caracterización megascópica de las rocas que afloran …biblio.uabcs.mx/tesis/te3385.pdf · tesis...
TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD AUTÓNOMA DE BAJA CALIFORNIA SUR
Área de Conocimiento de Ciencias del Mar
Departamento Académico de Geología Marina
Tesis de licenciatura:
Caracterización megascópica de las rocas que afloran
En la localidad El Potrero, al sureste de la sierra El Novillo, Baja
California Sur, México. Implicaciones locales y regionales
Que para obtener el título de:
Geólogo
Presenta:
Cristian Alfonso Lizárraga Lieras
Director de tesis
Dr. José Antonio Pérez Venzor
La Paz, B.C.S., octubre 2015.
Contenido
RESUMEN
1.- INTRODUCCIÓN ............................................................................................................... 1
1.1.- Ubicación del área de estudio ................................................................................... 1
1.2.- Antecedentes .............................................................................................................. 1
1.3.- Planteamiento y justificación del problema .............................................................. 6
1.4.- Objetivos ..................................................................................................................... 7
1.5.- Metodología…………………………………………………………………………………...7 2.- GEOLOGÍA REGIONAL .................................................................................................... 7
2.1.-Litología y Estratigrafía ............................................................................................... 8
2.1.1.- Rocas metamórficas .............................................................................................. 8
2.1.2.- Rocas Plutónicas ................................................................................................... 8
2.1.2.1.- Rasgos Estructurales ..................................................................................... 10
3.- GEOLOGÍA LOCAL ........................................................................................................ 12
3.1.- Introducción .............................................................................................................. 12
3.2.- Litología y Estratigrafía ............................................................................................ 12
3.2.1.- Rocas Metamórficas ............................................................................................ 16
3.2.1.1.- Litódema metasedimentario ........................................................................... 16
3.2.1.2.- Litodema metasedimentario de afinidad calcárea ........................................ 22
3.2.2.- Ensamble plutonico ............................................................................................. 28
3.2.2.1.- Rocas plutónicas Pre tectónicas ................................................................... 28
3.2.2.2.- Ensamble plutónico sin a postectónico ........................................................ 31
4.-RASGOS ESTRUCTURALES .......................................................................................... 34
5.- REACCIONES METAMÓRFICAS Y PARAGÉNESIS MEGASCÓPICAS OBSERVADAS
EN EL ÁREA EL POTRERO ................................................................................................ 42
6.- INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN DE RESULTADOS .................................................. 46
6.1.- Protolitos de las rocas metamórficas y ambiente de depósito ............................. 46
6.2.-Tipos de metamorfismo y condiciones de metamorfismo ...................................... 47
6.3.-Reacciones metamórficas y condiciones de metamorfismo .................................. 48
6.4.-Interpretación de la deformación en el área ............................................................ 52
6.5.-Procesos geológicos reconocidos en el área de estudio ....................................... 53
6.6.- Relación de las rocas metamórficas del potrero con otras rocas metamórficas de
la Provincia Complejo Plutónico de La Paz. ..................................................................... 54
7.- CONCLUSIONES ............................................................................................................ 59
BIBLIOGRAFÍA .................................................................................................................... 61
0
RESUMEN
Este trabajo expone los resultados del estudio que se realizó en la localidad El Potrero,
ubicada a 30 km al sureste de la ciudad de La Paz, entre el flanco sureste del complejo
gabroico Sierra El Novillo y al oeste del arroyo Hondo. Geológicamente pertenece a la
provincia geológica denominada Complejo Plutónico de La Paz. La provincia está formada
por varios complejos metamórficos (Todos Santos, Sierra La Gata, Borde Oriental Bloque
Los Cabos) y estructurales (arroyo Hondo, La Muela y La Gata) y ensambles plutónicos (pre,
syn y postectónicos) así como rocas sedimentarias. Las rocas del Potrero pertenecen a una
franja de rocas metamórficas, las cuales tienen una orientación NE-SW. Las rocas del área
son de metamorfismo regional de tipo (progrado) y de contacto. Los protolitos reconocidos
calcáreos, básicos, cuarzo-feldespáticos y terrígenos, dieron lugar a rocas como mármol,
skarn, gneises anfibolíticos, ortogneis y esquistos. Las rocas descritas corresponden a la
facies de anfibolita con una subfacies retrograda de epidota-anfibolita. Las reacciones
metamórficas que se presentan en el área son principalmente entre rocas de composición
básica e intermedia (gabro y tonalita) con las rocas de la secuencia sedimentaria original
(rocas calcáreas impuras, cuarzo feldespáticas y terrígenas). Las reacciones generaron
diversas paragénesis, por ejemplo las rocas carbonatadas desarrollaron paragénesis como
granate (cálcicos y férricos) + piroxeno (diópsido) + Calcita + cuarzo. El magmatismo
posterior a los 100 Ma asociado con las rocas félsicas generó en las rocas de caja un
metamorfismo retrogrado (epidota + cuarzo + calcita y metálicos (sulfuros)). La deformación
en el área fue desarrollada en condiciones dúctil-plásticas, la deformación dúctil está
evidenciada por estructuras e indicadores cinemáticos como pliegues, estructuras de rosario
entre otros y sobrepuesta a esta deformación se reconoció una deformación en condiciones
frágiles evidenciada por brechas, fallas, fracturas y trazadores cinemáticos como estrías,
espejos de fallas. Tanto a nivel local como regional se observó un arreglo estructural (trama
estructural) con un rumbo NW-SE (foliación, eje de pliegues). El Potrero (área de estudio)
dentro del contexto geológico regional es semejante al complejo metamórfico del borde
oriental del Bloque Los Cabos y al complejo metamórfico de Todos Santos. Esto sugiere una
misma historia regional pero con variación en aspectos locales.
1
1.- INTRODUCCIÓN
1.1.- Ubicación del área de estudio
La península de Baja California está conformada por cinco provincias geológicas, la
más meridional fue denominada por Ortega Gutiérrez et al (1992) como la Provincia
Geológica Complejo Plutónico de La Paz. Parte de sus rasgos geológicos han sido
documentados, como lo demuestran los trabajos de Aranda-Gómez y Pérez-Venzor (1989),
Schaaf et al (2000), Fletcher et al (2003) y Pérez-Venzor (2013), entre otros. A nivel regional
afloran principalmente rocas de composición máfica (complejo gabroico Sierra El Novillo),
intermedia (tonalita La Buena Mujer), rocas metamórficas (metaígneas y metasedimentarias)
así como varios complejos estructurales (arroyos Hondo y La Muela) y presencia de
deformación frágil (fallas, brechas y fracturas).
La zona de estudio, conocida como El Potrero (figura 1.1), está ubicada
aproximadamente a 30 km al sureste de La Paz entre el flanco sureste de la sierra El Novillo
y oeste del arroyo Hondo.
1.2.- Antecedentes
La Petrología es la ciencia del estudio de las rocas en todos sus aspectos y procesos
asociados tales como magmáticos, sedimentarios y metamórficos, que se desarrollan en la
Tierra. Los procesos geológicos, como los relacionados con el origen de las rocas
metamórficas y magmáticas debe ser abordado metodológicamente: iniciar en el campo con
el reconocimiento y descripción de las características megascópicas (textura, mineralogía y
estructuras), establecer las relaciones de campo (contactos, exocontactos y endocontactos),
seguido del trabajo de laboratorio (para definir paragénesis y petrografía) para terminar con
experimentos aplicando los conceptos fisicoquímicos, termodinámicos y extrapolarlos al
campo mediante una verificación final. El metamorfismo es el proceso geológico por el cual
la roca es sometida a cambios texturales, mineralógicos y estructurales en estado sólido a
subsolido, en respuesta a las condiciones físicas (presión y temperatura) y químicas (fluidos
químicamente activos) las cuales difieren de las condiciones que prevalecían durante la
formación primaria de la roca (ígnea, sedimentaria y metamórfica). Los cambios que ocurren
dentro de los dominios de intemperismo y diagénesis son comúnmente excluidos (Winkler,
1979; Winter, 2001). Los procesos metamórficos están controlados por factores como
presión (P en bars) y temperatura (T) en grados Celsius por arriba de los procesos
diagenéticos (150ºC a 200°C) y por debajo de los procesos anatécticos (600°C a 800°C). Así
como por la composición del protolito y la presencia de fluidos (Williams et al., 1980).
2
Figura 1.1- Localización del área de estudio, en A se muestra la ubicación del área en el contexto de la Provincia Geológica Complejo Plutónico de La Paz. En B se muestra el contexto local de la ubicación del área y C es una vista local del área de algunas obras mineras presentes en el área de estudio. Fuente: figura A. obtenida de (Pérez-Venzor, 2013). B. carta geológica F12B13 (SGM) y C fotografía obtenida de Google earth. Sistema de Falla La Paz(SFLP), Sistema de Falla El Carrizal (SFEC), Sistema de Falla San Juan de Los Planes (SFSJP), Sierra La Gata (SLG), Sistema de Falla San José del Cabo (SFSJC), Bloque La Trinidad (BLT), Sierra El Novillo (SEN).
B
C
3 Democracia
2 Revolución
Tajos a cielo abierto
1Libertad
UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO CARRETERA TRANSPENINSU
LAR
BLT
Todos Santos
La Paz
SFEC
BOBLC
SEN
SFLP
A
3
Las rocas metamórficas se clasifican siguiendo varios criterios, principalmente textural
y mineralógico. En función de su textura se habla de pizarrosa, esquistosa, gneisica y en
función de la mineralogía se tienen esquisto de biotita, gneis cuarzo-feldespático entre otros.
Si se considera el protolito se habla de rocas derivadas de protolitos cuarzo-feldespáticos,
básicos, calcáreos, terrígenos y ultrabásicos, pero también está el criterio de clasificación
basado en el ambiente geológico dominante (orogénico y oceánico) (Winkler, 1979; Winter,
2001).
Las aproximaciones al estudio de las rocas metamórficas se basan en el concepto de
grados y facies metamórfica. La primera aproximación está sustentada en el metamorfismo
de los protolitos terrígenos en función principalmente de la temperatura, lo cual trae como
consecuencia el concepto de grado metamórfico y clasificación del metamorfismo en grados
muy bajo, bajo, medio y alto, además introduce el concepto de isograda de reacción. Lo
anterior permite clasificar a las rocas metamórficas por su grado de metamorfismo (Winkler,
1979; Winter, 2001).
El concepto de facies metamórfica (figura 1.2) surge a partir del metamorfismo de
rocas básicas e implica rocas que se forman en las mismas condiciones de presión y
temperatura y son reconocidas a partir de las paragénesis (conjunto de minerales que se
forman en las mismas condiciones de presión (P) y temperatura (T). En función de P y T se
establecen las facies de zeolitas, esquistos verdes, anfibolitas, granulitas, eclogitas y facies
de contacto (Winkler, 1979; Winter, 2001). Las características anteriores permiten estudiar
las rocas metamórficas y entender parte de los procesos desarrollados en el interior de la
Tierra.
Magmatismo. Las rocas ígneas son el producto final del enfriamiento del magma a
partir de procesos que en conjunto se conocen como evolución magmática e incluyen la
diferenciación magmática, contaminación, asimilación o mezcla de magmas, que son
controlados por la cristalización fraccionada y homogénea, filtrado a presión, asentamiento
gravitacional entre otros (Hall, 1987; Winter, 2001). Y en donde los factores como la presión,
temperatura, la composición, el volumen y tiempo son importantes en su desarrollo. Los
procesos mencionados se dan entre un rango de temperatura de 700°a 1200°C (Wilson,
1989; Winter, 2001).
El método utilizado para clasificar a las rocas ígneas está basado primeramente en
las relaciones de campo (Winter, 2001; Hall, 1987 y Passchier, 1990). También son
consideradas su textura y composición modal (Streckeisen, 1976).
4
En el campo, los endocontactos (las relaciones entre los intrusivos), los contactos
(relaciones entre la roca de caja y los intrusivos) y los exocontactos (relaciones de las rocas
de caja) así como las estructuras presentes (concordantes, discordantes y geometría)
permiten caracterizar a un nivel de resolución detallado la evolución de las rocas ígneas
(Hall, 1987; Wilson, 1989; Winter, 2001).
Las características texturales (relación entre los constituyentes de una roca)de las
rocas ígneas tanto intrusivas como extrusivas, permiten inferir la historia de enfriamiento y
hacer una clasificación, considerando cuatro factores texturales: cristalinidad (relación entre
cristales y vidrio), granularidad (tamaño de los cristales), forma de los granos (euhedrales,
anhedrales y subhedrales) y relaciones mutuas (equigranularidad o inequigranularidades),
según los criterios de Williams et al (1980), Le Maitre, (1989), Winter (2001).
La composición mineralógica es otro criterio fundamental para clasificar y nombrar a
las rocas ígneas. En función del contenido mineral de las rocas pueden ser clasificadas de
forma cuantitativa (modal), ya que casi todas las rocas ígneas están compuestas
principalmente de silicatos, representados en las series de Bowen. Existe una clasificación
recomendada por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS por sus siglas en
ingles), basada en la propuesta de Streckeisen (1976), en donde se clasifican las rocas
plutónicas y volcánicas con base en su contenido modal de cuarzo, plagioclasa,
alcalifeldespato y feldespatoides (QAPF). Para las rocas ultramáficas se basa en el
contenido de minerales máficos (piroxeno, olivino y plagioclasa o piroxeno, plagioclasa y
biotita) (figura 1.3).
La composición mineralógica también permite diferenciar a las rocas por el índice de
color: rocas máficas (dominadas por minerales máficos: hornblenda, biotita y piroxenos)
hasta rocas félsicas (formadas principalmente por minerales félsicos: cuarzo y feldespatos).
Otros criterios son considerados el químico, geoquímico además del tectónico. (Williams et
al., 1980; Winter, 2001).
5
Figura 1.3.- Clasificación de rocas plutónicas Streckeisen, 1976.
Figura 1.2.- Facies metamórfica Miyashiro (1961).
6
1.3.- Planteamiento y justificación del problema
La relación que existe entre tectónica, magmatismo y metamorfismo está evidenciada
en el tipo de rocas (ígnea-metamórfica), relaciones de campo (endo y exo contactos),
estructuras (sills o diques, foliación y pliegues) y texturas (ígneas y metamórficas tanto pre,
sin y pos tectónicas), desarrolladas durante los procesos geológicos ocurridos en una región
y que permiten establecer su evolución en tiempo y espacio.
En la región de estudio afloran rocas metamórficas (metasedimentarias y metaígneas)
y plutónicas. Los antecedentes consultados relacionados con la Provincia Geológica
Complejo Plutónico de La Paz (figura 1.1) indican avances en el conocimiento de la geología
regional tanto en las rocas metamórficas (complejos metamórficos) como en las ígneas
(ensambles plutónicos). El origen de estas rocas se asocia al desarrollo del arco magmático
en el Jurásico-Cretácico en la margen occidental de Norteamérica, durante la subducción de
la placa Farallón bajo la placa Norteamericana (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989;
Ramos-Velázquez 1998; Schaaf et al., 2000 y Pérez-Venzor 2013).
En la región del Novillo existen reportes (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989;
Ramos-Velázquez, 1998 y Pérez-Venzor, 2013) de afloramientos de rocas gabroicas (gabro
el Novillo) y rocas intermedias (tonalita Buena Mujer). Entre la Sierra El Novillo y arroyo
Hondo (figura 1.1) las rocas ígneas y metamórficas están cubiertas por material reciente
aluvión (arena y limo) impidiendo ver las relaciones de campo entre ellas. Sin embargo, en la
localidad El Potrero existen varias obras mineras a cielo abierto donde afloran rocas y que
permitió realizar el presente estudio.
Hasta antes de la presente investigación no existían estudios y poco se sabía de los
tipos de rocas así como sus características, tales como relaciones de campo, composición,
estructura, textura así como la evolución de las mismas y su relación con el entorno
geológico local y regional reportado actualmente en la región. Por lo tanto, también existían
preguntas relacionadas con la composición de las rocas metamórficas y sus protolitos, así
como de la composición y características de las rocas magmáticas presentes, también
preguntas sobre la relación que existe entre los procesos metamórficos, magmáticos y
tectónicos a nivel local con lo que se tiene documentado actualmente a nivel regional. Por lo
anterior, el área el estudio fue clave para establecer las relaciones de magmatismo,
metamorfismo y deformación así como dar respuestas a las preguntas planteadas
anteriormente. Lo cual permitió establecer implicaciones a nivel local y regional para la
Provincia Geológica Complejo Plutónico de La Paz.
7
1.4.- Objetivos
El objetivo de este estudio fue caracterizar las rocas que afloran al sureste de la
sierra El Novillo, específicamente en la localidad El Potrero, y establecer sus características
megascópicas y algunas implicaciones geológicas locales y regionales en el contexto con la
Provincia Geológica Complejo Plutónico de La Paz.
1.5.- Metodología
El trabajo se desarrolló en tres etapas principales: gabinete, campo y gabinete. Gabinete.-
Consistió en la búsqueda de información bibliográfica que permitió conocer los estudios
realizados y tener un diagnóstico del nivel de conocimiento específico del área, la
elaboración de un anteproyecto y del trabajo aquí presente, esto permitió; tener un
conocimiento general y bases teóricas para realizar el trabajo en campo. La elaboración de
un mapa base de la zona de estudio ayuda a plasmar la información que se obtuvo en la
segunda etapa (campo).
Campo.- En esta etapa del estudio se obtuvo una cartografía y caracterización
detallada (dibujos y perfiles) en los diferentes afloramientos, obras mineras o tajos a cielo
abierto, realizando la descripción macroscópica de mineralogía, textura, reacciones
reflejadas en paragénesis y relaciones mutuas entre las unidades que afloran en el área.
También se realizó un muestreo y toma de datos estructurales de las rocas más
representativas del área de estudio, la información obtenida fue recopilada en un mapa base
(escala 1:14000). En las salidas de campo también, se realizaron recorridos por los arroyos
accesibles que drenan el área de manera perpendicular a la trama tectónica, esto permitió
caracterizar con más detalle las rocas.
Gabinete.- Toda la información recabada en campo fue ordenada y procesada. Las
muestras obtenidas fueron analizadas y caracterizadas megascópicamente. Las fotografías
tomadas en campo fueron de apoyo complementario para poder observar a detalle algunas
características de los afloramientos. Los datos tales como mineralogía, asociaciones
mineralógicas, paragénesis, reacciones, rasgos estructurales y contactos entre unidades,
fueron analizados e interpretados para después plasmarlos en el trabajo aquí presente.
Todos los datos ayudaron a entender los procesos geológicos que acontecieron en el área
de estudio y la realización de este documento.
2.- GEOLOGÍA REGIONAL
En este capítulo se describe la geología regional de la Provincia Geológica Complejo
Plutónico de La Paz (Ortega-Gutiérrez et al., 1992) (figura 1.1), donde se encuentra el área
8
de estudio. La provincia tiene características litológicas, estratigráficas y rasgos estructurales
(figura 2.1), los cuales serán descritos a continuación.
2.1.-Litología y Estratigrafía
La Provincia Geológica Complejo Plutónico de La Paz está formada por rocas
metamórficas, plutónicas y sedimentarias.
2.1.1.- Rocas metamórficas
Las rocas metamórficas, que fueron formadas a partir de protolitos sedimentarios, son
las más antiguas de la provincia (pre-Cretácicas) en ellas fueron emplazados los plutones
mesozoicos pre-tectónicos, sin y pos-tectónicos (Aranda Gómez y Pérez Venzor, 1989;
Pérez-Venzor, 2013).
Las rocas metamórficas están distribuidas principalmente en tres regiones (figura1.1):
Todos Santos, borde oriental del bloque Los Cabos y sierra La Gata. Los litódemas
metaigneos y metasedimentarios son agrupadas en complejos metamórficos (Todos Santos,
La Gata y Borde Oriental del Bloque Los cabos) y estructurales (complejo estructural La
Muela y La Gata). Las diferencias entre los tres complejos metamórficos están dadas por el
dominio de un determinado litódema, su grado metamórfico y los protolitos de las rocas
metamórficas (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Pérez-Venzor, 2013). En la región de
Todos Santos (figura 1.1) los litódemas incluyen pizarra, filita, gneis anfibolítico, mármol y
milonita y están expuestas en afloramientos desde Todos Santos hasta el sureste de La Paz
(Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Pérez-Venzor, 2013). En la región del borde oriental
del bloque Los Cabos, el complejo metamórfico incluye litódemas conformados por esquisto,
gneis anfibolítico, orto y paragneis, calcosilicatos y milonita (Pérez-Venzor, 2013) mientras
que el complejo metamórfico de la sierra La Gata está conformado por ortogneis, paragneis,
gneis migmatíticos, migmatitas y milonita (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Schaaf et
al., 2000; Hirales-Rochin, 2004; Pérez-Venzor, 2013).
2.1.2.- Rocas Plutónicas
Las rocas plutónicas de la Provincia Complejo Plutónico de La Paz son agrupadas en
rocas pre, sin y pos-tectónicas y están distribuidas en la región de La Paz (bloque La Paz),
en el sistema montañoso central (bloque Los Cabos) y bloque La Trinidad (figura 1.1)
(Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Pérez-Venzor, 2013).
Las rocas pre-tectónicas incluyen tanto rocas cuarzo feldespáticas (graníticas) como
intermedias (dioritas) a máficas (gabros) que afloran principalmente entre Todos Santos y el
9
SE de La Paz (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989). Las rocas sin a pos-tectónicas
incluyen principalmente rocas graníticas (tonalitas, granodioritas y granitos) con
subordinados máficos y conforman el sistema montañoso central (bloque Los Cabos) así
como el bloque La Trinidad (Schaaf et al., 2000; Pérez-Venzor, 2013). Rocas pre-tectónicas
afloran en el límite NE de la provincia, desde la región de Todos Santos hasta la región de
La Paz (figura 1.1). Existen afloramientos aislados de roca intermedia conocida como tonalita
Buena Mujer (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor 1989). La mineralogía consiste de cuarzo +
plagioclasa + biotita + hornblenda y su textura es principalmente hipidiomórfica granular
media a gruesa. Estructuralmente presenta foliación tanto magmática como tectónica, esto
permite clasificarla en algunas localidades como tonalita y en otras como gneis tonalítico. La
tonalita Buena Mujer está en contacto con las rocas metamórficas, siendo concordante con
la foliación y se manifiesta a manera de pantallas con los metasedimentos (Aranda-Gómez y
Pérez -Venzor, 1989; Pérez-Venzor, 2013).
Las rocas máficas forman un cinturón discontinuo desde Todos Santos hasta el
sureste de La Paz. En esta última región resalta principalmente el gabro El Novillo (figura 1.1
A y B,) que tiene una forma ovalada, con su eje mayor orientado en dirección NNW. Sus
dimensiones son de 6 km en su eje menor y 16 km en su eje mayor (Aranda-Gómez y Pérez
Venzor, 1988, Ramos-Velázquez, 1998). A nivel megascópico el gabro El Novillo tiene
textura de grano fino, con variaciones ocasionales a grano grueso (pegmatita), que llega a
ser cumulítica principalmente en los extremos norte y sur del plutón principal. Está en
contacto con la tonalita siendo este aparentemente transicional. Para la unidad del gabro se
ha determinado una edad de intrusión 129± 15 Ma. Y una de enfriamiento de 116 ± 2 Ma.,
ambas por el método de Rb- Sr (Schaaf et al., 2000). Esta unidad es intrusionada por los
granitoides sin deformación. Además de las edades absolutas, existen evidencias de campo
para concluir que el complejo El Novillo es el más antiguo, debido a que en los granitoides
no deformados se observan xenolitos de composición gabro-norítica que pertenecen a la
unidad del complejo El Novillo (Schaaf et al., 2000).
Rocas sin a pos-tectónicas son rocas graníticas sin deformar y son parte del sistema
montañoso central (bloque Los Cabos) y la mayor parte del bloque de La Trinidad (figura1.1).
La litología dominante es de granodiorita, tonalita y granito; las principales asociaciones
mineralógicas son cuarzo + ortoclasa + hornblenda + biotita + plagioclasa y minerales
accesorios como apatito, esfena, granate y magnetita, principalmente (Aranda-Gómez y
Pérez Venzor, 1988; Schaaf et al., 2000; Pérez-Venzor, 2013).
En la parte sur del bloque Los Cabos la edad de intrusión para los granitoides no
10
deformados obtenida por Rb-Sr en roca total es de 115 ± 4 Ma y la edad de enfriamiento de
la biotita es de 90 ± 2 Ma a 75 Ma. (Schaaf et al., 2000). En el sistema montañoso central,
principalmente en el borde oriental, Pérez-Venzor (2013) reporta edades para estas rocas
graníticas pos-tectónicas de 78 Ma a 58 Ma a partir de fechamientos de minerales y roca
entera por el método de Rb-Sr.
2.1.2.1.- Rasgos Estructurales
En la Provincia Complejo Plutónico de La Paz existe evidencia de deformación frágil y
dúctil. La primera se caracteriza por la presencia de varios sistemas de fallas regionales
transpeninsulares: Falla San Juan de Los Planes, falla San José del Cabo, falla Carrizal y
sistema de fallas bloque Los Cabos (sistema NNW) (figura 2.1), (Aranda-Gómez y Pérez-
Venzor 1989; Ramos-Velázquez 1998; Pérez-Venzor, et al. 2001; Fletcher et al. 2000, Pérez-
Venzor, 2013). Estos sistemas están asociados a la evolución tectónica del occidente de
México desde el Cretácico-Mioceno hasta el Reciente.
La deformación plástico-dúctil está presente en los complejos estructurales de Todos
Santos y La Gata caracterizada por la presencia de milonitas (Aranda-Gómez y Pérez-
Venzor, 1988, 1989b; 1995b; Schürzinger, 2004; Mattern, et al., 2010 y Pérez-Venzor, 2013).
11
Figura 2.1.- sistemas de fallas regionales en el Complejo Plutonico La Paz (tomado de Perez-Venzor, 2013).
12
3.- GEOLOGÍA LOCAL
3.1.- Introducción
En este capítulo se presentan los resultados obtenidos de la caracterización
megascópica de las rocas aflorantes en la localidad El Potrero, principalmente en los
afloramientos presentes en las obras mineras a tajos abiertos 1 (Libertad), 2 (Revolución) y 3
(Democracia) (figuras 3.2, 3.3, 3.4 y 3.5). Aunque se pueden observar en el área otros tajos
pequeños, los tajos 1, 2 y 3 son los más representativos.
Entre 1900 a 1950 los tajos del área de estudio (figuras 3.2, 3.3, 3.4 y 3.5) fueron
explotados para obtener piedra para fabricar cal (Comisión exploradora del Pacifico, 1922), estos
tajos facilitaron el desarrollo del presente estudio de las rocas, ya que los cortes dejaron la roca al
descubierto. El tajo 1 (Libertad) (figura 3.3) tiene una longitud de 100 metros por 8 metros de
ancho y llega hasta 10 metros de profundidad actualmente mucha de la superficie fue cubierta por
derrumbes. El tajo 2 (Revolución, figura 3.4) de aproximadamente 50 metros de longitud y 10
metros de ancho en su parte más ancha y tajo 3 con una longitud de 25 metros y 8 metros de
ancho (figura 3.5). La orientación general de las obras mineras es NE-SW (figura 3.1 y 3.2).
3.2.- Litología y Estratigrafía
En el área afloran rocas metamórficas, ígneas y sedimentos recientes, las cuales
fueron agrupadas para su descripción por litología y estratigrafía, rasgos texturales,
mineralógicos, estructurales y relaciones de campo (figura 3.1, A). Lo anterior con la finalidad
de tener una idea de las relaciones entre ellas, así como las posibles implicaciones y su
relación con las rocas ígneas y metamórficas reportadas previamente para la Provincia
Geológica Complejo Plutónico de La Paz. A continuación se presentan los rasgos
megascópicos y característicos de las rocas que afloran en el área de estudio.
Las rocas que afloran en el área de estudio fueron descritas megascopicámente así
como sus características estructurales y las relaciones de campo. Las rocas metamórficas
del área de estudio se agruparon en un litódema metaígneo y otro metasedimentario, el
primero incluye (gneis anfibolítico, gneis cuarzo feldespático y gneis tonalítico), el segundo
(metasedimentario) comprende principalmente esquistos de mica, mármol y calcosilicatos.
Las rocas ígneas son principalmente gabro, tonalita y diques pegmatíticos. En función de la
presencia de deformación penetrativa (foliación tectónica) en las rocas ígneas, permitió
agruparlas en un ensamble plutónico que incluye rocas pretectónicas y postectónicas (figura
3.1, A).
13
°
65°
Figura 3.1.- en la figura A se pueden observar el mapa geológico y rasgos de las rocas que afloran en el área del Potrero. En B se observa la columna estratigráfica. En C se observa el perfil geológico del área de estudio que va de NW a SE. En D perfil esquemático donde se muestra las diferentes tipos de rocas e interpretación del plegamiento.
A´
A
Fallas
Estaciones
Obras mineras
Fallas inferidas(¿?)
Foliación
Línea de perfil
Arroyos
SIMBOLOGÍA
Caminos
Diques Sedimentos recientes
Tonalita regional El Potrero
Gabro el Novillo
Rocas metamórficas
LEYENDA
¿?
Est-2,3 y 4
Est-15
Est-18
Est -14 y 16
¿?
Mapa Geológico de las rocas del Potrero, Baja California Sur.
A B
Gneis tonalítico Buena Mujer
Sedimentos recientes
Skarn
Dique Tonalita regional El
Potrero
Gneis tonalítico
Buena Mujer Gneis anfibolítico
Esquisto
Paragneis cuarzo feldespático
Mármol
¿? D
B
C
14
Figura 3.2.- Acercamiento de mapa geológico donde se observan las 3 obras mineras (tajos 1 (Libertad), 2 (Revolución) y 3 (Democracia)) y la geología del área de estudio.
Figura 3.3.- Vista hacia el norte de una parte de tajo 1 (Libertad) a cielo abierto.
Fallas
Estaciones
Obras mineras
Fallas inferidas(¿?)
Foliación
Línea de perfil
Arroyos
SIMBOLOGÍA
Caminos
Diques
Gneis tonalítico Buena Mujer
Sedimentos recientes
Tonalita regional El Potrero
Gabro el Novillo
Rocas metamórficas
LEYENDA
Diques
Gneis tonalítico Buena Mujer
Sedimentos recientes
Tonalita regional El Potrero
Gabro el Novillo
Rocas metamórficas
LEYENDA
Fallas
Estaciones Obras mineras
Fallas inferidas(¿?) Foliación
Línea de perfil
Arroyos
SIMBOLOGÍA
Caminos
A´
15
Figura 3.3.- Vista de tajo 2 (Revolución) a cielo abierto. Alternancia de gneis anfibolítico con mármol (plegados en los contactos se forma piroxeno y granate).
Figura 3.4.- Vista de tajo 2 (Revolución) a cielo abierto. Alternancia de gneis anfibolítico (Gn anf) con mármol (M) plegados en los contactos se forma piroxeno y granate.
Figura 3.5.- Vista del tajo 3 (Democracia). Alternancia de gneis anfibolítico (Gn anf) y mármol (M).
M
Gn anf
Gn anf
M
16
Desde el punto de vista estructural las rocas metamórficas presentan foliación lineación
y pliegues, así como trazadores cinemáticos desarrollados en condiciones de deformación
dúctil, que en conjunto definen la trama estructural del área. A la deformación dúctil se
sobrepone una deformación frágil que afecta también al ensamble plutónico, representada
por fallas y fracturas, las primeras con desarrollo de salbanda y brechas principalmente
(figura 3.1, A).
Las relaciones de campo indican que las rocas más antiguas son las rocas
metamórficas derivadas de protolitos sedimentarios (figura 3.1, B) las cuales fueron
afectadas por magmatismo máfico, posteriormente por deformación dúctil y finalmente por
deformación frágil. En los contactos con las rocas metamórficas es posible observar varias
paragénesis resultado de las reacciones metamórficas y que reflejan parte del protolito
involucrado, las principales paragénesis son: a) granate + piroxeno; granate + calcita +
epidota; b) granate + epidota + cuarzo; c) wollastonita + granate + cuarzo + calcita y
metálicos asociadas a todas estas. En ocasiones fue posible observar metamorfismo
retrogrado (epidota + calcita + cuarzo).
3.2.1.- Rocas Metamórficas
En el área de estudio las rocas metamórficas fueron agrupadas en un complejo
metamórfico formado este por un litódema metasedimentario y uno metaígneo. El primero
está integrado por litologías como esquisto de mica, mármol, calcosilicatos, gneis anfibolítico,
gneis cuarzo feldespático. En el segundo litódema se incluyeron ortogneis y gneis
anfibolítico. Las rocas metamórficas definen una franja orientada NE-SW con un ancho
minimo de100 m y una continuidad al NE y SE por más de un kilómetro (figura 3.1 A). Sus
características megascópicas son descritas a continuación.
3.2.1.1.- Litódema metasedimentario
Esquisto de mica. Con este nombre se asignó a las rocas que en el área de estudio
afloran como alternancia en toda la secuencia metasedimentaria con espesor menor a un
metro, siendo esta la unidad menos abundante. Las características son descritas a
continuación considerando los afloramientos de las estaciones 4, 5, 6, 8, 10 (figura 3.1 A) y
en los tajos 1 (Libertad), 2 (Revolución) y 3 (Democracia) (figuras 3.1, 3.2, 3.3, 3.4 y 3.5).
17
El esquisto de mica tiene una mineralogía de biotita + hornblenda + plagioclasa +
cuarzo (figura 3.6) aunque varía en su porcentaje debido a que el protolito sedimentario fue
heterogéneo. El color de esta unidad es negro a tonos pardos en la superficie por alteración
de las micas, este color obscuro es dado por el dominio de minerales máficos. La biotita
tiene un color oscuro, los minerales de biotita están orientados para dar una foliación y una
textura esquistosa. La hornblenda presenta un color oscuro y se comporta de forma masiva
los minerales de hornblenda están paralelos a la foliación. La plagioclasa tiene una tonalidad
blanca, es de grano fino y de manera masiva, es menos abundante que la biotita y la
hornblenda, el cuarzo tiene forma anhedral y orientado paralelo a la foliación y de grano fino.
La roca presenta una textura esquistosa de lepidoblástica a nematoblástica, pero puede
observarse una gradación hacia una textura gnéisica de grano fino a medio. La unidad
esquisto de mica está principalmente en contacto gradacional con el gneis anfibolítico y
gneis cuarzo feldespático, tiene una evidente foliación con orientación NE 60° SW. El
contacto entre estas unidades es transicional y no presenta reacción.
Gneis anfibolítico. Este nombre fue asignado para describir las rocas que afloran en
las tres obras mineras (tajos) e intercalados con el litodema metasedimentario. Sus
principales características son la foliación y textura gnéisica. La unidad varía en mineralogía
y textura, evidenciando una posible afinidad con protolitos sedimentarios e ígneos. Afloran en
forma de pantallas intercaladas con mármol, calcosilicatos, esquisto, paragneis cuarzo
feldespático y tonalita (estaciones 4, 5, 8, 9, 10, 11, 14,18 (figura 3.1 A) y tajos 1, 2 y 3
(figuras 3.2, 3.3, 3.4 y 3.5). Las características metaigneas en el gneis están presentes hacia
el contacto con la unidad tonalita regional El Potrero (sin deformar), en donde el gneis tiene
una mineralogía homogénea que consiste de hornblenda + plagioclasa + cuarzo y adularia
(feldespato potásico); mientras que en el gneis anfibolítico de afinidad sedimentaria, la
mineralogía es más heterogénea constituida, principalmente por hornblenda + plagioclasa +
cuarzo + granate + epidota + diópsido + minerales metálicos. La hornblenda es el mineral de
mayor abundancia y define la foliación, la plagioclasa es menos abundante que la
hornblenda, el cuarzo se observó rellenando principalmente fracturas. El granate es
generalmente de tamaño de 1 cm de diámetro y de forma xenoblástica de color rojo a
castaño; cuando está bien formado presenta dodecaedros y octaedros en ocasiones están
bicelados. La epidota tiene un color pistache y se presenta principalmente como mineral de
alteración o rellenando fracturas formando hábitos dendríticos.
18
A
C
B
feldespático
Esq
Esq
Contacto
Figura 3.6.- Diversos aspectos de la unidad esquisto de mica. A se puede observar la foliación definida por los minerales oscuros de hornblenda y biotita. B (acercamiento de A) se observa la esquistosidad de la roca definida por el alineamiento de los minerales de biotita. C muestra el contacto entre el esquisto y el gneis cuarzo feldespático. Los contactos son corcondantes a la foliación con un rumbo NE-SW.
19
La unidad es de grano medio a grueso y su textura varia de lepidoblástica a
nematoblástica principalmente, pero hacia el contacto con la tonalita (figuras 1.1 y 3.5, tajo 3
estación 5) se observa como la plagioclasa creció para darle al gneis anfibolítico un aspecto
moteado y además presenta estructuras de augen que indican que fue deformada posterior a
su formación (figura 3.7, A) La unidad presenta una marcada foliación con una orientación en
rumbo promedio N 55°E que concuerda con la foliación de las otras unidades metamórficas
en el área y que definen la trama regional, (figura 3.7, C) también fue posible observar
presencia de lineación (figura 3.7, D) con una dirección SE. Los pliegues varían en escala de
cm a varios metros, los de mayor tamaño se observan en el tajo 2. (Figura 3.4 y 3.7 B). Las
fracturas observadas siguen principalmente el rumbo de la foliación, mientras que las
fracturas de tensión están rellenas principalmente por calcita, cuarzo y epidota. En el gneis el
arreglo de los granates permite reconocer una deformación dúctil evidenciada en los
pliegues. El gneis anfibolítico hacia el oriente se alterna con tonalita regional El Potrero
(estación 17, 19 y en los tajos 1, 2 y 3) y en toda la secuencia metasedimentaria con las
rocas paragneis, skarn y principalmente mármol. Los contactos son irregulares y
transicionales con el esquisto (figuras 3.1, A, B y C).
Paragneis cuarzo feldespático. Esta unidad está estrechamente relacionada con el gneis
anfibolítico y por las relaciones mineralógicas y texturales se describe en este apartado pero
por sus relaciones de campo que presenta y su escala de trabajo fue difícil la separación en
unidades individuales, por lo que en la cartografía fue conveniente agruparlas juntas.
Esta unidad aflora intercalada principalmente con el gneis anfibolítico y el esquisto
micaceo (tajo 1 figura 3.3) a manera de capas que van de 80 cm hasta un metro. tiene una
mineralogia de cuarzo + plagioclasa + hornblenda + ortoclasa, con un color predominante
obscuro, con bandas claras de silice. con una textura de grano medio a grueso, la foliación
se ve claramente y concuerda con la foliación de las demas rocas del área, con una
direccion de NE 60º SW (figura 3.8, C). El gneis presenta bandas de minerales maficos y
felsicos las cuales varian en espesor, los pliegues encontrados son simetricos y asimetricos
los cuales van de un tamaño de 40 cm de la charnela a la base (valle) del pliegue (figuras 3.8
A y B). El eje de estos pliegues concuerda con la dirección de rumbo de la foliación de las
rocas del área.
20
.
Figura 3.7- Diferentes aspectos del gneis anfibolítico. A la plagioclasa (Plg) presenta sobre crecimientos dándole un aspecto moteado a la roca, gneis anfibolítico (Gn anf). B pliegues que son evidenciados por cuarzo. C se observa foliación de ortogneis anfibolítico NE-SW. D lineación en el gneis anfibolítico la cual tiene una dirección SE.
Foliación Contacto
Lineación
Plg
Pliegues
A B
C D
Gn anf
Gn anf
21
Figura 3.8.- Diversos aspectos del gneis cuarzo feldespático. A) pliegues simétricos evidenciados por bandas de hornblenda (Hbl) y cuarzo (Qtz) y plagioclasa (Plg). B) alternancia de bandas de material máfico con félsico formando pliegues evidenciados principalmente por material de composición félsica y que muestran cierta oxidación.
B
A
Qtz
Hbl
Hbl
Plg
22
3.2.1.2.- Litodema metasedimentario de afinidad calcárea
Con este nombre fueron agrupadas las rocas que se distribuyen en el área El Potrero y
forman parte de la unidad metasedimentaria (figura 3.2), pero con protolito de afinidad
calcárea. Incluye principalmente a rocas como el mármol y rocas calcosilicatadas (skarn) sus
características son descritas a continuación
Mármol. La unidad aflora como pantallas que forman estratos o capas, su espesor de
varía de 15 cm a 2 m y alterna con otras rocas metamórficas (gneis anfibolítico y cuarzo
feldespático) la unidad metasedimentaria tiene una orientación NE 60°SW.
En el área de estudio el mármol aflora en los tajos 1, 2, y 3 (figuras 3.2, 3.3, 3.4 y 3.5), en
donde presenta una tonalidad que va de blanca a una color gris oscuro (figura 3.5), con una
mineralogía de calcita + granate + epidota + metálicos, los últimos tres minerales a manera
de accesorios. Los cristales de calcita tienen tamaños que van de milímetros a un
centímetro, es granular de color gris a blanco y forma la matriz cuando en el mármol existen
otros minerales como granate (figura 3.9.A). La calcita también puede presentarse como
agregados granoblásticos producto de la recristalización. El granate varia de andradita a
grosularia y su tonalidad es verde para la grosularia y rojo para andradita, los cristales tienen
un tamaño de uno a 3 centímetros. La andradita se observa como porfidoblastos, su forma
va de dodecaédrica a octaédrica y varía de subhedral a euhedral. Algunos cristales de
granate exhiben zonación y con evidencias de alteración (oxidación). La epidota presenta un
tono verde (pistache) como agregados aciculares y dendríticos, está asociada al granate y
posiblemente indica un metamorfismo retrogrado. Los minerales metálicos (sulfuros) rellenan
fracturas o siguiendo el bandeado del mármol (figura 3.9.A).
La textura del mármol varía de granoblástica a porfidoblástica pero en general es una
combinada grano-porfidoblástica (figura 3.10). También fue posible observar una textura tipo
sacaroide de grano fino (figura 3.9, B). El mármol esta bandeado y foliado. Además, es
frecuente observar estructuras de rosarios (boudinage) (figuras 3.11 y 3.9, C). Algunas
estructuras son de composición anfibolítica y están formados por granate con epidota de una
longitud de 20 cm en promedio.
Las pocas fracturas observadas son paralelas a la foliación principalmente, están
rellenas por granate de menos de 1 mm de tamaño y por minerales metálicos principalmente
sulfuros de cobre, también se observan estrías con una dirección de 60°/45° al sureste. El
rumbo de las capas de mármol es concordante al rumbo de la foliación y en general es de
NE 55º SW y define la trama estructural regional.
En el contacto del mármol con el gneis anfibolítico (figura 3.9 D) es común ver la presencia
23
de la paragénesis de granate y diópsido como producto de la reacción entre ambas
unidades. El granate es de color rojo a manera de bandas con contactos irregulares y
principalmente hacia el mármol, el diópsido está presente en bandas masivas y de una
tonalidad verde pero hacia el contacto del gneis anfibolítico (figura 3.9 D).
Dentro del mármol existen bandas a manera de bolsadas (tajo 1, figura 3.12) las cuales
tienen una textura gnéisica y una composición cuarzo feldespática (gneis cuarzo
feldespático). En estas bandas hay un dominio de minerales félsicos, pero también, se
observan minerales máficos deformados a lo largo de su eje C. La mineralogía de las bandas
es de cuarzo + plagioclasa + hornblenda, la forma del cuarzo es anhedral al igual que la de
la plagioclasa los dos presentan un color claro, la hornblenda tiene forma subhedral y esta
deformada con un color obscuro. Su orientación concuerda con el rumbo de la foliación de
las rocas del área que es NE-SW (figuras 3.12 B y C).
Skarn. En el área de estudio son las rocas que más llaman la atención por la forma en
que se distribuyen y sus rasgos conspicuos. Estas rocas afloran en las estaciones 4, 5, 6, 8,
10, 11, incluyendo a los tajos 1, 2 y 3. Tienen una continuidad por más de un km y el espesor
de los skarns es alrededor de 5 a 10 metros en promedio y están intercalados con los
metasedimentos terrígenos y afloran en toda la región de El Potrero (figuras 3.13, A y B). La
mineralogía consiste en una asociación de calcita + granate + piroxeno + wollastonita +
epidota + cuarzo. La calcita presente en el skarn aparece de un color transparente a blanco
con cristales que alcanzan un tamaño de hasta 10 cm. Su forma es romboédrica y el mineral
rellena fracturas y pequeñas fallas. El granate presenta un color rojo producto de la acción
del intemperismo (oxidación) principalmente, también se observan granates de color miel,
verdes y negros. El tamaño de estos granates varía desde 1 cm hasta 5 cm y forman
porfidoblastos con forma de dodecaedros u octaedros, también masivos y algunas veces son
estriados así como zonados. El piroxeno tiene una tonalidad opaca a verde con una textura
masiva. La wollastonita se presenta con hábito fibroso a radial con un Color blanco perlado
con cristales de un tamaño de hasta 3 centímetros y forma parte de la matriz junto con la
calcita y granates como porfidoblástos. La epidota presenta una tonalidad verde (pistache)
de manera masiva y a veces con un hábito acicular rellenando fracturas y asociada al
granate (como alteración retrograda). El cuarzo tiene habito masivo de un color blanco
lechoso pero también escasamente de forma trigonal, generalmente como precipitado
rellenando fracturas y se observa en asociación con granate y epidota. Los minerales
metálicos (sulfuros) se encuentran principalmente diseminados en fracturas y siguiendo la
foliación.
24
A B
D C
Grt
Cc
Cc
Gn anf
Cc
Grt Cc Grt
Dp
Figura 3.9- A) aspectos del mármol, calcita (Cc) con budines de granate (Grt) oxidados. B) mármol con textura sacaroide a granoblástica en contacto con gneis anfibolítico. C) mármol con aspecto bandeado, en el centro budín de granate con epidota. D) banda de mármol intercalada con gneis anfibolítico en el contacto reaccionan para formar granate y diópsido (Dp).
25
Figura 3.10.- Mármol con textura grano porfidoblástica. El granate llega a medir 1 cm euedrales en matriz de calcita.
Figura 3.11.- Mármol presentando un budín de composición de gneis anfibolítico.
26
A
D
B
C
Hbl
Mármol
Gn Qtz Feld
Cc
Qtz Feld
Gn Qtz Feld Mármol
Cc
Gn Qtz Feld
Figura 3.12.- Diferentes aspectos de gneis cuarzo feldespático. A) (Gn Qtz Feld) esta encajado en mármol. B) enclave de gneis cuarzo feldespático en mármol. C) Bandas de gneis cuarzo feldespático paralelas en mármol. D) Minerales de hornblenda (Hbl) mostrando alineación en una matriz de cuarzo y plagioclasa, calcita (Cc).
27
A C
B
Grt
Grt
woll
D
Skarn
Foliación
Figura 3.13- diferentes aspectos en los skarn. A) porfidoblástos de granate (Grt) de forma idioblástica con una matriz de cuarzo y piroxeno, B) se observan skarn plegados y foliados los cuales están evidenciadas por granate y wollastonita (woll), el granate evidencia pliegues. C) granates idioblásticos y deformados con pliegues y fracturas de tensión también se observa wollastonita y diópsido (Dp) a manera de matriz. D) skarn con un rumbo en dirección al NE, la foliación es definida por la alineación de granates en forma idioblástica.
28
El skarn presenta foliación, evidenciada por minerales idioblásticos de granate y por la
wollastonita (figura 3.13, C). La foliación sigue un rumbo general NE 50°a 45° SW, similar a
las demás rocas foliadas encontradas en el área. La presencia de pliegues (asimétricos) con
tamaños que van de unos pocos centímetros hasta los 10 centímetros están evidenciados
por granate (figura 3.13, B). Son comunes las estructuras de rosario (budines) con un
tamaño de 10 cm en promedio, los cuales están evidenciados por granate en el centro y con
piroxeno, calcita y epidota hacia los bordes (figura 3.13, C).
3.2.2.- Ensamble plutonico
En esta categoria fueron agrupadas todas las rocas igneas que afloran en el area de estudio,
incluyendo las que presentan deformacion ductil. El ensamble comprende rocas de
composicion gabroicas y tonalíticas deformadas (foliacion tectónica) y sin deformacion así
como granodiorita y diques cuarzo feldespáticos con textura pegmatítica (figura 3.5, A). Las
rocas plutónicas fueron agrupadas con fines descriptivos e interpretativos en pre, sin y pos-
tectónicas. En la categoría de las rocas pre-tectónicas a sin tectónicas están incluidas rocas
que varían de cuarzo feldespáticas intermedias (dioritas) a máficas (gabros). Las rocas pos-
tectónicas incluyen rocas de composición tonalítica y diques félsicos de textura pegmatítica
de composición félsica (figura 3.5, D).
3.2.2.1.- Rocas plutónicas Pre tectónicas
Gabro El Novillo. Aflora en una porción pequeña en el noroeste del área de estudio El
Potrero (figuras 3.1 A). Fuera del área compone un cuerpo ovalado de más 16 km de largo
por 6 km de ancho y de una orientación norte-sur, limitado al oriente por un lineamiento
marcado N-S.
En el área de estudio sus afloramientos forman cerros suaves y de una tonalidad rojiza
a oscura (figura 3.1, A), debido al dominio de minerales máficos, (figura 3.14, A). La unidad
varia de gabro a diorita y se caracteriza por presentar una mineralogía de hornblenda +
plagioclasa + cuarzo + piroxeno, con un dominio de la hornblenda. En ocasiones la
hornblenda puede observarse alterada con minerales metálicos como la pirita. La plagioclasa
es de forma subedral o anedral, el cuarzo tiene un porcentaje menor al 1% es de forma
anedral y cristalino. La textura de esta unidad varía de hipiodiomórfica a panidiomórfica de
grano fino a grueso, y llega en ocasiones hasta texturas pegmatíticas con agregados
cumulofídicos, en donde los minerales de hornblenda llegan hasta 10 cm de longitud y
bandas de minerales máficos, principalmente de hornblenda. En ocasiones la unidad
29
presenta marcada foliación, la dirección de la foliación es NE-SW (figura 3.14, B). También
se observa fracturamiento principalmente paralelo a la foliación. Fue posible ver algunos
diques de composición félsica con una mineralogía de cuarzo + plagioclasa y una dirección a
rumbo de NE-SW intrusionando al gabro. En el área de estudio las relaciones de campo
indican que el gabro está en contacto con el gneis tonalítico (tonalita deformada), el contacto
es transicional y es evidenciado por los cambios porcentuales en los minerales de
hornblenda en relación con piroxeno y de cuarzo en relación con biotita.
Gneis tonalítico. Con este nombre fueron agrupadas las rocas que presentan una
marcada deformación y tienen en común un protolito ígneo de composición tonalítica
aflorando principalmente en el noroeste del área de estudio, entre las rocas gabroicas de la
sierra El Novillo y los metasedimentos, afloran como una franja NE-SW (figuras 3.5, A y C).
La roca está compuesta principalmente por cuarzo + plagioclasa + hornblenda + biotita. La
hornblenda y biotita se presentan alargados y orientados en bandas de color negro, el cuarzo
es anedral de un color gris a cristalino, la plagioclasa presenta forma subedral a eudral de un
color blanco. La unidad presenta textura de ígneas y metamórficas, en el primer caso es
hipidiomórfica granular de medio a grueso y en el segundo caso es nematoblástica a
gnéisica. Se puede observar una marcada foliación magmática y tectónica, esta última
evidenciada por la deformación y la alineación de los cristales de hornblenda. El rumbo de la
foliación magmática es NE-SW. La foliación tectónica está más marcada hacia la sierra El
Novillo. Aquí se puede observar que el gneis tonalítico presenta pliegues cuyos ejes tienen
un rumbo principalmente N-S (figuras 3.15, B y 3.16). Sobre los planos de foliación es
posible apreciar lineación prácticamente este-oeste con 80° de inclinación al este. La unidad
gneis tonalítico presenta algunas evidencias de fallas desarrolladas en condiciones de
deformación frágil con presencia de material brechoso, con un espesor de 20 cm en
promedio y un rumbo NE-SW. Los indicadores cinemáticos tales como la precipitación de
cuarzo, escalones en los planos de falla, las fracturas de tensión (rellenas de cuarzo) indican
desplazamientos lateral izquierdo orientados oeste-este (figura 3.15, A). También, algunas
fracturas concuerdan con la foliación y otras tienden a ser fracturas con rumbo E-W (figura
3.15, C). El contacto del gneis tonalítico con las rocas gabroicas es transicional y consiste de
un cambio gradual de gneis tonalítico a diorita y de diorita a gabro, reflejado en la
mineralogía. Al oriente el contacto con los metasedimentos es intrusivo pero concordante en
la orientación de la foliación y definen la trama de la región (figura 3.15, A).
30
Figura 3.14.- Algunos aspectos de la unidad en el área de estudio. A) Gabro de hornblenda (Hbl) y plagioclasa (Plg) presentando texturas pegmatíticas formando cúmulos. B) Gabro presentando fracturas.
Figura 3.15.- Diferentes aspectos el gneis tonalítico. En A Fracturas rellenas con material brechoso, el material brechoso es parte del gneis tonalítico. En B) la foliación bien definida y evidenciada por hornblenda. C) muestra de mano de gneis tonalítico.
A B
C Hbl
Material brechoso
Gneis Tonalítico
Qtz
31
3.2.2.2.- Ensamble plutónico sin a postectónico
Tonalita regional El Potrero. Este nombre fue asignado a las rocas intrusivas que
afloran al este del área de estudio y que no presentan deformación aparente (figura 3.16, B).
La tonalita fue descrita en los afloramientos vistos de las estaciones 15, 16, 17, y 18. (Figura
3.1, A).
La unidad topográficamente forma los cerros más altos del área de estudio, son cerros
con pendientes relativamente suaves (figura 3.1 A). La roca presenta un color que varía de
claro a gris, dependiendo de la concentración de minerales félsicos a máficos.
La mineralogía de la roca consiste de cuarzo + plagioclasa + hornblenda + biotita, el cuarzo
tiene un color gris a cristalino de forma anedral a subedral y presenta bandas de hornblenda,
su textura es fanerítica de grano medio a grueso e intercrecimientos mirmequíticas (entre
cuarzo y plagioclasa). Es posible observar vetillas o bandas menores a 10 cm de ancho que
cortan la tonalita, y también lo cortan diques de composición félsica con una mineralogía de
cuarzo + ortoclasa + plagioclasa + turmalina. Estos diques tienen una dirección a rumbo de
N-S. En ocasiones en la tonalita abundan los enclaves máficos (dioríticos y gabroicos) que
llegan a desarrollar estructuras de brechas magmáticas (evidencias de mingling) (estación
17, figura 3.5 A). La tonalita está en contacto al oeste con las rocas metasedimentarias y
hacia el este el contacto es con la milonita arroyo Hondo que aflora fuera del área de estudio
e intercalada con pantallas de gneis anfibolítico.
Diques pegmatíticos. Con este nombre fueron agrupadas las rocas que presentan
una estructura o forma tabular son de composición cuarzo feldespático y tienen texturas de
grano grueso a pegmatítico.
Los diques que afloran en el área de estudio El Potrero tienen un espesor que varía de
uno a 3 metros. Estos diques intrusionan tanto a los metasedimentos como a las rocas
plutónicas pretectónicas. La mineralogía presente en las pegmatitas es de cuarzo + ortoclasa
+ plagioclasa + granate + turmalina + moscovita, el cuarzo, plagioclasa y el feldespato
potásico son los más abundantes y como minerales accesorios se encuentran principalmente
turmalina, granate y moscovita. El cuarzo es masivo pero también forma cristales prismáticos
con un tamaño de hasta 3 centímetros de largo en asociación con la ortoclasa la cual
essubhedral, la plagioclasa mantiene asociación con ortoclasa y cuarzo, la turmalina esta
ocasionalmente de forma euhedral, los granates se observan de manera ocasional como
manchones pequeños.
32
A B
C
Enc maf
Figura 3.16.- Aspectos de la tonalita. A) Tonalita con altas concentraciones de enclaves máficos de (enc maf) hornblenda y biotita que le dan un aspecto de brecha magmática. B) Pliegues evidenciados por minerales
máficos y félsicos. C) Tonalita con bandas de minerales félsicos y obscuros.
33
La moscovita aparece orientada y con un tamaño de hasta 5 cm (figuras 3.17, B y C)
Estas rocas como su nombre lo indica llegan a desarrollar buenas texturas
pegmatíticas, pero también intercrecimientos gráficos entre cuarzo y ortoclasa así como
entre turmalina con cuarzo y plagioclasa con cuarzo (mirmequíticos).
Los diques en ocasiones están afectados por fallas en condiciones de deformación
frágil en zonas de brechas y molienda principalmente en las zonas de los metasedimentos.
Las fracturas tienen una dirección norte-sur y este-oeste. El rumbo de los diques es norte-sur
y NE-SW (figuras 3.17, A).
Figura 3.17.- Algunos aspectos de los diques pegmatiticos. A) Afloramiento general del dique. B) Muestra de mano de dique con una textura grafica entre ortoclasa (felk) y cuarzo (Qtz). C) Muestra de mano en donde se observa la composición mineralógica de cuarzo +plagioclasa + muscovita (musc).
A
C B
Dique
felk
Qtz
musc
Qtz
34
4.-RASGOS ESTRUCTURALES
En el área de estudio hay evidencias de procesos geológicos representados en las
estructuras presentes en las rocas tanto en condiciones de deformación dúctil como frágil.
Las primeras incluyen foliación, lineación, pliegues y estructuras de rosario. Las estructuras
de deformación frágil están representadas por fallas, fracturas y brechas. Los datos
graficados en estereogramas (figuras 4.1, A, B, C, D y E). Muestran en común una tendencia
en un mismo rumbo en dirección NE-SW y la inclinación es principalmente hacia el sureste
concordando con todas las unidades. La deformación frágil está sobrepuesta a la dúctil.
Figura 4.1.- Datos estructurales del área El Potrero, graficados en Geoplot.
Foliación en metasedimentos Foliación en tonalita
Fallas en el área de estudio
Fracturas Diques
A
ED
B C
35
Foliación. Es un rasgo característico de las rocas metasedimentarias y metaígneas así
como de las rocas plutónicas pretectónicas del área de estudio. Los datos obtenidos de la
foliación en gneis anfibolítico (figura 4.2, D), skarn (figura 4.2 A), esquistos (figura 3.6, B) y
gneis tonalítico, (figura 4.2 E). Fueron graficados en estereogramas (figuras 4.1, A y B). La
orientación de la foliación en los metasedimentos y gneis tonalítico es NE-SW y varía entre
20° y 60° con inclinaciones entre 45° y 90° al SE. La foliación está mejor definida en el skarn
y junto con las otras unidades definen la trama estructural en el área de estudio.
Figura 4.2.- Diferentes aspectos de la foliación en las rocas del área de estudio. En A, B, C, y D se observa buena foliación, esta tiene rumbo NE-SW en los diferentes tipos de rocas del área de estudio.
A
D C
B
Skarn
Esq
Gn anf
36
Pliegues. En las rocas del área de estudio son abundantes en los metasedimentos
(complejo metamórfico), pero están mejor formados en el paragneis anfibolítico, ortogneis
anfibolítico, skarn y paragneis cuarzo feldespático. Varían de un tamaño que va de
centímetros a metros (figura, 4.3). Los pliegues observados en los cortes del tajo 2 llegan a
medir 2 metros de amplitud y se presentan principalmente en el gneis anfibolítico y mármol
(figura, 3.3). Son pliegues asimétricos verticales forman sinclinales y anticlinales. Los
Pliegues a menor escala (de centímetros a menos de un metro) fueron observados también
en los skarn, ortogneis anfibolíticos y los paragneis cuarzo feldespático. Los pliegues tanto
en los skarn como en el gneis anfibolítico tienden a ser asimétricos. Los ejes de pliegues
medidos tienen un rumbo principalmente de S 30°W con inclinación de 35° oeste lo que
concuerda con el rumbo de la foliación de las rocas metasedimentarias.
A
F E D
C B
Figura. 4.3.- Diversos aspectos de los pliegues en las rocas del área de estudio. A) Pliegue evidenciado por granate en una matriz de piroxeno en el cual se puede observar una micro falla. B) Pliegue simétrico de bandas obscuras y félsicas en paragneis cuarzo feldespático. C) pliegue bien definido en el contacto de mármol y gneis anfibolítico. D) Bandas de skarn plegados. E) Pliegue en gneis anfibolítico y evidenciado por la plagioclasa. F) Pliegue de gneis anfibolíticos verticales y plegadas en contacto con el mármol.
37
Estructuras de rosarios (budines). Las observadas en el área de estudio están
principalmente evidenciados por los porfidoblastos de granate que llegan a formar
estructuras de rosario, estos van de 3 cm a 20 cm. Los granates también pueden observarse
formando brechas o rellenando fracturas. Las estructuras de rosario formadas por feldespato
potásico y epidota fueron observadas principalmente en las zonas de deformación frágil
(figura 4.4).
Figura 4.4.- A) Budín de granate de un metro de diámetro segmentado por pequeñas fracturas rellenas de cuarzo. B) Serie de budines de feldespato potásico brechados. C) Budín de 10 cm de longitud contenido en el mármol y formado por granate y epidota. D) Budín de granate alargado de 10 cm, con fracturas de tensión.
A
C
D
FC
D
B
D
38
Lineación. La observada en el gneis anfibolítico tiene una orientación NW-SE con
inclinación entre 45° y 70° al oeste. En el área se observaron también evidencias de
lineación asociados a deformación frágil tales como estrías evidenciada por epidota y
precipitación de cuarzo en el gneis tonalítico y en el gneis anfibolítico así como en el mármol
(figura 4.5).
Deformación frágil. En el área de estudio, sobrepuesta a la deformación dúctil,
existe presencia de fallamiento en condiciones frágiles, representada por planos de falla,
estrías, escalones, zonas de brecha y salbanda que en conjunto indican la geometría y
cinemática de las estructuras; sin embargo, las trazas principales de las fallas no fue posible
reconocerlas por estar cubiertas por aluvión. Las evidencias de fallas fueron observadas en
los tajos de las obras mineras y esto permitió caracterizarlas mejor. El ancho de las fallas
observadas en los tajos va de varios centímetros hasta un metro (figura 4.6, A) y estas
cortan a los metasedimentos y a las rocas plutónicas. El relleno de las fallas es material
brechoso. Los trazadores cinemáticos tales como las fracturas T (figura, 4.7), las estructuras
escalanodas, estrías indican que son fallas oblicuas con orientación NE-SW, donde el bloque
cae hacia el este con un fuerte componente lateral izquierdo (figuras 4.6, A y B). Las fallas
están sobrepuestas a la deformación dúctil y fueron observadas en los metasedimentos,
gneis tonalitico y diques pegmatíticos. En las fallas es notable la presencia de fracturas
rellenas de cuarzo, calcita y epidota las cuales se observan en los tres tajos (figura, 3.2). El
rumbo de estas fallas es NE-SW con inclinación hacia el Este lo anterior concuerda con la
foliación, las fallas pudieran estar ligadas a una estructura mayor (figura 4.6, A).
B A
Figura 4.5.- Lineación del área de estudio. A) Estrías evidenciadas por epidota en gneis anfibolítico. B) Lineación en gneis anfibolítico con dirección SE.
39
Figura 4.7.- Algunos rasgos estructurales del área. A) Fracturas rellenas por cuarzo, calcita y granate (Grt), epidota (Epd). B) Fracturas en un espejo de falla sin relleno. C) Fracturas rellenas con cuarzo separando a granate formando estructuras de rosario. D) fracturas T que cortan granate en una matriz de calcita (Cc).
Figura 4.6.- Evidencia de fallas A) Zona de falla en el contacto entre los metasedimentos (met) y gneis tonalítico (Gn Ton). B) Estrías en espejo de falla evidenciadas por epidota (epd), se observan escalones que indican el sentido del movimiento.
Gn anf
Gn ton
Brecha de falla
Epd
Estrías
A B
40
Fracturas. Tienen en su mayoría una orientación NE-SW y son paralelas al rumbo de
la foliación; además, existe otro patrón NW-SE.
En el área de estudio es posible reconocer varias zonas formadas principalmente por
fragmentos de roca metamórfica embebidos en una matriz fina de salbanda así como en
material ígneo félsico, estas zonas varían de centímetros a metros de ancho y fueron
interpretadas como brechas de falla en condiciones frágil. En el tajo 1 (figura 4.6 A), la
brecha observada separa al gneis tonalítico de las otras rocas metamórficas (figura 4.8 B).
La brecha tiene un espesor de hasta 1.5 m con una orientación NE-SW (paralela a la
foliación) de las rocas. Consiste de clastos ígneos (figura 4.8 A) y metamórficos en una
matriz de salbanda (figura, 4.8 B). En el mismo tajo, también fue posible observar brechas
formadas por clastos de granates cementados en material ígneo (félsico) (figura 4.8, C) pero
con evidencia de molienda. La mineralogía de la brecha está conformada por granate +
cuarzo + plagioclasa + feldespato potásico + epidota. Es notable como los clastos de granate
de color rojo a café son bloques masivos, algunas veces angulosos y llegan a medir hasta un
metro de diámetro. Son cortados por vetillas de cuarzo. En ocasiones el granate tiene forma
de dodecaedros zonados de un tamaño que va de milímetros hasta 5 cm. El granate está
como porfidoblastos formando parte de la brecha (figura 4.8, C). La matriz está compuesta
por material ígneo félsico con una textura alotriomórfica granular media de cuarzo y
plagioclasa (figura 4.8, D). La ortoclasa forma intercrecimientos gráficos con el cuarzo, la
epidota está asociada a granate y es de un color verde limón. La brecha tiene una
orientación de NE-SW con rosarios formados principalmente por granate, los rosarios tienen
un tamaño que va de un metro a pocos centímetros de diámetro. En las brechas también
existen fracturas paralelas al rumbo de la foliación NE-SW y pequeñas bandas de cuarzo y
feldespatos. Las brechas descritas tienen la misma dirección o rumbo que la foliación NE 40°
SW (figura 4.8).
41
Gn ton
Gn anf
Brecha
Grt
Qtz
Brecha
Qtz y felk
Grt
Gn ton
Figura 4.8.- Algunos aspectos de la deformación frágil de las rocas del área. A) Material brechoso con clastos de gneis tonalítico (Gn ton). B) Brecha que separa al gneis anfibolítico (Gn anf) del gneis tonalítico (Gn ton). C) Brecha de clastos de granate (Grt) y cuarzo (Qtz) feldespato potásico (felk) cortando al granate que forman una brecha. D) Ortoclasa, cuarzo y granate.
42
5.- REACCIONES METAMÓRFICAS Y PARAGÉNESIS MEGASCÓPICAS OBSERVADAS EN EL ÁREA EL POTRERO
Uno de los aspectos más significativos de las rocas que afloran en la localidad El
Potrero es la presencia de paragénesis que representan reacciones metamórficas
desarrolladas durante el metamorfismo. Las reacciones metamórficas en el área de estudio
están evidenciadas en los contactos de las rocas estudiadas caracterizadas
megascopicamente y que permiten más adelante hacer una discusión e interpretación de las
condiciones de metamorfismo y grado metamórfico. Las reacciones y las paragénesis
reconocidas se presentan en la tabla 1.
Roca ígnea intermedia a máfica y rocas carbonatadas
Rocas ígneas félsicas con rocas calcáreas
Tabla 1 paragénesis reconocidas en el área de estudio.
Rocas metamórficas
Asociación o paragénesis Características particulares
Texturas
Mármol Calcita + granate Metálicos en fracturas Granoblástica, porfidoblástica
sacaroide
Gneis anfibolítico Hornblenda + plagioclasa + cuarzo + granate Metálicos siguiendo foliación , adularia
Gnéisica foliada
Paragneis cuarzo feldespático
Hornblenda + plagioclasa + cuarzo + ortoclasa Pliegues, foliación Gnéisica foliada, plegada
Esquisto micáceo Hornblenda + plagioclasa + biotita Esquistosidad, foliación esquistosa
Paragneis cuarzo feldespático leucocrático
Plagioclasa +cuarzo + hornblenda + piroxeno en contactos
Pliegues, foliación Gnéisica
Skarn Granate +wollastonita+ piroxeno + calcita + hornblenda + epidota
Metálicos, pliegues foliación
Masiva, porfidoblástica
Gneis tonalítico Cuarzo + hornblenda + plagioclasa + biotita Minerales máficos deformados y foliación
Fanerítica de grano medio a grueso
Brecha de granate Granate + plagioclasa + cuarzo + ortoclasa + epidota
Estructuras de rosario Brechosa a porfidoclástica
Reacción entre material ígneo (máfico) y rocas carbonatadas. Este tipo de reacciones
son las más comunes y están presentes en el contacto entre (gneis anfibolítico) y (mármol).
La reacción propició el desarrollo de una paragénesis de piroxeno (diópsido) + granate +
calcita (figura 5.1 A), la reacción originó bandas irregulares paralelas a lo largo del contacto.
La banda de piroxeno es de grano fino, de color verde oliva y el espesor varia de milímetros
a centímetros en promedio. La banda de piroxeno siempre se presenta en el contacto con el
gneis anfibolítico (figura 5.1, A). Las bandas formadas por el granate son de espesor variable
que va de un centímetro hasta 15 cm (figura 5.1, B), tienden a ser de color café a rojo y van
43
de masivas irregulares a idiomórficas. En este último caso los porfidoblástos forman
dodecaedros y el tamaño varia de milímetros hasta varios cm. Por lo general el granate está
zonado y su color varia de café, negro, rojo y amarillo, pero dominan los de color café rojizo.
Las bandas de granate se presentan entre el piroxeno y la calcita (figura 5.1, A). Las bandas
de calcita están íntimamente asociadas al mármol y en contacto con el granate, su espesor
varia de milímetros a centímetros son bandas granoblásticas.
Figura 5.1.- Características de la reacción entre gneis anfibolítico y mármol donde se observa granate (zonados) fracturas rellenas con epidota y calcita. Reacción entre gneis anfibolítico (mineral obscuro) mármol (blanco). La reacción entre estas unidades forma diópsido y granate hacia el gneis anfibolítico se forma diópsido y granate hacia el mármol.
Reacciones de roca ígnea félsica con rocas calcáreas. La reacción de material cuarzo
feldespático con material calcáreo desarrolló dos paragénesis formadas por:
a) Granate +wollastonita + piroxeno + calcita (5.2 A).
b) Calcita + cuarzo + piroxeno (5.2 B).
En la paragénesis a) el granate está presente como pórfidoblástos forma
dodecaedros y octaedros. Por lo general son ideomórficos que alcanzan hasta 3 cm de
tamaño, su color es café rojizo y flotan en una matriz de grano fino color verde oliva, formada
por calcita, piroxeno y wollastonita. La wollastonita forma parte de la matriz y desarrolló
cristales radiales aciculares de más de 2 centímetros de largo (figura 5.2, A). En ocasiones la
wollastonita rodea al granate, pero también se observa que la wollastonita está íntimamente
ligada con la calcita formando la matriz de la roca. El piroxeno es de grano fino de color
verde, ocurre principalmente como matriz asociado a la calcita, wollastonita y granate. La
calcita es granoblástica y forma principalmente la matriz junto con el piroxeno y la
A A
Gneis anfibolítico
B
Granate
Diópsido
Mármol
44
wollastonita.
En la paragénesis b) el piroxeno forma bandas o (hilos) entre la calcita y el material
cuarzo feldespático. Las bandas son de color verde, el espesor no supera un centímetro. La
calcita es granoblástica y forma bandas o capas de 5 a 10 cm de espesor y llegan a los 50
cm, mientras que las bandas o capas de material cuarzo feldespático varían de un
centímetro hasta 30 cm de grosor (figura 5.2 B).
Otras paragenesis presentes en el area de estudio. En el area de estudio se
reconocieron otras paragenesis relacionadas con metamorfismo retrogrado, resalta la
paregenesis formada por:
Epidota + calcita + granate + cuarzo + piroxeno + metalicos
Esta paragenesis está generada principalmente por reemplazamiento o reaccion de los
minerales de metamorfismo regional y de contacto (figura 5.3).
La epidota es de un color verde que varía de masiva a agregados aciculares radiales,
el tamaño llega hasta 3 cm de largo, por lo general asociada a granate y calcita rodeando al
primero pero separados por la calcita. También presente como relleno de fracturas en las
zonas de brecha (5.3 A). Los minerales metálicos son principalmente calcopirita, bornita y
calcosina diseminados en vetillas, pero también como relleno de fracturas o siguiendo la
foliación, son masivos y claramente definen texturas de relleno intersticial o de
reemplazamiento. La bornita tiene su característico color morado y está asociada a la
calcosina la cual presenta un color blanco a cobrizo, la calcopirita tiene un color dorado
brillante. Otras evidencias de mineralización están dadas por la crisocola, que es masiva y
principalmente asociada al gneis anfibolítico, a la epidota y a granate (figuras 5.3, B).
45
Figura 5.2.- Algunas reacciones y sus paragénesis en el área de estudio. A) Wollastonita (Woll) radiada de color blanco, granate (Grt) idioblástico de color rojo y diópsido de color verde. B) Reacción entre bandas de gneis cuarzo feldespático 1 y mármol en los contactos forman piroxeno y granate.
B A
Woll
Grt
Epd
Grt
Brn Clp
A B
Figura 5.3.- Algunos aspectos de reacción retrograda y mineralización. A) se observa como el granate (Grt) de color café se reemplazó por epidota (Epd). B) minerales metálicos como calcopirita (Clp) y bornita (Brn) como minerales de relleno intersticial.
46
6.- INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN DE RESULTADOS
En este capítulo se interpretan y discuten los resultados a nivel macroscópico de las
rocas que afloran en el área El Potrero, su posible evolución geológica y la relación que
guardan en el contexto geológico regional.
Congruente con el orden seguido en el capítulo de geología local, primero son abordadas las
relaciones de los protolitos y ambientes de depósito con la litología y la estratigrafía
conocida. Posteriormente son discutidas las condiciones y tipos de metamorfismo así como
las implicaciones de los rasgos estructurales para finalmente proponer y discutir el modelo
evolutivo local y su relación con el marco geológico regional.
6.1.- Protolitos de las rocas metamórficas y ambiente de depósito
Los protolitos del área son las rocas madre de las que se formaron las rocas
metamórficas y en donde están emplazados los intrusivos ígneos. El conocimiento de los
protolitos es importante ya que estos reflejan los ambientes de formación y los minerales que
precedían a la roca metamórfica. El cambio de un protolito a una roca metamórfica en lo
referente a su aspecto es significativo, pero generalmente las rocas metamórficas siempre
mostrarán una composición afín al protolito que la precede a menos que haya pérdida o
ganancia de agua o CO2 (metasomatismo) (Winkler 1979).
Las características megascópicas de la litología, estratigrafía y mineralogía de las
rocas metamórficas del área El Potrero, indican que fueron parte de una secuencia
sedimentaria, pero con aporte continental de material terrígeno y con más influencia de
material calcáreo (calizas impuras), con algunas intercalaciones de sedimentos terrígenos
silíceos (lodolitas y arenas limosas). El origen a partir de una secuencia sedimentaria esta
evidenciada actualmente por la interdigitación de esquistos, mármol, skarns y gneises
anfibolíticos, que es la principal litología de rocas metamórficas del área de estudio. y estas
rocas derivan de material terrígeno como son limo, limo arenoso (lodolita), material calcáreo
(caliza) material calcáreo con silicatos (calizas impuras) (calcosilicato) y material máfico los
que se depositaron en un ambiente marino somero posiblemente de plataforma continental.
Los protolitos de las rocas meta ígneas (gneis anfibolítico y gneis tonalítico) reflejan
una litología relacionada con rocas intrusivas máficas a intermedias (gabros, dioritas y
tonalitas).
47
6.2.-Tipos de metamorfismo y condiciones de metamorfismo
En el área de estudio el evento de metamorfismo regional impartió una marcada
foliación a las rocas metasedimentarias y metaígneas, así como a los intrusivos de
composición tonalítica (gneis tonalítico). Lo anterior está reflejado en los contactos
concordantes y el rumbo de la foliación (NE-SW) que definen la trama de la roca y de la
región. Los rasgos de foliación indican que el área de estudio fue sometida a esfuerzos
compresivos asociadas posiblemente a una zona de subducción en un tiempo en donde
tanto la deformación como el magmatismo fueron simultáneos. Las paragénesis de cada
litología (tabla 1), pero principalmente la del gneis anfibolítico (hornblenda + plagioclasa +
granate) indican que el evento de metamorfismo regional alcanzó el grado medio en
condiciones de facies de anfibolitas en el rango media alta de éste.
Tanto las rocas gabroicas (gabro El Novillo) y tonalíticas (tonalita Buena Mujer) cuyas
edades reportadas son de 129 Ma a 116 Ma (figura 3.5, D) respectivamente (Schaaf et al.,
2000) el magmatismo que dio origen a estas rocas marca posiblemente el inicio del
metamorfismo de contacto, pero en escala regional, y está reflejado con la presencia de
skarn, este metamorfismo es simultáneo a la deformación compresiva que continúo
manifestándose como consecuencia de la subducción en el occidente de México (Valencia-
Moreno et al., 2001).
El avance de subducción dentro del continente facilitó que el magmatismo migrara en
espacio y tiempo volviéndose más granítico durante los 100 a 60 Ma. Esto está evidenciado
por las rocas graníticas postectonicas del Complejo Plutónico de La Paz y que fue fechado
de 94 a 78 Ma (Schaaf et al., 2000) y de 75 a 58 Ma (Pérez-Venzor 2013) por el método de
roca total (figura 3.5 D). El magmatismo desarrollado imprimió en las rocas metamórficas del
área de estudio un metamorfismo de contacto y uno retrogrado con desarrollo de una
paragénesis de wollastonita + granate + calcita + piroxeno + cuarzo y otra de calcita +
epidota + granate + cuarzo respectivamente. Este metamorfismo está sobre puesto por un
evento tectónico desarrollado en condiciones de deformación frágil, afectado por la trama pre
existente (foliación) (Pérez-Venzor, 2013).
A nivel local, en el área El Potrero el metamorfismo regional se registró en la foliación,
pliegues y en franjas o listones de más de 2 km de longitud y de 100 a 200 m de ancho
(figura 3.5, A) como máximo. El metamorfismo relacionado con los intrusivos El Novillo y
tonalita Buena Mujer afectó a las rocas metamórficas del área El Potrero generando una
aureola de metamorfismo con una paragénesis caracterizada por granate + diópsido +
hornblenda + plagioclasa + calcita. El metamorfismo de contacto es evidenciado por el tipo
48
de roca (como skarn), texturas (granoblástica), mineralogía (granate + diópsido +
wollastonita).
Posteriormente el magmatismo ácido representado por las rocas graníticas de edad
de 80 a 60, Ma (figura 3.5, D) generó metamorfismo de contacto con desarrollo de skarn en
donde los minerales característicos son wollastonita + granate + diópsido + calcita + cuarzo.
En el área de estudio existen evidencias de un metamorfismo retrogrado relacionado al
magmatismo ácido pero en fase tardía principalmente hidrotermalismo y está representado
por las paragénesis de epidota + calcita + cuarzo en ocasiones este hidrotermalismo genero
precipitación de minerales metálicos y cuarzo hidrotermal.
En el área El Potrero las rocas metamórficas son afloramientos a manera de colgados
roof pendant, pero con una continuidad hacia Valle Perdido, El Rosario, Todos Santos y
posiblemente hasta Pescadero. Por lo tanto corresponden a una franja orientada
prácticamente N-S y posteriormente desplazada y afectada por fallamiento durante el
Cenozoico. Actualmente en la mayor parte del área de estudio las rocas metamórficas de la
franja ya fueron borradas por la erosión o están cubiertas por los sedimentos de reciente
formación.
6.3.-Reacciones metamórficas y condiciones de metamorfismo
Las reacciones metamórficas son producto de procesos químicos entre las diferentes
fases presentes en una roca metamórfica (Miyashiro, 19). Se producen cuando la presión, la
temperatura, la composición de la fase fluida u otra variable ambiental cambian y la roca se
reestructura para alcanzar un nuevo estado de equilibrio termodinámico (Miyashiro, 1994).
Las reacciones metamórficas son clasificadas en cuatro tipos (Miyashiro, 1973 y
Miyashiro, 1994).
1. Reacciones Sólido-Sólido.
2. Reacciones de Deshidratación, con liberación de agua.
3. Reacciones de Descarbonitización, con liberación de CO2.
4. Reacciones de Oxidación-reducción, en los componentes ricos en Fe.
Las reacciones solido-solido consisten en la reacción entre fases solidas sin liberación de
volátiles.
Las reacciones de deshidratación y descarbonitización consisten en la liberación de H2O
en la primera y la liberación CO2 en la segunda.
Las reacciones de oxidación reducción se dan en los componentes ricos en fierro los
cuales son transferidos por medio de este tipo de reacción.
49
En el área de estudio las rocas metamórficas contienen principalmente las paragénesis
a) granate + diópsido + calcita + hornblenda + cuarzo y b) wollastonita + granate + diópsido +
calcita + cuarzo y c) epidota + calcita + cuarzo. La primera de estas paragénesis implica que
los protolitos involucrados fueron rocas carbonatadas (caliza) en contacto con rocas ígneas
máficas (diorita-gabro). En este caso las calizas (material calcáreo) reaccionaron con
material máfico (gabro) para formar mármol y gneis anfibolitico con las paragénesis de
calcita + granate hacia el contacto con la roca calcarea y diópsido + anfíbola hacia el
contacto con los gabros y dioritas.
La composición y condiciones de formación de granate dependen principalmente del
protolito involucrado y de la variación de la presión y temperatura (tipo de metamorfismo).
Así por ejemplo en el caso de granate variedad andradita (Ca3 (Fe3+, Ti)2 Si3O12) (Deer et al.,
1997), la formación típicamente ocurre en metamorfismo termal o de contacto en rocas
calcáreas impuras y particularmente en depósitos de skarn metasomático, en dónde las
condiciones de temperatura son cercanas a 550 ºC y presiones son bajas de hasta 600 bars
(Deer, et al., 1997). Sin embargo, cuando el Si el FeO es introducido, el piroxeno
(hedenbergita) puede formarse en adición con la andradita, pero si el contenido de sílice es
insuficiente entonces la magnetita puede formarse para dar la típica asociación andradita +
hedenbergita + magnetita (Deer, et al., 1997). Si en las asociaciones del tipo skarn la
relación de sílice y fierro SiO2: Fe2O3 es mayor que 3, entonces la wollastonita y andradita
serán producidas (Deer et al., 1997).
La grosularia Ca3Al2 (SiO4)3 es característica tanto de metamorfismo regional como de
contacto de rocas calcáreas impuras y de margas (marls) o lutitas calcáreas, también es
encontrada en abundancia en algunos skarns (aunque el granate típico de skarn es la
andradita). También puede formarse en condiciones de metasomatismo de calcio (Deer et
al., 1997).
Sin embargo la ocurrencia de grosularia en metamorfismo regional es menos común
que en el metamorfismo de contacto, pero ha sido registrada en la zona de metamorfismo de
almandino (Deer et al., 1997). En metamorfismo regional la grosularia puede ser asociada a
vesubianita + diópsido.
En el área de estudio fue posible reconocer tanto grosularia como andradita
asociadas a diópsido y posible magnetita. La grosularia en la reacción entre caliza con rocas
máficas indica metamorfismo regional y la andradita asociada a los skarn o rocas
calcosilicatadas evidencia un metamorfismo de contacto y metasomatismo. Esto implica que
el área fue sometida a un metamorfismo regional en condiciones de facies de anfibolita (600-
50
700 °C) y otro de contacto con evidencias de metasomatismo (formación de skarn).
El diópsido (CaMgSi2O6) es típico de muchas rocas metamórficas y es característico de
metamorfismo de contacto de sedimentos ricos en calcio. Aunque puede estar precedida por
la tremolita (Ca2Mg5Si8O22(OH)2) y forsterita (Mg2SiO4), el diópsido ocurre relativamente
cerca de la secuencia mineral de incremento metamórfico de calizas dolomíticas intermedias
entre diópsido y hedenbergita. El diópsido asociado al metamorfismo regional se forma a
partir de sedimentos ricos en calcio y rocas ígneas básicas en la parte alta de la facies de
anfibolita con temperaturas entre 600-700 °C y presiones menores a 5 kbar (Deer et al
1997). El diópsido se forma a partir de la reacción de hornblenda-plagioclasa (hbl + plg =
diop). (Deer et al., 1997).
En el área de estudio el diópsido se presenta en dos paragénesis una asociada
granate + calcita + cuarzo +diópsido + magnetita y en la reacción de wollastonita + granate +
calcita + diópsido + cuarzo. En las dos paragénesis descritas tanto la calcita como el cuarzo
no son consideradas debido a que tienen un rango amplio de formación de temperatura y
presión (Deer et al., 1997). En la primer paragénesis el diópsido está asociado al mármol
principalmente hacia el contacto con el gneis anfibolítico, mientras que en la segunda
paragénesis se asocia a los skarn (roca calcárea).
Las asociaciones observadas implican que el área registró un metamorfismo regional
que alcanzó condiciones de la parte alta de la facies de anfibolita y un metamorfismo de
contacto con la formación de skarn con wollastonita lo cual está reflejado en las paragénesis
mencionadas.
La paragénesis de wollastonita + diópsido + granate + calcita + cuarzo, es un buen
ejemplo de una reacción metamórfica descarbonitización donde existió liberación de CO2
(Deer, et al., 1997).
CaCo3 + SiO2= CaSiO3+ CO2
Calcita + cuarzo = wollastonita + fluido
Para que la reacción se lleve a cabo y forme wollastonita es necesario temperaturas de
entre 700 y 750 °C y presiones en los rangos de 2-4 kbar (Deer et al., 1997). Esto ocurre
cuando existen reacciones entre rocas ricas en sílice (intrusivo ígneo) y carbonatos (calizas o
mármol). La wollastonita del área de estudio brinda información importante en torno al tipo de
reacciones de descarbonitización que sucedieron en el área, así como el tipo de
metamorfismo y las condiciones de su formación.
En el área de estudio la presencia de rocas graníticas postectónicas con diferentes
edades por ejemplo la tonalita regional 80 Ma (Schaaf et al., 2000; Pérez-Venzor, 2013) junto
51
con las rocas calcáreas (actualmente mármol) son los candidatos para aportar el sílice y el
calcio requerido para la formación de la wollastonita y explicar la reacción y la paragénesis
wollastonita + diópsido + granate + calcita + cuarzo. La reacción corresponde a un
metamorfismo de contacto y es coherente con las evidencias de campo.
Aunque metamorfismo puede implicar una serie de cambios como la recristalización de
las fases pre-existentes y la difusión. Los cambios más significativos y útiles implican
reacciones metamórficas que generan nuevas fases minerales o modificar la composición de
las ya existentes (Winkler, 1979).
Las paragénesis en el área de estudio indican que las reacciones de
descarbonitizacion y deshidratación estuvieron presentes.
Las condiciones reinantes durante las reacciones pueden ser dadas por los minerales
índice los cuales dan temperaturas y presión de formación (Meinert, 1982). Esto implica la
presencia de un metamorfismo regional de grado medio que alcanzó la parte alta de la facies
de anfibolitas (presión 2 a 4 kbar y temperatura entre 600 a 700°C) al cual se sobrepuso un
metamorfismo de contacto con desarrollo de skarn (presión 2 kbar y 400° a 600°C). En el
área de estudio fue posible observar una tercera paragénesis formada por epidota + cuarzo
+ calcita y esta paragénesis indica una reacción metamórfica con características de
metamorfismo retrogrado (Meinert, 1982). El mineral que da la evidencia el metamorfismo
retrogrado es la epidota. La cual está presente en varias paragénesis de metamorfismo
regional pero también son formadas en metamorfismo de contacto y durante cristalización de
rocas ígneas acidas. La epidota de metamorfismo retrogrado a partir de la reacción de
plagioclasa piroxeno y anfíbol es común en calizas metamorfizadas (Deer et al, 1997). La
epidota ocurre también en metamorfismo de grado más bajo a temperaturas de 320°C. En el
área de estudio la epidota está asociada con granate + calcita + cuarzo.
En el campo la presencia de núcleos de granate rodeado por epidota y ésta a su vez
rodeada por calcita (figura 5.3 A) indica que tanto la epidota como la calcita fue formada a
partir de la destrucción de granate, la paragénesis retrograda presente en el área de estudio
es resultado de la reacción de fluidos magmáticos con la roca de caja metamórfica que
alcanzó un grado de metamorfismo medio de la facies de anfibolitas el contraste en
temperaturas (mayor en las rocas metamórfica) propició una reacción para estabilizar la
paragénesis epidota + calcita + cuarzo a partir de + diópsido + granate + calcita +
hornblenda.
En la paragénesis referida existe un marcado cambio dado por los minerales de
metamorfismo progrado a metamorfismo retrogrado. En la paragénesis y en campo el
52
granate esta alterado a epidota y la calcita a epidota con precipitación de cuarzo y de
minerales metálicos (sulfuros de cobre principalmente). Esto corresponde a una reacción
retrograda cuyo producto es epidota este mineral fue observado como reemplazamiento de
minerales asociado a metamorfismo progrado (granate). Lo anterior implica que minerales de
metamorfismo de grado alto como el granate reaccionaron para alcanzar una estabilidad en
las nuevas condiciones de temperatura y presión (metamorfismo retrogrado).
En el trabajo de campo fue posible apreciar como las paragénesis de este tipo (epidota
+ granate + calcita) se desarrollaron principalmente a partir de reacciones desarrolladas en
las zonas de brechas de fallas, en donde la epidota y feldespato potásico son comunes. Lo
anterior implica que la reacción para dicha paragénesis fue gobernada por la circulación de
fluidos hidrotermales asociados al fallamiento. Además, la distribución de la mineralización
también fue controlada por dichos factores, y explica la distribución concordante a la foliación
y a la trama tectónica regional. Lo anterior implica que la mineralización se originó durante el
proceso de deformación frágil desarrollado durante el Cenozoico.
6.4.-Interpretación de la deformación en el área
Las características estructurales de las rocas del área de estudio (foliación, pliegues,
estructuras de rosario así como fallas), indican que el área fue sometida a un proceso de
deformación progresiva, que generó la foliación y la trama estructural de las rocas del área
de estudio (paralelismo de los contactos y orientación concordante con la foliación). Esto se
puede relacionar a un proceso tectónico mayor ocasionado por un fenómeno de subducción
asociado a metamorfismo regional.
La deformación progresiva en el área de estudio está relacionada, a nivel regional, con
un evento de subducción durante un periodo de tiempo comprendido entre 140 Ma a 100 Ma
(Pérez-Venzor, 2013), posteriormente pasó a un régimen de deformación frágil en ambiente
extensional después de los 65 Ma, mismo que continua hasta la fecha y está relacionado con
el sistema de Cuencas y Sierras, la Provincia Extensional del Golfo de California (Henry-
Aranda-Gómez, 2000 ; Henry et al., 2003; Pérez-Venzor, 2013).
La deformación fue progresiva durante el proceso de subducción, desde el
emplazamiento de las rocas gabroicas (116 Ma hasta los intrusivos félsicos 80 a 60 Ma).
Posteriormente la deformación en el área de estudio se manifiesta mediante fallas que
fueron controladas por las estructuras preexistentes (trama tectónica), estas fallas están
evidenciadas por zonas de brecha y emplazamiento de diques, todos con una orientación
norte-sur.
53
La deformación dúctil está principalmente evidenciada en los gneises anfibolíticos
donde se pueden observar pliegues, porfidoblastos deformados y girados así como por
sombras de presión y ortogneises tonalíticos. Estas evidencias indican ambientes de
deformación dúctil (Passchier, et al., 1990; Passchier y Trouw, 2005).
La deformación frágil (fallas, brechas y fracturas) observada en el área de estudio es
concordante con el rumbo de la foliación (NE) que indica un control estructural previo y que
los procesos tectónicos que desarrollaron los rasgos estructurales tales como el
fracturamiento actuaron de manera diferente dependiendo de la litología, sin embargo el
arreglo estructural (fabrica) pre-existente influyó de manera importante para definir la trama
estructural.
6.5.-Procesos geológicos reconocidos en el área de estudio
Las relaciones de cortes observados en el área de estudio durante el trabajo de campo
permitió reconocer ocho eventos geológicos esto permitió hacer un bosquejo geológico local
que es presentado en la figura 6.1.
El evento más antiguo del área de estudio corresponde a los protolitos precursores de
las rocas metamórficas y han sido descritos en 3 regiones de la Provincia Complejo
Plutónico de La Paz (Todos Santos, sierra La Gata y borde oriental del bloque Los Cabos). A
estos protolitos se les han asignado edades mayores a los 145 Ma (Pérez-Venzor, 2013). En
el área de estudio los protolitos de las rocas metamórficas mármol, gneis anfibolìtico,
esquisto, skarn, por su relación con las tres regiones, pueden tener la misma edad.
Un segundo evento reconocido a nivel regional en la Provincia Complejo Plutónico de
La Paz es la presencia de un metamorfismo regional asociado a procesos de subducción
que desarrolló un metamorfismo de grado medio, alcanzando la parte alta de la facies de
anfibolita (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Hirales-Rochin, 2004; Pérez-Venzor, 2013).
En el área de estudio este evento está representado por el gneis anfibolítico, mármol,
esquisto y gneis cuarzo feldespático. El evento imprimió en las rocas a nivel regional una
foliación que define la trama regional de las tres regiones y del área de estudio; su edad
corresponde entre 140 y 129 Ma (Fletcher et al., 2003, 2007; Pérez-Venzor, 2013).
Un tercer evento geológico regional está relacionado con un magmatismo máfico
intermedio actualmente presente en una serie de intrusivos máficos desde Todos Santos
hasta el sureste de La Paz (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Pérez-Venzor, 2013).
Este evento está representado en el área de estudio por el gabro El Novillo y la tonalita
Buena Mujer y su edad reportada está entre 129 y 94 Ma (Schaaf, et al., 2000).
54
El evento magmático de composición básica propició el desarrollo de un metamorfismo
de contacto. Cuyos productos están representados en el área de estudio por skarn y
corresponde al evento número 4. La deformación dúctil en el área de estudio y en otras
regiones (Todos Santos, Pescadero y arroyo Hondo) desarrolló franjas miloníticas (Aranda-
Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Pérez-Venzor, 2013) y forma parte del evento geológico
número cinco.
El evento seis está evidenciado por un magmatismo de composición félsica y forma
actualmente el sistema montañoso central (bloque de Los Cabos) que comprende edades 78
a 58 Ma (Pérez-Venzor, 2013). En el área de estudio este evento corresponde a las rocas
postectónicos (tonalita regional El Potrero) que generaron un metamorfismo retrogrado que
corresponde al evento siete.
Sobrepuesto tanto a la deformación dúctil como al magmatismo félsico de los 80 a los
60 Ma es posible reconocer una deformación frágil desarrollada posterior a los 60 Ma y que
contribuyó a la exhumación del sistema montañoso central. La deformación frágil continúa en
nuestros días y está relacionada con la Provincia Extensional del Golfo de California.
6.6.- Relación de las rocas metamórficas del potrero con otras rocas metamórficas de la Provincia Complejo Plutónico de La Paz.
Con la finalidad de tener una idea de la relación que existe entre el área de estudio con
las otras regiones de rocas metamórficas del Complejo Plutónico de La Paz, se hizo una
comparación de los resultados obtenidos en el área con lo reportado en la región de Todos
Santos (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989; Mattern et al., 2010), Sierra La Gata (Schaaf
et al 2000., Pérez-Venzor, 2013; Hirales-Rochín, 2004). Borde oriental del bloque Los Cabos
(figura 1.1) (Pérez-Venzor 2013), esta comparación se observa en la tabla 2
La tabla 2 muestra que las rocas metamórficas son comunes en las cuatro áreas
comparadas, dichas rocas tienen como denominador común un metamorfismo regional.
También es posible apreciar un metamorfismo de contacto pero es más marcado en el área
de estudio y en el borde oriental del bloque Los Cabos, donde el metamorfismo de contacto
sobrepuesto al regional fue de alta temperatura (metasomático). Las rocas metamórficas
derivadas de sedimentos finos pelíticos (pizarras y filitas) se observaron solamente en la
región de Todos Santos y están ausentes de las otras tres áreas de estudio, los esquistos
están presentes principalmente en la región de sierra La Gata y Todos Santos y
subordinados en la región del borde oriental del bloque Los Cabos y el área de estudio.
55
Figura 6.1.- Relación de eventos contra tiempo reconocidos en el área de estudio.
El mármol no existe en la sierra La Gata y está presente en las otras tres áreas de
estudio.
Los skarn están ausentes en la región de Todos Santos y sierra La Gata, pero están
presentes en el área de estudio y son muy extensos en el borde oriental del bloque Los
Cabos. Gneis anfibolítico es abundante en Todos Santos en el área de estudio y en el borde
oriental del bloque Los Cabos y escaso en la sierra La Gata.
Las milonitas son dominantes en Todos Santos, Sierra La Gata y también están
presentes en el borde oriental del bloque Los Cabos, pero en el área de estudio no se
reconocieron rocas miloníticas. Sin embargo, estas afloran al oriente del área de estudio
(arroyo Hondo) (figura 1.1). El paragneis es común en las cuatro áreas pero domina en la
región de Todos Santos y La Gata, mientras que el ortogneis es común en Todos Santos y
Tiempocuarzo
1
2
3
4
5
6
5.- Deformación dúctil
1.- Sedimentación
Deformación frágil erosión y exhumación
129 a 90 Ma 90 a 80 Ma 80 a 60 Ma
<60 Ma
<140 a >90 Ma
3.- Magmatismo máfico a
intermedio
6.- Magmatismo félsico (gran y
ton) metamorfismo de
contacto
7.- Metamorfismo retrogrado
7
4.- Metamorfismo de contacto
>140 Ma
2.- Metamorfismo regional (foliación
y plegamiento)
8
Magnitud Y evento
< 60 Ma
8.- Deformación frágil erosión y
exhumación
56
en el borde oriental del bloque Los Cabos, pero escaso en el área de estudio y la sierra La
Gata (figura 1.1). Las migmatitas son abundantes en la Sierra La Gata y en el borde oriental
del bloque Los Cabos y en la región de Todos Santos pero no se observó en el área de
estudio.
La foliación es otro rasgo característico de las cuatro áreas que define la trama
tectónica regional para cada región. La doble foliación es común en las otras tres áreas pero
poco abundante en el área El Potrero. La presencia de pliegues es común en las cuatro
áreas al igual que las estructuras de rosario (budines), el fallamiento inverso es notable en la
sierra La Gata y escaso en Todos Santos y el borde oriental y ausente en el área de estudio.
Las fallas normales están distribuidas en todas las áreas comparadas, lo mismo que las
laterales pero estas últimas son más comunes en el borde oriental. Los diques deformados
afloran en las cuatro áreas pero dominan en la sierra La Gata y en el borde oriental del
bloque Los Cabos.
Comparando los protolitos de las cuatro áreas, en Todos Santos dominan los
terrígenos y cuarzo feldespáticos con subordinación de calcáreos, mientras que en el área
de estudio dominan los calcáreos y siliciclásticos e ígneos, en el caso de la sierra La Gata
los protolitos fueron principalmente terrígenos y cuarzo feldespáticos. finalmente en el borde
oriental del bloque Los Cabos afloran los protolitos calcáreos, cuarzo feldespáticos ígneos y
terrígenos. En las cuatro regiones comparadas hay protolitos cuarzo feldespáticos terrígenos
e ígneos, pero la diferencia radica en el dominio de uno de estos protolitos; en Todos Santos
dominan los terrígenos siliciclásticos (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989), en el área de
estudio los calcáreos, mientras que en la sierra La Gata los terrígenos y cuarzo feldespáticos
(Hirales-Rochin, 2004) y en el borde oriental del Bloque Los Cabos los terrígenos, calcáreos
y cuarzo feldespático (Pérez-Venzor, 2013).
En cuanto a la edad de protolito, dada la similitud entre las áreas es posible que todos
los protolitos tengan una edad mayor a 140 millones de años de acuerdo a lo reportado para
Todos Santos y borde oriental del bloque Los Cabos (Schaaf et al., 2000; Pérez-Venzor,
2013). Las condiciones y grado metamórfico en general son similares correspondiendo a un
metamorfismo regional de grado medio que alcanzó la parte alta de la facies de anfibolita
(Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1989). Sin embargo, en Todos Santos en la parte media de
la facies de anfibolita y mientras que en la sierra La Gata el metamorfismo fue de grado alto,
con evidencias marcadas de fusión parcial (Hirales-Rochín, 2004; Pérez-Venzor, 2013). En
las regiones de Todos Santos, borde oriental del bloque Los Cabos y el área de estudio hay
evidencia de metamorfismo de contacto, en los dos últimos llevó al metasomatismo (skarn),
57
mientras que en Todos Santos el metamorfismo de contacto desarrolló texturas de
recristalización con crecimiento de porfidoblastos de andalucita en pizarras y filitas. Los
ambientes de depósito de los protolitos en las áreas comparadas varían significativamente
de acuerdo a la litología de los mismos. Así, el ambiente más profundo corresponde a la
región de Todos Santos y el más somero a la sierra La Gata mientras que en el borde
oriental de bloque Los Cabos y el área de estudio va de plataforma a talud (Pérez-Venzor,
2013). El área de estudio presenta más semejanza con Todos Santos que con la sierra La
Gata y el bloque Los Cabos.
58
Tabla 2. - Comparación de las con rocas metamórficas del Complejo Plutónico de La Paz con las rocas del Potrero (tomado y modificado de Pérez-Venzor 2013).
XXXX: Muy Abundante; XXX: Abundante; XX: Común; X: Presente
1
Característica
2
Región de Todos
Santos
3
Área El Potrero
4 Región sierra La Gata
5 Área del borde
oriental de bloque Los Cabos
Metamorfismo regional XXXX XXXX XXXX XXXX
Metamorfismo de
contacto
X XXX XX XXX
Filitas y pizarra XXXX
Esquistos XXX XX XXXX XX
skarn XXX XXXX
Mármol XX XX XX
Gneis anfibolítico XXX XXX X XXX
Milonitas XXX XX X
Paragneis XX XX XX
Ortogneis XX X X XXX
Migmatitas X XXXX XXX
Foliación XXXX XXXX XXXX XXXX
Doble foliación (Sc) XXXX X XXXX XXX
Pliegues XXX XXX XXX XXX
Budines X X XX XXXX
Bandas de cizalla XXXX XX XXXX XXX
Fallas inversas X X XXX X
Fallas normales XXXX XXXX XXXX XXXX
Fallas laterales XX X XX XXX
Diques deformados XX XX XXX XXX
Protolitos y Edad del
protolito
Terrígeno, cuarzo-
feldespático, calcáreo,
ígneo, 170 a 140 Ma
Calcáreo-
calcáreo(impuro), ígneo
No hay información
Terrígeno-cuarzo-
feldespático, No hay
información
Cuarzo-feldespático
calcáreo ígneo,170 a
140 Ma
Condiciones y grado de
metamorfismo
Regional de grado
medio (facies de
anfibolita)
Regional y contacto de
grado medio (facies de
anfibolita)
Regional de grado medio a
alto (facies de anfibolita) y
de contacto
Regional de grado
medio a alto (facies
de anfibolita)
Ambiente de depósito,
inferido para los
protolitos reconocidos
Profundo, turbiditas
sobre corteza oceánica
Transicional de marino
a talud
Somero, plataforma sobre
corteza continental
Somero a profundo,
plataforma a talud
sobre transición
continente–océano
Edad del metamorfismo 129 a 116 Ma 129 a 116 Made 80 A 60
Ma
119 a 100 Ma 80 a 60 Ma 80 a 60 Ma
Edad del magmatismo 129 a 116 Ma 129 a 100 Ma y de 80 A 60 Ma
119 a 100 Ma 80 a 60 Ma 80 a 60 Ma
59
7.- CONCLUSIONES
Las rocas del área fueron agrupadas en un complejo metamórfico que fue dividido en dos
litodemas, uno que incluye mármol y skarn, el otro terrígeno formado por esquistos de mica y
hornblenda, gneis anfibolítico y paragneis cuarzo feldespático. Las rocas ígneas se
agruparon en un ensamble plutónico pre a sintectónico y otro postectónico, el primero incluye
gneis tonalítico y gabro El Novillo, el segundo incluye tonalita regional El Potrero sin
deformacion y diques pegmatíticos.
Los protolitos que precedieron a las rocas metamórficas del área estudio son calcáreos que
variaron de puros a impuros, terrígenos (psamíticos) su edad estimada es anterior a los 140
Ma. El ambiente de depósito de los protolitos fue marino. Otros protolitos son ígneos (cuarzo
feldespáticos y básicos).
Estratigráficamente las rocas más antiguas son los litódemas terrígenos y calcáreos
seguidos por los intrusivos pretectónicos que antecedieron a la tonalita regional y diques
pegmatíticos (rocas ígneas postectonicas).
En el área de estudio fue posible reconocer tres eventos metamórficos, uno está asociado a
un evento regional (subducción) y dos a magmatismo e hidrotermalismo. El metamorfismo
regional reconocido en el área de estudio alcanzó la facies de anfibolita (evidenciada por
hornblenda + plagioclasa + granate) e impartió a las rocas una marcada foliación y las
estructuras que contiene (pliegues y rosarios). Este evento está asociado a la subducción
entre 145 y129 Ma.
El evento de metamorfismo de contacto se asocia a una fase magmática máfica (gabroico),
con edad de 129 a 116 Ma. Un metamorfismo retrogrado asociado a hidrotermalismo y
fallamiento el primero ligado a la fase tardía del evento magmático félsico de 78 a 58 Ma
(sistema montañoso central) el segundo a la tectónica desarrollada durante el Cenozoico. El
metamorfismo esta evidenciado por la asociación epidota + cuarzo + calcita y corresponde a
la subfacíes de anfibolita y epidota.
En las rocas del área El Potrero hay evidencias de una deformación dúctil y compresiva con
desarrollo de foliación que define la trama regional, pliegues y estructuras de rosario a la cual
se sobrepone una deformación frágil (extensional), evidenciada por brechas y fallas con
desarrollo de salbanda.
60
Las paragénesis metamórficas reconocidas megascopicamente implican reacciones en
donde rocas carbonatadas y psamíticas asociadas a magmatismo máfico y félsico fueron los
protolitos involucrados. En el metamorfismo regional, las rocas calcáreas reaccionaron para
generar mármol (calcita) y los materiales psamíticos generarón gneis anfibolítico (diópsido+
anfibola), mientras que en el metamorfismo de contacto las rocas de caja metamórficas
(mármol, gneis anfibolítico y esquisto) formaron junto con las rocas félsicas skarns (calcita +
wollastonita+ granate + diópsido) finalmente en el metamorfismo retrogrado se formó la
paragénesis calcita + epidota +cuarzo.
Las paragénesis observadas en el área de estudio implican que las reacciones metamórficas
se desarrollaron en tres eventos diferentes, uno corresponde al metamorfismo regional con
formación de gneis y mármol, otro a un metamorfismo de contacto para desarrollar skarn y
un tercero retrogrado asociados a brechas e hidrotermalismo esto concuerda con los eventos
metamórficos reconocidos.
Las rocas del área El Potrero presentan semejanzas litológicas con los otros complejos
metamórficos de la Provincia Geológica Complejo Plutónico de La Paz; sin embargo, por sus
características megascópicas, su mayor relación es con las rocas de la región de Todos
Santos y el borde oriental del bloque Los Cabos.
61
BIBLIOGRAFÍA
Aranda-Gómez, J.J., y Pérez-Venzor, J.A., 1988, Estudio Geológico de Punta Coyotes Baja
California Sur. Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología,
Revista, v. 7, p. 1-21.
Aranda-Gómez, J.J., y Pérez-Venzor, J.A., 1989a, Estratigrafía del Complejo Cristalino de la
región de Todos Santos, Estado de Baja California Sur. Universidad Nacional
Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista, v. 8, p. 149-170.
Aranda-Gómez, J.J., y Pérez-Venzor, J.A., 1989b, La Evolución geológica del Complejo
Cristalino Mesozóico a lo largo de la zona de falla de La Paz, Baja California Sur.
Tercer simposium sobre Geología Regional de México. Universidad Nacional
Autónoma de México, Instituto de Geología, del 29 al 30 de mayo, resumen en
memorias, p.11.
Aranda-Gómez, J.J., y Pérez-Venzor, J.A., 1995b, Excursión geológica al Complejo
migmatítico de la Sierra de La Gata, B. C. S. III Reunión Internacional sobre la
Geología de la Península de Baja California, organizado por la Sociedad Geológica
Peninsular en la Universidad Autónoma de Baja California Sur. La Paz, B.C.S, del 17
al 21 de Abril, libreto guía, p. 27.
Comisión Exploradora del Pacífico, 1922, Exploración de la Península de Baja California.
Universidad Nacional Autónoma de México, 108 pp.
Deer, W.A., Howie, R.A., y Zussman, J., 1997, An introduction to the Rock Forming Minerals,
2nd edition, Longman, 696 pp.
Fletcher, J.F, y Munguía, L., 2000, Active continental rifting in southern Baja California,
México. Implications for plate motion partitioning and the transition to seafloor
spreading in the Gulf of California. Tectonics, v. 19, p. 1107-1123.
Fletcher, J.M., Pérez-Venzor, J.A., González-Barba, G, y Aranda-Gómez, J.J., 2003, Ridge-
trench interactions and the ongoing capture of the Baja California microplate –new
insights from the southern Gulf extensional province, in Geologic transects across
Cordilleran México. Guidebook for the field trips of the 99h Geological Society of
America Cordilleran section Annual Meeting, Puerto Vallarta, Jalisco, México. 285
March 29 – 31, 2003. México D.F., Universidad Nacional Autónoma de México,
Instituto de Geología, Publicación Especial 1, fieldtrip 2, p. 13-31.
Fletcher, J.M., Grove, M., Kimbrough, D., Lovera, O., Grhrels G.E., 2007, Ridge-trench
interactions and the Neogene tectonic evolution of the Magdalena shelf and southern
62
Gulf of California: Insights from detrital zircon U-Pb ages from the Magdalena fan and
adjacent areas. Geological Society of America Bulletin, v. 119, n. 11/12; p. 1313-1336.
Hall, A., 1987, Igneous Petrology. Longman Scientific & Technical, 558 pp.
Henry, C., y Aranda-Gómez, J.J., 2000, Plate interactions control middle-late Miocene, proto-
Gulf and Basin and Range extension in the southern Basin and Range.
Tectonophysics, v. 318, p. 1-26.
Henry, C.D., McDowell, F. W., y Silver, L.T., 2003, Geology and Geochronology of granitic
batholithic complex, Sinaloa, México: Implications for cordilleran magmatism and
tectonics, in Johnson, S. E., Peterson, S. R., Fletcher, J.M., Girty, G. H., Kimbrough,
D. L., and Martin-Barajas, A., eds., Tectonic evolution of Northwestern Mexico and the
southwestern U.S.A. Boulder, Colorado, Geological Society of America Special Paper,
374, p. 237-273.
Hirales-Rochin, J., 2004, Las Migmatitas en el Flanco Oriental de La Sierra de La Gata, Baja
California Sur, México: Características Estructurales, Petrográficas e Implicaciones
Geológicas. Departamento de Geología Marina, Universidad Autónoma de Baja
California Sur, Tesis de licenciatura (inédita), 130 pp.
Le Maitre, R.W., Bateman, P, Dudek, A., Keller, J., Lemeyre, J., Le Bas, M.J., Sabine, P.A.,
Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A.R., and Zanettin, B., 1989,
Igneous rocks: A classification of igneous rocks and glossary of terms. Cambridge,
United Kingdom, Cambridge University Press, 236 pp.
Mattern, F., Pérez-Venzor, J.A., Pérez-Espinoza, J.E., Hirales-Rochin, J., 2010, Cretaceous
to Cenozoic sequential kinematics in the forearc-arc transition: effects of changing
oblique plate convergence and the San Andreas system with implications for the La
Paz fault (southern Baja California, México). International Journal of Earth Sciences,
v. 99, p. 83-99.
Meinert, L. D. (1992), Skarn and skarn deposit. Geosci Canada, 19, p.145-162
Ortega-Gutiérrez, F., Mitre-Salazar, L. M., Roldán-Quintana J., Aranda-Gómez, J.J., Morán-
Zenteno D., Alaniz-Alvarez, S. A., y Nieto- Samaniego, A. F., 1992, Texto explicativo
de la Carta Geológica de la República Mexicana 5a. ed. Universidad Nacional
Autónoma de México, Instituto de Geología; y Secretaria de Energía-Minas e Industria
Paraestatal, Consejo de Recursos Minerales. Mapa con textoexplicativo, escala 1: 2
000,000 74 pp.
Miyashiro A., 1961, Evolution of metamorphic belts. J. Petrology. 2, p. 277-311.
Miyashiro, A., 1973, Metamosphism and metamorphic belts: London, George Allen y Unwin,
63
492 p.
Miyashiro, A., 1994, Metamorphic petrology: New York, Oxford University press, 404 pp.
Passchier, C.W., Myers J.S., Kröner A., 1990, Field Geology of High-Grade Gneiss Terrains.
Springer-Verlag 148 pp.
Passchier, C.W.,Trouw, R.A.J., 2005. Microtectonic, second edition, Springer Verlag, Berlin.
Pérez-Venzor, J.A., 2013, Estudio Geológico-Geoquímico del Borde Oriental del Bloque Los
Cabos Baja California Sur, México, Universidad Nacional Autónoma de México
(UNAM) Tesis de doctorado (inédita), 294 pp.
Pérez-Venzor, J. A., Peter Schaaf, J. J. y Aranda Gomez, H. B., 1999, Evidencias de fusión,
contaminación, y asimilación en el Bloque de Los Cabos, Puerto Vallarta, Jal, México,
p. 275.
Ramos-Velázquez, E., 1998, Características de la deformación de las rocas cristalinas
Cretácicas de la región E-SE de la ciudad de La Paz, B.C.S., México, Centro de
investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada (CICESE) Tesis de
maestría (inédita), 122 pp.
Schaaf, P., Schürzinger, A., y Pérez-Venzor, J.A., 1999, Los intrusivos Noríticos de El
Novillo, Bloque de Los Cabos, B. C. S.: Historia magmática y datos geoquímicos e
isotópicos, Reunión Anual de la Unión Geofísica Mexicana, Puerto Vallarta Jalisco,
publicado por GEOS, Boletín Informativo época II, v. 19, n. 4. p. 275.
Schaaf, P., Böhnel, H., y Pérez-Venzor, J.A., 2000, Pre-Miocene palaeogeography of the Los
Cabos block, Baja California Sur: geochronological and
paleomagneticconstraints.Tectonophysics, v. 318, p. 53-69.
Schürzinger, A, 2004, Metamorphe und strukturelle Entwicklung des La Paz
Kristallinkomplexes, Baja California Sur, Mexiko, Ph.D. Thesis, Universidad of Munich,
Germany.140 pp.
Streckeisen, A.L., 1976, each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews, v. 12, 33
p.
Valencia-Moreno, M., Ruiz, J., Barton, M.D., Palchett, P.J., Zürcher, L., Hodkinson, D.G., y
Roldán-Quintana, J., 2001, A chemical and isotopic study of the Laramide granitic belt
of northwestern México: Identification of the southern edge of the North American
Precambrian basement Geological Society of America Bulletin, v. 113 n. 11, p. 1409-
1422.
Williams, H., Turner, F. J. y Gilbert, C. M., 1980, Petrography an introduction to the study of
rocks in thin sections, 406 pp.
64
Wilson, W., 1989, Igneous Petrogenesis. A Global Tectonic Approach. London, Unwin
Hyman, 466 pp.
Winkler, H. G. F., 1979, Petrogenesis of Metamorphic Rocks: New York, Springer-Verlag 348
pp.
Winter Johon D. 2001. - An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Printice Hall
644 pp.
Yardley, B. W. D. Guilford, C., (1997). Atlas de rocas metamórficas y sus texturas. Elsevier
España. p.7, 120.
65