hercinica con carácter de dístensión, para después por lo rrenos suponer un carácter de plegamiento" (H. srILLE 1936: 675). �ACKERMANN & HEINTZ: EL Bloque de &,Uing, Almmia 205 ACKERNANN & BEINTZ: E'l B7,oque de &;iUng, . Alerr:rnia 1949, 50 años después de la publicación de H. srILLE en su trabajo de disertación, llegó F. LOI'ZE a la conclusión en la discusión de una síntesis Saxónica rrecánica-dinámica, que con los conocimientos de aquel entonces no era posible derivar del amplio y directarrente contradictorio (F. LOI'ZE 1949) concepto de la tectónica saxónica una tectogénesis general. En base a afirmaciones contradictorias sobre la génesis de los márgenes del sistema de dislocación, esto era imposible de clasificar .en un sólo plan de construcción, el origen aislado del bloque central, que es el área de Saxonia más intensivamente trabajada. En En 1969 llegó el to de que fuera estudiante de LOI'ZE, P. MEIBURG, al convencimienreducido el carácter de dislocación del Sistema de Falla Warburg a diferentes acciones, al contrario de las concepciones de H.J. MARI'INI y G. SEIDEL, los cuales habían tratado las regiones limitadas al oeste y sur, y encontraron que solamente fueron activos en un sólo acto de deformación. según esto, la Zona de Falla de Warburg es el producto de un rrovimiento de corte iniciado por la rotación dextral del Bloque de Solling entre el Bloque de Nethe y el de Zierenberg (P. MEIBCJRG ~.o11\\1\ll!II '#.~\\.\ V') ~\\ Fig. 4: ' oen • Tectogénesis dei Lineamiento Egge, (P. MEIBURG 19?6). W[SER · 1 \ ~~ ' ! '~ A causa de este desprendimiento de la unidad de rocas saxónicas, se abrieron los Lineamientos Egge y Leine con una longitud aproximada de 130 km, los cuales fonnaron los lírni tes este y oeste de la unidad originada. Durante el rrovimiento hacia el norte, provoca una rotación dextral en dirección del ángulo de inclina· ción más fuerte del horizonte de corte, el cual provoca una influencia carpresiva de numerosas zonas de dislocación en el área del Lineamiento Egge, la generación de nuevos y grandes sistemas de corte (Sisteria de Falla Warburg, Sistema de Falla de Falkenhagen), y el origen de largas zonas de acumulamiento de sal frente a las partes marginales occidentales de los bloques, La energía de los grandes bloques girados y cortados se cons\Jl\iÓ en la generación de un frente de colisión en el Sistema Elfas• Ahlsburg en una gran línea epirogenética (P. MEIBURG 1980ai véase Fig. 4). S CkOllE len~_--,.. --- 1969). La pregunta sobre el origen de la zona de Falla de Warburg sólo pudo ser resuelta según P. MEIBURG, únicarnente en relación con la cuestión sobre los f enánenos de movimientos entre la Masa Rt:niana y el Bloque de Solling (P. MEIBURG 1969). seis años más t arde, describe la tafrogénesis de la Depresión de Hessen caro una c.u.01erta sedimentaria en la frontera Jurásico/Cretácico sobre el salinar del Zechstein que se localiza hacia el norte (P. ME!BURG 1975). UGENDE ~\GIV" ,,,,, . S(~q 1 H l /E j PM 11 Después de qu~ en varias conferencias (MEIBURG 1975, 1976, 1978a hab1a dado a conocer su pensamiento sobre la tafrogéne515 de la Depresión de Hessen, en 1980 presentó por primera' vez ante un amplio público y de una manera desarrollada el roodelo coherente del origen cinemático-dinámico de la Depresión de Hessen. if:>, 1980a) El ~l~e de Solling se muestra por lo tanto, tafrogenético conclic1onado, caro una agregación de 5 bloques parciales: el · ~oque Nethe, el Bloque Zierenberg, el Bloque Istha, el Bloque e Y el Bloque Cberweser, ellos están separados de la Zona de Fallas de Warburg, de,, la Zona de Graben de Kassel, del Graben lbnberg-Lendorf y de la Linea Esse-Diemel-Weser (Fig. 1). ~ Sistema Egge está definido cano la parte del Lineamiento ~ge,_ la cual forma el margen oeste del Bloque Nethe. Para el_ Sistema E',gge ~ H. STILLE, la división desarrollada en ejes Y areas de depres1on debe ser rechazada, porque éstas estructuras unen unas con otras (con excepción del área de Depresión su.r �~CKERMANN & HEINTZ: E:L Bloque de f:bUing, Alerc:rrri.a ,.,,. -~ª' N º"'--E~<,\\.' D:iliido a la diferenciación minuciosa de deslizamientos gravitati- º ll ~-~,~ G ..... Fig. 5: T H E • ' ; •uh □ ' de !:biling, Alemnia. 1 NHEIM • {' 'N/4/ ' ¡·, & HEINTZ: EL Bloque del Egge) estilos muy diferentes de formación y edades de deformacion, así cano diferentes cinemática y dinámica de bloques. F.n lugar del antiguo principio de divisón, aparece una división en 10 zonas tectónicas harogéneas: 4 zonas de canpresión, 2 zonas de dilatación, 2 áreas re depresión y 2 zonas de canpensación (P. MEIBURG 1980b¡véase Fig. 5). □-~t9. ' -- Ar:KERMANN s'c H o L L E División estructural del Sistema Egge (P. MEIBURG 1980). vos y de dislocaciones tectónicas reales en el Sistema F.gge y en el margen oeste del Bloque Nethe (Hexenberg-Bloque, BaurnbergBloque, y Kerlsberg-Bloque, KÜhlsener Bloque Cretácico, y otros), P. MEIBURG pudo rectificar los conceptos que hubo hasta ahora, de una orCXJénesis en el Sistema E:gge de dos o más fases precretácicas, así cano canplicadas interpretaciones de una tectónica de piso inversa hacia el oeste (P. MEIBURG 1982). 1 c::J• ~l E'l 3 ffi) ¡ rzzm s cm• /' I 1 1) .. 1 ....J 1 r:I lO ...,,.... \ . . . . .1 -··· ' ~ ,_ ....... Explicación a La Fig. 5: 1= Mesozoico Pre-Cretácico (y Zechstein) en dominante depositación horizontal, fuera deL sistema de faLLa. 2= Zonas de dilatación (fuertemente deformadas por fractura). 3= Areas de depresión (grandes bloques de graben con poca deforma· ción). , 4= Zonas de compensación (poca acción tectonica). . 5= Zonas de compresión (dominando plegamiento y cabalgamiento) . . 6= Deformación Cretácico Superior (su}J~herici~ica)~ ~n parte dis; Locaciones influenciadas pre-cretacicas (Kimmeridgiano Temprotr) 7= Sinclinales y domos (en parte haLotectónicas) en zonas de acu· mulamiento en Los márgenes de Los bloques. B= Bloques deslizados en forma de cubierta (como ejemplo: B= Bawnberg y KerLsberg Bloques en ALhausen, H= Hexenberg Bloque y K= Bloque Cretácico de Kühlsen) ·, ., 9= Cretácico Inferior elástico con margenes de erosion. lO=Cretácico Superior de la cuenca de Münster. K.B. = Zona de F'l'actura y Plegamiento de Klusenberg. R.R.B. = Zona de Fractura Plegamiento de Reelsen-Rehberg. S.S. = Zona de HorstanticlinaL de Siebenstern. Así pues se muestra a la luz del rrodelo de tect(XJenesis de P. MEIBURG del Bloque de Solling resultados de canpo aparentemente llenos de controversias en los márgenes del sistema de dlslocación caro evidencias lógicas de un acto de deformación: estructuras de crnpresión junto a estructura~ de dilatación (W. AKERMANN 1981, A. HOPPE 1975, H.M. WAGNER 1974), estructuras de canpresión junto a canplejos de estratos horizontales (R. HEIITTZ 1982), estructuras halotectónicas (A. F'ERIDUNI 1981, R. HEINTZ 1982) . F.sto es lo lCXJrado por P. MEIBURG, en sus largos años de actividad investigadora (P. MEIBURG 1966 - P. MEIBURG 1982), la correspondencia entre cinemática y dinámica referente al origen del Bloque de Solling, en particular de la margen oeste del Bloque de Solling del Lineamiento E:gge, sin contradicción aclaró y de este rrodo illplió el nivel del conocimiento para nuestra canunidad geocientífica en f onna determinante. CONCLUSIONES Con su trabajo publicado en 1902 "Ueber pracretaceische SchichtenVerschiebungen irn alteren Mesozoikurn des E:gge-Gebirges" H. SfILLE inició la investigación rroderna de la Depresión de Hessen. tll este punto señaló él que la difundida opinión hacia el inicio del siglo, de que toda la tectónica posvarística era de edad Mioceno, era insostenible. Eh 1910 interpretó el Sistema F.gge cano la parte central cerrada •~ un arco nontañoso plegado", el cual queda oculto hacia el ~te por el Cretácico de Westfalia. Al plegamiento precretácico 207 �208 209 ACKERNANN & HEINTZ: El, Bloqu& de &JUi,ng, Alerania ACKERMANN & HEINTZ: E'l B7.oque de &JUing, Alenmia BIBLIO GRAF 1A: del E:gge fué anexado en un acto de plegamiento . ~s joven, "la Cadena Osníng" (Fíg. 2). De acuerdo a la concepc;i.on de H. 5rILLE el plegamiento de la par~e central del arco rro~tañoso (Cade~ de E:gge) · ha migrado hacia ~uera ~Cadena Osmng); . Este fue causada por presión lateral, as1 para el toda la tectopica saxónica fué causada por presión lateral. caro consecuencia de sus investigaciones del Graben del Leinetal en Gottingen, el cual reconoció cano un, "graben bordado a ~s lados por ranpimientos", llevó a su disc1pulo F. LorZE a considerar la distención caro fuerza formadora de estructuras en el área saxónica. Con esto se vino abajo el principio de uniformidad de las fuerzas orogénicas. torZE explicó el origen del S~~t~ Egge, en e; que .. yace oeste del Graben de Leinetal de Gbtt1ngen y que el reconoc10 cano parte del margen de dislocación oeste del Bloque de ~lli~, con la suposición de un simple avance de la Masa del Rlun hacia el noreste (Fig. 3). A causa de diferentes, y en parte contradic· torias interpretaciones tectónicas locales y _regionales, no se logró fonnular una historia uniforme del origen del Bloque de S91ling. F. Construyendo sobre un gran acervo de experiencias que da~~ de más de 80 años de investigación geológica sobre la Depres1on de Hessen y dentro de la cual él mi.SIOO participó, P. MEIBl.00, discípulo de wrzE publicó en 1980 por. primera vez un_ ~lo tectónico coherente del Bloque de Solllng. El descnb1? la tafrogénesis de la Depresión de Hessen, caro una gran cub~erta de nás de 4800 krn2 que se deslizó en. el límite Jurási?o-Cre~ac1co en forma. gravitativa sobre el salln8!" . del Zechs!ein hacia .!l Norte. La separación del paquete saxon1co provoco la forrnac1oo de los Lineamientos Fqge y Leine. El bloque central., 7e~~ de los bloques saxónicos Este y Oeste, lleva en forma s 7nc1~ema~; ca a una rotación dextral en dirección del ángulo de 1ncllnac1ai mayor del horizonte de corte y por cuyos efectos se puede haCe1' una separación en cinco bloques: Nethe-Scholle, Zierenbel'9· Sc:holle, Istha-Scholle, Ohe-Scholle y Cberweser-Scholle (Fig . 1,4), El Sis-c.ema Egge es definida la parte del Lineamiento .Egge y que limita en el Oeste al Blogue Net.he . (Fig. 5). ACXERMANN,W.(1981): Dilatations-und Kompressionstektonik zwischen südlichem EggeSenkungsfeld und Driburger Gewolbe (Egge-System). - Tesis TH Darmstadt: 84 p. BOIGK,H.(1968): Gedanken zur Entwicklung des Niedersachsischen Tektogens. - Geol. Jb., 85: 861-900 . CLOOS , H. (1928) : Experimente zur Inneren Tektonik. -Cbl. Hineral. Geol. Palaont. B: 609-621. FERTDUNl,A . (1981): Zur Tektonik des Siehensterner Egge-System). -Tesis TH Darmstadt: 91 p. Sattelhorstes (Südliches HEINTZ,R.(1982): lur Geologie am West-Rand des Driburger Gewolbes (Egge-Syste11) . -Tesis TH Darnstadt: 106 p. HOPPE , A.(1975): Zur Geologie der Südlichen -Tesis Univ. Heidelberg: 142 p. Fritzlar - Naumburger LOTZE ,F. (1931) : Uber einige 8:17-32. -Nachr. Faltungsp~obleme . G1!s. Grabenzone. Wiss . Gottingen, LOTZE,F.(1948): 100 Jahre Forschung in der saxonischen Tektonik. -Z. dt. Geol. Ges,, 100:321-337. LOT ZE,F.(1949): Die orogenen Krafte bei der saxonischen Gebirgsbildung. -Erdol und Tektonik, Sanmelbd . :43-46. lOTZE,F.(1953) : Einige Probleme der Osningtektonik , -Geotekt. Forsch., 9/ 10:7-17. LOT 2E, F. (1973): Geologie . -184 p., Sammlung Goschen. (8d. 5113). 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Jahrestagung, resumen: 25-27 . �ACKERMANN & HEINTZ: El Bloque de SJUing, Alerania MEIBURG,P.(1976): Zur 15:l-4. lektogenese des Egge - Syste11s. 211 ACKERNANN & HEINTZ: El Bloque de SJUing, Alerunia - Nachr. dt. 9eol. Ges ., STILLE,H. ( 1913): Die kimmerische (vorcretacische) Phase der faltung des deutschen Boden s . - Geol. Rdsch., 4:362-383. HEIBURG,P.(19!8a): Taphrogenese, Sedi 1entationsraten und Tektonik in der Niederhessischen Senke. -Second meeting of euro·p. geol. soc. A111sterda11, resumen. SIILLE,H. {1924): Grundfragen trage r , Berlín. ME IBURG, P. ( 1978b): Di 111e11s ion un d Ursachen des Has sent ransportes in der Tek togenese der Hessischen Senke. - Geol. Vereinig. 68. Jahrestagung Münster, r es umen . SIILlf,H.(1925): Die 95: 149- 207. MEIBURG,P.(l980a): Stabile und ■ obile Entwicklungsstufen in der der Hessischen Senke. -Berliner geowiss. Abh. (A), 19:143-147. SlJLLE,H. ( 1935) : Geol. Karte von Preu 11.., en e t e. frla ut erungen. - liefg. 296:30 p. Taphrogenese der saxonischen vergleichenden Tektonik. Brüche. -Abh. preu~. - 433 p. geol. 1:25000, Bl. Gebr. L.-Anst. Born- (N.-F), Altenbeken mit MEIBURG,P.(l980b): Tektogenese und Geodynamik am Gro~schollenrand Rheinisches Massiv - Hessische Senke. - Habil. TH Darmstadt: 372 p. Sllllf,H.(1936): Die hessische 88: 669 -680. MEIBURG,P.(1982): Saxonische Tektonik und Schollenkinematik am Ostrand Rheinischen Schiefergebirges. --Geotekt. Forsch., 62(1-11):267 p. fflRNQUIST,A.(1908): Die Feststellung des Südwestrandes des baltisch-russischen Schildes und die geotektonische Zugehorigkeit der ostpreua ischen Scholle. -Schriften der Physil.-okonom. Ges. II. Jhrg. Hl:1 - 12. des RIEDEL,W.(1929): Mechanik geologischer Brucherscheinungen. -- Gbl. Miner al. Geol. Palaont., B:354-368: SEI!JEL,G.(1938): Die Dislokationen zwischen Bonenburg und Volkmarsen. Forsch., 3:1-32. --Geotekt. STILL[, H. ( 1899): Der Gebirgsbau des Teutoburger Waldes und Detmold . -Jb. preuB. geol. L.-Anst., 20:1-42. Al tenbeken zwischen STILLE,H.(1901): Zur Tektonik des südlichen Teutoburger Waldes. Ges., 53:7-12. -Z. dt . Geol. STILLE,H.(1902): Ueber pracretaceische Schichtenverschiebungen im alteren Mesozoiku1 deó Egge-Gebirges. --Jb. preu~. geol. L. -Anst., 23:296- 322. STILLE,H.(1904): Uber Kreidegraben in der Trias -- Jb. preua. geol. L.-Anst . , 25:580-585. ostlich des Egge-Gebirges . STILLE,H . {1905a): Zur Kenntnis der Dislokationen, Schichtenabtragungen und Transgressionen i1 jüngsten Jura und in der Kreide Westfalens. -Jb. preu~. geol. L.-Anst. 26:103-125. STILLE,H.(1905b): Uber spatjurassische und tertiare Dislokationen in Westfalen. -- Z. dt. Geol. Ges.,57:432-433. ., STILLE,H.(1910a): Oer Mechanis111us der Osnin9-Faltun9. - -Jb. preu~. geol. L. -Anst, 31:357-382. STILLE,H . (1910b): Die 1itteldeutsche Rahmenfaltung. - Jber. Niedersachs. Ge ol . Ver .. 3:141-170. Tiefe im Gro~bilde Europas. -Z. dt. geol. Ges ., WAGNfR,H . H.(1974): Zur Geologie der Wolfhagener Storungszone Raume südlich Harburg (Ostwestfalen/Nordhessen). -Tesis Univ. Heidelberg: 95 p. �INTERESTING TECTONIC FEATURES IN THE CONTACT OF TWO FAULT ZONES By: Hubert-Michael WAGNER Dlreeei6n: land1tr1sse 20 7758 Stetten/B, eersburg es ern-Ger any. Abstract: h tectonic ruc ur:e. in of two fault zones, whi h ar a tc·c- onic activ . t<•di Lm·rant>anMj~sa Ion , are. d sc-rib<-d with r· pec o thc rath .r var•yin,,. petro aphy of th,~ fria . ic r•ock involv d. An a mp for the int ,rpr· a ion of the t cto mad by mean of a erin , o micro .e pct r e una Lai-. Ps ru urn-. t •ctóni o d(• do 10n ami t nt,o, C]U(. parte d la t activa zon rán . - Mj~.• , ri con e mu v:iri ada af.í d I a:-. rt Tr'iá ico fovo 1ucrada Un i nt cuto ho para la i rp ci6n de la t 'n ..·i ~ mc•diant. i . d mediciom r nocimi nt o mi ónico~. O. PREFACE 'lhis treatise deals wit.h the geologic and in particular tectonic l)eeul iarit ies in • the contact. area of two converging fault zones. The researched area is located in the eastern region Of he 'Iwist.e-Diemel Area and belongs to the sout.hern piednont of he F.gge f.buntains about .wenty miles northwest of the city of Kassel in Wes ern Germany. A'-!tv. Fue . Cient.: i..mJ Tiei•1• · U,1NL Linat>eu 3 213-U 1.1 • 'i(JB, Aaoato 1 J Linal'ee/..,é,.:i..:o �WAGNER: Tectarric fe:itures The interpretation of the tectogenesis of this area, which is considered a branch of the Mediterranean - Mjl21'sa 7,one, is primarily based on a geologic mapping by the author, which follows c;losely the work of P. MEIBURG (1969), to whan the author is much obliged for the assistance during the exploration and to whan this treat1.se is dedicated. Por better understanding of the tectonic features the stratigraphy of the exposed Triassic sedimentary rock layers is tabulated. The errphasis of this treatise is put on he working out of the tectonic structure and the interpretation of the origin of the researched area. The presentations are illustrated by the survey of refined stratigraphic profiles and rnicrotectonic structures mainly in artificial cpenings. At this point a quarry should be rnentioned, which was in its kind a unique outcrop during the ti.Jre of exploration, because it was at that ti.me the only one in this area which showed an alroost unfaulted profile of the Lower Muschelkalk canprising a rock sequence with a thickness of about 100 m starting closely above the boundary Bunter/Muschelkalk and ending high in the Upper wellenkalk (mu W3) near the boundary to the Schaumkalk 7,one. The outcr~ conditions were satisfying at the ti.me of research in the middle seventies. l. OROGRAPHIC REVIEW Tne researched area is located in the border area between F.astern Westphalia and Northern Hessen south of the to,m of Warburg and covers an area of about 7. 5 square miles. The surface fonns are strongly de ermined by the tectonic structures of the underground. Cons1dered geographically, this area is part of the southern piedmonr of the F.gge t-buntains which, originating fran the Warburg Borde, continues southerly in the Wolfhagen highland. 'I'he main water is the Twiste R1 ver wh1ch runs into the Díemel River south of \'arburg. Its nortnerly dlrect.1on is given oy the strike of the elevations of the Volkmarsen municipal ;>ublic forest. This area can be divided into two basically different topographic wiits, which, as the tectomc general map sha.vs (Fig. 4), strongly depends on the geologic undergrowid. 'Ihe first unit is characterised by a distinct relief with a series of small sumnits with relatively steep slopes between narrc,r..¡, saret.i.mes ravine- like branch valleys with periodic waterflows and generally coherent forests. This consti tutes the western part of the researched 1/AGNER: Tectomc fea:tures area between the !x)nnersberg northwest of Wonneln and the Kollenthe sout?ern ~gin. . 'Ihe second uní t joining eastward shows an und~ati~g plain vo1.d of trees wi th a depression-like characte:, which 1.s, due to the ideal soil conditions chiefly used agnculturally. ' rerg at 'lhe nost irrportant gearorpholog~c feature of this country is given by th~ ~c~ordance. of norphologic and tectonic structures, caused by . s1gmf.icant ~fferences in the hardness of the Triassic sedimentary rocks in relation to their bedding conditions. 2. GEOLOGIC OUTLINE F• . LOrZE (19 52) di vided the Saxonian Block into four niain blocks, wtuch surroun? a smaller fifth one in the middle, the Solling Bloc~ and_ wh1ch re~resents a tectonical 1y act1. ve part of the ~n1sh directed Mediterranean - MjtzSsa_ Zooe. The Solling Block 15 framed by fault zones and subd.J.vided into three smaller subblocks by two f urther faul t zones . (Fig. 1) • ~raphically this area is located about halfway between the Van se~ rocks of the Rhenish S late 1'-buntains and the Harz ~tains. 'Ih~ petrographic analogy of the pre-Perrnian Paleozoic f l:x::>th rrountain ranges allows the presumption of a continuation beneath the Hessen Depressíon. '!he caprocks of the Solling Block are fonned by the Lower Triassic !~ter), above which the rocks of the Muschelkalk folla.,., 01 the earth 's surface these rocks predan.inate ma1nly in th~ fault zo~es which flank_ the. Sollrng Block. The rrorphology of the Z1erenberg Block is chiefly determined by Rot and Lower lllschelkalk. ~rth of the Warburg Fault 7,one the Borgentreich Feiper Depression ~ollows. Outside this depression Keuper éan be. found only in the lower subsided parts of the grabens, :ere 1.t was s~ed by denudation in holla.,.,-like deepenrngs tween surmu.ts bUJ.lt up of harder rocks. Jurassic (ma1.· nlY Lo:wer Lias · ) in · the Hessen Depression is preserved ail . mis~·in the gr~ns. Upper Jurassic and Cretaceous are canpletely an lng · During the tJ.me of the secli.rrentation of these rocks ~aterg~d ~and has obviously existed here, fran which the r Triass1c und Lower Jurassic rocks have been extensively It was not untíl t,a Ce:1ana..'1ia1 when the sea returned ~ l ne des 52n. Depression, as redeposited Ce!1manian an Turonian e preves in severa! Teriary occurences southwest of· Kassel :Odea. _ 215 �217 216 VAGNER: WAGNER: 'fectarrie featu:Jtes Tretomc featul1e8 10 <kologíco.t Ha NORT/fERN Nethe- •• VOLKHARS E ,UlScho lle o Corot1/11 loy•• &i rroci.1t111toll! i:=:il l<r1Nlldol lNMJIOM/ ffl lli<kll• llut<hl/ko/1! ~ -- 1 Lowor W1//1nliolli IJ/IPfl •••,., 1~611 Fig. 1: Generatized tectonia map of a part of the Bessian Depression. ~.1t--+11erenberg 1 ~~3 ~ '-< S eh o 11 e o l • (HUCKRIEDE 1954). '!lle marine devolopment in North Hessen ends with the Upper Oligocene and gave way to a sedi.rnentat1on of fluviatile deposits, which already have been extensi vely abraded in the Miocene. Al.so during the Miocene the main phase of a Tertiary volcanism took place, of which a very small eruption funnel is preserved. After the following arrq;:,le post-Miocene flattening, which can attributed to a last raising of the land, a period of a first val ley fonnation succeds, which endowed the country w1th i ts present appearance during the further course of the Pleistocene by means of the construction of epigenetic valley tracts. be 3. STRATIGRAPHY AND FACIES The stratigraphy of the lithofacial units classified (Fig. 2) will in the foll<Ming be partly presented in a tabulated form. 'l1'le reason is, depending on their consistency, the individual rockS with their particular rnanifestations react differently on tectoniC stress. Fig. 2: Geotogiaai map of the northePn Wotfhagen-Votkmarsen Fauit System, �flAGNER: Tectonic f'a:It:uries f/AGNER: Te.ctonic f e:i.turns The oldest rocks that could be found belong to the Middle Bunter, i.e. the second part of the Solling Sequence (Trendelburg and Kdrlshafen Layers). They cons1st of alternate bedded roodi1.111grained sandstones with a reddish-brown to a brownish-v1olet-blue tint, occasionally cellular-porous, w1th bright, pale and platy yellc,,.¡1sh fine--grained sandstones. The platy layers are character ized by fine fillings of mica. 3.1. 1ml Strotigroph,c Prot,fe of the Lower Muschelkolk Fig. 3 (so,.,tlu,rn s10,,. ol the Kollenbi,rg/ ~ ............. . ... ....... ... ..... ................ ____ .__..,.._ J«jt (so~) "-•-..s---·· ... ._.._....._,.....__ _.. A continuous rock sequence starts with the (4>per Bunter, the Rot. Red to reddish-brown fine-sandy to silty clays alternate with sarre rocks of green to gray1sh-green tinge. Their law resistance to 't.eathering causes an even rrorphology. The extensively subros1on can be ident1fied by sink holes, wtüch stretch far into the Lc:>\-.er Muschelkalk. 3.2. Iaer ~ ··-·-........ '----- --- ---- - '; I1 alf _.,.._______ - -· __. .. .,__....,._ - ."" ... ._~-. .~lll!l!J!p ,. .:-"....... ·---- - -- - 1 f i 1 .. •f (DIJ) In virtue of good to excellent conditions of exposure the Lc:,;c,er Muschelkalk is one of the best explored stages in the Mesozoic of Central Etirope. The mu consists of alternating sequences of carbonate rocks containing diffenng aroc>unts of mudstones. Olaracteristic sturdy, bulky lim2stone banks and zones of rntensi vel y yellc,..¡ishochre slightly éblanitic platy lim2stones and marls occur in severa! levels bett,.een platy and phacoidal, thin-bedded Wellenkalk. Fig. 3 shows a stratigraphic prof ile as it was uniquely exposed in an artif ic1al q:>ening at the southern slope of the Kollenberg during the tl.me of research. . . ___ ____ _ ..._ ._,, ...,.. .............................. ,. t ' J: -111 . . . . . . . . . . . . . __, -11r f ; ! ______________ .......... ...._ .................... -·-----------...........-.......--...........__.. ................. ........ ~ ~ - _.. -. ...._ .,............ _______ _ -~ --------. ........___. ...........____ _ -----·-----........ ---..- 3. 3. Middle Klschelkalk (mn) '.Ihe nm is a scarcely explored stage of he Muschelkalk. It shows a lagoonal, saliniferous develo~.ient wi th gypsum, anhydrite and occasionally rock salt. An alnnst canplete subros1.on of the evaporites causes slurrping and brecciation of the original layers. Pbove the Schalltlkalk 7.one the rocks becane increasingly clayish and are <:Evoid of fossils. The carbonates are predani nantly éblaru.tic, characteristic cellular éblanites ( "boxwork rauhwackes") fran fist- to cubicmeter-size inclusions bet~n ✓ .. ,. ....... "' ._.. .__._ Pig. 3: Stratigpaphw pPofiLe o~ the Lower Mu chelkalk. �221 220 · WAGNER: f/AGNER: ~f~ the cblanitic marls chiefly in the upper parts of the mn. Red clays occur locally, which can be confused with sediJrents of equal facies in ti1e !Ót or the Keuper. F\rrther characteristic rocks of the rrrn are "hornstones" (a cryptocristalline variety of the silicic acid), which are irregularly embodded in the cellular cblanites and are intensively brecciated, even repeatedly, with frequently occuring characteristic layers of silicificated pellets. Phacoidal hornstones often show a metasanatic displacerrent of caroonate by siliceous material. Teat;amc f~ 3.5. Keuper (ku,km) Keuper is only preserved in the subsided areas of the fault zones, being the Lower Keuper and parts of the Middle Keuper, with typical dark red and grayish-green clays and marls wi th thin beds of red and green sandstones rich in mica and containing pieces of Equis etites . wcally dolanitic platy limestones and marls with bonebedlike layers with fish-scales can be found. The Middle Keuper is oevelopped like the Lower Keuper but without dolanitic lirnestones. I.ocally brittle sandstones with fine fillets of fibrous gypsum occur. 3.4. ~ M.lsehelkalk (111)) The ro is another well explored stage in the Triassic. is conveniently divided into two parts: 2. Ceratites Layers or Tonplatten ( "clay-flags") rro C l. Trochitenkalk ("crinoida.l limestone 11 ) rro T It The separation of ooth units results fran biofacial aspects. 3.6. Jurassic (Lias, jl) 'Ihe Jurassic is preserved only with its l~st part, the Lias .t., as the youngest stage of the Triassic, in an F.ggish striking graben (Fig. 2). Dark grey clays with arg11laceous iron ore concretions and irregular interventions of phacoidal limestones with Gryphaea arcuata predrnunate. 'l'he Lias is the youngest stage that has been affected tectonicall y. Younger formations, especiall y Tertiary sedirrents are missing or not related to the Late Jurassic tectoruc phenanena, so they are not discussed. 3.4.1. Trochitenkalk (roo T) The ro T begins with the first limestone beds above the Middle Muschelkalk, which indicate the transition fran the lagoonal stillwater facies to a marine facies richer in oxygen. It consists of thick-layered limestones wi th a great many fossils (mainly crinoids, lamellibranchs and brachiopods, which are locally rock-forming) and distinct oolitic sheets. Between the I.ower and Upper Trochi tenkalk a sequence of calcareous marlstones and marly limestones with platy and coarsely phacoidal appearance is located. It is very strongly fossiliferous; occasionally even ccqüete calyxes of Encrinua Li Liiformis can be found. 3.4.2. Ceratites Layers (100 C) The rro e is an alternating sequence of gray and fallow, brittle marlstones and platy, marly to sparitic lirnestone measures. 4. TECTON I es 4.1. Introduction ( 19 53) di vided the Saxonicum into four large blocks, the N:>rth-, East-, South- and West-Block. These four blocks surround a smaller fifth one in the middle, the Central Block (Solling Block), which is a tectonically active part of the Rhemsh striking ?-Editerranean-Mj{isa-Zone (cf. Fig. 1 & 3 in MEIBURG 1982). The Solling Block is surrounded by fracture zanes, which were designated as "first arder block margins" by LOI'ZE (1949). These are: l.OI'ZE The Falkenhagen Fault System in the North, attached eastwards to the Elfas-Ahlsburg System, ·which bends off into the Gottingen I.Eine-Graben, which itself bends off 1nto the Altrnorschen-Lichtenau Graben near ¡I �222 223 WAGRER: 78'ta1ic fe'JJ:;ulte8 Witzenhausen. The Fritzlar-NaLmlhurg Graben begiMing near Fritzlar turns into the Wolfhagen-Volkmarsen Fault ~stem n~ar Wolfhagen. North of a narrow interrrediate zone with few deformations the Elgge System begins (Fqge r.t>untains). Wl'ZE furtherly differentiates second order block margins: l. The Hercynian striking Warburg Fault Zone between Hofgeismar and warF· ·rg. 2. The Kassel Graben striking in the sarre direction between Kassel and Wolfhagen. Both fault zones subdivide the Solling Block into three scarcely distorted subblocks (Fig. 1): 1. n1e Nethe Block (MEIBURG 1969), including the arakel Muschelkalk Rise and the .Borgentreich Keuper ~sin. 2. The Zierenberg Block (RoSIN:; 1966), which joints the warburg Fault zone to the south. 3. 'fua Istha Block (RoSm:; 1966) south et the Kassel Graben. In its wesc.ern part the Warburg Fault Zone turns continu~usly into the Elgge System. 'll\e Kassel Graben breaks off at .ª s~le north-south directed fault nearby Elmarshausen. The intenslty of faulting increases to the west in both fault zo~es. 'lhe region rrentioned here is located at the western margin of the Solling Block: - Its northern part belongs to the western branch of the Warburg Fault Zone, - the eastern part to the Zierenberg Block and - the western division belongs to the Wolfhagen-Volkmarsen Fault System (this part is called "Volkmarsen Graben"). Both fault zones contact in this area and interfere with respect to their tectonic effectiveness. J/AGNER: Tectaniof~ 4. 2. Ccnstrootioo Plan and Classificatia, of the Researcbed Area The tectonic pattern of this part of the Twiste-Diemel Area (the country between Volkmarsen and Warburg) is characterized by the contrast of the weakly deformed marginal block (Zierenberg Block) and the framing fault zones north and west of it (Fig. 1). 'l'he western part of the Warburg Fault Zone proceeds acute-angled against · the F.ggish striking Wolfhagen-Volkmarsen Fault System. Between both lies an area of relati ve tectonic quietude, which shows only few faults with unessential displacements. The tectonic forms of the northern Wolfhagen-Volkmarsen Fault Systern get 1TOre canplicated to the north up to the village of Welda, where beyond a transversal tectonic element changed structures begin. Fig. 4 and 14 show the tectonic pattern of the researched area together with sare representative synoptic joint diagrams analysed by rreans of an azirnuthal equal area projection of the upper ( ! ) locus sphere after LAMBERT (SCHMIUI'' s Net) • The joint planes in the synoptic diagrams are rerotated to conditions at flat bedding. The valuation of .the tectogenesis in the western branch of the Warburg Fault Zone is backed by the results of the investigations of MEIBURG (1969). For the northern part of the Volkmarsen Graben an atterrpt has been ma.de to underpin the interpretation of the origin of the fault structures with a series of twenty-two geologic cross sections traversing the graben, by rreans of which the ratio between carpression and expansion inside the fracture zone can be calculated, Three of the rost interesting cross sections are depicted in fig, 5. To avoid boredan to the reader a detaile~ description of all microblocks with their confining faults shown in the tectonic map will be anitted. The visual canparison with the geologic map gives a better account of the tectonic structures than a million ~rds. But sare re.:tifications to forrrer assunptions should be made here. The interpretation of the character of faults (normal, thrust, transcurrent) especially in terrperate-hunú.d latitudes as in Gennany can only be deduced fran its curve upon the earth' s surface. Mylonitisation at fractures is alm:>st always involved during faulting and so these ranges are inmediately attacked by weathering agencies in a way, that useful exposures of faults are unusual. At srnall relief intensities as in the researched area (cf. Fig. 5) the character of a very steeply dipping fault can inpossibly be concluded fran its superficial line, so that the finding out of its nature is a matter of deduction fran a wider coMection, if quarries with exposed faults and especially slickensides are not available. �224 WAGNER: 225 'I'ectnric f eatures JIAGNER: ; Teat.onúJ f eaturies 351 10 Tectonic Hap of the Norfhern Wolfhagen Fault lone :::;~: .,,.,.a, tou/1 b/oelt marginal tau// fj . ad/c/,ne . 4 '- nd/OII , _,.,... Ntl\ 91 pNKIHWllll,ap,KI ihldtln m - 1 crossmg lhe Kummelberg 2 crossmg lhe Houberg-M,ttelberg Foull Echelon A- B 3 crossing lhe Kollenberg =;....tau_l.,..Ieavtnd=/su'.:sp«= "::.:t8d~--,,P-~---,"A-r-': C- O E- F 1 see Tectonic Mopl w w /y (¡ r¡ o 0 E 0 I cJ sm 500m Fig. 5: ? Three cross sections through the Volkmarsen Graben. 6 9 9 &> the nature of the southwestern marginal fault of the Stapelberg Block NE of vk:>nreln can be interpreted fran i ts curve as a steep thrust fault. r-bre difficult is the explanation of the iestern fault of the Donnersberg Lias Graben. SEIDEL (1938) described it as a steep thrust fault in an exposure during a well foundation, wtuch the author now agrees to against former assmption. 'lll.e superficial p1cture of inclined and faulted layers can for rnstance be expla1ned either by a dip-slip fault, a transcurrent f aul t or by a canbination of both ( Fig. 6) • A further problem is to explain the character of the eastern marginal fault of the Volkrnarsen Graben SE of Welda. In its progress to the north approadung the fbppenberg Block the character of the fault can to a certain extent be determined as to be normal fran its curve at the surface. But at the latitude of the Mittelberg the fault obviously changes its dip direction and/or its character so that it now appears as · 4: Fu.,. Te,..tonic map of the Northern Wolfhagen FauU Zone. .., �227 226 JIAGNER: JIAGNER: Tectomc f a,:tur,ea An incliMd loyer 00 Is toulttd in the wo.1. dep1cted, th• stot• lfil con bt explointd e1thtr by O • · · '"'°' Tectonic f e:.ztures A loult. whtch 1s more or 1111 la1d out as on •m • . by 0 tronscurrtnl lault (1) bryonic fr0ctur1 1n th1 ••islino jolnt ~ody compl11, ton d1v1lop into o lot11onol loull d1p1nd,ng on lht followlng dtlormotion 11omplts : th• tors,onol loult dt • p1cted 1s ltvorototory: a dexlrorototory stnu IS olso lh1nlcobl• llell•loteroll ar by o comb1not1on ol (Dond@ [Q] blotk lllt1ng and upons1on ot 1,th1r end of lht loull 1111 '°"_..,..,,. oA IN ~••onn...11 Fig. 6: 1tt. Nl'M ondJo• 0 p,-oc•u C.Ol'I ... .,.,u1W tron•cutttnl loult I by tNOlla a, block 11111no ond comprns1on al 11lh1r end ol lht loull . o 11\h.t•I toti1H WAGN(R 191 Interpretation of the genesis of a fauit, . th t against a normal fault a steep thrUst fault dipping to e eas nk" . g and . th area west of the Gutte om. dipping to the west . l.~ ef this torsion f aul t can for example the Kollenberg. The ong1~ .º r rotation of bloc:ks, when one result either fran a tilt1ng \ that carpression occurs and section of t\rtU bloc:ks approac the far side withdraw, t' of the two bloo on . g other sec ions . . oduc d as it resul ts during shearin so that expans1on 1s pr e deformation (Fig. 7). ks, . Mi.crotectaúC Fotms and Rook ()Jalities 4.3. '!lle ~latial bebieCl1 , the Rot microtectonic phenanena For absence of expo.Jures in . la s of the fairly m:motonOUS could not be cbserved. The plast1~ e a.K1y and respond to stress Rot sequence tend to be def orrne e . . (inconof any kind with plastic parrying, shearl.Ilg or ot~e~se expected · ) Tnerefore breaks can se arce Y \.a7 petent behav1our • . . t ,t will be cushioned .,1 in the Rot. Faults, 'wi11.ch run in o l , Fig. 7: hor1zontol cloc:lcw1u rotollon al on1 block. ant,clockw1H lh• othtr. causts comprtss,on al on• end o! tht lautl, 111pans-1on al lht othtr ont The meahaniam of. torsionai fauita. its plasticity and end flexure-like in alrrost all cases. 'Ihe Rot is considered an excellent carpensation bed, which absorbs catpressive as well as tensile stresses like a bolster. 'Ihe existing conditions often prevent an easy distinction between subrosive phenanena of the Rot evaporites and true tectonic ones (whereby the arrount of the evaporite subrosion in the Permian and Triassic rocks could indeed not be researched within the narroo bounds of this treatise, but its influence on the tectonic develoµrent must be assurred as :intnense). 'Illat is why inferences to marcotectonic conditions can exclusively be obtained fran the tectonic miniature fonns in the Muschelkalk, since on one hand this sedirnent sequence is the m::>st widespread stage in the researched area and on the other hand in these layers exposures can be found far m::>re frequently. As for the rrechanic behaviour of different rook sequences the Iower Muschelkalk offers a very useful exarrple of distinct �228 229 WAGNER: f/AGNER: Tect;onc: f e::rtures Tectaric f mt:uPes contrasts (Fig. 8-11). LOI'ZE (1931 ) designated the Wellenkalk groups as "extraordinarily good reagents upon carpressive forces, but as bad reagent upon tensile forces". Thís is provea by the fact, that during a disloca i on of bulky hrrestone banl<s the Wellenkalk resists friction by expansion and fonning flexures. 01 the other hand, at crnpressive stresses the Wellenkalk will be much easier folded, 'Whereas the hard and bulky rock banks are susceptible to friction and to forming thrust faul ts (Fig. 8, 10). In he neighbourhood of pure tensile faul s it 1s camonly observed, that Wellenkalk is plica ed by catpression due to sliding, but that does not 1.Illplicitely point at tvJO successive acts for expansion and c ression (Fig. 9). --- ------- . _,. -r...."'.!=': 3m Fig. 8: . ------ ----- - ~ -_,;- - -- __,-- _,.....--,-- Verticai and inverse WeLLenkaLk with platy Limestones of the muW2 (drawing made from a photograp ) . 1lle 1-tiddle Muschelkalk acts as a crnpensation bed like the Rot. Its marls and brittle dol · tic limestones react rather plastically on stress. At a suitable bedding (a d.ip of a few degrees is enough) Trochitenkalk can rrove very far upon the Middle Muschelkalk, \vhich serves as a sliding plane. S'nall faults, 'Which run into the •mn, oostly fade as listric surfaces to the oo tan (lis ne surface = a convex or concave ectonic surface shaped shovel-like; also known of land-sljdesJ. n-ie Trochi enkalk acts pret y TilUCh as the bulky li.mestone banks in the Lower Muschelkalk (Fig. 12). Since only few exposures exist around the highly distorted reg1ons of the researched a.rea microtectonic fonns could scarcely be observed. Jointing in the llOT is rernarkably faint and very wide-tracked with irregular joint planes (Fig. 13). A considerable statistic dispersion at joint rreasurements mus therefore be reckoned with. n-ie sequences of platy lirrestones (micri es) with the in ermittent. clayish-rnarly seams of the Cerati es Layers behave m2Chanically like he Wellenkalk. o, s rain ar s ress hey react mc1J nly with plastic deformation. The similari y of the lithology of Keuper and Lías wi.th that of the Rot and Middle Muschelkalk causes analogous I hanic a itude at the stress patterns. 4. 4. Jointing 'lbe bulky, close-grained calcareous arenites (I.o,,..ler Terebratula Bank, ~ r Trochi tenkalk) tena to wide-standing irregular Fig. 9: Photographic enfoi•gement ~f the centre of f ig • 8; the ptct_ure shows an opening about 3. 5 m wide. fissuration Wl.th rough join planes. Wellenkalk and o her thín-bedded rocks in the Muschelkalk of this sort give- way to a tensile stress in the manner, that they form very narrowstanding but short and irregularly develc:pped joint planes, which �231 230 WAGNER: Tectomc f rotures WAGNER: Tecf:omc f ro:tures NW Fig. 12: Fig. 10: SE FauLts passíng the Maín Trochiten<aLk and part of the MiddZe MuscheLkaLk ata cut of highway (arawíng made from a photograph) . A set of fauLts passing the TerebratuLa zone in the qua.rry at the southern sLope of the KoLtenberg . This structW'e is un ortunateLy destroyed by qua.rrying and deposition of garbage (draJJJing made fr>om a photograph) . Fig. 11: Thrust fauLts in steepLy incLined Upper WeLL enkatk at the north-western s Lope of the Kwnme Lberg ( drat,Jing made from a photog.raph). Fig. 13: Narro~-tracked but irregular Jo~nts in BanK at the top o the TrochitenkaLk. t1 e south-western fÍank O the ·iinenbtc·a. the Asta1•te Exposul'e at �232 i/ACNER: WAGNER: Tectonic 233 f«.rtures Tectomc featur'es converge into each other and often end at bedding planes or run parallel to these. ·rhe best jorn -bordered rock bodies are the even-bedded slabby lirnestones (especially the oolanitic), which are mainly inser ed in the ~ r Muschelkalk and which show regularly even join planes at sma.11 distances to each o her fran which joint r:reasurements can easily be obtained. Development study and organisation of the re- Both in the alrrost unfaulted and in the inte11s1 vely de.:forrted areas the maxima of the joints planes lie upon or next to he grea circles of the bedding planes, 1.e. joint planes and strat1fication are rrore or less perpendicular to each other, no matter if the bedding is horizontal, steep or even inverse. So it can be concluCB:3 that the primarily establ1 shed joi nt fanu.ly as it is preserved in the unfaulted marginal blocks was noved during the tectogenes1s together with the layers. In the Warme-Diernel Area (east of the reg1on described here) a Rhenish-Hercyman joint pattern has provea to be predaninant (SEIDEL 1938, MEIBURG 1969). 'Ihis can be confirraed for this part of the Warburg Fault ZOne and the Z1erenberg Block dealt with here. But the conditions in the Volkrnarsen Graben are dif ferent (Fig: 14). An F.ggish joint farnily (160°-170°) is indeed predaninant but otherwise the joint pattern is rather nonuniform. Besides the Rhenish-Hercynian family (±15° and 120°-135°) there is a third one striking lJl Erzgebirgiélfl trend ( 40°-50°) • '1lle F.gg1sh striking diaclases, which run parallel to the macrostructure of the F.ggish dislocation system, are arranged acu e-angled to the pinnate faults directed a little bit "flatter than Eggish" , (i.e. less than 160°-170°), which character1ze the general tectonic sheme of the fault zone (Fig. 15,16). In the block bordering the fault zone to the west (Arolsen Block) a distinct F.ggish-Antieggish (160°-170° and 70°-80°) joint pattern is deterrninative instead of a Rhenish-Hercynian one (cf. SEIDEL 1938). In the northern \'blfhagen-Volkmarsen Fault System both joint patterns are rningled, which could be responsible for the nonuniforrnity of the joint pattern inside the fault zone, Both joint sets were obviously created before the entry of the tectonic acti vities, so that they could be used as planes of rrotion without being necessary to form a new, now "orogenic" joint farnily. H.-M WA6NER 197~ Fig. 14: DeveLopment study and organisation · • the researched area. of �234 WAGNER: WAGNER: Tectomc foo;t;z,ares - schematic drawing fer explanation of the principal mechanism involved. Zones of compression (raised) alternate with areas of expansion (subsided) Fig. 15: 4. 5. The origin of pinnate fauits by shearing deformation. Relatioos retween Fissuratioo. and Tectonic Plan of the t«lrthem \tl'.>lfhagen-VOUanarsen Fault System In accordance with its joint patterns the northern WolfhagenVolkmarsen Fault System can be divided into three sections, which also differ in the map: (Fig. 4,14,17). l. A northern section, cctr1prising the Donnersberg Block and its closer environs (Fig. 14: diagr. O), 2. a rniddle section, cctr1prising the Uplift of the weldaer Berg and the Hoppenberg Block including the Keuper-Lias Graben (Fig. 14: diagr. E)' 3. a southern section, consisting of the HaubergMittelberg Echelon Faults and the Stranberg Horst, an anticlinal structure south of it (Fig. 14: diagr. F). '1'ect,onic featut'eS. �f/AGNER: 237 Tectonic fe:ztur.es J/AGNER: ...CI • . •ee .D <11 o o .X V o m ...GI 0 ~ ...o,OI . - OI " " ~ Q) o. :::> .D .X e u o Q) • o. o. o :r . •... - e • 1 OI GI OI .D D Qt :, :, 0 0 11. J: % - ~ s:. V w :fuctonic f azturtee ...OI GI .- . .D E ui o 0 :I: Vl 100 100 Compress1on 50 so Fig. 18: Orientation of the principal ehearing stresaes <J'l (max.) and cr2 (min. ) in the northern se_ction ( Donnersbe'!'g [mi Expons,on 50 1km Block). 100 Fig. 17: Distribution of compression and expansion in thenorthern WoLfhagen-VoLkma.l'sen Fault System. Depending on the bad condi tions of exposure in the northern section only a few neasurements of joints are available. Nevertheless the joint diagrarn D (Fig. 14) shows a rnaximum of Ft]gish joints and a certain accumulation of Hercynian joints and so coincides with the results of SEIDEL ( 1938) fran the sarne area. F.ggish joints prevail, followed by a Hercynian set. In the map this becanes clear in the way, that the highest fault throws occur at F.ggish faults (Rot-Lias, rrrn-Lias). The Hercynian joint set is a result of the tectonic influence of the Warburg Fault Zone. '!he fbnnersberg Block already líes in the middle of the convergence area of both fault zones (Fig. 18). In the mi.ddle section Hercynian and Antieggish joints preponderate and are accarpanied by several faint accumulations of Rhenish joints. Bere the Rhenish directed 'lwiste-Diemel Cross Zone (MEIBURG 1969) becanes aninent again with its Rhenish joint share. And so the inherent joint pattern ( Fig. 14: diagr. E) shows a Hercynian joint family with its faint Rhenish follower, which are superposed by fainter F.ggish and Antieggish joints. BUt here the Twi.ste-Diemel Cross Zone finally looses its effectiveness, since at the Kürrmüberg Fault throws of about 250 m occur again. The southern bordering of the Hoppenberg Block is repre- \ sented by. a transversal wr~nch fault and a spur-like appendix the Z1ere~g Block in the surroundings of the Hauberg east of _the village of Welda, which pushes itself between two bl~ks wit~ different kinematics. In the joint diagram the ~g~s~ farru.ly has indeed asserted itself but exactly in this div1ding spur the tectonic effects of both fault zones, the Warburg . Zone and Volkmarsen Graben, seern to have interfered and obviously canpensated. SOuth of this transversal element new structures begin. of 'lhe sr1optic joint diagram of the southern section now shows a ~XJ.mum. of ~ti7ggish joints followed by an Eggish set, the Rhenish direction 1s now but scarcely involved. An accumulation of Hercynian joints didn I t occur. The influence of the Hercynian fracture zone has entirely faded. Without exception the tectonic elenents of the Eggish fracture zone determine the structural Pclttern. �239 238 J/AGNER: f/AGNER: '.fuctomc Ted;omc fa:Jtur,es features 4. 6. Cn the Tectogenesis of the ltlrthern \'«:>lfhagen-Volkmarsen Fault System 4. 6 . 1. 'Ihe Ratio between Carpression and Expansion To achieve to a certain extent appropriate results of the aioounts of canpression or expansion respectively a series of twenty-t\«J cross sections ~re layed across the fault zone fran north to south in about equal distances . By rreans of a sui table layer the amounts of crnipression and expansion have been mathematically ascertained and recorded in a diagram (Fig. 17). Not the absolute calculated arrounts but the expressed tendency to varying strain and stress, as resulted in a similar way fran the Warburg Fault Zone (MEIBURG 1969) , deternúnes the purpose of this diagram. Though canpression is slightly predaninating in this area, the trend of deformation obviously leads to a carpensation of canpression and expansion. So the most vigorously faulted area, the Hauberg-Mittelberg Fault f.chelon (Fig. 16) is not marked only by thrust faults or even overthrusts and folds, as it should be expected at coopressive stresses, but rather by narrow-set wrench faults and normal faults with generally considerable shares of horizontal rroving and without high thrusts. In areas with predaninating expansion the faults lie wider apart f ran each other and the amounts of the faul t throws are bigger. Orientation of the principal shearing stresses in the southern section (HaubergMittelberg Fault EcheLon and Stromberg Horst. Fig. 19: '!he Antieggish joints have a character of Q-jo~n~s wit~ respect to the pinnate-like grouped faults. The Eggish Joint falil;1-1Y hdas · ff t The Rhenish diaclases can be considere sheanng e ec • · · t which ·1· ·oints They have the cbaracter of stress JOln s, ~~1 pe~ndicular to the maximt:nn principal shearing stress =~ a: (Fig. 19) . .According to the joint pattern the southern _section is_ determined by oblong, F.ggish ali gned tr ains of ~lock ~umates ( F1g • 15 ~ 16) • '!he bordering faults are mainly obl1.que-sllp nonnal or obllqueslip thrust faults with a transcurrent share rrore or less strongi~ participated. Slickensides could not be observed except tuone insignificant case. Ppproaching the Kolle~g th~~ s~r~~ted res vanish gradually and make roan for a relat1ve Y we Y a anticlinal structure (Stranberg Horst) • 'Ihis neighbourhood between stress and strain, i.e, of canpressive and tensile f orms can be observed ~11 in the quarry at the southern flank of the Kollenberg ( Fig. 10) , where the Terebratula Zone is passed by a set of small thrust faults in which also oormal faults participate to a certain degree. By the curve the difference of the three separated sections (see chap. 4.5) is expressed once again: l. In the northern section expansion predaninates, 2. in the middle section canpression and expansion are more or less canpensating, 3. in the s~uthern region canpression prevails. lere another parallel to the Warburg Fault Zone canes forward. Elcpansion and canpression phenanena are apportioned similarly irregular as in the Warburg Fault Zone (with respect to the Zierenberg Block) : · �240 WAGNER: WAGNER: Tretonic foo;t;/h'e8 l. The oonnerberg Block is subsided, expansion predaninates. 2. The Weldaer Berg Uplift is raised and the Muschelkalk layers are steeply erected, Le. canpression prevails. 3. 'nle Hoppenberg Block is subsided, expansion prevails. 4. The southerly bordering section of the HaubergMittelberg Fault Echelon and the Stranberg Horst are raised again, canpression predaninates over expansion. 4.6.2. T~features An Attenpt far an Interpretatioo of. t..tva Block r-t,verents Assisted by the preceeding staternents it should ~ ~ied to outline a notion scherne of the single blocks as distinct and si.rrple as possible. For that purpose sane conclusive criteria will be recalled: l. '!'he joint pattern on the West Block (Arolsen Block) varíes fran that on the eastern marginal block. 2. The tectonic elerrents (anticlines and synclines or horsts and graben respectively) are arranged pinnate-like. 3. Expansion and canpression obviously tend to canpensation. 4. Canpression prevails in the blocks raised with respect to the marginal block, expansion in the ones subsided. .Additionally to si.rrple tensile forms also canpressed tensile fonns and expanded canpressive forros occur (Fig. 10, 12). True folds or even signif icant overthrusts could not be ooserved at any place. Plication in the Wellenkalk for instance or small thrUSt faults were rrostly rret in the vicinity of normal faul~s. ~ have to be considered secondary phenanena of the tectonic act1v 1 ties near faults, arrong \ttlich principally the rrentione~ plication in the Wellenkalk due to sliding upon Rot or crushing of the Trochitenkalk sliding upon mn can be canprehended. SEIDEL (1938) and other authors attributed the origin and evolut1on of the fault zones to two separated, independent and successive rrotional actions, that they emphasized intentionally. But fran the pinnate-like arrangement of the tectonic elements alone much rrore decisive block rrovements in a horizontal direction can . be concl?ded. Shear rrovements, 1.e. t angentially proceedlng rrot1onal act1ons hold by far the biggest part of the deformat1on pattern. So the orig1n of this fault zone can rrore satisfactorily be explained by a canbined shear action, at which carpression and expansion have relieved one another mutually (Fig. 15, 17). ~pending on the essentially hori zontal block súp spots with e1ther ~ss deficiencies (strain or expansion respectively) or such with rnass surplus (stress or carpression respect1vely) are the result. So the blocks didn 't rove uniformly in one dJ..rection later on, but there definitely were tendencies to deviate to th1s or that side. These detailed rrovements unite to a single resulting rrovement with an apparent uniformly straight or even curved path. Fran the arrañgement of the pinnate faults a horizontal block rrotion can be concluded in the. way, that the eastern marginal block has rroved northwards w:i th respect to the western block. 'lhis rotional canponent is the rost effective ene (direction of the mínimum pn.ncipal shearing stress). Perpendicular to this runs, al.so horizontal, the rnaxunum principal shearing stress. '!he third canponent, the chrection of the medium principal shearing stress, doesn 't cane i nto effect, since marnly horizontal rrovements cane into question (general standing perpendicular of the j oint to the bedd.lng planes) . At least in the southern section the orientation of the spec1f ic deforrnational ellipsoid can be deri ved fran the jomt pattern (F1g. 19). 'Ihe 1r rotational or cbuble-tracked shearing and the rotational or single-tracked shearing cbv1ously interfere. So it happens, that one shearing d.lrection ,rill be p:referred, 1,. this case 1t is the Eggish one (due to the rrotJ onal sense of the blocks), while the other remains suppressed. In the middle sect ion an Egg1sh directed rnaximum ?rincipal shearing stress could be derived indeed (what would mean, that ~ e irrotational · shear predaninates), but here the influence of the Warburg Fault Zone is added, so that the direction of the maximum principal shearing stress renains equivocal. Certainly the effect of the Eggish fracture zone is stronger (preference of the lfrcyhian and Antieggish joints in the diagrarn, but fonning of an Eggish graben) . �242 243 flAGNER: JIAGNER: Not until in the northern secti on the ori entat ion of the maxirnun principal shearing stress becares nore disti nct . Here in this area where the effects of both fault zones overlap and must be assured to be approximately equal, t he pri ncipal shearing stress lies very exactly perpendicular t o the angle bi sector between the striking directions of their character istic joint sets (Fig. 18,14: diagr. D). surrrnar1.ze the preceeding considerations can be stat ed: To at a glance, it In the southern section carpressi on preval.ls, i n the northern one expansion, in the area between we have changing conditions . In the south the Z1.erenberg Block has approached the west block (Arolsen Block), in the north i t has withdrawn a litt le bit . 'Ihls yields a slight clockwise rotation of the . eastern marginal block. 'lbe aroount of the rotati on however remained but small , the main share of the novefli:!nt is provided by a northward directed hon.zontal slip (approximately Rhenish). 'As for the age of the origin of the fault zones refer to the results of srILLE (1913), cited in MEIBURG (1969, 1982), which says t o be Late Ki.rrmeridgian. 818LI06U.PlfY: HUCKRIEDE,R.(l954): Uber u■ gelagerte ■arine Kreide Palaont. Mh., 1954:351-361. 1n Hessen. LOTZE,F.(1931): Das Falkenhagener Storungssyste■• -Abh. preu~. N.F., 128:38-128. - N. Jb . Geol. Geol. L.-Anst., LOTZE,F.(1949): Die orogenen Krafte bei der saxonischen Gebirgsbildung. - Erdol u. Tektonik:43-46. LOTZE,F.(1952): Feinstratigraphische Studien l. Methodische s zu r Fei nstra t igraphie des Toronplaners i ■ Osning bei Lengerich. -N. Jb. Geol. Palaon t. Nh., 1952:442-448. LOTZE,F.(1953): Einige Proble ■ e der Osning-Tektonik. -Geotekt. Forsch., 9/10:7-12, ,u. Tecwrú: fa:rtures Tretomc f oo:t;w,es M[l8URG,P.(1969): Oie Warburger Storungszone. Ein Beitrag zur Geologie des War■eOiemel -Gebietes (Nordhessen/Ost-Westfalen -Diss. Univ. Münster: 394 p. H[(BUR~ ,P. (1982) :. Saxonische Tektonik und Schollenkine1atik n1schen Hass1vs . -Geotekt . Forsch . , 62: 1-267 . ª' Ostrand des Rhei- RijSf NG,f . (1966) : Erl . Geol . Kt . Hessen 1:25000 , Bl . 4621 baden . Wolfhagen :246 p. ' Wies- SEIDEL,G . (!938): Die Dislokationszonen F h 3 zwischen 8onenbur9 und Volkursen . -Geotek t, orsc • • :l -32 . �HALLAZGO DE RESTOS DE DINOSAURIO EN ARAMBERRI, N.L., MEXICO POR: Walter HAEHNEL Dirección: Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoaa de Nuevo León Apartado Postal 104 67700 linares, N.L., México. Dirección Actual: Nicolás f. de Ponte 6 E 38450 Garachico Tenerife, España. Rest.lnen: En el otoño de 1985 fueron encontrados huesos de dinosaurio en rocas provenientes de la Fonnación La Casita (Jurásico Superior, K.inmeridgiano) cerca del poblado de Aramberri Nuevo León, en la Sierra Madre Oriental al noreste de México. Después de la preparación de un bloque de roca de más de 200 kg de peso, se encontró parte de una co lwmia con 7 vértebras, cada una con un diámetro de 23 cm. Se supone que los restos corresponden a un dinosaurio terrestre a pesar de haber sido encontrados en sedimentos marinos con ammonites. En otro bloque conteniendo parte del cráneo se encontraron algunos dientes de fonna cónica. Presumiblemente el dinosaurio fué carnívoro. Se espera encontrar mas huesos de dinosaurios en el norte de ~xico en virtud de las similitudes geológicas con el sur de los Estados Unidos de América. Actas F'ac . Ciencias Tierra UANL Linares 3 . / 245,;,250 4 figs . Agosto 1988 Linares/México �247 246 flAEHNEL: BAEHNEL: RaLU12(P de dimsaurio. · Fia.LlaZfP de dimsaurio. Abstract: In autumn 198 5, a discovery was ' made of bones of dino aur in rocks from La Casita Formation (Upper Jurassic, Kimeridgian) near the town of Aramherri uevo León, in the Sierra Madre Oriental, northeastern Mexico. After its preparation, a block of more than 500 lb in weight was found to contaj n part of a column with 7 vertebrae, each of 9 inches in diameter. It · s supposed that the remains be long to a terrestrial dinosaur though the bones were found in marine limestone with ammonites. In another block containing part of the skull som coniform teeth were found. Presumably the dinosaur was a carnivorous. It i expected to find more bones of dino aurs in the nort.h of Mexico in view of the similar geological situation with southern Uni ed States. INTRODUCCION En el otoño de 1985 y durante una excursión geológica por las cercanías del poblado de Aramberri, N.L. en la Sierra Madre Oriental, fué encontrado un gran bloque de caliza gris obscura sobre el cual pudieron reconocerse estructuras óseas (Fig. 1). Fig. 1: EZ gran bloque en el luga.r del hallazgo. El bloque, proveniente de una secuencia de capas horizontales invertidas de margas café claro con calizas y concreciones insertadas, tiene su origen en sedimentos marinos de tipo shelf de la Fonnación La Casita (Jurásico Superior, Ki.rnreridgiano) y a su alrededor fueron encontrados bloques de rrenor tamaño con restos de huesos también. Rescate y Preparación El rescate de éste hallazgo pudo efectuarse un año más tarde en virtud de lo inaccesible del lugar y el peso de res de 200 Kg del bloque principal. Para su transportación tuvo que diseñar5: y construirse un carro trineo de fierro angular al que se acoplo un rrotor eléctrico activado por un aclD11Ulador autanotriz. Colocado el bloque sobre el trineo, la transportación se efectuó en trarcos conforme a la longitud del cable a ser enrollado en la polea, lo que también dependió de la disponibilidad de puntos sólidos de apoyo para efectuar la tracción del trineo. Fig. 2: EZ transporte del bloque con el trineo. �249 248 BAEHNEL: lb.Lla7,fp dE dirosaurio. HAEHNEL: lb.Lkw.P de ~ . En el terreno abrupto no fué posi ble tirar del trineo, por lo que a menudo hubo de ser levantado sobre algunas rocas grandes. En un punto el bloque tuvo que ser bajado con cuerdas un total de 8 metros en línea vertical. Se requirió de 3 días de arduo trabajo a fin de recorrer el tramo de 2 Km desde el lugar del hallazgo hasta un camino transitable (Fig. 2). La preparación del bloque tanó 2 meses y fué llevada a cabo con martillo y cincel. En él se encontraron 7 grandes vértebras de 23 cm de diámetro parcialmente deformadas y trozos de costillas (Fig. 3) . Al lado de los huesos pudieron también encontrarse arnronites incrustados en los carbonatos de origen marino. Al término de su preparación el bloque fué fijado verticalmente a una base de concreto vaciado. Fig. 4: Fig. 3: EL bLoque después de su preparación. Pa1'te deL cráneo con dientes. �250 251 BAEBREL: lb.ilnsgo de ~ . CONCLUSIONES A pesar de que el hallazgo fué hecho en sedimentos marinos, se supone que los restos corresponden a un dinosaurio terrestre. En otro bloque de 60 cm de longitud se encontró parte de la cabeza del animal en malas condiciones de conservación. En ella se pueden observar algunos dientes de forma cónica afilados que hacen suponer una dieta basada en carne (Fig. 4) . Las dimensiones de las vértebras dan una idea del tamaño del animal de entre 10 y 15 m. El lugar del hallazgo está situado en una región que al tiempo de la sedimentación se encontraba cercana a la costa. Pueden verse restos de madera en las calizas y se encontraron también otros huesos sueltos, entre ellos una posible vértebra de Plesiosaurio. A la fecha, este es el primer hallazgo de huesos de dinosaurio en el norte de México y es de. esperarse que puedan encontrarse más. En el sur de Estados Unidos de América -Nuevo México, Arizona, Texas- han sido excavados gran cantidad de restos de dinosaurios de las diferentes formaciones. La similitud en los rasgos geológicos entre el norte de México y el sur de Estados Unidos refuerza la confianza de que en las capas del Jurásico y Cretácico al sur del Río Bravo, sean reporta- ' METODO ITERATIVO Y PROGRAMA EN FORTRAN 77 PARA EL AJUSTE DE DATOS A UNA FUNCION NO - LINEAL Por: JUAN MANUEL BARBARIN-CASTILLO Direcci6n: Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Aut6noma de Nuevo León Apdo. Postal l04¡ Linares 67700 Nuevo León, México. Resumen: El ajuste de datos experimentales por el método de lo mínimos cuadrados a una función polinomial es presentado con ~ programa iterativo en FORTRAN 77 con adaptación para ser eJecutado en una IBM-PC o compatible, Especial incapié s hace en el tratamiento de datos y en las in truccion de ejecución del programa, oos más hallazgos caro el que aquí se reseña. AGRAOECIIIIEITOS: El autor agradece profundaunte a las personas e Instituciones que hicieron posible eata labor de rescate y preservaci6n, ~ract: An iterative lea t-square fitting routine by a non linear polynomial function for experimentaly generated data points, is presented together with its FORTRA 77 code. The routine has been adapted for its execution on an IBM-PC or compatible. Special attention is given to both, data treatment and running instructions. l. INTRODUCCION El ajuste de funciones matemáticas a datos experirrentales observados es una técnica est.adística fundamental que permite construir oodelos numéricos para los sistemas naturales (van HEESWIJK & FOX 1988). Actae Faa. Cienc:ias Tierl'a UANL Linal'es 3 251-t66 J ~aba. Ag9{Jto 1988 Li1Y!'l'es/Mé::cico �252 BARBARIR: Mitab itero.tw:, en FOI'tran 77. BARBARIN: MJtcdo iterotiw en Fortron 77. El presente artículo se halla especialmente dirigido a aque~los que requieren de un rretodo iterativo rápido, confiable, sencillo y, además, ejecutable en una canputadora personal de regular capacidad. La generación de datos con representació:1 no- lineal, e~ frecuente en mediciones efectuadas !XJr di versos metodos geohs1cos (MENKE 1984), geoquírnicos ó de geol03ía estructural, entre otros. El ajuste se efectúa para diferentes formas truncadas de la función polinanial 2 n Y= a 0 + a 1X + azX +... + anX , quedando abierta la posibilidad para la rrodificación ~l programa con solo cambiar la función de ajuste en la Subrutina FUNCTN . Pueden calcularse un total de 10 parámetros (n=lO) Y se tiene la ventaja de alimentar y usar las variables directarrente, sin transformación, evitando así distorsiones en el campo del error. El programa se basa en la rutina CURFIT original de BRV.INGroN utilizada & r-tLURE (1988). (1969), ampliamente por PEGG (1982) y BARBARIN-C E.sta adaptación del pr03rama para su ejecución en una I~PC o ccrnpatible, significó también el sacrificio ~ . una subrut~~a de graficación pues el canpilador FORI'RAN 77 utilizado (vers~~n 3. 31 de MICROSOFT CORP. ) carece de la facilidad para la obtenc1on de gráficas hasta el rronento. w.1 = 1/o~1 es el peso del i-esimo punto. La desviación estandar pranedio es dada por: y o= t o1/Num. de datos puntuales donde oi, la desviación para cada punto en la variable depen- diente, tana en cuenta la incertidumbre en la variable independiente por propagación de error (BEVIN3TON 1969), 3. DISCUSION DEL PROGRAMA "EARTH.FOR" El programa EARTH.FOR permite el ajuste de una función diferenciable a un paquete de datos. El usuario puede gradualmente aumentar el número de parámetros de ajuste y normar su criterio en la calida9 2 de cada ajuste hecho a partir de los valores que adquiera Xv. Lo mas pequeño, lo rrejor. Un segundo criterio de evaluación es el análisis de la diferencia entre los valores experimentales y calculados por ajuste en la variable independiente. La función polinanial utilizada no tiene aplicabilidad universal y cabe esperar casos en que los puntos experimentales no puedan ser ajustados. En tales situaciones deberán tratarse otras expresiones polinaniales mediante la m:xlificación directa de la subrutina FUNCI'N. (APENDICE}. Se hizo lo posible por incluir en el programa una breve discrip- ción de la función de cada subrutina. Una versión aroplia conteniendo instrucciones para la graficación de los puntos. y la función de ajuste se halla disponible directamente del autor. - DE DATOS 2. ANALISIS calidad del ajuste se venf ica rtEdiante los valores que adquiere X~, chi-cuadrada reducida, definida por La X2\1 = X2/v = 4. INSTRUCCIONES DE EJECUCION (1/v) E (Y os b - ycae 1 )/w.1 donde: Yobs = valor experimental de la variable dependiente. Ycalc= valor calculado de la variable dependiente los parámetros ajustados, v En prirrera instancia debe abrirse un archivo con los datos experimentales, Los valores de X e Y deberán ir acanpañados por el error experimental ó incertidumbre. utilizando = número de grados de libertad ó diferencia ~ntre el ~úrrero de datos puntuales y el número de pararnetros aJt.Stados, y Durante su ejecución, el programa lleva al usuario hacia adelante con una secuencia de instrucciones de tecleado, ellas son; - Teclear el nanbre de los archivos de datos y resultaoos respectivamente. 253 �!JARBARIN: Mitah iterotim en Fortron 77. - Teclear el nlÍooro de datos puntuales, núirero de parámetros a ajustar y roodo. - Por orden, alilrentar el valor inicial dado a cada parámetro a'fin de dar principio a las iteraciones. mues~a la convergenci a en aumento a . 1 rredida que se incrementa e numero de parámetros de ajuste el valor adquirido nnr X2 • el criterio seguido fué v• ~ Tabla l. - Definir cuántos parámetros tienen valor fijo y no requieren de ser ajustados. MeJora progresiva de metros a ajustar. Parámetros Ajustados - Por orden, ali.rrentar el valor de cada parárretro fijado. x2 V al alll'lentar el número de pará- Iteraciones 2 3 4 Después de algunos nnnentos, los resultados del pnirer aJuste aparecerán en la pantalla, entre ellos sobresale la información siguiente: - Núrrero de iteraciones. 255 JJARBARIN: Mítah itemtioo en FOPtmn 77. x2V 4 7 341.0142 líl 771 Q 8 10 27 5 6 0.4505 0.0329 ----- # # Valor muy grande fuera de especificación en el FORMAT 230. 2 - Valor de Xv . - En orden, valores de los parámetros ajustados con la desviación estandar entre paréntesis. Finalirente, un renú con 4 opciones permite: 1.- Terminar el programa. 2.- Ver los resultados del ajuste, donde en forma tabulada se presentan los valores experiirentales de X e Y con su error experiirental, valores calculados de Y. con la función ajustada, desviación o diferencia entre el valor calculado y experimental de Y y la desviación estandar pranedio del ajuste. 3.- Tratar otro ajuste con las opciones 1) misros datos ó 2) nuevos datos. En ésta última se pide el nanbre del nuevo archivo de datos. 4.- Igual a la 2a. qx:ión, sirve para ver los resultados del ajuste. 5. CORRIDA DE PRUEBA El programa se probé con un sistema natural consistente de 15 datos puntuales (BARBARIN-C & r-tLURE 1988). La Tabla 1 El ajuste seleccionado es el tros ~a una ecuación de los pararretros ajustados y valores de X e Y tonados para Tabla 2. que utiliza un total de cinco parámecuarto grado. La Tabla 2 muestra en la Tabla 3 se presentan los ajuste. Valores ajustados de los parámetros. La tercera opción con 5 pararretros se taro caro la mejor. NITER = 7 CHISQR = 10.771943 FLAMDA LOS PARAMETROS AJUSTADOS SO .... A( 1 ) = A( 2 ) = A( 3) = .6667930785073 ( .0008572640236 ( -.0000032431223 ( = .000000 .0057413938608) .0000338501004) .0000000494348) NITER = 8 CHISQR = .450557 FLAMDA = .000000 LOS PARAME'I'ROS AJUSTADOS SON .... A( 1 ) = 1.4756766141434 ( .0727770431564 ) A( 2) = -.0063095199682 ( .0006436924291 ) A( 3) = .0000177926727 ( .0000018873859) A( 4) = -.0000000204560 ( .0000000018347) NITER = 10 CHISQR = .032955 FLAMDA LOS PARAMETROS AJUSTAOOS SON .... A( l ) = A( 2) = A( 3) = A( 4 ) e A( 5) = -.5219521925016 .0172699620610 -.0000861489383 .0000001823476 -.0000000001478 ( ( ( ( ( = .000000 .9315685312782) .0109812638583) .0000483605368) .0000000943037) .0000000000687) �256 BARBARIN: MétaJo itemtiw en Fortron 77. BARBARIN: Mmxb item:tiw en Fortron 77. Tabla 3. Datos de un sistema natural utilizado para el ajuste. La última columna muestra a la variable dependiente calculada con los parámetros ajustados. X EXPER. Y EXPER. ERROR X ERROR Y y 289.733 292.193 295.840 303.370 311.240 319.055 327.370 335. 720 344.580 353.640 362.588 372. 710 383.150 392.200 397.426 0.64358 0.64081 0.63667 0.62806 0.61889 0.60949 0.59927 0.58870 0.57711 0.56470 0.55200 0.53670 0.51982 0.50395 0.49415 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 .0.001 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.0002 0.64354 0.64081 0.63671 0.62809 0.61887 0.60948 0.59925 0.58868 0.57709 0.56476 0.55200 0.53672 0.51978 0.50392 0.49418 CALC. AGRADECIMIENTOS: El autor se halla en gran deuda para con el Dr. Ian Louis Pegg {National Bureao Standards, Washington o.e., U.S.A.) por per itir el uso de su versi6n a la subrutina CURFIT. Por la lectur a del unuscrito y sus valiosas sugerencias, se reconoce a Luz María Ala nís de Estrada, Huriberto Castillo Rodríguez y Sóstenes Méndez Delgado, Facult ad de ~ 1 nc ias de la Tierra, Linares, N.L., México. Final1tente, pero no ■ enos agradecido, a Alejandro y E111ilio B.R. por su ayuda con el largo trabajo de tecleado. BIBL106RAPHY: BARBARIN-C. ,J,M. & McLURE,f.A.(1988): The Orthobaric Liquid and Vapour Densities of Tetramethylsilane fro1 289 K to its Critica! Te111perature 448.64 K and of 2,2-Dimethylpropane from 291 K to its Critical Teriperature 433.78 K.Internat. J. Ther ■ ophys., (In Press.) 8EVINGTON,P.R . (1969): Data Reduction and Error Analysis for the Physical Sciences .McGraw-Hill, Ne~ York. van HEESIHJK,M. & FOX,C.G.(1988): Iterative Method and Fortran cede for No-nlinear Curve Fitting,- Co1puters &Geosciences, 14(4) :489-503 . MENKE,W . (1984): Geophysical Data Analysis: Press, Orlando, Florida. Oiscrete Inverse PEGG,I.L.(1982): Ph. O. Thesis, University of Sheffield, England. íheory.- Acade1i c e e e e e e c e e e e e e e e e e c e c c e e e e e e e e e e e c c e c e e c e e c e e e e *-i:•****i:-ll-****-l':·*-i:·** APENDICE *********~..,.&****~}*;:•ff*** ·l:-*·lHHHI·****** PROGRAMA EARTII. FOR **-J:-H******H-lHH:•*** LA SIGUIENTE RUTINA DE AJUSTE POR MINIMOS CUADRADOS NO-LI EAL ES UNA ADAPTACION DEL PROGRAJv~ ENCONTRADO EN LA TESIS DOCTORAL DE J.M. BARBARI N-C . (UNIVERITY OF SHEFFIELD,U.K.,1984) PARA SER EJECUTADA MEDIANTE UNA IBM-PC O COMPATIBLE CON AL MENOS 640 KB. LA FUNCION POLINOMIAL UTILIZADA AQUI ES DADA POR; y=a+bx+cx2+dx3+ex4+fx5+gx6+hx7+ix8+jx9 AUNQUE CUALQUIER TIPO DE FUNCION PUEDE SER TAMBIEN APLICADA MODIFICANDO EL PROGRAMA SOLO LIGERAMENTE. *********H·**************************************** ***ir~**********LINARES,N.L.***IX-88*************-IH}* **i}-~1C"********·~·****'h·*1:-{:·*****~-****·~*~-~~. ***i":~-!$-·~-**~·-:f*i:. -?~ X Y SIGX SIGY SIGMAY NPTS NTERMS NFIXPS A = Valores de ia variable independiente = Valores de la variable dependiente = Desviacion estandar de X = Desviacion estandar de Y = Desviacion estandar propagada en Y (total) = Nu~ero, de parejas de datos = Numero de pararaetros a ser optimizados = Numero de parametros a ser fijados = Valor dado a los parametros flotantes en el orden de alimentacion para iniciar la rutina de ajuste ICODE = Orden de identificacion para los parametros de valor flotante en el segmento FUNCTN ICOFIX = Orden de identificacion para los parametros de valor fijo en el segmento FUNCTN AIN = Valor de los parametros ya re-ordenados para coincidir con el segmento FUNCTN SIGMAA = Valor de desviacion estandar de los parametros; en A NODE = Determina el factor de peso +l WEIGHT(I)=l/SIGMAY(I)**2 O WEIGHT(I)=l -1 WEIGHT(I)=l/Y(I) IMPLICIT REAL*8 (A-H ,0-Z) 257 �BARBARIN: Métaio itemtioo en Fortron ?'l. CHARACTER*S NAME,NAME2 DIMENSION A(lO),DELTAA(lO),SIGMAA(lO),AIN(lO),ICODE(lO) DIMENSION Y(l20),SIGMAY(l20),X(l20),Xl(l20),X2(120), *SIGX1(120),SIGX2(120),SIGY(l20),SIGX(l20),ICOFIX(l0) ·coMMON /CBLl/AIN,ICODE,NTERMS,Y COMMON /CBL2/A,NPTS CTMIN=l.D-5 NITMAX=300 FLMAX=l .D6 NEXDAT=O WRITE(*,990) 990 FORMAT(//////lH,' BIENVENIDO A LA RUTINA DE AJUSTE') WRITE(*,991) 991 FORMAT(/lH,' ORIGINAL DE BEVINGTON - PEGG - BARBARIN') 800 WRITE(*,801) 1 FORMAT(AB) 4 FORMAT(AB) 801 FORMAT(//////lH,' TECLEE NOMBRE DEL ARCHIVO DE DATOS') READ(*,l) NAME WRITE(*,802) 802 FORMAT(' TECLEE NOMBRE DEL ARCHIVO DE RESULTADOS') READ(*,4) NAME2 OPEN(l2,FILEaNAME,STATUS•'OLD') OPEN(2,FILE=NAME2,STATUS='NEW') 5 WRITE(*,100) 100 FORMAT(' TECLEE: NPTS,NTERMS,MODE(=l)') READ(*,*,ERR=S) NPTS,NTERMS,MODE 25 WRITE(*,110) , 110 FORMAT(' TECLEE: NUM.DE ORDEN DEL COEFICIENTE Y SU VALOR) READ(*,*,ERR 25) (ICODE(I),A(I),I=l,NTERMS) DO 10 I•l,10 AIN(I)=0,0 10 CONTINUE 35 WRITE(*,120) 120 FORMAT(' TECLEE: NUM.DE COEFICIENTES DE VALOR FIJO') READ(*,*,ERR=35) NFIXPS IF(NFIXPS.EQ.O) GOTO 31 45 WRITE(*,130) 130 FORMAT(' TECLEE: ORDEN DE COEF. Y VALOR (ICOFIX,A)') READ(*,*,ERR=45) (ICOFIX(I),AIN(ICOFIX(I)),l=l,NFIXPS) 31 IF(NEXDAT.EQ.l) GOTO 32 30 DO 3 I•l,NPTS READ(l2, *) * (X(I),Y(I),SIGX(I),SIGY(I),I-1,NPTS) 3 CONTINUE 32 CLOSE(l2) QARBARIN: Mmxh itemtiw en FO!'tmn 'l?, WRITE(*,200) NPTS,NTERMS,MODE,NFIXPS 200 FORMAT(4(4X,I5)) WRITE(*,210) 210 FORMAT(lH ,' LOS PARAMETROS INICIALES FUERON .... ') WRITE(*,220) (ICODE(I),A(I),DELTAA(I),I=l,NTERMS) 220 FORMAT(3X,' A(',I2,') = ',Fl0.6,' (',Fl0.6,' )') IF(NFIXPS.EQ.O) GOTO 50 WRITE(*,240) 240 FORMAT(lH,' Y LOS PARAMETROS DE VALOR FIJO .... ') WRITE(*,250) (ICOFIX(I),AIN(ICOFIX(I)),I=l,NFIXPS) 250 FORMAT(6X,' A(',12,' ) = ',Fl6.12) GOTO 55 50 WRITE(*,260) 260 FORMAT( lH , ' NO PARAMETROS DE VALOR FIJO') 55 CONTINUE DO 40 l=l,NTERMS DELTAA(I)•DABS(A(I))/100. IF(ICODE(I).EQ.l) DELTAA(I)=0.001 40 CONTINUE CHISQR=-0. NITER=O FLAMDA=0.001 500 NITER=NITER+l CHIOLD=CHISQR IF(MODE,NE.O) *CALL VARANC(X,I,A,Xl,X2,SIGX,SIGX1,SIGX2,SIGY,SIGMAY,NPTS) CALL CURFIT(X,Y,SIGMAY,NPTS,NTERMS,MODE,A,DELTAA,Xl,X2,SIGMAA, *FLAMDA,CHISQR) DELCHI=(CHIOLD-CHISQR)/CHISQR CTEST=DABS(DELCHI) IF(CTEST.LE.CTMIN.OR.NITER.GT.NITMAX *.OR.FLANDA.GT.FLMAX) GOTO 400 FLAMDA=FLAMDA/10. GOTO 500 WRITE(2,232) 232 FORMAT(///U! , ' RESULTADOS DEL AJUSTE ') 400 WRITE(*,230) NITER,CHISQR,FLAMDA WRITE(2,231) NITER,CHISQR,FLAMDA 230 FORMAT(/lH,' NITER = ',I2,2X,'CHISQR = ',F10.6,2X, *'FLAMDA = ',Fl0.6) 231 FORMAT(/lH , ' NITER = ',I2,2X, 'CHISQR = ',Fl0.6,2X, *'FLAMDA = ',Fl0.6) WRITE(~f, 270) WRITE( 2,271) 270 FORMAT( 1H , ' LOS PARANETROS AJUSTADOS SON., .. ') 271 FORMAT(lH ,' LOS PARAMETROS AJUSTADOS SON .... ') WRITE(*,260) (ICODE(I),A(I),SIGMAA(I),I~l,NTERMS) 259 �260 280 281 65 140 e e e e e e e WRITE(2,281) (ICODE(I),A(I),SIGMAA(I),I=l,NTERMS) FORMAT(6X,' A(',12,') = ',Fl9.13,' (',F17.13,' )') FORMAT( 6X, ' A( 1 , I2, ' ) = ' , Fl 9 .13, ' (' , Fl 7.13, ' ) ' ) WRITE(*,140) FORMAT(' TECLEE: l=FIN,2=LEER RESULTADOS,3=0TRO AJUSTE' *,' ,4=LEER RESULTADOS') READ(*,*,ERR=65) NEXT IF(NEXT.EQ.4) GOTO 300 IF(NEXT-2) 900,300,600 *************-1(·-l',****************************************''l-* ************,:.,.**********H~°"*************H*-11-***********ff* LA SUBRUTINA DE GRAFICACION DEBE COLOCARSE AQUI TOMANDO LA OPCION 4 DEL FORMATO 140. AL MOMENTO EL COMPILADOR FORTRAN 77 PARA IBM-PC NO TIENE ESTA FACILIDAD. ********~·*******'**~·****************''l-****************'H-,'l-*-l~ ******************************ff***********'************** 600 WRITE(-*, 410) TECLEE: l=MISMOS DATOS,NO l=DATOS NUEVOS') 410 FORMAT(' READ(*,*,ERR=600) NEXDAT IF(NEXDAT.EQ .l) GOTO 5. GOTO 800 300 CALL DATOUT(X,I,A,SIGX,Y,SIGMAY,NPTS) GOTO 65 900 STOP END e e e e e WRITE(2,12) X(I),SIGX(I),SIGMAY(I),Y(I),YY,DY WRITE(*,121) X(I),SIGX(I),SIGMAY(I),Y(I),YY,DY 100 CONTINUE WRITE(2,13) SIGBAR WRITE(*,131) SIGBAR RETURN 10 FORMAT(lH,2X,'LOS DATOS PARA AJUSTE FUERON •.. ',//) 101 FORMAT(1H,2X,'LOS DATOS PARA AJUSTE FUERON . .. ',//) 11 FORMAT(lX, 'EXP.X' ,8X, 'ERROR X' ,lX, 'ERROR Y' ,4X, 'EXPER.Y', *2X,'CALC.Y',5X,'DESVIACION') 111 FORMAT(lX, 'EXP.X' ,8X, 'ERROR X' ,lX, 'ERROR Y' ,4X, 'EXPER.Y', *2X, 'CALC.Y' ,5X, 'DESVIACION') 12 FORMAT(Dl3.6,1X,D8.2,1X,D9.3,1X,2(D13.6,1X),D10.3) 121 FORMAT(Dl3.6,1X,D8.2,1X,D9.3,1X,2(D13.6,1X),Dl0.3) 13 FORMAT(2X,' LA DESVIACION ESTANDAR PROMEDIO DEL AJUSTE ES ... ' *D12 .6) 131 FORMAT(2X,' LA DESVIACION ESTANDAR PROMEDIO DEL AJUSTE ES ••. ', *D12.6) CLOSE(2) END 1 e e ******ffff-ll-:l-************-IHl-*********-l'r********************* **********~****************************H************~·* ************H**********H***********-!Hl-***************** SUBROUTINE DATOUT(X,I,A,SIGX,Y,SIGMAY,NPTS) ********~******************************************-!Hl-" I~lPLICIT REAL*8 (A-H ,0-Z) DÍMENSION X(120),Xl(120),Y(120),A(l0),X2(120),SIGMAY(l20) * ,SIGX(l20) WRITE(2,10) WRITE(*,101) WRITE(2,ll) WRITE(*, 111) SUM=0.00 DO 50 1=1,NPTS IF (SIGMAY(I)) 50,45 ,50 45 SIGMAY(I)=l.D0 50 SUM=SUM+SIGMAY(I) SIGBAR=SUM/NPTS DO 100 1=1,NPTS YY=FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) DY=(Y(I)-YY)/SIGMAY(I) 261 . BARBARIN: MitaJo itemtiw en FOl'tron 77. BARBARIN: MitcxJo itemtiw en Fortron 77. 10 e e e e e e e e e e IMPLICIT REAL*8 (A-H,0-Z) DIMENSION Y( 120) DIMENSION X(l20),X2(120),X1(120),A(lO),AIN(lO),ICODE(l0) COMMON/CBLl/AIN,ICODE,NTERMS,Y DO 10 J=l, NTERMS AIN(ICODE(J))=A(J) CONTINUE **********************************il-~*************************** *********!!!!NUESTRA FUNCION! !!!********-!Hl-**~*******r.-l}****~** ****************************************{f-~-lHHH!-*~**********r.-¼* FUNCTN=AIN(l)+AIN(2)*X(I)+AIN(3)*X(I)**2+AIN(4)*X(I)**3+ *AIN(5)*X(I)**4+AIN(6)*X(I)**5+AIN(7)*X(I)**6+AIN(8)*X(I)**7+ *AIN(9)*X(I)**8+AIN(lO)*X(I)**9 ********************-lH!-****-!Hl-*ff*****'******~-'l-****************,¡}¼* *****H*********************~~**H*'l:·H***-!Hl-*****~~************* ************~'l-**.;f*****-!Hl-***-lHl-************~""***-lh-"-it-*****-l'<****·:l-·:l-**** RETURN END ** CURFIT ** Vease Bevington,P.R.(1969) ** ****************************************************r.~******* SUBROUTINE CURFIT (X,Y,SIGMAY,NPTS,NTERMS,MODE,A,DELTAA,Xl,X2, *SIGMAA,FLAMDA,CHISQR) �262 BARBARIN: Métcdo itemtiw en FOl"trWi ??. e ***************************.il-*********************~~************* IMPLICIT REAL*B (A-H,0-Z) DIMENSION X(l20),Xl(l20),Y(120),SIGMAY(l20),A(10) DIMENSION WEIGHT(l20),ALPHA(l0,10),BETA(10),DERIV(l0), *ARRAY(lO, 10) ,B(10), SIGMAA( l'O), X2 (120), DELTAA(lO) NFREE=NPTS-NTERMS 11 IF(NFREE) 13,13,20 CHISQR=O. 13 BARBARIN: Métcdo itero:tivo en FOPtron ??. 53 e e e 60 61 62 63 GO TO 110 c e c ************ff********* **"******************* EVALUAR WEIGHTS (PESOS) c e *********************** *********************** 20 21 22 23 25 27 29 30 e c e e e 31 34 41 46 so 51 e e c e 71 DO 30 I=l, NPTS IF(MODE)22,27,29 IF(Y(I))25,27,23 73 WEIGHT(I)=l,/Y(I) GO TO 30 74 80 GO TO 30 81 WEIGRT(l)=l,/(-Y(I)) WEIGHT(I)=l. GO TO 30 WEIGHT(I)=l./SIGMAY(I)**2 CONTINUE ************************************* ************************************* EVALUAR LAS MATRICES ALPHA YBETA. **********·*************************** ******"***************************** DO 34 J=l ,NTERMS BETA(J)=O. DERIV(J)=O.DO DO 34 K=l ,J ALPHA(J,K)=O. DO 50 I=l,NPTS CALL FDERIV(X,I,A,DELTAA,NTERMS,DERIV,Xl,X2) W=WEIGHT(I) YD=Y(I)-FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) DO 46 J•l ,NTERMS BETA(J)=BETA(J)+W*YD*DERIV(J) SD=W*DERIV(J) DO 46 K=l,J ALPHA(J,K)=ALPHA(J,K)+SD*DERIV(K) CONTINUE DO 53 J=l ,NTERMS DO 53 K=l,J 84 e e e 91 92 93 95 e e c ALPHA(K,J)=ALPHA(J,K) *****➔H~***➔~*************************H**** EVALUAR CHI CUADRADA EN EL PUNTO INICIAL **************➔H~************************** CHISQ=O. DO 63 I= l NPTS YFIT•FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) CHISQ=CHISQ+WEIGHT(I)*(Y(I)-YFIT)**2 FREE=NFREE CHISQl=CHISQ/FREE I **************************************➔~****************** INVERTIR MATRIZ DE CURVATURA MODIFICADA PARA ENCONTRAR LOS NUEVOS PARAMETROS. ******iHHH~*irn*¾H►******************"~*****~'rn************** DO 74 J=l ,NTERMS SD=DSQRT(ALPHA(J,J)) DO 73 K•l,NTERMS ARRAY(J,K)=(ALPHA(J,K)/SD)/DSQRT(ALPHA(K,K)) ARRAY(J,J)=l.ODO+FLAMDA CALL MATINV(ARRAY,NTERMS,DET) DO 84 J=l,NTERMS B(J)•A(J) SD=DSQRT(ALPHA(J,J)) DO 84 K=l,NTERMS B(J)=B(J)+BETA(K)*(ARRAY(J,K)/SD)/DSQRT(ALPHA(K,K)) *********************"*******************~********➔r*****" SI CHI CUADRADA AUMENtA, INCREMENTE FLAMDA Y TRATE DE UEVO *****i•***********************************ir*******ir********** CHISQ=O. DO 93 Iml,NPTS YFIT=FUNCTN(X,I,B,Xl,X2) CHISQ=CHISQ+WEIGHT(I)*(Y(I)-YFIT)**2 CHISQR=CHISQ/FREE IF (CHISQl-CHISQR) 95,101,101 FLAMDA=lO.*FLAMDA IF(FLAMDA.LE.l .D6) GOTO 71 GOTO 110 ***********ir************-IHr***************** EVALUE LOS PARAMETROS Y LAS INCERTIDUMBRES ***"*➔~**"r*iHHt*******ir*******"************ DO 103 J=l,NTERMS A(J)=B(J) 103 SIGMAA(J)=DSQRT(ARRAY(J,J)/ALPHA(J,J)) FLAMDA=FLAMDA/10.DO 110 CONTINUE RETURN END 101 263 �264 BARBARIN: BARBARIN: Mita1o iteratiw en Fortron 77. C C c c 10 11 c C G c 21 23 24 30 c C C c 31 32 41 43 50 51 53 60 c C c DO 80 I=l,NORDER DO 80 J=l,NORDER IF(I-K)74,80,74 74 IF(J-K)75,80,75 75 ARRAY(I,J)=ARRAY(I,J)+ARRAY(I,K)*ARRAY(K J) 80 CONTINUE ' 81 DO 90 J=l,NORDER IF(J-K)83,90,83 83 ARRAY(K,J)=ARRAY(K,J)/AMAX 90 CONTINUE ARRAY(K,K)=l./AMAX 100 CONTINlJE SUBROUTINE MATINV(ARRAY,NORDER,DET) *****************""-********************* ~************************************* IMPLICIT REAL*8 (A-H,0-Z) DIMENSION ARRAY(l0,10),IK(lO),JK(lO) DET=l. DO 100 K=l,NORDER ***************************************************** ***************************************************** AMAX=O DO 30 I=K,NORDER DO 30 J=K,NORDER IF(DABS(AMAX)-DABS(ARRAY(I,J))) 24,24,30 AMAX=ARRAY(I,J) IK(K)=I JK(K)=J CONTINUE ********************************************************** INTERCAMBIE LINEAS Y COLUMNAS PARA COLOCAR AMAX EN LA DETERMINANTE (K,K). ********************************************************** IF(AMAX) 41,32,41 DET=O. GO TO 140 I=IK(K) IF (I-K) 21,51,43 DO 50 J=l,NORDER SAYE=ARRAY(K,J) ARRAY(K,J)=ARRAY(I,J) ARRAY(I,J)=-SAVE J=JK(K) IF(J-K)21,61,53 DO 60 I=l,NORDER SAVE=ARRAY(I,K) ARRAY(I,K)=ARRAY(I,J) ARRAY(I,J)=-SAVE ****************************~-i:-il-*********** ACUMULE LOS ELEMENTOS DE LA MATRIZ INVERSA *********************************-1:~i:~****** 61 DO 70 I=l,NORDER 63 70 IF(I-K) 63,70,63 ARRAY(I,K)=-ARRAY(I,K)/AMAX CONTINUE itemtiw en FOPtron 77. 71 ************H-!H!-********H************* ********H****h"-*********************** ENCUENTRE EL ELEMENTO DETERMINANTE (I,J) MAS GRANDE EN EL RESTO DE LA MATRIZ. Mfrtaio c C e *************************"*'~****** c e ******************-1:~******************~.¡:"*******{~-l:-*****.¡i-~* **************************************~******************·ª* ********************************* RESTAURE EL ORDEN DE LA MATRIZ. 101 DO 130 L=l,NORDER K=NORDER-L+l J=IK(K) IF(J-K)lll,111,105 105 DO 110 í=l,NORDER SAVE=ARRAY(I,K) ARRAY(I,K)=-ARRAY(I,J) 110 ARRAY(I,J)=SAVE 111 I=JK(K) IF(I-K)l30,130,113 113 DO 120 J=l,NORDER SAVE=ARRAY(K,J ) ARRAY(K,J)=-ARRAY(I,J) 120 ARRAY(I,J)=SAVE 130 CONTINUE 140 RETURN END e c SUBROUTINE VARANC(X,I,A,Xl,X2,SIGX,SIGX1,SIGX2,SIGY,SIGMAY *NPTS) ' ************-1:·*·:}********i:·******ff***************************** **************************************iHé~**ff*************** IMPLICIT REAL*8 (A-H.0-Z ) DIMENSION X(I20),X1(120),X2(120),A(lO),SIGMAY(l20) ► *SIGX1(120),SIGX2(120),SIGY(l20),SIGX(l20) DO 500 I=l,NPTS IF(SIGX(I).EQ.O.D0) GO TO 100 X(I)=X(I)+SIGX(I) YH=FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) S2=2.DO*SIGX(I) X(I)=X(I)-S2 DYDXl=(YH-FUNCTN(X,I,A,Xl,X2))/S2 265 �BARBARIN: Mét,aJo itero:tiw en Fortr>an ??. 100 200 300 e e 500 e e C C C e e e e 11 16 18 X(I)=X(I)+SIGX(I) CONTINUE IF(SIGXl(I).EQ.O.DO) GO TO 200 Xl(I)=Xl(I)+SIGXl(I) YH=FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) S2=2.DO*SIGXl(I) Xl(I)=Xl(I)-S2 DYDX=(YH-FUNCTN(X,I,A,Xl,X2))/S2 Xl(I)=Xl(I)+SIGXl(I) CONTINUE IF(SIGX2(I).EQ.O.DO) GO TO 300 X2(I)=X2(I)+SIGX2(I) YH=FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) S2=2.DO*SIGX2(I) X2(I)=X2(I)-S2 DYDX3=(YH-FUNCTN(X,I,A,Xl,X2))/S2 X2(I)=X2(I)+SIGX2(I) CONTINUE *************************************************************** SIGMAY(I)=DSQRT(SIGY(I)**2+(DYDXl*SIGX(I))**2+(DYDX2i<SIGXl(I)) ***2+(DYDX3*SIGX2(I))**2) ************iHHt***********************;~*****{~****************** CONTINUE RETURN END *************************{}**************************** ************~*********************~·****************** ESTA CORTA PORCION DEL PROGRAMA CONTIE~E A LA DERIVADA NUMERICA DE LA FUNCION UTILIZADA PARA EL AJUSTE DE LOS DATOS EXPERIMENTALES. **********************-1:•**********~A"********{f-lf*****{}*** ****************************************-lHl-*****iH}***** SUBROUTINE FDERIV(X,I,A,DELTAA,NTERMS,DERIV,xl,X2) *-lf*********-1:·**;(•**************i:·*-l•********************** *****************************~*********************** I~iPLICIT REAL*b (A-H,ú-Z) DIMENSION X2(120) DIMENSION X(l20),Xl(l20),A(l0),DELTAA(l0),DERIV(l0) DO 18 J=l,NTEKMS AJ=A(J) DELTA=DELTAA(J) IF (DELTA) 16,18,16 A(J)=AJ+DELTA YFIT=FUNCTN(X,I,A,Xl,X2) A(J)=AJ-DELTA DERIV(J)=(YFIT-FUNCTN(X,I,A,Xl,X2))/(2~*DELTA) A(J)=AJ , RETURN · ' . ' END ��Facultad de Ciencias de la Tierra � Dublin Core The Dublin Core metadata element set is common to all Omeka records, including items, files, and collections. For more information see, http://dublincore.org/documents/dces/. Title A name given to the resource Actas : Facultad de las Ciencias de la Tierra Description An account of the resource Revista de la Facultad de Ciencias de la Tierra, de la UANL, publicada en Linares en los años ochenta, editada por Juan Manuel Barbarín Castillo y Häns-Jürgen Gursky. Contiene información científica sobre medio ambiente, geología, minerología, volcanes, arqueología, etcétera. Text A resource consisting primarily of words for reading. Examples include books, letters, dissertations, poems, newspapers, articles, archives of mailing lists. Note that facsimiles or images of texts are still of the genre Text. Título Uniforme Actas; Facultad de las Ciencias de la Tierra Año de publicación El año cuando se publico 1988 Número Número de la revista 3 Mes de publicación Mes cuando se publicó Agosto Día Día del mes de la publicación 1 Periodicidad La periodicidad de la publicación (diaria, semanal, mensual, anual) Anual Relación OPAC https://www.codice.uanl.mx/RegistroBibliografico/InformacionBibliografica?from=BusquedaAvanzada&bibId=1785029&biblioteca=0&fb=20000&fm=6&isbn= Dublin Core The Dublin Core metadata element set is common to all Omeka records, including items, files, and collections. For more information see, http://dublincore.org/documents/dces/. Title A name given to the resource Actas, 1988, No 3, Agosto Creator An entity primarily responsible for making the resource Barbarín Castillo, Juan Manuel, Editor Subject The topic of the resource Excavaciones (Arqueología) Madre Oriental, Sierra Nuevo León México Ciencias de la Tierra Geología Description An account of the resource Revista de la Facultad de Ciencias de la Tierra, de la UANL, publicada en Linares en los años ochenta, editada por Juan Manuel Barbarín Castillo y Häns-Jürgen Gursky. Contiene información científica sobre medio ambiente, geología, minerología, volcanes, arqueología, etcétera. Publisher An entity responsible for making the resource available Universidad Autónoma de Nuevo León, Facultad de Ciencias de la Tierra Contributor An entity responsible for making contributions to the resource Barbarín Castillo, Juan Manuel, Editor Michalzik, Dieter, Editor Date A point or period of time associated with an event in the lifecycle of the resource 1988-08-01 Type The nature or genre of the resource Revista Format The file format, physical medium, or dimensions of the resource text/pdf Identifier An unambiguous reference to the resource within a given context 2014598 Source A related resource from which the described resource is derived Fondo Universitario Language A language of the resource spa/eng Spatial Coverage Spatial characteristics of the resource. Linares, N.L., México Access Rights Information about who can access the resource or an indication of its security status. Access Rights may include information regarding access or restrictions based on privacy, security, or other policies. Universidad Autónoma de Nuevo León Rights Holder A person or organization owning or managing rights over the resource. El diseño y los contenidos de La hemeroteca Digital UANL están protegidos por la Ley de derechos de autor, Cap. III. De dominio público. Art. 152. Las obras del dominio público pueden ser libremente utilizadas por cualquier persona, con la sola restricción de respetar los derechos morales de los respectivos autores Aguas termales Arenitas cuarcíferas Belemnites cretácicos Desarrollo cretácico Dinosaurios en Aramberri Galeana