TESIS
Estratigrafía de la parte superior de la formación Lomas de la Virgen, sierra de
los Filos del Treinta y Cinco, Baja California Sur, México
Que como requisito para obtener el título de:
Geóloga
Presenta:
Denisse Aurora García Figueroa
Director:
Dr. Tobias Schwennicke
La Paz, Baja California Sur, mayo de 2016
UNIVERSIDAD AUTÓNOMA
DE BAJA CALIFORNIA SUR
Área de Conocimiento de Ciencias del Mar y de la Tierra Departamento Académico de Ciencias de la Tierra
Agradecimientos
Le agradezco a Dios por haberme acompañado en este largo camino, por mantener cerca de mí a las personas que con sus palabras alientan mi vida. Gracias Dios por ser siempre mi fortaleza y por brindarme una vida llena de aprendizajes, experiencia y sobre todo felicidad.
Agradezco a mis padres Aurora y Atanasio por apoyarme en todo momento y dejarme estudiar lo que hoy es mi fascinación. Gracias por forjarme desde pequeña a perseverar en lo que se quiere, por dejarme tomar decisiones y aceptar las consecuencias de las mismas (gracias por hacerme fuerte, los amo). A mis dos grandes orgullos mis hermanos Alejandro y Samuel, gracias por estar cuando los necesito (ILY).
Un agradecimiento especial a mi esposo Raúl por estar a mi lado apoyándome e impulsándome a continuar, gracias Raúl por el tiempo y paciencia pero sobre todo por el amor. Gracias a mi hija Sofía porque ella me da las fuerzas para seguir avanzando, te amo Princesa.
A todas las personas y amigos (Rosario, Abril, Agustín, Rosy, Magda, Dennis, Dulce, David, Claudia, Rosio, Diana, Manuel, Misael) que de una u otra forma han estado a lo largo de este largo camino muchas gracias por su tiempo y cariño. A mis amigos Mayra, Francisco y Samara gracias niños por estar siempre presente alentándome a siempre seguir luchando (gracias por aguantarme toda la carrera y por quererme tanto, saben que los amo como mis hermanos).
Araceli Moncayo gracias por siempre estar dispuesta ayudarme con todo el papeleo durante la carrera y ahora al final de la tesis. Te quiero bonita, eres la mejor secretaria del mundo.
Gracias inmensas a las familias Agúndez Arce, Agúndez Leal y Estrada Agúndez por apoyarme y sobre todo ayudarme cuando necesite tiempo para escribir, ellos estuvieron al cuidado y atención de mi Sofía, gracias por el gran amor que le brindan. Gracias a todos: Lucia, Ismael, Jenika, Sintia, Julio, Jhans, Iram, Cesar, Lamberto y Claudia.
Agradezco infinitamente al Dr. Tobias Schwennicke por su generosidad al brindarme la oportunidad de recurrir a su capacidad y experiencia en un marco de confianza, afecto y amistad, fundamentales para la culminación de este trabajo. A los maestros revisores de la tesis la Dra. Mara Yadira Cortez y al Dr. José Antonio Pérez Venzor por sus acertados y oportunas correcciones, muchas gracias.
Pero un último esfuerzo, uno más, tal vez sea el último, hay que proceder cada vez como si fuera la última, es el único medio de no retroceder. Samuel Beckett
Resumen
En el escarpe geomorfológico conocido como Cordón de la Virgen o sierra Los Filos del
Treinta y Cinco, ubicado al Oeste de la ciudad de La Paz, Baja California Sur, aflora un
paquete de rocas sedimentarias clásticas denominadas formación Lomas de la Virgen. El
nombre refiere a la localidad Lomas de la Virgen cerca del km 34.5 en la carretera
transpeninsular. Esta unidad, con un espesor total de aproximadamente 480 m, sobreyace
concordantemente al Grupo Comondú del Mioceno inferior, producto del arco volcánico
miocénico en el noroeste de México en aquel tiempo. La edad de la formación Lomas de
la Virgen abarca desde finales del Mioceno inferior a Mioceno medio.
En su parte inferior la formación Lomas de la Virgen se compone predominantemente de
arenisca de origen eólico, el resto de la unidad está constituido por arenisca y
conglomerado de origen fluvial.
El presente trabajo se enfoca hacia la parte superior de la formación Lomas de la Virgen.
En la mayor parte de estas capas predominan areniscas, las cuales texturalmente varían
de limosas a medias. Es común la presencia de abundante bioturbación, principalmente
rizolitos, pero también de otros icnofósiles (Coprinisphaera y Termitichnus). La
estratificación incluye laminación paralela y cruzada así como también estratificación
cruzada. Se observan algunos canales y se intercalan lentes de lodolita con grietas de
desecación, con escasa presencia de capas y lentes conglomerádicos. En total, estas
capas sugieren un régimen sedimentario fluvial de energía moderada en un ambiente
semidesértico. Los lentes de lodolita evidencian la existencia de cuerpos de agua
temporales. Hacia la cima del paquete que aflora en las Lomas de la Virgen, aumenta la
proporción de conglomerado y existe un paquete sumamente conglomerádico, que
sugiere un aumento en el nivel de energía en el ambiente fluvial, comparable con un
régimen de río trenzado.
Es notable la escasa presencia de materiales volcanoclásticos y la unidad ha sido
interpretada como producto de la transición sin arco a post arco, generado por la erosión
del arco. Hacia el Suroeste y Oeste, en Conquista Agraria y Reforma Agraria, la formación
Lomas de la Virgen se interdigita con los depósitos marinos de la Formación Salada.
Índice
1 Introducción ................................................................................................................ 1
1.1 Marco geológico .................................................................................................. 3
1.1.1 Formación ó Grupo Comondú ...................................................................... 3
1.1.2 Formación Lomas de la Virgen ..................................................................... 7
1.1.3 Marco Tectónico ......................................................................................... 11
1.2 Justificación y objetivos ..................................................................................... 13
1.3 Metodología ....................................................................................................... 14
2 Sedimentología y estratigrafía .................................................................................. 17
2.1 Columna ............................................................................................................ 17
2.2 Facies ................................................................................................................ 17
2.2.1 Facies arenisca (FA) ................................................................................... 18
2.2.2 Facies alternancia lodolita con arenisca (FL) .............................................. 26
2.2.3 Facies conglomerado (FC) ......................................................................... 28
2.2.4 Facies toba (FT) ......................................................................................... 35
2.2.5 Concreciones.............................................................................................. 36
2.2.6 Paleosuelos ................................................................................................ 38
2.3 Icnología ............................................................................................................ 39
2.3.1 Descripción ................................................................................................. 39
2.3.2 Icnofacies ................................................................................................... 44
3 Interpretacion y Discusión ......................................................................................... 45
3.1 Modelo de depósito ........................................................................................... 45
3.2 Implicaciones regionales.................................................................................... 51
4 Conclusiones ............................................................................................................ 54
5 Bibliografía ................................................................................................................ 56
Anexo
Introducción
García-Figueroa, D.A 1
1 Introducción
Desde La Paz hasta la región del volcán Tres Vírgenes, la parte este de la península de
Baja California está dominada por la cadena montañosa de la sierra La Giganta (Provincia
Geológica de la Faja Volcánica de la Giganta, Ortega-Gutiérrez, 1992), conformada
principalmente por rocas volcanoclásticas y volcánicas. Estos depósitos genéticamente
están relacionados con el arco volcánico del Oligoceno tardío al Mioceno medio
(Hausback, 1984; Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1986; Aranda-Gómez y Pérez-Venzor,
1988; Bigioggero et al., 1996; Umhoefer et al., 2001). Estas rocas han sido agrupadas en
una unidad estratigráfica llamada Formación Comondú (Heim, 1922; Beal, 1948; Mina-
Uhink, 1957; Hausback, 1984) o bien en un Grupo Comondú (McFall, 1968; Umhoefer et
al., 2001; Schwennicke y Plata-Hernández, 2003; Drake, 2005).
En la zona de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco (conocido popularmente como “la
subida al treinta y cinco”, figura 1), ubicado al noroeste de la ciudad de La Paz, afloran
estratos, los cuales según Hausback (1984) forman la parte superior de la Formación
Comondú. No obstante, autores posteriores (García-Figueroa y Schwennicke, 2008; Cota-
Castro, 2011) reconocieron diferencias litológicas importantes y establecieron este
paquete estratigráfico informalmente como formación Lomas de la Virgen. El nombre hace
referencia al lugar en el kilómetro 34.5 de la carretera transpeninsular. Cota-Castro (2011)
investigó la parte inferior de esta nueva unidad estratigráfica, dejando pendiente un
estudio litoestratigráfico detallado de las capas correspondientes a la parte superior de la
formación Lomas de la Virgen, la cual aflora en el escarpe morfológico de la sierra Los
Filos del Treinta y Cinco (llamado Cordón de la Virgen en mapas más antiguos).
El acceso a esta zona es por la carretera transpeninsular. Los afloramientos principales
estudiados se encuentran a lo largo de la carretera entre los kilómetros 31 y 34.5; otros
afloramientos se localizan en arroyos cercanos.
Introducción
García-Figueroa, D.A 2
Figura 1.- Localización del área de estudio. A.- Baja California Sur. B.- región de La Paz y Alfredo V. Bonfil. C.- Sierra Los Filos del Treinta y Cinco, Lomas de la Virgen y ubicación del área de estudio.
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García-Figueroa, D.A 3
1.1 Marco geológico
La porción oriental del estado de Baja California Sur (figura 2) está constituida en la mayor
parte por rocas volcanoclásticas denominadas Formación Comondú o Grupo Comondú
con una edad del Oligoceno superior al Mioceno medio (Mina-Uhink, 1957; Hausback,
1984; Sawlan y Smith, 1984; Bigioggero et al., 1996; Umhoefer et al., 2001; Drake, 2005).
En la parte occidental del estado se distribuyen distintas unidades litológicas de origen
marino tales como la Formación Tepetate (Paleoceno - Eoceno; Heim, 1922), la
Formación Bateque (Eoceno; Mina-Uhink, 1957), las Formaciones San Gregorio e Isidro
(Oligoceno superior a Mioceno inferior; McLean et al., 1987), la Formación El Cien
(Oligoceno superior - Mioceno inferior; Fischer et al., 1995), la Formación Salada
(Mioceno; Schwennicke et al., 2000a). La Formación/el Grupo Comondú está compuesta
por areniscas, conglomerados, brechas andesíticas y basálticas, tobas de caída de
ceniza, ignimbritas y lavas; estos depósitos genéticamente están relacionados con el arco
volcánico del Oligoceno – Mioceno del noroeste de México (Hausback, 1984).
1.1.1 Formación/Grupo Comondú
El nombre de Formación Comondú fue propuesto por Heim (1922) para areniscas y
conglomerados que afloran en el poblado de Comondú, proporcionando una descripción
breve de estas rocas (figura 3). En esta misma formación incluyó, tentativamente, también
conglomerados y brechas volcánicas aflorando en las partes altas de la sierra La Giganta,
al Este de Comondú. Autores posteriores utilizaron el nombre de Formación Comondú en
un sentido más amplio y reconocieron la distribución de sus rocas volcanoclásticas
(principalmente areniscas, conglomerados, brechas andesíticas y basálticas, tobas
silíceas) en toda la cadena montañosa a lo largo del lado este del estado de Baja
California Sur, desde Tres Vírgenes hasta la región de La Paz (Beal, 1948; Mina-Uhink,
1957; Demant, 1975; Hausback, 1984, figura 3). Algunos autores, por ejemplo Mina-Uhink
(1957), también consideraron derrames volcánicos máficos del Mioceno superior al
Plioceno como parte de esta Formación Comondú.
Introducción
García-Figueroa, D.A 4
No obstante, Hausback (1984) delimitó la unidad Comondú a las rocas relacionadas al
volcanismo silíceo del arco volcánico del Mioceno temprano a medio, excluyendo los
derrames basálticos afines principalmente con el rifting del golfo de California.
Figura 2.- Mapa geológico generalizado de la porción sur de la península de Baja California (tomado y modificado de Hausback, 1984 y Plata-Hernández, 2003).
Introducción
García-Figueroa, D.A 5
Figura 3.- Localidades donde se ha estudiado la Formación/el Grupo Comondú.
El uso del término Comondú en sentidos variados ha provocado que algunos autores
hayan propuesto abandonar este nombre (Sawlan y Smith, 1984) o simplemente
descontinuaron su uso (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1986; Aranda-Gómez y Pérez-
Venzor, 1988).
Según Hausback (1984), en la región de La Paz se registra una transición de una facies
de núcleo en el extremo este (isla Espíritu Santo) a una facies proximal (San Juan de la
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García-Figueroa, D.A 6
Costa) hasta una facies distal más al oeste (figura 4). Esta sucesión de facies
genéticamente está relacionado con el arco volcánico miocénico, el cual se ubicaba en el
actual golfo de California, migrando hacia oeste durante el Mioceno temprano a medio.
Las direcciones principales de transporte fueron hacia el sur y suroeste (Hausback, 1984,
Figura 4).
Umhoefer et al. (2001) observaron en la región de Loreto la misma tendencia de
migración del arco, desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno medio.
Figura 4.- Facies volcánicas en la Formación Comondú. A. Distribución de las facies núcleo (lavas, tobas y depósitos fluviales), proximal (brechas volcánicas, tobas, conglomerados y areniscas), distal (areniscas y conglomerados). Tomado y modificado de Hausback (1984). B. Dirección de transporte en la Formación Comondú en la región de La Paz (modificado de Hausback, 1984).
La unidad Comondú es compleja, de gran diversidad litológica, lo cual fue motivo para
McFall (1968) de proponer elevarla al rango de un grupo estratigráfico, por lo menos en la
región de la bahía Concepción (figura 3). Dentro de este Grupo Comondú definió varias
formaciones, desde el contacto con el basamento cretácico hasta los derrames basálticos
sobreyacientes. Esta idea fue retomada por Umhoefer et al. (2001) quienes propusieron
un Grupo Comondú en la región de Loreto, Schwennicke y Plata-Hernández (2003) en la
región de Timbabichi (figura 3). Estos autores no definieron formalmente formaciones
Introducción
García-Figueroa, D.A 7
estratigráficas dentro del grupo. En Timbabichi, el Grupo Comondú sobreyace
transicionalmente a las rocas marinas del miembro Timbabichi de la Formación El Cien
(Plata-Hernández, 2003). Posteriormente, Drake (2005) estudió la zona entre Los Dolores
y Punta Coyote (figura 3). Reconoció un Grupo Comondú y definió varias formaciones
litoestratigráficas, además nombró algunas tobas intercaladas importantes y realizó varios
fechamientos radiométricos. Este Grupo Comondú sobreyace en la isla San José a la
Formación Salto (misma que McFall incluyó en su Grupo Comondú). En la isla Espíritu
Santo la Comondú sobreyace el basamento cretácico (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor,
1986), mientras que en San Juan de la Costa sobreyace las rocas marinas de la
Formación El Cien (Fischer et al., 1995).
Existe un gran número de datos radiométricos que revelan la edad de la unidad Comondú
(figura 5). La Formación Salto, la cual McFall (1968) incluyó al Grupo Comondú y
Umhoefer et al. (2001) y Drake (2005) excluyeron, tiene una edad de Oligoceno superior
(McFall, 1968), y localmente un posible rango hasta el Mioceno muy temprano (Hausback,
1984; Schwennicke et al., 2000b; Plata-Hernández, 2003). El Grupo Comondú en Loreto
tiene un rango de edad del Oligoceno superior al Mioceno medio (Umhoefer et al., 2001).
En Timbabichi abarca desde finales del Oligoceno superior al Mioceno inferior (Plata-
Hernández, 2003; Drake, 2005). Entre Punta Coyote y Los Dolores la edad es de finales
del Oligoceno superior al Mioceno inferior (Drake, 2005). En San Juan de la Costa, la
Comondú probablemente inicia cerca del límite Oligoceno-Mioceno (Hausback, 1984;
Drake, 2005) y la toba más joven intercalada ha sido reportada con una edad de finales
del Mioceno inferior (Hausback, 1984). Sin embargo, este mismo autor fechó una lava
andesítica la cual se encuentra en las partes altas de la sierra Tarabillas (localizada
aproximadamente a 15 km de San Juan de la Costa, figura 1) en 12.5 m.a. (finales del
Mioceno Medio) y por lo tanto concluyó (erróneamente) que su Formación Comondú tiene
una rango de edad hasta el Mioceno medio. Esta lava probablemente ya no forma parte
de la Comondú sino es producto de la apertura del golfo de California.
1.1.2 Formación Lomas de la Virgen
Hausback (1984) dividió informalmente la Formación Comondú en dos partes: la “Lower
Comondú” va desde el contacto basal de la unidad hasta la base de la toba San Juan, la
“Upper Comondú” inicia en la base de la toba San Juan y abarca la parte superior de la
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García-Figueroa, D.A 8
formación. Sin embargo, existe una discrepancia entre la columna y su mapa geológico
(figura 5) ya que a pesar de mostrarse en mapa la “Upper Comondú” con amplia
distribución, la columna estratigráfica no presenta la mayor parte de dichos depósitos
(García-Figueroa y Schwennicke, 2008; Cota-Castro, 2011). Estas capas afloran en la
sierra Los Filos del Treinta y Cinco.
García-Figueroa y Schwennicke (2008) y Cota-Castro (2011) reconocieron importantes
diferencias litológicas entre el Grupo Comondú y los estratos aflorantes cerca y en el
escarpe morfológico de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco. Como consecuencia, estos
autores establecieron la formación Lomas de la Virgen como una nueva unidad
estratigráfica la cual abarca este paquete de capas. Cota-Castro (2011) propuso la cima
de un conglomerado regional como el límite estratigráfico entre las unidades Comondú y
Lomas de la Virgen y describió la estratigrafía de la parte inferior de esta última. Según
esta autora, la parte inferior de la formación Lomas de la Virgen se compone de
aproximadamente 100 m de areniscas de origen eólico, las cuales hacia arriba
gradualmente cambian a areniscas y conglomerados de origen fluvial. Estas capas
inclinan con pocos grados hacia suroeste. Según García-Figueroa y Schwennicke (2008)
y Schwennicke et al. (2009), la parte superior de la formación Lomas de la Virgen está
compuesta principalmente de areniscas con intercalaciones delgadas y lentes de lodolita y
conglomerado; hacia la cima aparecen rocas conglomerádicas. Es notable que con
excepción de una toba retrabajada no se encuentren rocas volcánicas intercaladas en la
formación Lomas de la Virgen.
La edad de la formación Lomas de la Virgen se revela considerando algunos datos de
autores anteriores. Hausback (1984) presentó un gran número de fechamientos
radiométricos, entre ellos de la toba San Juan (correspondiendo a la base de su “upper
Comondú”) con una edad de 18.7+ 1.1 m.a. y una toba soldada cerca de la cima de la
columna la cual reveló por medio del método 40Ar/39Ar (plagioclasa) una edad de 17.2 +
0.6 m.a. (finales del Mioceno inferior). Drake (2005) realizó un nuevo fechamiento de la
toba San Juan, obteniendo una edad de 19.29 + 0.16 m.a. (40Ar/39Ar, biotita) y de 19.37 +
0.06 m.a. (40Ar/39Ar, sanidino).
Introducción
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Introducción
García-Figueroa, D.A 10
Figura 6.- Mapa geológico del área de la sierra Filos del Treinta y Cinco. El rectángulo marca el área de estudio (tomado y modificado de SGM, 1999).
Esto sugiere que la toba soldada mencionada también tenga una edad ligeramente mayor
que la obtenida por Hausback (1984), pero desafortunadamente Drake (2005) no
determinó nuevamente la edad de esta toba. Por otro lado, Hausback (1984) fechó,
también por el método 40Ar/39Ar (plagioclasa), un derrame andesítico llamado lava San
Hilario en 12.5 + 1.4 m.a., el cual se encuentra coronando la cima del Grupo Comondú al
noroeste de San Juan de la Costa. Este derrame probablemente tiene relación con la
apertura del golfo de California (Cota-Castro, 2011; Schwennicke et al., 2013). Estos
datos a su vez marcan el rango máximo de edad de la formación Lomas de la Virgen. La
unidad inicia finales del Mioceno Inferior (alrededor de 17 m.a.) y termina en el Mioceno
medio, antes de 12.5 m.a.
El área de estudio se encuentra en una zona que marca un cambio geomorfológico
brusco, llamado sierra Los Filos del Treinta y Cinco (figura 1). Por un lado, al este y
Introducción
García-Figueroa, D.A 11
noreste existe un área topográficamente baja, dominada por colinas y planicies (Llano de
la Virgen); por otro lado, al oeste y suroeste se encuentra un escarpe morfológico con
altitudes topográficas hasta 300 m en su cima, intersectado por arroyos profundos. Este
escarpe y los puntos más elevados en su cima corresponden a la sierra Los Filos del
Treinta y Cinco. El área de estudio abarca entonces la transición entre estas dos regiones
de diferente elevación topográfica.
En la parte baja al este y noreste del área de estudio predominan sedimentos jóvenes del
Cuaternario (figuras 5 y 6). En las partes bajas del escarpe morfológico empiezan aflorar
los estratos de la formación Lomas de la Virgen. Al norte del área de estudio, al oeste del
pueblo de Alfredo V. Bonfil, debido a la inclinación general de los estratos hacia suroeste
(Hausback, 1984; Cota-Castro, 2011) aparecen por debajo de la formación los estratos
del Grupo Comondú (Drake, 2005). El contacto entre ambas unidades corresponde a la
cima de una capa de conglomerado (Comondú), sobreyacida por arenisca eólica (Lomas
de la Virgen; Cota-Castro, 2011).
Varios investigadores han mostrado evidencia para la existencia de un sistema de fallas
importantes a lo largo de la base de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco, nombrada falla
Carrizal (Gaitan-Moran, 1986; Umhoefer et al., 2014) o falla La Giganta (SGM, 1999). Este
sistema de falla marca el límite oeste de la Provincia Extensional del Golfo y existen
evidencias que la falla El Carrizal ha estado activa al menos desde el Mioceno tardío
(Umhoefer et al., 2014) y probablemente desde finales del Mioceno Temprano (Cota-
Castro, 2011). La existencia de la falla El Carrizal al parecer ha sido crucial para la
formación del escarpe geomorfológico la sierra los Filos del Treinta y Cinco.
1.1.3 Marco Tectónico
La evolución geológica de la península de Baja California está influenciada por los
procesos tectónicos que han ocurrido desde el Mesozoico hasta la actualidad. A partir del
Cretácico y hasta el Mioceno el noroeste de México se caracterizó por un límite
convergente, donde la extinta placa Farallón se subducía bajo la placa Norteamericana,
formando un arco magmático (Atwater, 1970). Este arco generó los cuerpos graníticos
cretácicos aflorantes en la península de Baja California (Schaaf et al., 2000) y las rocas
Introducción
García-Figueroa, D.A 12
volcanoclásticas y volcánicas oligocénicas y miocénicas de la Formación/el Grupo
Comondú (Hausback, 1984).
El término de la subducción entre la placa Farallón y la Norteamericana empezó
gradualmente a los 29 Ma cuando la dorsal del Pacífico colisionó con la trinchera
Norteamericana. Entre los 28.5 y 25 m.a. la placa Farallón se fragmentó y dio paso a la
formación de los puntos triples Rivera y Mendocino (Atwater, 1970). El punto triple Rivera
a los 16 m.a. comenzó a migrar hacia el Sur y se posicionó frente a la boca del futuro
golfo de California a los 12 m.a. Debido a esta migración, el límite entre la placa del
Pacífico y la Norteamericana cambió por un límite transformante lateral derecho, llamado
sistema de fallas Tosco-Abreojos, ubicado al oeste de la actual península (Atwater, 1970;
Fletcher et al., 2007). Como resultado del cambio del régimen tectónico progresivamente
terminó la actividad del arco magmático (Stock y Hodges, 1989).
La separación de la península de Baja California del continente inició en el Mioceno. En el
modelo tradicional (Stock y Hodges, 1989), la apertura se dio en dos etapas extensionales
principales: la primera de manera ortogonal (12 – 6 m.a.) y la segunda con un patrón
transtensional (6 – 0 m.a.). Sin embargo, parece probable que la extensión desde el
principio se dio de manera oblicua y por lo tanto transtensional (Fletcher et al., 2007;
Umhoefer, 2011; Weber, 2012). Fletcher et al. (2007) propusieron que la extensión
transtensional empezó desde el Mioceno Medio, continuando hasta el presente. Esta
extensión dio origen a la Provincia Extensional del Golfo la cual abarca desde el oeste de
la sierra Madre Occidental hasta el escarpe principal del golfo de California (Stock y
Hodges, 1989; Martín-Barajas, 2000). En la Provincia Extensional del Golfo se formó una
serie de cuencas extensionales en donde se depositaron sedimentos terrestres y marinos,
estos últimos producto de las primeras intrusiones marinas (Oskin y Stock, 2003). El
medio graben de La Paz se considera una de estas cuencas (Fletcher et al., 2003),
formado debido a la activación del sistema de fallas Carrizal (Umhoefer et al., 2014).
Dicha estructura es un conjunto de fallas normales, marcando el límite entre la microplaca
Baja California y la Provincia Extensional del Golfo (Fletcher et al., 2003; Umhoefer et al.,
2014).
Este modelo de evolución del noroeste de México, con la presencia del arco volcánico
Comondú en una primera etapa debido al régimen convergente y la extensión en la
Introducción
García-Figueroa, D.A 13
Provincia Extensional del Golfo en una segunda fase, recientemente fue cuestionado por
Duque et al. (2014) quienes proponen un inicio más temprano del rifting desde el
Oligoceno tardío y por lo tanto contemporáneo con la última etapa de la subducción,
disputando la existencia del arco Comondú.
1.2 Justificación y objetivos
En la zona de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco afloran rocas sedimentarias las cuales
forman parte de la formación Lomas de la Virgen (García-Figueroa y Schwennicke, 2008;
Schwennicke et al., 2009; Cota-Castro, 2011; Schwennicke et al., 2013). Mientras que
Cota-Castro (2011) estudió a detalle la parte inferior de la unidad, quedó pendiente la
descripción e interpretación detallada de la parte superior de la formación.
El presente trabajo tiene como objetivo general proporcionar dicha información a partir de
un reconocimiento litoestratigráfico detallado de la parte superior de la formación Lomas
de la Virgen.
Este objetivo general incluye:
Documentar la litología de las capas aflorantes en los Filos del Treinta y Cinco
Interpretar el origen de las capas
Discutir los resultados en el contexto regional
Contribuir al conocimiento geológico regional
Introducción
García-Figueroa, D.A 14
1.3 Metodología
Para la realización de este trabajo de investigación fue necesario llevar a cabo varias
actividades, las cuales fueron divididas en las siguientes etapas.
Etapa I.
Esta etapa consistió en la recopilación bibliográfica referente al área de estudio, así como
la organización de dicha información.
Etapa II.
Esta etapa consistió de seis salidas al campo. Se levantaron nueve columnas
estratigráficas, esto con el uso de una regla plegable (“regla de carpintero”), con la cual se
midieron los espesores de las capas (figura 7). A su vez se obtuvo la inclinación de las
capas usando una brújula geológica. Las columnas fueron descritas de manera detallada
por paquetes constituidos de capas, utilizando un formato (Coe, 2010). Se registraron los
rasgos litológicos y paleontológicos de los estratos y se tomaron muestras de cada capa
que aflora en el área de estudio. Los icnofósiles fueron observados y descritos en campo
en los afloramientos de las columnas estratigráficas, su clasificación informal en los
diversos tipos se basa en criterios morfológicos (Rindsberg, 2012). Dentro de este trabajo
de campo se utilizó un posicionador satelital (GPS) para obtener las coordenadas y las
altitudes de los afloramientos en los cuales se levantaron las columnas.
Etapa III.
En esta última etapa se integraron todos los datos obtenidos en campo. Se elaboraron y
dibujaron las columnas estratigráficas, en ellas se vació la información y las
características de cada capa.
Trigonométricamente se determinó la relación estratigráfica entre las columnas levantadas
en campo, para construir una columna compuesta del paquete aflorando en el área de
estudio. Para el cálculo del espesor no expuesto se realizó el siguiente procedimiento: En
un plano topográfico de escala 1:10,000 se vació la siguiente información obtenida en
campo: la ubicación de columnas con base en sus coordenadas UTM, la elevación, el
espesor levantado, el rumbo y la inclinación de las capas. Posteriormente, entre dos
columnas se obtuvo la distancia (en dirección del acimut de las capas), fungiendo esta
Introducción
García-Figueroa, D.A 15
como la hipotenusa de un triángulo. Utilizando los grados del echado promedio entre dos
columnas y el teorema de Pitágoras se calculó el valor del cateto adyacente, el cual es el
espesor entre dos columnas (figura 8). A este valor se suma la diferencia en altitud entre
las bases de columnas y se resta el espesor medido en la primera de las dos columnas.
El resultado es el espesor no expuesto entre dos columnas (ver columnas estratigráficas
en el Anexo). La figura 9 muestra la relación entre las columnas levantadas, donde se
pueden observar los espesores medidos en dichas columnas y los espesores no
expuestos.
A su vez se estudiaron muestras bajo el estereoscopio para conocer mejor la textura de
las rocas. Finalmente se redactó el presente documento con base en los datos
recopilados del área de estudio y apoyado por información bibliográfica.
Figura 7.- Levantamiento de columnas A.- Regla plegable (regla de carpintero). B.- Uso de una regla plegable durante el levantamiento de las columnas en campo.
Introducción
García-Figueroa, D.A 16
Figura 8.- Ubicación de columnas estratigráficas en campo.
Figura 9.- Esquema del cálculo trigonométrico con el que se obtuvo el espesor de las capas no aflorantes.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 17
2 Sedimentología y estratigrafía
2.1 Columna
Los estratos se encuentran expuestos en el escarpe
geomorfológico de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco
(Cordón de la Virgen) y se levantaron nueve columnas
estratigráficas en el área de estudio (figura 10). Se calcularon
el espesor total y los espesores no aflorantes
trigonométricamente, considerando el rumbo y la inclinación
de las capas, la altitud de cada base de columna y los
espesores expuestos en éstas. El espesor total, desde la
base de la columna 1 hasta la estación de microondas en el
lugar conocido como Lomas de la Virgen, es de 303 m. De
este espesor total, las nueve columnas medidas tienen un
espesor acumulado de 153 m, dejando el espesor restante
de 150 m como no aflorante.
Como producto del levantamiento y la descripción de estas
nueve columnas estratigráficas (Anexo) se distinguen cuatro
facies: arenisca, lodolita, conglomerado y toba. En el
siguiente subcapítulo se describen las características de
cada una de estas facies.
2.2 Facies
En este subcapítulo se describen las características de las
facies presentes en el área de estudio y se da una
interpretación genética. Se reconocen cuatro facies
principales: arenisca, lodolita, toba y conglomerado; a su vez
algunas de estas facies se dividen en subfacies para una Figura 10.- Columna compuesta con columnas levantadas en campo y espesores no aflorantes.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 18
mejor descripción e interpretación. La facies arenisca es la más abundante. En general,
las facies reflejan ambientes terrestres, predominando un régimen fluvial.
2.2.1 Facies arenisca (FA)
En general, la facies arenisca está caracterizada por un color gris claro hasta café claro.
Presenta fractura irregular; tiene una resistencia y dureza regular y no contiene carbonato.
El tamaño de grano generalmente varía desde arena muy fina a fina, además hay
arenisca de grano medio a grueso y algunas rocas son conglomerádicas. Las areniscas
en su mayoría exhiben estratificación interna de varios tipos, aunque también es común la
presencia de bioturbación y algunas rocas ya no exhiben estructuras de estratificación
debido a la perturbación del sedimento (figura 11). Para una mejor descripción se
subdivide esta facies en varias subfacies.
Figura 11. Vista panorámica del afloramiento de la columna 2 (ver figura 8), compuesta primordialmente por arenisca. Es notable la estratificación en una parte del paquete (FA-1), aunque también existen capas internamente homogenizadas (FA-4).
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 19
2.2.1.1 Subfacies arenisca con laminación y estratificación paralela (FA- 1)
Descripción:
Es la subfacies más común. El tamaño de grano predominante varía de arena muy fina a
fina con buena selección a arena media con selección regular (figura 12). En algunos
niveles aparece también arenisca más gruesa. Solo en algunos niveles es posible
observar lentes de gránulos (granules) y de grava fina (pebbles), marcando la transición
hacia la subfacies conglomerado lenticular (figura 12). Algunos clastos se encuentran
también en forma dispersa en la roca. La forma de estos clastos va desde sub-angulosos
hasta subredondos y sus tamaños alcanzan 1 cm y excepcionalmente hasta 4 - 5 cm. Los
clastos que lo componen generalmente son de toba aunque a veces se observan también
otros clastos de composición volcánica efusiva (figura 12). Otra característica de esta
subfacies es la presencia de laminación y estratificación paralela bien marcada, la cual en
algunas partes se vuelve burda y poco visible. También es posible observar estratificación
cruzada de escala media a grande con ángulos bajos (figura 12).
En esta subfacies la bioturbación está ausente o es escasa. Los icnofósiles son de tipo
rizolitos (raíces de plantas) y son de color gris claro hasta café claro. Están expuestos de
forma vertical y algunos están horizontales. Parcialmente estos icnofósiles son
“fantasmas” (estructuras poco visibles), debido a su pobre preservación. Los rizolitos
presentes en su mayoría son del tipo A (ver capítulo 2.3.1).
Interpretación:
En general, la subfacies es semejante a la facies Sh de Miall (1978, 2006) y sus
características señalan que fue depositada en un ambiente fluvial de moderada a alta
energía. El tamaño de grano y la regular a buena selección indica un transporte bajo
condiciones poco variables a corto plazo durante el depósito. La marcada estratificación
paralela muestra un bajo gradiente del terreno y la existencia de superficies bastante
planas al depositarse estos sedimentos. Al parecer fueron flujos de avenida (sheet floods),
los cuales, por su poca profundidad, resultaron en flujos laminares del régimen inferior o
superior (Miall, 1978). Por otro lado, la presencia de estratificación cruzada refleja la
migración de pequeñas barras, revelando corrientes más turbulentas, con cambios de
energía y dirección de la corriente (Miall, 2014). Los escasos lentes de gránulos hacen
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 20
notar que hubo ciertas variaciones de la energía durante el depósito de estos sedimentos.
La poca bioturbación presente es un indicador de que la sedimentación fue constante o
sin pausas prolongadas, lo que generalmente no permitió la colonización del terreno por
plantas y animales.
Figura 12. Subfacies FA-1. A.- Vista general. B.- Con estratificación cruzada de bajo ángulo. En la parte inferior presencia de clastos de toba formando lentes de gránulos (granules). C.- Con laminación paralela y estratificación cruzada de bajo ángulo. D.- Laminación paralela, en la parte superior estratificación cruzada. En el medio un nivel delgado con clastos pequeños de toba (tamaño de la escala: 13 cm).
2.2.1.2 Subfacies arenisca con estratificación cruzada (FA-2)
Descripción
El tamaño de grano generalmente varía de arena fina a gruesa, con buena a mala
selección. Algunas rocas contienen también clastos dispersos de grava fina. Esta
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 21
subfacies está caracterizada por exhibir marcada a difusa estratificación cruzada de
escala media a grande , la cual es generalmente cruzada planar (figura 13). Es común la
presencia de pequeños lentes de conglomerado fino. También se observan paleocanales,
en su mayoría con anchos menores a 0.5 m. Algunos canales alcanzan hasta 1.5 - 2 m de
ancho aproximadamente y están rellenos de arenisca y arenisca conglomerádica con
estratificación cruzada o conglomerado.
Interpretación
En general, la subfacies es semejante a las facies Sp y Ss de Miall (1978, 2006) y fue
depositada en un ambiente fluvial de moderada a alta energía. La estratificación es
producto de la acreción en barras o dunas acuáticas y las variaciones texturales reflejan
condiciones de depósito variables. En total, las corrientes fueron más turbulentas, con
cambios en el nivel de energía y en la dirección de transporte (Miall, 2014). La escasa
Figura 13.- Subfacies FA-2. A.- Paquete expuesto sobre el arroyo. B.- Arenisca con estratificación cruzada. En la parte inferior se observa un lente de conglomerado fino, en el centro hay un paleocanal. C.- Estratificación cruzada y paralela. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 22
presencia de lentes de gránulos hace notar que hubo ciertas variaciones de la energía
durante el depósito de estos sedimentos. La poca bioturbación en esta subfacies es un
indicador que la sedimentación fue constante o sin pausas prolongadas y no permitió la
colonización del terreno por plantas y animales.
2.2.1.3 Subfacies arenisca con laminación cruzada (FA-3)
Descripción
El tamaño de grano generalmente varía de arena fina a media, la selección es buena a
moderada. El rasgo esencial de la subfacies FA-3 (figura 14) es la presencia de
laminación cruzada marcada a difusa. Ocasionalmente se registra también laminación
ondulada. La bioturbación está ausente o escasa.
Figura 14.- Subfacies FA-3, caracterizada por laminación cruzada. La escala mide 13 cm.
Interpretación
La subfacies es semejante a la facies Sr de Miall (1978, 2006) y refleja la acción de
corrientes turbulentas, produciendo rizaduras en el lecho sedimentario. La velocidad de
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 23
las corrientes fue moderada, considerando el tamaño de las estructuras. A su vez, su
formación requiere una cierta profundidad mínima en el agua (Reineck y Singh, 1980).
2.2.1.4 Subfacies arenisca bioturbada (FA-4)
Descripción
En esta subfacies el tamaño de grano generalmente varía de arena fina a media, la
selección es regular a muy buena (figura 15). Es posible observar abundantes lentes de
gránulos y grava. El largo de estos lentes comúnmente varía de 5 cm hasta 30 cm,
algunos alcanzan 2 m. Se componen de clastos de toba, sus tamaños generalmente van
desde unos pocos milímetros hasta 3 cm aproximadamente y pocos clastos exhiben
tamaños hasta de 10 cm (figura 16). También es posible observar que los clastos de toba
no solo se encuentran en forma de lentes si no también dispersos en las diferentes capas
que conforman esta subfacies. En general la textura de esta subfacies es semejante a la
FA-1 a FA-3, con la diferencia que en la FA-4 el sedimento está parcialmente o totalmente
homogenizado.
La estratificación en esta subfacies es poco visible, esto aparentemente es a causa de la
abundante bioturbación. La estratificación que se llega a observar en algunas capas es
laminación ondulada hasta curvada, estratificación cruzada de bajo ángulo, estratificación
paralela y laminación.
Esta subfacies se caracteriza por la presencia de abundante bioturbación y los icnofósiles
se encuentran en la mayoría de las capas que conforman esta subfacies (figura 16). Los
icnofósiles más comunes en esta subfacies son los del tipo A y C (rizolitos) y D
(Coprinisphaera isp.), aunque también se pueden encontrar del tipo B (rizolito) y los más
escasos son los del tipo E (Termitichnus isp., ver subcapítulo 2.3.1). No se observaron
madrigueras o rastros con rellenos activos.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 24
Figura 15. Vista general de la subfacies FA-4 en afloramiento (columna 2, ver figura 8). Se observa una capa internamente homogénea, debido a la bioturbación interna.
Interpretación:
El sedimento de la subfacies arenisca bioturbada fue depositado en un ambiente fluvial de
energía moderada (al igual que la subfacies arenisca estratificada). El indicador de esto
es el tamaño de grano, que es predominantemente arena fina y ésta generalmente tiene
selección moderada a muy buena. Se interpreta que la dispersión de los clastos, por lo
menos en parte, se debe a la bioturbación y como consecuencia de ésta, lentes de
gránulos fueron mezclados con el sedimento arenoso, produciendo un sedimento
homogenizado. La estratificación en esta subfacies está poco visible debido a la
abundante bioturbación presente, la cual borró las estructuras primarias. La intensa
bioturbación señala que hubo un tiempo considerable entre depósito y depósito
(posiblemente algunos años o hasta décadas), lo que permitió que plantas y otros
organismos colonizaran sedimentos. Las partes con mayor visibilidad de estratificación
sugieren una sedimentación más continúa, dejando menos pausas y por lo tanto menos
tiempo para la bioturbación. Los icnofósiles reflejan la icnofacies de Coprinisphaera
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 25
(MacEachern et al., 2007) y el modo de preservación de los rizolitos (presencia de
carbonato de calcio y minerales de sílice) sugiere un ambiente semidesértico o alternando
seco-húmedo (Hasiotis et al., 2007). La subfacies FA-4 es la combinación de varias facies
de Miall (1978, 2006, 2014), antes de ser bioturbados los sedimentos fueron semejantes a
las subfacies FA-1 a FA-3. El sedimento bioturbado actual (subfacies FA-4) es
comparable con la facies Fr de Miall (1978, 2006), la cual se caracterizada por la
presencia de rizolitos.
Figura 16.- Facies FA-4. A.- Lente de gránulos en la Facies FA-4 (flecha). B.- presencia de abundantes icnofósiles del tipo A (ver capítulo 2.3). C.- Presencia de abundantes rizolitos del tipo C y D. D.- icnofósiles del tipo A y D. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 26
2.2.2 Facies alternancia lodolita con arenisca (FL)
Descripción:
Esta facies está caracterizada por una alternancia de lodolita y arenisca, con colores que
varían de rojizo a rojizo claro (figura 17). La resistencia y dureza de esta facies es de
regular a buena y no contiene carbonato. El espesor de las capas individuales de lodolita
alcanza 6 cm. El tamaño de grano va de lodo (mezcla de arcilla y limo) hasta lodo
arenoso. El espesor de las capas de arenisca varía de 2 - 5 cm, y a veces un poco más.
La arenisca es muy fina y parcialmente limosa. En los límites entre cada alternancia de
lodolita y areniscas se observan grietas de desecación, bien preservadas y marcadas en
todos los niveles de esta facies (figura 18). Esta facies forma cuerpos lenticulares y la
mayor extensión lateral observada es > 100 m. Algunos lentes pequeños y de poco
espesor se componen solamente de lodolita, sin presencia de arenisca intercalada.
Figura 17.- Vista panorámica de la facies FL (columna 3, ver figura 8 y Anexo). A.- Paquete expuesto a un costado de la carretera. B.- Paquete expuesto sobre el arroyo (columna 1).
Frecuentemente también es posible observar en las capas de arenisca pequeños
intraclastos de lodolita (figura 18 C). El tamaño de estos clastos va de unos pocos
milímetros hasta 2 cm y su forma es angulosa a subredonda. En la columnas 2 aflora esta
facies rellenando un paleocanal. En toda la facies se puede observar laminación paralela
en la roca y no exhibe bioturbación.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 27
Interpretación:
La facies corresponde a la facies Fl de Miall (2006) y fue depositada en aguas estancadas
y tranquilas, permitiendo la sedimentación de lodo. Las capas de arenisca reflejan pulsos
de agua inundando estas suaves depresiones en una planicie, trayendo consigo arenas,
causando el retrabajamiento de los depósitos lodosos existentes; esto produjo los
intraclastos de lodolita las cuales se encuentran en las capas de arenisca. Posteriormente
a estos pulsos de agua, los cuerpos de agua y planicies de inundación se secaron debido
a la evaporación y/o infiltración. Prueba de esto es la presencia de abundantes grietas de
desecación. La facies sugiere un clima árido a semiárido, aunque depósitos lodosos y
grietas de desecación también ocurren en climas más húmedos.
Figura 18.- Facies FL. A.- Alternancia de lodolita y arenisca. B.- Grietas de desecación bien marcadas. (tamaño de la escala 13 cm). C.- Intraclastos de lodolita (flecha) en la arenisca. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 28
2.2.3 Facies conglomerado (FC)
Esta facies se caracteriza por un color gris oscuro hasta gris claro. La dureza es buena y
la resistencia es regular, sin contener carbonato. En general, son paraconglomerados
finos a gruesos (figura 19). La forma de los clastos varía de subangulosos hasta
redondeados y éstos se componen de rocas volcánicas efusivas y piroclásticas,
incluyendo basalto, andesita, riolita, riodacita y toba soldada (figura 20). La facies abarca
desde lentes hasta capas e internamente es posible reconocer varios tipos de
estratificación incluyendo estratificación paralela y cruzada; algunos depósitos son
caóticos y se observan contactos transicionales, erosivos y canales. Para una mejor
descripción se divide en varias subfacies (figura 20).
Figura 19.- Vista general de una parte de la facies conglomerado. Columna 8, parte superior (ver Anexo 1). A.- Vista del afloramiento principal de la facies conglomerado. B.- Columna 8 (ver figura 8) donde la facies conglomerado abarca la parte superior de la misma.
2.2.3.1 Subfacies conglomerado fino y arenisca conglomerádica (FC-1)
Descripción:
La subfacies consiste en conglomerado fino arenoso, gradando hacia arenisca
conglomerádica y está expuesta en forma de capas y lentes alargados (figura 21). El
tamaño de la grava alcanza pocos centímetros y en su mayoría son de gránulos y de
grava fina. Sin embargo, es posible observar algunos clastos más grandes, con tamaños
de hasta aproximadamente 5 cm de diámetro. Es común encontrar lentes delgados de
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 29
grava más gruesa en esta subfacies y algunas capas exhiben verticalmente estratificación
gradada. La arena es gruesa a muy gruesa, de selección regular a mala.
Se observa estratificación paralela hasta cruzada planar de escala media de ángulos
bajos a marcados (figura 21). La estratificación está bien visible debido a variaciones
granulométricas. Es posible encontrar bioturbación y las pocas estructuras son rizolitos de
los tipos A y C (ver capítulo 2.3.1), se distribuyen de forma irregular.
Interpretación:
La subfacies FC-1 no tiene un equivalente claro en la clasificación de facies de Miall
(1978, 1996), la más semejante es la facies Gm de Miall (1978), quien interpreta su facies
Gm como producto de acreción en barras, lags y depósitos tamizados (sieve deposits). La
subfacies FC-1 fue depositada en un ambiente de mayor energía, en comparación con la
facies arenisca, esto por el tamaño de grano y la mala selección que presenta. El depósito
Figura 20.- Facies conglomerado (FC). A.- Diversidad de clastos volcánicos en la facies (escala: 13 cm). B.-Conglomerado y arenisca conglomerádica con estratificación cruzada en un paleocanal. C.- Arenisca conglomerádica y conglomerado formando lags.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 30
se dio por corrientes de agua en superficies planas o casi planas. Este tipo de
conglomerado ha sido interpretado por Blair y McPherson (1994: figura 18) y Blair (2000)
como producto de flujos de avenida (sheet flood).
2.2.3.2 Subfacies conglomerado canalizado (FC-2)
Descripción:
Esta subfacies corresponde a paraconglomerado soportado por clastos y en algunas
partes por matriz y se puede observar rellenando paleocanales, los cuales generalmente
tienen anchos menores de 1 m (figura 22). El tamaño de los clastos de esta subfacies es
variable; el diámetro máximo es aproximadamente de 15 cm (cobbles). La forma que
exhiben los clastos es subangulosa a subredonda (figura 22). Parcialmente el arreglo es
caótico, especialmente en la parte profunda de los canales. Se observa estratificación
Figura 21.- Subfacies FC-1. A.- Conglomerado fino y arenisca conglomerádica con estratificación paralela. B.- Estratificación gradada y poca presencia de icnofósiles. C.- Estratificación paralela y cruzada de bajo ángulo. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 31
gradada y conglomerado más arenoso puede exhibir estratificación cruzada y planar de
escala media, de visibilidad regular (figura 22). La bioturbación en esta subfacies es nula.
Interpretación:
Ninguna de las facies de Miall (1978, 2006) concuerda totalmente con esta facies. La
facies Gt es la más semejante, la cual se forma en canales. Las características de la FC-2
señalan que los fueron depositados en canales, bajo condiciones de alta energía. Los
conglomerados muy gruesos y de arreglo caótico probablemente son producto de
corrientes turbulentas y una acumulación rápida. La presencia de estratificación gradada
refleja la disminución de la corriente conforme como fue rellenado el canal.
Figura 22.- Subfacies FC-2. A.- Subfacies conglomerado canalizado con canales menores a 1 m. B.- arreglo caótico y forma subredondeada de los clastos. C.- Estratificación cruzada de visibilidad regular. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 32
2.2.3.3 Subfacies lentes de conglomerado (FC-3)
Descripción:
La subfacies consiste en paraconglomerado soportado por clastos y matriz y se encuentra
en forma de lentes con largos de pocos decímetros hasta 2 m aproximadamente (figura
23). La matriz se compone de arenisca mal seleccionada. La forma de los clastos varia de
subanguloso hasta subredondeado y su tamaño alcanza 15 cm. Los lentes más pequeños
son agrupaciones de pocos clastos, generalmente con tamaño de pebbles. Algunos de
estos clastos exhiben imbricación. Los lentes alcanzan espesores de hasta 40 cm,
aunque normalmente el grosor es menor. Algunos exhiben una base horizontal y una
superficie superior curvada, otros muestran una base erosiva. Todos los tipos anteriores
contienen clastos volcánicos efusivos y piroclásticos. No obstante, en arenisca fina a
media se observan lentes los cuales se componen principalmente de clastos de toba,
además de clastos de pómez y algunos efusivos. Los clastos son pequeños y
generalmente no sobrepasan los 3 – 4 cm de diámetro. Algunos de estos lentes forman
parte de conjuntos cruzados (cross-sets) y por lo tanto están inclinados (figura 24). El
conglomerado presenta un arreglo interno caótico. No se observa bioturbación.
Interpretación:
Esta facies sugiere su formación bajo condiciones de alta energía. Algunas agrupaciones
de clastos grandes podrían reflejar su acumulación por obstrucción. Otros, por su forma,
son producto de pequeñas barras y los lentes observados en conjunto con arenisca con
estratificación cruzada sugieren condiciones energéticas variables, donde grava fina se
acumuló en la parte frontal de barras o en depresiones entre barras o dunas acuáticas.
También parece posible que algunos lentes se formaron a partir de flujos de escombro,
donde eventos posteriores lavaron la matriz fina (winnowing), dejando los clastos más
grandes en forma de lentes (Blair, 2000).
2.2.3.4 Subfacies conglomerado tipo lag (FC-4)
Descripción:
Esta subfacies consiste en horizontes delgados compuestos por clastos gruesos. El
espesor típicamente es de algunos centímetros. La forma de los clastos varía de
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 33
subangulosos hasta subredondeados y redondeados. Alcanzan tamaños variados desde
5-10 cm y en algunos casos hasta 20 cm (figura 25).
Interpretación:
Esta subfacies corresponde a la facies Gh de Miall (2006) y los depósitos se forman en
superficies planas. Los conglomerados pueden reflejar condiciones de muy alta energía
que no permitieron la acumulación de matriz arenosa (traction carpet; Postma, 1986; Miall,
2006), así mismo pueden reflejar procesos secundarios. La matriz puede ser lavada por
corrientes menores o por lluvia, dejando un depósito condensado (lag; Blair y McPherson,
1992,1994).
Figura 23.- Subfacies FC-3. A.- Pequeño lag de conglomerado en arenisca conglomerádica con algunos rizolitos. B.- Agrupación de clastos en arenisca conglomerádica con algunos rizolitos. C.-Pequeño lente de conglomerado fino a grueso. Algunos clastos muestran imbricación. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 34
Figura 24.- Subfacies conglomerado tipo lag (FC-4). A.- Lente de conglomerado con clastos subagulosos. B. lente de conglomerado con clastos de tamaño no mayor a 4cm. C. lente de comglomerado con clastos de tamaño homogéneo. D.- Variedad de lentes de conglomerado ricos en material tobáceo de tamaño no mayor a 4 cm. La escala mide 13 cm.
Figura 25.- Subfacies FC-4. A.- Conglomerado tipo lag con clastos no mayores a 10cm. B.- Lag con clastos excepcionales de hasta 20 cm. La escala mide 13 cm.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 35
2.2.4 Facies toba (FT)
Descripción
Esta facies es escasa y consiste de toba de ceniza retrabajada, expuesta en la parte
basal de la columna 3 (figura 26 y Anexo). Se caracteriza por un color gris claro hasta
blanco.
El espesor es variable y alcanza 1 m aproximadamente, lateralmente se interdigita con
arenisca y en algunas partes se acuña (figura 27). La roca exhibe una fractura irregular,
además tiene una resistencia y dureza buena. En la matriz fina de ceniza se observan
pequeños cristales de cuarzo y biotita, evidenciando una composición félsica. Es una toba
retrabajada ya que es posible observar estratificación paralela, laminación cruzada hasta
estratificación cruzada de bajo ángulo y de visibilidad regular.
Figura 26.- Mosaico fotográfico de la parte basal de la columna 3 en una curva de la carretera. Las rocas de color claro corresponden a la facies toba.
Existe bioturbación abundante y se observan rizolitos que penetran y atraviesan la toba
retrabajada. Están expuestos en forma de tubos alargados de forma vertical; sus tamaños
varían y alcanzan hasta > 10 cm de largo y exhiben diámetros desde unos cuantos
milímetros hasta aproximadamente 1 cm. Son del tipo A principalmente (ver capítulo
2.3.1) y están regularmente preservados. El tipo de materia del que están rellenos es
arena muy fina a fina proveniente de la capa sobreyacente (figura 27). La bioturbación
afectó a los límites inferior y superior de la toba, borrando parcialmente contactos
marcados.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 36
Interpretación:
Esta toba no es un depósito in situ, sino el material piroclástico aún no consolidado fue
redepositado por procesos fluviales. La evidencia es la estratificación interna, el espesor
variable, la parcial interdigitación con otros sedimentos y la presencia de rizolitos que la
atraviesan. Por lo tanto, la facies refleja un evento volcánico contemporáneo al depósito
de los sedimentos. La abundante bioturbación indica que posteriormente a su depósito la
superficie fue colonizada por vegetación y probablemente también por animales. La poca
presencia de esta facies sugiere que los eventos volcánicos fueron muy escasos.
2.2.5 Concreciones
En varios niveles a lo largo de la columna estratigráfica se encuentran concreciones
inmaduras de carbonato de calcio (figura 28). Su forma generalmente es bastante
irregular, son comunes las estructuras extendidas lateralmente y hasta alargadas.
Figura 27.- Facies toba (FT). A.- Facies Toba (color claro) intercalada con arenisca (color café). B.- Vistas de la abundante bioturbación en la facies toba. C.- Madrigueras y rizolitos atraviesan la toba (tamaño de la escala 13 cm).
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 37
Algunas tienen formas más circulares; además, en cortes se observan líneas concéntricas
de crecimiento. Las concreciones se concentran en ciertos niveles y pueden seguir a la
estratificación interna de las capas. En las columnas 9 y 3 afloran concreciones con
dichas formas alargadas. Además, en diversas localidades éstas tienen una dirección de
inclinación variando de 160° a 340°, predominando SW.
Figura 28.- Concreciones. A.- Concreciones alargadas hasta tabulares expuestas en la facies FA-2. B.- Concreción con forma tabular en la facies FA-4. Concreciones alargadas en la facies FA-2. D.- Concreciones en diferentes niveles de la facies FA-4.
Interpretación:
Las concreciones señalan un crecimiento bajo un régimen de flujo de agua subterránea,
mostrando la dirección del desplazamiento del agua e indicando también un nivel freático
no tan profundo (Mozley y Davis 2005). Su concentración en ciertos niveles sugiere que la
superficie sedimentaria para un tiempo se quedó estable y como consecuencia también el
nivel freático, donde preferentemente se formaron estas estructuras diagenéticas. La
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 38
forma alargada de muchas concreciones, con una orientación NE – SW, refleja una
percolación del agua subterránea hacia SW, lo que sugiere que la superficie terrestre
tenía una inclinación con esta dirección.
2.2.6 Paleosuelos
Paleosuelos reflejan pausas en la sedimentación y pueden expresarse de manera
variada. En el área de estudio se observaron en varios niveles evidencias para
paleosuelos. En la columna 1, el límite entre los paquete 7 y 8 está remarcado por la
presencia de un horizonte de caliche (figura 29). Esta capa, con un espesor que alcanza
10 cm, exhibe una continuidad lateral irregular lo que refleja una paleosuperficie no muy
regular. El sedimento por debajo del horizonte de caliche (paquete 7) es poco bioturbado.
Otro horizonte de caliche existe en la cima del paquete 5 de la columna 1. En este caso,
el sedimento por debajo del caliche está fuertemente bioturbado, principalmente por
rizolitos.
La presencia de caliche es una evidencia para paleosuelos en un clima desértico.
Además, la pausa en la sedimentación comúnmente es evidenciada por un alto grado de
bioturbación de los sedimentos ubicados por debajo de la paleosuperficie. A su vez, la
bioturbación, la cual puede ser abundante y que fue causada principalmente por
vegetación, sugiere un clima no completamente seco sino más bien semidesértico (ver
subcapítulo 2.2.5).
Figura 29.- Paleosuelos. A.- Columna 1, contacto entre los paquetes 7 y 8. La cima del paquete 7 exhibe intenso reemplazamiento por calcita (caliche), indicando un paleosuelo. B.- Acercamiento al contacto (flecha).
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 39
2.3 Icnología
2.3.1 Descripción
En este subcapítulo se describen los diversos icnofósiles encontrados en el área de
estudios. Estos icnofósiles están presentes en la mayoría de las facies, aunque se registra
una abundancia variable. En algunas facies están prácticamente ausentes y en otras son
muy abundantes (ver columnas en Anexo). La terminología utilizada en la descripción se
basa en Savrda (2007) y Buatois y Mángano (2011). La mayoría de las estructuras son
rizolitos con diferentes características morfológicas. No obstante, hasta el momento no
existe una clasificación formal de los rizolitos en icnogéneros e icnoespecies, como en
caso de las estructuras generadas por animales (Rindsberg, 2012). Por este motivo se
optó por una clasificación informal del material encontrado en los tipos A – E.
Icnofósil Tipo A
Descripción:
El tipo A son rizolitos (huellas de raíces de plantas). Los rizolitos del tipo A son los más
abundantes y frecuentemente están bien preservados. Son de color gris claro hasta café
claro y están expuestos de forma vertical a subvertical. La longitud de las estructuras
comúnmente alcanza 8 cm y excepcionalmente 20 cm; su diámetro varia de 0.5 cm hasta
3 cm, algunos hasta 6 cm (figura 30). Tienen una superficie irregular hasta porosa y están
poco ramificados. Las ramificaciones comúnmente son horizontales y más delgadas que
la estructura vertical. El tipo de material que compone el relleno es arenoso, cementado
por carbonato de calcio y parcialmente por minerales de sílice al interior. El grado de
cementación puede aumentar hacia el centro del tubo.
Interpretacion:
Estos rizolitos, por su tamaño, probablemente fueron originados por arbustos hasta
pequeños árboles. La orientación vertical del tallo principal sugiere que la disponibilidad
de agua o de humedad en el subsuelo estaba limitada a niveles mas profundos.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 40
Figura 30.- Rizolitos tipo A. A.- Rizolitos bien preservados (flechas). B.-Rizolitos con pobre preservación. Tamaño de la escala 13 cm.
Icnfósiles Tipo B
Descripción:
Son rizolitos y se encuentran en menor abundancia que el tipo A. Su color varia de café
claro hasta gris claro y su estado de preservacion varia. Están expuestos de forma
subvertical a vertical; su largo llega a medir hasta 15 cm y va desde 3 mm hasta 5 cm
(figura 31). Exhiben una superficie irregular, porosa hasta fibrosa. Estan rellenos de
arenisca bien cementada, con evidencia de calcificación y también silicificación hacia el
centro.
Interpretacion:
Por la estructura de la superficie probablemente pertenezca a plantas con raíces con
superficies fibrosas como posiblemente algunos arbustos o cactacéas.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 41
Figura 31.- Rizolitos del tipo B. A. Preservación variable. B. Estructura fibrosa. El tamaño de la escala es 13 cm.
Icnofósiles Tipo C
Descripción:
Es un tipo de rizolito. Su preservación es variable y se observan de un color gris claro
hasta café claro. Son más delgados y más largos que los tipos A y B; además están
ramificados. El largo de estos rizolitos alcanza 20 cm y su de diámetro varía de unos
pocos milímetros hasta 1 cm máximo (figura 32). La orientación que presentan es diversa,
pueden encontrarse inclinados, verticales y horizontales. Están expuestos de manera
solitaria, pero en otros casos son abundantes y pueden encontrarse de forma aleatoria.
Su superficie es irregular y porosa por carbonato de calcio. El tipo de material de relleno
es arena calcificada en su parte exterior, hacia el interior también es carbonato de calcio o
también minerales de sílice. Este tipo de icnofósil solo está presente en algunas capas
(ver Anexo).
Interpretación:
Esta forma de rizolito probablemente pertenezca a plantas con raíces delgadas como
pequeños arbustos, zacate u otras plantas de tamaño menor.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 42
Figura 32.- Rizolitos tipo C, distribuidos aleatoriamente. La escala mide 13 cm.
Tipo D
Descripción:
Son icnofósiles puntualmente muy abundantes, aunque en algunas capas están ausentes.
Su forma es esferoidal, están bien preservados y exhiben un color gris claro hasta café
claro, semejante al color de la roca. El tamaño de estos varía de unos pocos milímetros
de diámetro hasta 1.5 cm (figura 33). Están compuestos del material de la roca en la que
se encuentran, algunos son porosos y poco carbonatados.
Interpretación:
Este tipo de icnofósil, por la estructura esferoidal y el tamaño que presenta,
probablemente sea Coprinisphaera, icnofósil creado por insectos (Genisse et al., 2000;
Buatois y Mángano, 2007). En general es un icnofósil común en paleosuelos.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 43
Figura 33.- Icnofósiles tipo D. A.- Vista general. B.- Vista más a detalle. Tamaño de la escala 13 cm.
Figura 34.- Icnofósil tipo E. En las imágenes A – C se observa su forma variada, desde estructuras alargadas hasta compactas con divisiones internas.
Sedimentología y estratigrafía
García-Figueroa, D.A 44
Tipo E
Descripción:
Generalmente son icnofósiles mal preservados, debido a su estructura delicada. Son
comunes en algunas capas. Su color es semejante al color de la roca, variando de café
claro hasta gris claro. Se pueden encontrar con formas variadas, desde alargadas hasta
más compactos y se caracterizan por la presencia de divisiones internas con forma de
laminillas (figura 34). Las estructuras varían de 1 a 2 cm de diámetro y de largo hasta de
varios centímetros aproximadamente. Están formados del mismo material de la roca en la
que se encuentran expuestos (figura 34).
Interpretación:
La forma y estructura que presenta este icnofósil indica que fueron originados por
termitas, el icnofósil es Termitichnus (Hasiotis, 2003; MacEachern et al., 2007).
2.3.2 Icnofacies
La presencia de rizolitos (icnofósiles tipo A, B y C) señala que el ambiente de depósito fue
terrestre. Los icnofósiles Coprinisphaera y Termitichnus son miembros de la icnofacies
Coprinisphaera (MacEachern et al., 2007). Esta icnofacies se encuentra en área
terrestres de baja energía donde la abundancia de vegetación es variable, abarcando
ambientes húmedos hasta secos (MacEachern et al., 2007). Es notable la ausencia de
otros icnofósiles comunes en esta icnofacies, específicamente madrigueras con rellenos
activos (MacEachern et al., 2007; Counts y Hasiotis, 2009). A su vez, los especímenes
encontrados del icnofósil Termitichnus isp. exhiben una morfología típica para climas
semiáridas (MacEachern et al., 2007). La morfología de los rizolitos apoya esta
interpretación: la mayoría de los rizolitos son estructuras delgadas y los rizolitos de mayor
tamaño muestran una orientación preferentemente vertical.
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 45
3 Interpretación y Discusión
La descripción detallada de la parte superior de la formación Lomas de la Virgen permite
reconocer e interpretar los procesos sedimentarios y se propone el siguiente modelo de
depósito.
3.1 Modelo de depósito
La mayor parte del paquete de rocas expuestas en el área de estudio es arenisca
(columna 1 hasta la parte inferior de la columna 8, ver figuras 8,10 y Anexo). Solamente
en la parte superior de la secuencia (correspondiendo a la parte superior de la columna 8)
predominan rocas conglomerádicas. En total los sedimentos señalan un ambiente fluvial.
Considerando la variación textural, se puede dividir el desarrollo del ambiente de depósito
en dos etapas, la primera dominada por la acumulación de sedimento arenoso, la
segunda por el depósito de grava y arena.
En la columna compuesta, desde la base de la columna 1 hasta los 248 m, la litología es
relativamente uniforme, integrada predominantemente por arenisca muy fina a fina hasta
media a gruesa, algunas areniscas conglomerádicas, poco conglomerado lenticular o
como relleno de canales y varios lentes pequeños a grandes de lodolita. Además, aflora
una capa de toba retrabajada.
En los depósitos arenosos se reconocen varias subfacies (ver capítulo 2.2) donde
predomina arena fina, aunque se registra también arena de grano muy fino y medio a
grueso. La estratificación comúnmente es paralela y laminación paralela y cruzada de
bajo ángulo. La estratificación y laminación paralela son producto de flujos de avenida,
corrientes no confinadas (North y Davidson, 2012), donde agua corriente en forma de una
capa transporta el sedimento pendiente abajo. Esto probablemente señala un gradiente
bajo de la superficie sedimentaria. Por otro lado, la estratificación cruzada de mayor
ángulo refleja la migración de pequeñas barras las cuales muestran cambios de energía y
dirección de flujo (Miall, 1996). Sin embargo, la estratificación cruzada de mayor ángulo es
escasa, indicando que barras elevadas con forma marcada no fueron muy comunes. En
general, en esta parte de la columna se observan escasos canales, reforzando la
interpretación anterior.
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 46
La poca bioturbación en algunas capas de arenisca es un indicador de que
frecuentemente la sedimentación fue relativamente constante, dificultando la colonización
del terreno por plantas y animales. A su vez, la presencia de abundante bioturbación en
otras capas, hasta la perturbación completa del sedimento, indica pausas considerables
entre depósito y depósito, lo que permitió la colonización por plantas y animales. La
presencia de algunos niveles con caliche es otro indicador de pausas en la
sedimentación. Los icnofósiles encontrados predominantemente son rizolitos, orientados
en su mayoría verticalmente. Dicha orientación sugiere una limitada disponibilidad de
agua. Cabe mencionar que los rizolitos están preservados por calcificación o también con
un relleno silíceo, lo que sugiere suelos porosos y condiciones químicas variables en un
clima semi árido a árido (Rodas et al., 1994; Kraus y Hasiotis, 2006). Otros icnofósiles
fueron originados por insectos (Coprinispheaera isp.; Genisse et al.. 2000; Buatois y
Mángano, 2007) y termitas (Termitichnus isp.; Hasiotis, 2003; MacEachern et al., 2007).
Dependiendo del clima, los nidos de termitas varían en tamaño y forma, estructuras
pequeñas y someras son típicas para un clima seco (Hasiotis et al., 2007). En conjunto,
los icnofósiles encontrados en este estudio y su preservación apuntan hacia un clima semi
árido.
Como ya se ha mencionado, en esta parte de la secuencia estudiada pocas rocas son
conglomerádicas, presentes como rellenos de canal o lentes, y escasamente contienen
clastos mayores a 1 - 2 cm. Además, la mayoría de los clastos son de toba y pómez. Las
características de estos sedimentos en conjunto sugieren corrientes moderadas.
Los sedimentos lodosos fueron depositados en una ambiente de baja energía, en aguas
estancadas y tranquilas, permitiendo la sedimentación de lodo. A su vez,
esporádicamente hubo pulsos de agua corriente que transportaban arena hacia estas
depresiones inundadas. Debido a la evaporación e infiltración estos cuerpos de agua se
secaron, formando y dejando como prueba de estos procesos las grietas de desecación.
Una característica más en los estratos estudiados es la presencia de concreciones
alargadas que generalmente siguen en su orientación a los planos de estratificación. Este
tipo de concreciones son producto de un crecimiento bajo un régimen de flujo orientado
de agua subterránea (Mozley y Davis, 2005) y esto sugiere un nivel freático no tan
profundo al momento de formarse las concreciones.
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 47
En total, las características sedimentológicas y paleontológicas de la mayor parte de la
columna compuesta (desde la base de la columna 1 hasta la parte inferior de la columna
8) sugieren un ambiente de planicie aluvial con corrientes intermitentes y pocas corrientes
canalizadas (figura 35 A). La superficie sedimentaria tenía una morfología casi plana y en
esta planicie aluvial se acumuló predominantemente sedimento arenoso, por corrientes no
confinadas (Alexander y Fielding, 2006). En algunas depresiones en la planicie aluvial se
acumuló lodo como consecuencia de eventos esporádicos de inundación (figura 35 B). El
clima era cálido y semi árido. El tipo de ambiente fluvial corresponde a ríos efímeros de
bajo gradiente donde las inundaciones en la planicie aluvial son escasas. Esto permite el
crecimiento de vegetación y la colonización por animales (Fielding et al., 2009, 2011). En
general, el ambiente de depósito propuesto era similar a las condiciones actuales en
áreas de bajo gradiente y con sedimentación fluvial en la región (figura 36).
Figura 35. Modelo del ambiente de depósito. A y B. Modelo para la mayor parte de la columna compuesta. A. Planicie aluvial colonizada, una depresión con lodo seco y un canal en tiempo de sequía. B. Evento de inundación en la planicie aluvial. C. Modelo para la parte superior de la columna, en tiempo de sequía.
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 48
Un cambio litológico marcado se registra en la parte inferior de la columna 8,
correspondiente a la porción superior de la columna compuesta (figura 10). Este último
paquete de la columna compuesta se caracteriza principalmente por arenisca
conglomerádica y conglomerado, predominando la primera. El conglomerado grueso está
presente en forma de lentes, lags y rellenos de canales. Predomina estratificación
paralela y estratificación cruzada planar y los canales son comunes. Algunos depósitos
conglomerádicos gruesos no exhiben estratificación. La bioturbación es poca hasta
ausente, alcanza su mayor abundancia en arenisca conglomerádica.
Figura 36. Ambiente sedimentario actual en Baja California Sur (región de La Paz), comparable con el ambiente de depósito de los estratos de la mayor parte de la columna compuesta. A. La abundante vegetación y la colonización por animales genera una intensa bioturbación en el sedimento arenoso. B. Pequeño canal (flechas).
Esta parte superior de la columna compuesta sugiere un aumento en el nivel general de
energía, lo que permitió el acarreo de materiales más gruesos. Otra diferencia notable con
la parte inferior es la mayor abundancia de canales en los cuales, debido a corrientes
fuertes, se acumularon sedimentos gravosos y parcialmente gruesos (figura 35 C). Otros
depósitos de conglomerado al parecer son producto de flujos de escombro, resultando en
acumulaciones caóticas. Por lo menos algunos lags de grava gruesa podrían estar
relacionados con flujos de escombro de paso, dejando solamente el material más grueso
(Blair y McPherson, 1992, 1994). Otros lags posiblemente se formaron por el lavado
(winnowing) temporal del sedimento fino, dejando un tapete de clastos gruesos. En
cualquier de los casos, los lags reflejan condiciones de muy alta energía. La estratificación
presente sugiere por un lado un transporte por tracción sobre superficies planas,
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 49
produciendo estratificación paralela. Por otro lado existían barras, evidenciadas por la
estratificación cruzada planar, la cual marca la acreción lateral en las barras. La mayoría
de estas barras tenían una morfología suave, que se refleja en la estratificación cruzada
de bajo ángulo. La escasa bioturbación señala que fue un ambiente dinámico, sin pausas
importantes en la acumulación de material ya que no se dio la colonización por
organismos.
A partir de las características sedimentológicas de la parte superior de la columna se
interpreta un ambiente semejante al de un río trenzado (braided river), con abundantes
barras y canales (Blair y McPherson, 1994, Miall, 2006). No obstante, es probable que el
régimen fluvial ha sido efímero ya que parece poco probable que el clima haya cambiado
de seco (la mayor parte de la columna compuesta) a uno más húmedo en la parte
superior. Una evidencia son los rizolitos presentes en estas capas, que revelan el
crecimiento de vegetación sobre barras y canales y por lo tanto la escasez de
escurrimientos (Alexander y Fielding, 2006; Fielding et al., 2011). Sin embargo,
comparando con la parte inferior de la columna compuesta se propone para la parte
superior un cambio en el gradiente general de la superficie de depósito, lo cual permitió
corrientes más rápidas con mayor capacidad para transportar materiales gruesos.
Las características sedimentológicas de las capas apuntan hacia un ambiente de depósito
fluvial. Durante décadas, tres modelos fluviales han dominado en la literatura sobre
depósitos fluviales: río con meandros, ríos trenzados y ríos anastomosados. No obstante,
en los últimos años varios autores han notado que estos modelos no abarcan todos los
ambientes fluviales actuales y no explican plenamente todos los depósitos del pasado
geológico (Alexander y Fielding, 2006; Fielding et al., 2009, 2011; Gulliford, 2014),
problemática discutida detalladamente en Gulliford (2014). Estos autores constan que el
ambiente sedimentario y los depósitos de ríos efímeros en regiones áridas y cálidas no se
ven reflejados por los tres modelos anteriormente señalados, a pesar de que los ríos
efímeros representan un ambiente sedimentario común. Por lo tanto, Alexander y Fielding
(2006) y Fielding et al. (2009) propusieron un nuevo modelo fluvial para los ríos efímeros.
Las características sedimentológicas de las capas en el área de estudio revelan que no
tienen rasgos litológicos de los ríos con meandros. Para mencionar solamente algunas
diferencias importantes, en los depósitos estudiados no se encontraron capas de carbón,
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 50
no existen depósitos extensos de rocas lodosas con paleosuelos bien definidos, no se
encontraron secuencias de puntos de barra. Por otro lado, los depósitos formados en un
ambiente de río trenzado (Miall, 2006; Miall 2014) generalmente se componen de
sedimentos gruesos, abarcando arena gruesa y grava con abundante estratificación
cruzada; la presencia de bioturbación es moderada a escasa. Solamente la parte superior
de la columna compuesta concuerda con estas características de ríos trenzados. Así
mismo, los depósitos formados por ríos anastomosados son predominantemente
arenosos en los canales y lodosos en la planicie aluvial, con poco desplazamiento lateral
de los canales. Las capas estudiadas no exhiben características de los ríos
anastomosados.
Por otro lado, los rasgos sedimentológicos de los estratos estudiados son semejantes a
los de ríos efímeros en regiones cálidas, semi áridas y áridas. Dos características
importantes de este ambiente sedimentario son la dominancia de sedimentos arenosos en
la planicie de inundación y la abundante vegetación en dicha planicie. Por lo tanto, para la
mayor parte de la columna compuesta se propone un ambiente sedimentario de un río
efímero de bajo gradiente en un clima semi árido. Los sedimentos corresponden a una
planicie fluvial efímera colonizada por vegetación y fauna con escasas eventos de
Figura 37.- Contacto erosivo en la parte superior de la columna compuesta (correspondiente a 4 m en la columna 8, ver Anexo 1). La escala mide 13 cm.
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 51
inundación, había pocos canales pequeños y en depresiones se depositó lodo durante
eventos esporádicos de inundación (figura 36).
La parte más alta de la columna se compone de sedimentos más gruesos. El cambio
hacia esta parte de la columna compuesta fue brusco, evidenciado por un contacto
erosivo (figura 37). Esta última parte de la columna refleja un aumento del nivel general de
energía, donde las corrientes fueron turbulentas y existían más barras. En suma, estos
depósitos se asemejan a los de ríos trenzados, aunque la presencia de rizolitos revela
que el caudal fue bastante variable y probablemente efímero.
3.2 Implicaciones regionales
La presente investigación, basada en la recopilación detallada de datos de campo, ha
permitido interpretar la evolución estratigráfica en el área de estudio, correspondiente a la
parte superior de la formación Lomas de la Virgen. La parte inferior ya fue estudiada por
Cota-Castro (2011); así, los resultados del presente trabajo complementan el
conocimiento sobre dicha unidad estratigráfica.
En la parte inferior de la formación, estudiada por Cota-Castro (2011), aflora un paquete
de aproximadamente 100 m dominado por arenisca de origen eólico, indicando
condiciones semi áridas y áridas. Además, este paquete sugiere que no hubo un aporte
fluvial de sedimentos. Posteriormente y de manera gradual aumentó la influencia fluvial y
la parte superior de la columna, objeto de la presente investigación, está conformada por
depósitos fluviales. Para la mayor parte de la columna estudiada se propone un ambiente
sedimentario fluvial efímero de bajo gradiente en un clima semi árido. Los sedimentos
corresponden a una planicie fluvial efímera colonizada por vegetación y fauna con
escasas eventos de inundación, había pocos canales pequeños y en depresiones se
depositó lodo durante eventos esporádicos de inundación (figura 36).
La parte más alta de la columna se compone de sedimentos más gruesos. Esta última
parte de la columna refleja un aumento del nivel general de energía, donde las corrientes
fueron turbulentas y existían más barras. En suma, estos depósitos se asemejan a los de
ríos trenzados, aunque la presencia de rizolitos revela que el caudal fue bastante variable
y probablemente efímero.
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 52
En el área de estudio, correspondiendo a la parte superior de la formación Lomas de la
Virgen, se encontró una sola toba, con evidencias de retrabajamiento del material recién
caído. Otras tobas no existen en la formación lo cual sugiere, comparando con el
Figura 38.- Columna estratigráfica de la formación Lomas de la Virgen. El presente estudio corresponde a la parte superior (parte inferior tomado y modificado de Cota-Castro, 2011).
Interpretación y Discusión
García-Figueroa, D.A 53
vulcanismo activo durante el depósito de la Formación/el Grupo Comondú, que el
vulcanismo había casi terminado. Se propone que por lo menos la mayor parte de los
materiales de la formación Lomas de la Virgen provienen de la erosión de la Comondú en
la región del futuro golfo de California. El abombamiento de la corteza en esta región del
golfo, como primera etapa en la formación de un rift continental activo, posiblemente
aceleró la erosión en esta área (Cota-Castro, 2011). A su vez, dicho abombamiento pudo
ocasionar subsidencia al Oeste del área de estudio, evidenciado por la interdigitación de
los depósitos terrestres de la formación Lomas de la Virgen con la Formación Salada de
origen marino en el área de Reforma Agraria y Conquista Agraria (Schwennicke et al.,
2000a; Schwennicke et al., 2009). El inicio de fallamiento normal en la Provincia
Extensional del Golfo (Stock y Hodges, 1989), acompañado por la formación de cuencas
sedimentarias, finalmente cortó el aporte de sedimentos y terminó la acumulación de la
formación Lomas de la Virgen.
Recientemente, algunos autores cuestionan el modelo de un arco Comondú en el
noroeste de México como producto de la subducción de la placa Farallón (Duque et al.,
2014) y proponen el inicio de la extensión desde mucho antes, incluso desde el Oligoceno
Tardío. No obstante, esta propuesta no puede explicar el origen de la formación Lomas de
la Virgen ya que estos sedimentos provienen de un área más elevada, la cual
experimentó intensa erosión, dando origen al grueso paquete de la formación. Se
propone, en acorde con autores anteriores (Cota-Castro, 2011; Schwennicke et al., 2013),
que esta área elevada fue precisamente el arco volcánico ya casi apagado.
En suma, la formación se formó en la transición del régimen con existencia de un arco
volcánico activo (Formación/Grupo Comondú) hacia uno extensional (Provincia
Extensional del Golfo). Sus materiales provienen de la erosión del arco ya casi apagado,
los cuales fueron transportados hacia el Suroeste y Oeste.
Se recomienda cartografiar a detalle la extensión de la formación Lomas de la Virgen y
estudiar sus variaciones estratigráficas laterales. En particular, el estudio de la
interdigitación con los sedimentos marinos de la Formación Salada potencialmente puede
agregar información bioestratigráfica y precisar el conocimiento sobre la edad de la
formación Lomas de la Virgen.
Conclusiones
García-Figueroa, D.A 54
4 Conclusiones
Se estudió la parte superior de la formación Lomas de la Virgen, completando la
investigación realizada por Cota-Castro (2011). Se levantaron varias columnas
estratigráficas en el área conocido como “la subida al 35” y sierra Los Filos del Treinta y
Cinco, cerca de las Lomas de la Virgen.
El análisis detallado de la columna estratigráfica, incluyendo sus facies y subfacies
expuestas, permitió interpretar el ambiente de depósito de los sedimentos. La mayor parte
del paquete estudiado corresponde a areniscas, las cuales en su mayoría texturalmente
varían de finas y limosas a finas a medias. La estratificación incluye laminación paralela y
cruzada y también estratificación cruzada. Además, se observan pocas rocas
conglomerádicas, con grava fina, en forma de lentes y hasta capas. Se observan algunos
canales y se intercalan lentes de lodolita con grietas de desecación. Es común la
presencia de abundante bioturbación, principalmente rizolitos (clasificados informalmente
en tipos A, B, C), pero también de otros icnofósiles (Coprinisphaera, Termitichnus). El
conjunto de icnofósiles apunta hacia un clima seco. En total, las capas estudiadas
sugieren un régimen sedimentario fluvial de energía moderada en un ambiente
semidesértico. Los lentes de lodolita evidencian la existencia de cuerpos de agua
temporales.
Hacia la cima del paquete, aflorante cerca a las Lomas de la Virgen, aumenta la
proporción de conglomerado y existe un paquete sumamente conglomerádico, que señala
un aumento en el nivel de energía en el ambiente fluvial, comparable con un régimen de
río trenzado.
La edad de la formación Lomas de la Virgen abarca desde finales del Mioceno inferior a
Mioceno medio. Es notable la escasa presencia de materiales volcanoclásticos y la unidad
ha sido interpretada como producto de la transición sin arco a post arco, siendo producto
de la erosión del arco. Hacia el Suroeste y Oeste, en Conquista Agraria y Reforma
Agraria, la formación Lomas de la Virgen se interdigita con los depósitos marinos de la
Formación Salada. Por lo tanto, se recomienda extender el estudio estratigráfico de la
formación Lomas de la Virgen y cartografiar su distribución. Por último se considera de
Conclusiones
García-Figueroa, D.A 55
gran importancia investigar más a detalle las relaciones estratigráficas con la Formación
Salada, ya que podría aportar datos adicionales sobre la edad de la unidad y la evolución
estratigráfica en la región.
Bibliografía
García-Figueroa, D.A 56
5 Bibliografía
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