EXPLORACION GEOLOGICA Y GEOFISICA DEL LITIO
TEMA 4
InVESTIGADORES: RICARDO martínez mellado. juan carlos gonzález rocha.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La República mexicana tiene una gran variedad de rocas de todos tipos ígneas sedimentarias y metamórficas , además tiene una historia geológica muy diversa.
De manera muy general, podríamos considerar que la edad de las rocas existentes en nuestro país varía desde 1300 millones de años hasta la actualidad , por supuesto que las rocas más antiguas han sufrido una gran cantidad de procesos como son vulcanismo, magmatismo, orogenias, deformación ,fracturamiento, metamorfismo mineralización y alteraciones de todo tipo, y todos estos procesos dan como resultado una gran diversidad de minerales de alteración de ahí la gran riqueza en yacimientos minerales que tenemos en nuestro país.
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Podríamos dividir a la República mexicana, de manera muy general en cinco grandes regiones , primeramente, debemos de considerar que la costa occidental de nuestro país es un margen activo se le considera como un margen activo porque en si mismo es el límite de grandes placas tectónicas como es la gran placa del pacífico, la placa de cocos y la placa de Norteamérica ,por el contrario la costa del golfo de México es un margen pasivo y no es límite de placa, ya que el límite de la placa de Norteamérica hacia el oriente se ubica hasta la dorsal Meso atlántica situada en la parte media del Océano Atlántico a muchos kilómetros de distancia
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Además cabe señalar que en la costa oriental se encuentran distribuidos la mayor parte de los yacimientos de hidrocarburos en rocas del mesozoico y del cenozoico ya que en la costa del golfo y las planicies costeras se ubican casi todas las cuencas sedimentarias productoras y las plataformas continentales y los taludes de las mismas además de la cuenca salina del istmo de Tehuantepec con grandes yacimientos de hidrocarburos, otro rasgo relevante que destaca en la geografía de nuestro país es la provincia del eje neo volcánico que prácticamente divide la parte norte y la parte sur de nuestro territorio en el meridiano 19°,la región Norte y sur están separados por una zona volcánica relativamente joven de edad cuaternario y hasta el reciente que mide 900 km de longitud y 180 km de ancho haciendo esta parte, meridional de la República mexicana, una zona rica en yacimientos minerales y rica en suelos fértiles que favorecen la agricultura en nuestro país con suelos ricos en minerales y nutrientes que favorecen el cultivo de una gran diversidad de plantas.
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Es en esta región, donde también se encuentra el volcán más joven de México, que es el Paricutín en el estado de Michoacán. Todo esto, además de traernos grandes beneficios y hacer de nuestra tierra en nuestro país, una tierra rica en suelos y en yacimientos minerales también hay aspectos que afectan a nuestro territorio, como son la intensa actividad sísmica, generada en la zona de subducción de la placa de cocos bajo la placa de Norteamérica lo que origina una gran cantidad de movimientos telúricos frente a las costas de Guerrero, Oaxaca, Colima Nayarit, y aún en la zona de Chiapas, donde , además de la placa de cocos hay interacción con la placa del Caribe
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El estado de Sonora es privilegiado desde el punto de vista geológico, pues contiene una de las columnas estratigráficas más completas del país, por lo que se han encontrado rocas y organismos fósiles de casi toda la edades.
En el norte del Estado, se ha identificado la extensión meridional del Cratón de Norteamérica, y en sus inmediaciones dentro del golfo de California se localiza el límite entre la placa del pacífico y la de Norteamérica.
Carta Geológico-Minera del estado de Sonora
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Como resultado de algunas investigaciones sobre la geología de Sonora, se han desarrollado conceptos tónicos y paleogeográficos, que sin duda afectará a las interpretaciones de la geología de regiones aledañas en el norte de México por todo lo anterior se realizó un análisis histórico de las investigaciones geológicas que se han realizado en el estado de Sonora.
Desde principios del siglo XVII se tienen los primeros reportes escritos sobre la geología de Sonora, siendo el interés por su riqueza minera la principal motivación para su estudio de mediados del siglo XVII hasta 1900 exploradores y misioneros jesuitas reportaron las primeras observaciones sobre los recursos naturales de Sonora en 1698.
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El padre Kino identificó el campo volcánico del Pinacate. Asimismo, descubrió que California no era una isla sino una península. En 1795 se descubrió la localidad, fosiliferá de Arrivechi, que posteriormente fue reconocida internacionalmente por contener una abundante fauna del Cretácico.
En 1886 se reportan las primeras plantas invertebrados fósiles del triásico en la región central de sonora. En 1887 ocurrió el sismo de Bavispe el más importante en sonora en tiempos históricos que afectó una amplia región del noroeste de México los datos iniciales sobre la geología.
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Sonora aparecieron en la primera carta geológica de México publicada en 1889 por la comisión geológica de la República mexicana de 1900 a 1920. Los estudios geológicos publicados son escasos se llevan a cabo los primeros estudios estratigráficos de carácter regional.
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En el aspecto minero se describen en la literatura algunas de Las primeras minas de cobre, grafito y oro de 1920 a 1960 se consolida el estudio de la geología sonora con una metodología moderna. Se realizan las primeras investigaciones por parte del Instituto geológico de México. Durante este lapso el del tiempo se llevan a cabo algunos estudios clásicos sobre la estratigrafía de Sonora y se promueve el estudio de las rocas volcánicas se inicia el estudio científico del golfo de California y en 1940 se realizó el primer crucero.
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En 1944 son restos reportados por primera vez estructuras estro mato líticas en roca sedimentarias precámbricas Así como otros fósiles del cámbrico en la región de Caborca.
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Entre 1949 y 1961 se publicaron una serie de trabajos sobre los principales yacimientos de tungsteno, carbón y antimonio. Se describen en Sonora cinco nuevos minerales de oro y antimonio. En el periodo entre 1960 y 1994 se tiene un gran desarrollo en las investigaciones en geología cubriendo un mayor número de disciplinas.
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En 1979 se describió por primera vez ocasión la mega cizalladura Mohave sonora a finales de la década de los setentas existió un renovado interés por el estudio de las terrazas marinas del golfo de California y su significado en relación a la evolución tectónica dentro de este mismo contexto los estudios sobre el origen del golfo de California incluyeron conceptos de tectónica de placas para explicar su origen. En 1980 se escribieron los primeros núcleos metamórficos complejos, así como el metamorfismo de edad terciaria asociado en la década de los ochentas a una serie de estudios, estratigráficos en rocas del paleozoico temprano que permitieron definir por primera vez, la unión del orogeno de los Apalaches en el norte de Sonora, y en geología económica, continuaron las publicaciones que describen las Geología de Yacimientos de oro, tugsteno y otros minerales como resultado de este análisis histórico, se concluye que los trabajos consultados sobre la geología de Sonora.
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El mayor número corresponde a la geología económica seguido de temas sobre estratigrafía paleontología Geología estructural y tectónica, así como de geología marina y del cuaternario, rocas ígneas, y geología derivados de estos estudios se aplicaron en Sonora dos nuevos conceptos en Geología estructural, que consistió la identificación de algunos de los llamados Core-complex y la definición de un metamorfismo de edad, terciaria en la Provincia, tectónica de Sierras y cuencas el segundo, la presencia sonora de la mega cizalladura de Mojave sonora, este rasgo tectónico ha tenido una gran influencia en las interpretaciones de la tectónica regional en épocas recientes finalmente, desde el punto de vista paleo geográfico, se ha definido en Sonora el cierre de los mares del paleozoico temprano alrededor del cratón de Norteamérica. (Jaime Roldán Quintana)
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Regionalmente el estado de Sonora presenta afloramientos de rocas que varían en edad desde el Proterozoico hasta el Cuaternario, en un entorno geológico muy complejo provocado por los eventos tectónicos y deformaciones que han sucedido a través del tiempo. En las últimas décadas se ha manejado la idea de que la cordillera norteamericana se formó por la adición de una cantidad de terrenos tectonoestratigráficos, considerados como bloques alóctonos que han sido transportados por distancias considerables, y acrecionados al cratón de Norteamérica (Campa-Uranga y Coney, 1983).
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Este evento colisional produjo intenso plegamiento, fallamiento inverso, deformación penetrativa y metamorfismo de facies esquistos verdes, esquistos azules y anfibolita (Jones et al., 1982). Esta acreción de terrenos ha sido continua desde el Paleozoico hasta el Terciario Temprano. En Sonora se han descrito cuatro terrenos principales, de norte a sur son los siguientes: Norteamérica, Caborca, Cortés y Guerrero (Coney y CampaUranga, 1987) (Figura 3); para efecto de este estudio solo se mencionaran los dos primeros.
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El Cratón de Norteamérica se localiza en la porción norte de Sonora, y se caracteriza por tener un basamento precámbrico. Este basamento aflora en la Sierra Los Ajos-Buenos Aires, al suroeste de Naco, al este de Nogales, en Estación Llano y al norte de la Sierra de Aconchi. Las litologías principales consisten de secuencias volcanosedimentarias metamorfizadas a esquistos y gneises intrusionados por granitos y granodioritas con escasas dioritas.
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Las edades isotópicas para las rocas metamórficas y plutónicas de esta parte del Cratón varía de 1.7-1.4 Ga (Anderson y Silver, 1979), y de 1.1 Ga para el granito micrográfico (Rodríguez-Castañeda, 1994). La cubierta sedimentaria paleozoica en el norte de Sonora tiene más de 2000 m de espesor de rocas con facies de plataforma y cratonal, con afloramientos cerca de Cananea y en la Sierra Los Ajos. El Terreno Caborca, limita al sur con el Terreno Cortés y al norte con el cratón de Norteamérica, y representa un bloque del cratón de Norteamérica
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Desplazado hacia el sureste a lo largo de la falla Mojave-Sonora en el Jurásico Tardío (Anderson y Silver, 1979). Este bloque alóctono se compone de gneises, esquistos y anfibolitas intrusionadas por granitos de 1.8-1.7 Ga, y de 1.4 y 1.1 Ga. Estas rocas del basamento proterozoico están cubiertas por una secuencia marina depositada en ambiente de plataforma somera en la margen pasiva de Laurencia desarrollada después del rompimiento del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico.
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Las rocas sedimentarias están compuestas de areniscas, dolomías y calizas, con presencia de estromatolitos, que pertenecen al Neoproterozoico y Paleozoico. El espesor estimado para esta secuencia es de 3300 m y se considera como parte de la secuencia miogeosinclinal cordillerana expuesta a lo largo del borde oeste de Norteamérica (Anderson y Silver, 1979; Stewart et al., 2002). El área de estudio del presente trabajo se encuentra dentro del Terreno Caborca, muy cerca del límite con el Cratón de Norteamérica (Figura 3).
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El Terreno Cortés se localiza en la porción central-sur de Sonora, limita al norte con el Terreno Caborca y al sur con el Terreno Guerrero. Fue propuesto por Coney y Campa-Uranga (1987) quienes lo definieron como un terreno constituido por rocas del Paleozoico tardío y Mesozoico.
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Representa una zona de transición de corteza continental a oceánica. Consiste de una secuencia sedimentaria deformada, con facies de aguas profundas de edad Ordovícico-Pérmico, la cual fue acrecionada tectónicamente al Terreno Caborca (Stewart et al., 1990; Pool et al., 1991). En Sonora, las rocas del basamento precámbrico del bloque Norteamérica se encuentran expuestas en la Sierra Los Ajos que se localiza al este de Cananea,
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ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Representa una zona de transición de corteza continental a oceánica. Consiste de una secuencia sedimentaria deformada, con facies de aguas profundas de edad Ordovícico-Pérmico, la cual fue acrecionada tectónicamente al Terreno Caborca (Stewart et al., 1990; Pool et al., 1991). En Sonora, las rocas del basamento precámbrico del bloque Norteamérica se encuentran expuestas en la Sierra Los Ajos que se localiza al este de Cananea, donde aflora un esquisto micáceo con segregaciones de cuarzo, en el cual ocasionalmente se observa el protolito de andesita, grauwacka y cuarcita.
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Estas rocas forman parte de la secuencia de rocas volcánicas y sedimentarias depositadas hace 1.7 Ga (Anderson, et al., 1980) que se encuentran fuertemente plegadas y afectadas por metamorfismo de la facies esquistos verdes hace 1.64 Ga. Se correlacionan con el Esquisto Pinal que aflora en las montañas Pinal del sureste de Arizona; y que muestra afinidad con la provincia Mazatzal del sur de Arizona y Nuevo México, (Figura 4).
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Mientras que las rocas del basamento Paleoproterozoico del bloque Caborca están constituido por rocas metamórficas como gneis, esquisto y en algunas localidades anfibolita de la facies esquistos verdes-anfibolitas, cuyos protolitos que corresponden a intrusivos graníticosgranodioríticos, andesita, basalto y arenisca; en la mayoría de las localidades afloran como colgantes en las rocas del batolito Laramide.
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En Quitovac y en la Sierra Los Tanques, el basamento metamórfico paleoproterozoico se encuentra cabalgando a la secuencia volcanosedimentaria del arco Jurásico (Caudillo-Sosa et al., 1996; Campbell y Anderson, 1998).
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En la región de Quitovac se tienen edades entre 1.77-1.69 Ga para el protolito granítico que presenta afinidad con las provincia cristalina Yavapai o la zona de transición Mojave-Yavapai (Iriondo, 2001, Iriondo et al., 2004). En Sierrita Prieta al sur de Trincheras, Soto-Verdugo (2006) reporta edades entre 1733-1727 para el protolito de los granitoides que fueron metamorfizados a orto-gneises que relaciona con la provincia Mojave. Los modelos propuestos para los eventos orogénicos del Paleoproterozoico.
Figura 4. Distribuciónde las provincias précambricas en el suroeste de Estados Unidos y noroeste de México
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A principios del Mesozoico, se registra un cambio en la tectónica de placas, de un margen pasivo a un margen convergente. En Sonora las rocas triásicas se han identificado en la Sierra del Antimonio, donde se tiene un alóctono con facies marinas de plataforma de edad Triásico Temprano (González-León, 1997). Los sedimentos deltaicos del Grupo Barranca fueron depositados en cuencas alargadas transtensionales y/o extensionales tipo rift (Stewart y Roldán-Quintana, 1991) cuya fuente fueron las áreas elevadas constituidas por rocas del basamento Precámbrico (Gehrels and Stewart, 1998). Las rocas ígneas que sugieren un magmatismo de edad Permo-Triásico afloran en el noroeste de Sonora. Al suroeste de Sonoyta aflora un granito de 225 Ma (Stewart et al., 1986)
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En los intrusivos graníticos expuestos en la Sierra Pinta se tienen edades de zircones entre 258-275 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2008); y en el extremo sur del estado en el límite Sonora-Sinaloa donde afloran granitoides deformados del Complejo Sonobari se tienen edades de 220 Ma (Anderson and Schmidt, 1983). Durante el Jurásico se renueva el vulcanismo y plutonismo en Sonora, con el desarrollo de un arco magmático con características continentales y marinas que se relaciona con una subducción oblicua de la placa Farallón por debajo de la placa Norteamericana.
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Los afloramientos de este arco volcánico se localizan en la porción norte y noroeste del estado, desde San Luis Río Colorado, Sonoyta y Caborca, hasta Nogales y Cananea (Figura 7); y consisten principalmente de derrames y tobas riolítica, con intrusiones de granito y monzodiorita. Además se desarrollan fallas con desplazamiento lateral junto con la acreción de terrenos.
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Las edades de este arco magmático varían entre 180-170 Ma para las rocas volcánicas, y entre 175-150 Ma para las rocas intrusivas (Anderson y Silver, 1979; Stewart et al., 1986), el cual fue truncado por una falla de corrimiento lateral izquierdo con desplazamiento de 800 km durante el Jurásico medio-superior (156- 146 Ma), llamada megacizalla Mojave-Sonora (Anderson y Silver, 1979), donde la transpresión es la característica principal de deformación, que forma una franja de rocas deformadas que se extiende desde Sonoyta hasta la región de Tuape, con desarrollo de milonitas, cabalgaduras, pliegues, y en algunas localidades metamorfismo de la facies esquistos verdes.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
A finales del Jurásico, el arco fue cortado por fallas de desplazamiento lateral orientadas NW-SE paralelas a la megacizalla Mojave-Sonora, como la Sawmill Canyon-Los Ajos y San Antonio, que precámbrico con una cubierta volcánica del arco jurásico, y limitado por fallas de rumbo, al noreste por la falla Los Ajos y al suroeste por la falla San Antonio (Rodríguez-Castañeda, 2002), desarrollándose en los márgenes de este alto estructural las cuencas Bisbee y San Antonio. Estas cuencas están distribuidas dentro de una región con corteza precámbrica y jurásica. Hacia el sur del Alto de Cananea, en la región de Teguachi-Tuape, el mismo autor identifica una fase de deformación compresiva durante el Jurásico Tardío, que afectó a rocas precámbricas y paleozoicas, y volcanosedimentarias de edad Jurásico MedioTardío, donde las primeras cabalgan a las segundas con transporte tectónico hacia el N-NE
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Para el Cretácico Tardío y Paleógeno se presenta un tectonismo caracterizado por secuencias volcanosedimentarias y actividad magmática calcialcalina entre 90-40 Ma (Damon, et al., 1983), así como cuerpos subvolcánicos de composición ácida-intermedia, además de un cambio en la dirección y velocidad de convergencia de las placas Farallón y Norteamericana.
De esta manera se considera que las rocas del batolito de Sonora y las volcánicas dacíticas-andesíticas constituyen un arco magmático (Figura 9) que registra el progreso de la convergencia entre placas (McDowell y otros, 1994). En el oriente del estado, los sedimentos de ambiente fluvio-deltáicos y lacustres con vulcanismo asociado, se depositaron en cuencas extensionales. También en el tiempo Cretácico Tardío-Paleógeno se desarrolla la orogenia Larámide, término que se ha utilizado para definir un estilo de deformación
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Compresiva con cabalgaduras y pliegues orientados NW-SE que incluye la formación de cuencas sintectónicas. La fase distensiva de Sierras y Valles se encuentra distribuida por el oeste de Estados Unidos y continúa hacia el sur en el noroeste de México (Figura 10). En la etapa inicial de la deformación extensional terciaria en el norte de Sonora se originan los complejos de núcleo metamórfico (metamorphic core complex) y cuencas sintectónicas asociadas, como Magdalena-La Madera, TubutamaMezquital, El Sásabe, Cerro Carnero, Aconchi y Mazatán.
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La deformación dúctil (35-15 Ma) asociada a los complejos de núcleo metamórfico se da a lo largo fallas de despegue generando zonas de milonitas (Nourse et al., 1994). La extensión Sierras y Valles inicia aproximadamente hace 20 Ma. Las cuencas presentan depósitos continentales lacustres, el vulcanismo es bimodal y consiste de basalto con riolita subordinada, que contrasta con el vulcanismo intermedio asociado a subducción del Terciario Inferior.
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Los derrames de basalto intercalados en las capas de conglomerado tienen edades entre 20-17 Ma. Desde hace aproximadamente 12 Ma hay un cambio en el estilo de deformación, de extensión a fallamiento lateral que es el que se mantiene hasta el presente. Corresponde a fallamiento lateral derecho de rumbo NW-SE (sistema de fallas San Andrés) con desarrollo de cuencas de desgarre, relacionadas a la apertura del Golfo de California. El Golfo de California es una cuenca marina generada por el movimiento transformante entre la Placa de Norteamérica y la Placa del Pacífico (Atwater, 1989); de esta manera, se interpreta que la primera invasión está representada por conglomerados marinos y continentales expuestos en la Isla Tiburón, que se encuentran intercalados con rocas
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volcánicas félsicas con edades de entre 13-12 Ma (Gastil et al., 1999). Las primeras incursiones marinas ocurrieron durante el Mioceno tardío–Plioceno temprano en diferentes localidades del golfo primitivo, desde las Islas Tres Marías en el sur, hasta el Valle Imperial en el norte. Estudios detallados más recientes en la región de San Felipe y Puertecitos, proponen que la primera fase extensional inició a los 12–11 Ma. Se considera un desplazamiento aproximado de 300 km entre la costa de Sonora y la Península de Baja California, la mayor parte del cual se ha llevado a cabo en los últimos 6 Ma, a lo largo del sistema de fallas de San Andrés. Por otra parte, en el noreste de Sonora se tiene fallamiento normal de alto ángulo, activo, con actividad sísmica asociada, como la falla Pitaycachic, de rumbo norte-sur con echado al oeste. Los afloramientos del paleozoico se presentan en forma aislada en el norte y centro del estado de Sonora.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La cuenca Los Barriles, al norte de la cuenca San José del Cabo, forma parte de la Provincia Extensional del Golfo. Es un medio graben, limitado en su lado oeste por el sistema de fallas Los Barriles. Nuestra investigación confirma que éste no es parte de la falla San José del Cabo, sino una estructura independiente. El relleno sedimentario se constituye de tres secuencias estratigráficas: SE 1, SE 2 y SE 3. La SE 1 está conformada por las formaciones Los Barriles y Trinidad. La Formación Los Barriles se compone de conglomerado y arenisca formados en abanicos aluviales y está en contacto con el basamento plutónico y metamórfico cretácico en el oeste, mediante la falla Los Barriles, y en el este a través de una discordancia.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Somero, cubre discordantemente a la Formación Trinidad y se interdigita lateralmente con la parte superior de la Formación Los Barriles, conformando un abanico deltaico de aguas someras, probablemente de edad pliocénica. La Formación El Chorro del Pleistoceno sobreyace discordantemente todas las unidades anteriores y cubre localmente al sistema de fallas Los Barriles. Está compuesta por arenisca y conglomerado depositados en abanicos aluviales y se interdigita hacia la línea de costa actual con conglomerado y arenisca fosilíferos marinos formados durante el último período interglacial; ambos constituyen la SE 3.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Evolución tectónica del Golfo de California Volcanismo y extensión en la Provincia Extensional del Golfo de California
Arturo Martín Barajas
Departamento de Geología. CICE8E, Km 107 carretera Tijuana-Ensenada, Ensenada, B. C
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La evolución del volcanismo en la Provincia Extensional del Golfo refleja el cambio de un régimen de subducción al desarrollo de un rift continental ya un rift oceánico con transferencia de la península a la Placa Pacífico durante el Mioceno tardío-Plioceno. Una etapa de extensión temprana (25-12 Ma) en posición intraarco y trasarco en Sonora y en la margen oriental del Golfo ocurrió sincrónicamente con la última etapa del arco miocénico. En Sonora central la mayor extensión ocurrió en dos ó tres pulsos discretos entre -25 y -10 Ma, mientras que en la península de Baja California las primeras evidencias de extensión están definidas con edades radiométricas de 11 Ma a 16 Ma. En Baja California Sur la mayor subsidencia de las cuencas marginales se reporta durante el Plioceno, aunque datos geocronológicos recientes sugieren una mayor edad (7-11 Ma) en la cuenca de Santa Rosalía y por el levantamiento del bloque de Los Cabos.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El volcanismo posterior a la subducción muestra una diversificación importante en la composición y en el estilo eruptivo. En la península incluye flujos de lava alcalina y subalcalina de <12 Ma que cubren localmente a ignimbritas y andesitas subordinadas de 14 a 11 Ma. En Sonora, lavas basálticas intJrcaladas en depósitos continentales definen el inicio de la extensión en el Mioceno temprano, sin embargo, el volcanismo alcalino de tipo intraplaca se manifiestó hasta el Mioceno tardío-Plioceno con volúmenes relativamente pequeños. A partir de -10 Ma basaltos y andesitas de afinidad toleitica fueron emplazados localmente en la costa de Sonora y en la península de Baja California sobre una región más amplia durante la etapa del protogolfo, este tipo de volcanismo subalcalino ocurre en los centros de dispersión y las zonas adyacentes a partir de la etapa moderna del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Desde la terminación de la subducción (ca. 12 Ma) el volcanismo calcialcalino ha ocurrido intermitentemente en las márgenes y algunas islas del Golfo, ocurre en estratovolcanes andesítico-dacítico (e.g. Tres Vírgenes, Mencenares) y calderas (e.g. La Reforma, Puertecitos, Sierra Pinta), que imitan la actividad orogénica del Mioceno temprano. En la franja costera de Sonora el emplazamiento de domos y tobas riolíticas culminó hacia los 11 Ma.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La variación en la composición y en el estilo eruptivo del volcanismo post-subducción (<12 Ma) refleja más una heterogeneidad de la fuente debida a un período prolongado de actividad orogénica previo a la distensión ya diferentes grados de fusión parcial relacionados con la inestabilidad térmica que ocasionó la distensión cortical y el desarrollo de un rift oceánico incipiente desde el Plioceno tardío.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La Provincia Extensional del Golfo de California comprende la región al oeste de la Sierra Madre Occidental hasta el escarpe principal del golfo en la península de Baja California (Figura 1). Este escarpe topográfico separa el macizo peninsular de una delgada franja en la porción oriental de la Península estructuralmente ligada a la Provincia Extensional del Golfo. Su evolución geológica es compleja debido a que registra durante el Neógeno el cambio en el régimen tectónico, de subducción a distensión cortical (rifting) y formación de piso oceánico en los últimos 3-4 Ma en algunas cuencas del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La causa de la distensión temprana en la provincia de Cuencas y Sierras (Basin and Range) es aún objeto de discusión, como también lo es la relación temporal causa-efecto del magmatismo cenozoico con el proceso distensivo; aunque existe consenso en que la extensión en la provincia de Cuencas y Sierras generó fusión parcial de manto litosférico y/o de la corteza inferior (c.f. Metcalf y Smith, 1995 y otros trabajos citados). En su etapa actual de apertura oceánica las cuencas de la mitad sur del Golfo han generado verdadera corteza oceánica.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El objetivo de este trabajo es presentar una síntesis basada en los trabajos publicados sobre el inicio y la evolución espacial y temporal de la distensión en la Provincia Extensional del Golfo de California y presentar las características geoquímicas principales del volcanismo durante el proceso de extensión. Principalmente se hace referencia a los trabajos que aportan datos recientes sobre las relaciones cronoestratigráficas de rocas volcánicas con el proceso distensivo, sus afinidades geoquímicas y la edad del levantamiento de bloques cristalinos durante el desarrollo de la Provincia Extensional del Golfo. La revisión bibliográfica sobre estos temas no es exhaustiva, sin embargo, se ha intentado utilizar como referencia las contribuciones más recientes y los trabajos que mayormente han impactado el conocimiento sobre el origen y las causas del magmatismo del Neógeno del proceso distensivo en la Provincia Extensional del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El objetivo de este trabajo es presentar una síntesis basada en los trabajos publicados sobre el inicio y la evolución espacial y temporal de la distensión en la Provincia Extensional del Golfo de California y presentar las características geoquímicas principales del volcanismo durante el proceso de extensión. Principalmente se hace referencia a los trabajos que aportan datos recientes sobre las relaciones cronoestratigráficas de rocas volcánicas con el proceso distensivo, sus afinidades geoquímicas y la edad del levantamiento de bloques cristalinos durante el desarrollo de la Provincia Extensional del Golfo. La revisión bibliográfica sobre estos temas no es exhaustiva, sin embargo, se ha intentado utilizar como referencia las contribuciones más recientes y los trabajos que mayormente han impactado el conocimiento sobre el origen y las causas del magmatismo del Neógeno del proceso distensivo en la Provincia Extensional del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La distensión cenozoica parece definir un patrón con edades más jóvenes de oriente a poniente a través de la Provincia Extensional del Golfo (Gans, 1997; Lee et al., 1996). En Sonora, el proceso de distensión cortical se manifestó después de un pulso de actividad volcánica hacia los 30 Ma en la Sierra Madre Occidental (Ferrari et al., 1999). El volcanismo de arco migró hacia el poniente, manteniendo una actividad importante durante el período de 23 a 12 Ma a lo largo del margen oriental de la península de Baja Califomia (Figura 2) y en la costa de Sonora (Mora-Álvarez, 1993; Mora Álvarez y McDowell, en prensa; Hausback, 1984; Sawlan y Smith, 1984; Martín-Barajas et al., en prensa). Durante este intervalo de tiempo, el proceso de máxima extensión en Sonora se desarrolló en una posición intraarco y trasarco con respecto a la actividad volcánica del arco miocénico en Baja California
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En Sonora central y en la porción noreste la formación de cuencas continentales y el desarrollo de núcleos metamórficos ocurrió principalmente entre 25 y 12 Ma (Nourse et al., 1994; McDowell et al., 1997; Gans, 1997). En la porción sur del estado, las relaciones cronoestratigráficas y estructurales en la secuencia volcánica terciaria sugieren 'que la mayor parte de la extensión entre la costa y el borde de la Sierra Madre Occidental también ocurrió en el intervalo de 27 a 12 Ma (Henry y Aranda-Gómez, 1992).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En Nuevos datos geocronológicos y estructurales en Sinaloa y Durango sugieren que la extensión del protogolfo (12-5 Ma) se manifestó sobre una zona más amplia a ambos lados de la Sierra Madre Occidental (Henry y ArandaGómez, en prensa) (Figura 3). Sin embargo, falta evaluar si otras regiones de Sonora central han experimentado extensión durante ese período de tiempo, ya que los estudios no incluyen la componente de extensión en el Plio-Cuaternario en la costa de Sonora y en la zona central.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El inicio de la distensión en la margen oriental de la península es posterior al inicio de la distensión en Sonora y concuerda, además, con la terminación del volcanismo de arco y la subducción de la Placa Guadalupe hacia los 12 Ma (Figura 2) (Stock y Lee, 1994; Lee et al., 1996). En varias localidades estudiadas en la mitad norte de la península las fallas en el escarpe del Golfo cortan a los depósitos más jóvenes del arco volcánico, los cuales son internamente concordantes (pretectónicos) y presentan edades mínimas de entre 15 y 16 Ma (Stock y Lee, 1994; Martín-Barajas et al., en prensa).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Las localidades con estudios cronoestratigráficos y estructurales indican que la edad del inicio de la distención en la península es posterior a 12 Ma (Figura 4). En el sur de Sierra Juárez las fallas del escarpe cortan a flujos basálticos fechados en <11 Ma (Mendoza-Borunda et al., 1998). En la región de Valle Chíco una edad similar se documentó para el posible inicio de la deformación al pie de la Sierra San Pedro Martir (Stock y Hodges, 1990) (Figura 4). Lee et al. (1996) proponen que el inicio de la distensión en el sur de Sierra Juárez pudo haber ocurrido desde los 16 Ma, mientras que en la región adyacente en Laguna Salada, las edades de exhumación del basamento plutónicometamórfico indican que el inicio de un levantamiento rápido en la Sierra El Mayor ocurrió entre 10 a 15 Ma, asociado a una falla de bajo ángulo tipo detachment que corta a depósitos marinos del Plioceno (Siem y Gastil, 1994; Axen et al., en revisión en Tectonics, 1999).
Figura 6b. Distribución de afloramientos con volcanismo basáltico alcalino del Neógeno y Cuaternario en la península de Baja California.
INICIO DE LA DISTENSiÓN
A escala regional, el volcanismo asociado a la evolución del ritt del Golfo de California presenta un patrón geográfico en el cual predominan lavas alcalinas en los extremos de esta provincia, tanto en Sonora como en la porción estable de la península (Figura 6a y 6b). En Baja California Sur, flujos de lava andesítica y basáltica de afinidad alcalina fueron emplazados hacia el poniente del escarpe principal del Golfo durante 13 Y 1 Ma (Sawlan, 1991) (Figura 6b). En los campos volcánicos de Jaraguay y San Borja del norte de la península, se reportaron andesitas de 4 a OMa de edad con alto contenido en MgO, Ni, Cr y Sr. (Saunders et a/.,1987; Rogers et a/., 1985). Estos autores argumentaron que esas características corresponden a magmas derivados de la placa oceánica y la dorsal subducidas. Sin embargo, Sawlan (1991) atribuyó estas caracterís-ticas a la fusión parcial en un manto metasomatizado por fluidos durante la subducción.
INICIO DE LA DISTENSiÓN
Otras localidades con volcanismo andesítico basáltico alcalino se han reportado en los últimos años en la depresión del Golfo. Los flujos traquibasálticos de ca. 10 Ma que coronan la secuencia volcánica en el sur de Sierra Las Tinajas, indican magmas poco evolucionados y enriquecidos en elementos incompatibles (Martín-Barajas, datos no publicéidos). A pesar de su afinidad alcalina, estos flujos también presentan características geoquímicas heredadas del volcanismo calcialcalino de subducción, como el empobrecimiento de Nb, Ta y Ti con respecto a los basaltos de piso oceánico (MORB).
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La contaminación de los magmas por fusión de la corteza aparece como una constante en varias de la localidades estudiadas, aunque solo en pocos de ellos se han realizados modelos de evolución magmática que permitan estimar la contribución de la contaminación cortica
En la región central de Sonora el volcanismo basáltico alcalino posterior a la subdución se inicia hacia los 10 Ma (Paz-Moreno, 1992). El volcanismo alcalino se presenta en varios campos discretos de edad Mio-Plio-Cuaternario (Figura 6a) (Paz-Moreno, 1992). Son basaltos y andesitas microporfiríticos de plagioclasa, piroxeno y olivino, enriquecidos en elementos incompatibles, incluyendo Nb, por lo que se ha sugerido que provienen de magmas generados en el manto Iitosférico (Paz-Moreno, 1992).
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El campo volcánico El Pinacate, en la parte noroccidental y norte de Sonora, es un ejemplo de magmatísmo alcalino PlioCuaternario, con posible actividad holocénica (Lynch, 1981). Está compuesto por basaltos alcalinos (basanitas) y sus productos diferenciados (traquitas). El volca-nismo más joven en el Pinacate incluye también toleítas (Lynch, 1981). Con base en estudios isotópicos se ha sugerido que este campo volcánico está asociado a un manto astenosférico, aunque su relación con la apertura del Golfo de California aún es incierta (Lynch et al., 1993), ya que está ubicado sobre corteza continental y a 50 km al este de centro de dispersión de Cerro Prieto.
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El volcanismo toleítico (10-0 Ma) se presenta predominantemente en las márgenes y en los centros de dispersión del Golfo de California (Figura 6c) (Saunders, 1982; Batiza et al., 1979, Herzig, 1990; PazMoreno y Demant, 1999; Mora-Álvarez y McDowell, en prensa). Sin embargo, flujos de lava de afinidad toleítica del Mioceno tardío tambien se presentan al oeste del escarpe del Golfo en la península (Figura 6c).
En Baja California Sur, los basaltos Esperanza (-10 Ma) y flujos andesíticos de la península de Vizcaíno (-6 Ma) indican magmas toleíticos fueron emplazados en una región al parecer no afectada por la distensión en la etapa del protogolfo. Este volcanismo toleítico transicional (c.f., Sawlan, 1991) presenta enriquecimiento en elementos incompatibles, por lo que se ha sugerido que provienen de la fusión selectiva de venas de piroxenita hospedadas en rocas más refractarias del manto, de composición peridotítica (Sawlan, 1991).
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El volcanismo calcialcalino en la Provincia Extensional del Golfo es principalmente dacítico-riolítico y ocurre en campos volcánicos discretos en las márgenes y en algunas islas. La provincia volcánica de Puertecitos es posiblemente la más grande en la península.con volcanismo riolítico-dacítico calcialcalino (Stock, 1989; Martín-Barajas et al., 1995) (Figura 6d). Se han documentado tres períodos de actividad de tipo caldérica que ocurrieron hacia -11, 6 Y 3 Ma, respectivamente
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En la región de Loreto, el campo volcánico de Mencenares está formado principalmente de domos y flujos dacíticos con afinidad calcialcalina de edad Plio-Cuaternario (Bigioggero et al., 1995). Algunas islas del Golfo (e.g., San Esteban, San Lorenzo y Ángel de la Guarda) contienen secuencias volcánicas que corresponden a una actividad efusivaexplosiva del Mioceno tardío-Plioceno, esencialmente calcia/calina y con magmas diferenciados (Desonie, 1992; Escalona-Alcazar, 1999). En la región de Santa Rosalía, la caldera La Reforma (Plioceno) y el complejo volcánico de Tres Vírgenes (Plio-Cuaternario) están compuestos por volcanismo andesítico-dacítico dominante y de afinidad calcialcalina (Sawlan, 1981), aunque Demant (1981) tambien reporta lavas comendíticas en la caldera La Reforma.
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Se desconoce si el volcanismo riolítico-andesítico calcialcalino es producto de la diferenciación de magmas basálticos generados por fusión parcial en el manto o si se trata de magmas generados por la fusión de la corteza, o de una combinación de estos dos procesos. Este tipo de volcanismo conserva muchas de las características geoquímicas del volcanismo de arco y su variación posiblemente representa diversos grados de contaminación cortical.
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DISCUSIÓN
La evolución del volcanismo neogénico y el proceso distensivo del noroeste de México estan enmarcados en dos eventos tectónicos regionales relacionados. El primero es el encuentro de la dorsal Pacífico-Farallón con la trinchera de Norteamérica hacia los 29 Ma que ocasionó la terminación progresiva del volcanismo de arco junto con la migración hacia el sur de la junta triple (dorsal-trinchera-falla transformante) (Atwater, 1989; Stock y Lee, 1994). La zona de fractura San Benito-Tosco-Abreojos funcionó como una falla transformante a lo largo de la margen occidental ele la península y constituyó el límite de placas entre 12 y -S Ma (Spencer y Normak, 1989; Lonsdale, 1989).
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DISCUSIÓN
El segundo evento es el cambio en el límite de placas hacia el Golfo de California y la transferencia progresiva de la península a la placa Pacífico. Durante el período entre 12 y 4 Ma la península mantuvo un movimiento relativo independiente funcionando como una microplaca; la transferencia de la península a la Placa Pacífico se completó hacia los 4 Ma, como sugieren las anomalias magnéticas más antiguas (3.S Ma) en la boca del Golfo (Lonsdale, 1989; Stock y Hodges, 1989).
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DISCUSIÓN
La subsidencia inicial de las cuencas en la etapa del protogolfo fue posiblemente dirigida por una tectónica distensiva de dirección E-NE que prevaleció durante la etapa pre-S Ma (e.g., Angelier et al., 1981). Las únicas evidencias se han definido en las márgenes del Golfo, principalmente en Baja California, y recientemente en el sur de Sinaloa (Henry y ArandaGómez, en prensa). En el norte de la penísula, las fallas maestras que controlan la subsidencia de las cuencas mio-pliocénicas cambian de polaridad del sentido de transporte de la placa superior (c.f. Axen; 1995).
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DISCUSIÓN
La segmentación en la etapa temprana del rift en segmentos estructurales de SO a 100 km, separados por zonas de acomodamiento, corresponde a una característica común en otros rifts continentales de tipo ortogonal (e.g., Bosworth, 1985), y las cuencas adyacentes al escarpe del Golfo y en la costa de Sonora-Sinaloa pudieron haberse formado de esta manera. Algunas de las fallas originadas durante la etapa temprana posiblemente permaneciendo activas con el cambio a un r¡ft oblicuo, acomodando la componente del extensión en la península.
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DISCUSIÓN
Bajo el continente, el desarrollo de una ventana astenosférica durante el Neógeno producida por la subducción de la dorsal y el jalón gravitacional del slab o corteza oceánica subducida, debió modificar la estructura y las características térmicas de la litosfera en una amplia zona del suroeste de Estados Unidos y del noroeste de México (c.f., Severinghaus y Atwater, 1990; Dickinson, 1997). Esta hipótesis ha .sido discutida en los últimos años y parece haber ganado muchos adeptos entre la comunidad de geociencias. Es posible que el origen de la extensión y el magmatismo intermedio a félsico en el suroeste de Arizona ha sido atribuido al colapso gravitacional que siguió a la orogenia Laramide (Spencer et al., 1995), sin embargo, este proceso difícilmente puede explicar las firmas geoquímicas de tipo OIB (Oceanic Island Basalts) que predominan en el volcanismo
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DISCUSIÓN
basáltico plio-cuaternario en algunas regiones del suroeste de Estados Unidos, en Sonora y el norte de Baja California, el cual requiere de la fusión de un manto astenosférico y menor participación del manto litosférico (e.g., Fitton et al., 1991; Paz-Moreno, 1992).
Las relaciones entre causa y efecto aún no logran consenso debido a que en muchas áreas estudiadas el volcanismo precede a la extensión y en otras el proceso distensivo antecede o es contemporáneo al volcanismo (ver síntesis en Metcalf y Smith, 1995). En Sonora el proceso de extensión temprana concuerda con una reactivación del volcanismo, principalmente de composición basáltica, que precedió a la actividad de la Sierra Madre Occidental (e.g., McDowell et al., 1997).
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DISCUSIÓN
Las lavas basálticas intercaladas en los depósitos continentales de la Formación Baucarit en Sonora central sugieren que el magmatismo y la extensión están íntimamente ligados, y se ha propuesto que el magmatismo máfico del Mioceno temprano pudo haber debilitado térmicamente la litosfera y ocasionar la extensión de la corteza (Gans, 1997). No obstante, este tipo de volcanismo se ubica en una posición trasarco y aún se desconoce cual es su relación genética con la subducción de la Placa Farallón-Guadalupe al oeste de la península.
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DISCUSIÓN
Para explicar la variación espacial y temporal del volcanismo y su composición es necesario considerar las características geoquímicas de la fuente de los magmas. Desafortunadamente, son pocos los estudios isotópicos en lavas andesítico-basálticas y en xenolitos de la base de la corteza y del manto, por lo que tal variación de la fuente y los patrones de evolución magmática aún no pueden definirse. Sin embargo, podemos suponer que la variación en las características geoquímicas del volcanismo máfico si refleja una heterogeneidad de la fuente o diferentes grados de fusión parcial. La evolución de estos magmas en la corteza, la ubicación de los centros de emisión y el estilo eruptivo del volcanismo post-subducción <12 Ma) están, en la mayoría de los casos, fuertemente controlados por los patrones estructurales.
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DISCUSIÓN
El análisis de xenolitos ultramáficos en varias localidades del centro y occidente. de México sugiere que las presiones y temperaturas de equilibrio entre los xenolitos y las lavas que los contienen corresponden a un proceso de fusión parcial somera (-25 km) y una corteza más delgada en la región del Golfo y en el margen Pacífico (Luhr y Aranda-Gómez, 1997). El estudio de Luhr y Aranda-Gómez (1997) concluye que el manto litosférico bajo el campo volcánico de San Quintín también muestra la influencia de fluidos derivados de la antigua subducción. Aunque aún no es claro si esa actividad volcánica, la única con volcanismo basáltico intraplaca en la península, está controlada por estructuras relacionadas a la distensión regional.
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DISCUSIÓN
Nuestro conocimiento sobre el origen y la evolución del magmatismo neogénico en el noroeste de México se ha ampliado a medida que se publican los estudios de campo y estudios petrogenéticos del volcanism9 asociado a la distensión de la corteza. Estos estudios permiten acotar los modelos geofísicos sobre la estructura de la corteza en esta geológicamente compleja región, cuyos procesos tienen gran impacto en la sociedad por sus recursos naturales y por el riesgo geológico inherente a las actividades sísmica y volcánica de esta porción del noroeste de México.
4.3 Métodos geofísicos para la exploración de yacimientos de litio
4.3 Métodos geofísicos para la exploración de yacimientos de litio
PRINCIPIO FÍSICO
INTRODUCCIÓN AQUÍ
Presentación de modelos tridimensionales
METODO GRAVIMETRICO
INTRODUCCIÓN AQUÍ
¡Muchas Gracias!
FIN DEL TEMA
Tema -IV Exploración Geológiva y Geofísica de Litio.
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Created on May 17, 2023
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EXPLORACION GEOLOGICA Y GEOFISICA DEL LITIO
TEMA 4
InVESTIGADORES: RICARDO martínez mellado. juan carlos gonzález rocha.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La República mexicana tiene una gran variedad de rocas de todos tipos ígneas sedimentarias y metamórficas , además tiene una historia geológica muy diversa. De manera muy general, podríamos considerar que la edad de las rocas existentes en nuestro país varía desde 1300 millones de años hasta la actualidad , por supuesto que las rocas más antiguas han sufrido una gran cantidad de procesos como son vulcanismo, magmatismo, orogenias, deformación ,fracturamiento, metamorfismo mineralización y alteraciones de todo tipo, y todos estos procesos dan como resultado una gran diversidad de minerales de alteración de ahí la gran riqueza en yacimientos minerales que tenemos en nuestro país.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Podríamos dividir a la República mexicana, de manera muy general en cinco grandes regiones , primeramente, debemos de considerar que la costa occidental de nuestro país es un margen activo se le considera como un margen activo porque en si mismo es el límite de grandes placas tectónicas como es la gran placa del pacífico, la placa de cocos y la placa de Norteamérica ,por el contrario la costa del golfo de México es un margen pasivo y no es límite de placa, ya que el límite de la placa de Norteamérica hacia el oriente se ubica hasta la dorsal Meso atlántica situada en la parte media del Océano Atlántico a muchos kilómetros de distancia
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Además cabe señalar que en la costa oriental se encuentran distribuidos la mayor parte de los yacimientos de hidrocarburos en rocas del mesozoico y del cenozoico ya que en la costa del golfo y las planicies costeras se ubican casi todas las cuencas sedimentarias productoras y las plataformas continentales y los taludes de las mismas además de la cuenca salina del istmo de Tehuantepec con grandes yacimientos de hidrocarburos, otro rasgo relevante que destaca en la geografía de nuestro país es la provincia del eje neo volcánico que prácticamente divide la parte norte y la parte sur de nuestro territorio en el meridiano 19°,la región Norte y sur están separados por una zona volcánica relativamente joven de edad cuaternario y hasta el reciente que mide 900 km de longitud y 180 km de ancho haciendo esta parte, meridional de la República mexicana, una zona rica en yacimientos minerales y rica en suelos fértiles que favorecen la agricultura en nuestro país con suelos ricos en minerales y nutrientes que favorecen el cultivo de una gran diversidad de plantas.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Es en esta región, donde también se encuentra el volcán más joven de México, que es el Paricutín en el estado de Michoacán. Todo esto, además de traernos grandes beneficios y hacer de nuestra tierra en nuestro país, una tierra rica en suelos y en yacimientos minerales también hay aspectos que afectan a nuestro territorio, como son la intensa actividad sísmica, generada en la zona de subducción de la placa de cocos bajo la placa de Norteamérica lo que origina una gran cantidad de movimientos telúricos frente a las costas de Guerrero, Oaxaca, Colima Nayarit, y aún en la zona de Chiapas, donde , además de la placa de cocos hay interacción con la placa del Caribe
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El estado de Sonora es privilegiado desde el punto de vista geológico, pues contiene una de las columnas estratigráficas más completas del país, por lo que se han encontrado rocas y organismos fósiles de casi toda la edades. En el norte del Estado, se ha identificado la extensión meridional del Cratón de Norteamérica, y en sus inmediaciones dentro del golfo de California se localiza el límite entre la placa del pacífico y la de Norteamérica.
Carta Geológico-Minera del estado de Sonora
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Como resultado de algunas investigaciones sobre la geología de Sonora, se han desarrollado conceptos tónicos y paleogeográficos, que sin duda afectará a las interpretaciones de la geología de regiones aledañas en el norte de México por todo lo anterior se realizó un análisis histórico de las investigaciones geológicas que se han realizado en el estado de Sonora. Desde principios del siglo XVII se tienen los primeros reportes escritos sobre la geología de Sonora, siendo el interés por su riqueza minera la principal motivación para su estudio de mediados del siglo XVII hasta 1900 exploradores y misioneros jesuitas reportaron las primeras observaciones sobre los recursos naturales de Sonora en 1698.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El padre Kino identificó el campo volcánico del Pinacate. Asimismo, descubrió que California no era una isla sino una península. En 1795 se descubrió la localidad, fosiliferá de Arrivechi, que posteriormente fue reconocida internacionalmente por contener una abundante fauna del Cretácico. En 1886 se reportan las primeras plantas invertebrados fósiles del triásico en la región central de sonora. En 1887 ocurrió el sismo de Bavispe el más importante en sonora en tiempos históricos que afectó una amplia región del noroeste de México los datos iniciales sobre la geología.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Sonora aparecieron en la primera carta geológica de México publicada en 1889 por la comisión geológica de la República mexicana de 1900 a 1920. Los estudios geológicos publicados son escasos se llevan a cabo los primeros estudios estratigráficos de carácter regional.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En el aspecto minero se describen en la literatura algunas de Las primeras minas de cobre, grafito y oro de 1920 a 1960 se consolida el estudio de la geología sonora con una metodología moderna. Se realizan las primeras investigaciones por parte del Instituto geológico de México. Durante este lapso el del tiempo se llevan a cabo algunos estudios clásicos sobre la estratigrafía de Sonora y se promueve el estudio de las rocas volcánicas se inicia el estudio científico del golfo de California y en 1940 se realizó el primer crucero.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En 1944 son restos reportados por primera vez estructuras estro mato líticas en roca sedimentarias precámbricas Así como otros fósiles del cámbrico en la región de Caborca.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Entre 1949 y 1961 se publicaron una serie de trabajos sobre los principales yacimientos de tungsteno, carbón y antimonio. Se describen en Sonora cinco nuevos minerales de oro y antimonio. En el periodo entre 1960 y 1994 se tiene un gran desarrollo en las investigaciones en geología cubriendo un mayor número de disciplinas.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En 1979 se describió por primera vez ocasión la mega cizalladura Mohave sonora a finales de la década de los setentas existió un renovado interés por el estudio de las terrazas marinas del golfo de California y su significado en relación a la evolución tectónica dentro de este mismo contexto los estudios sobre el origen del golfo de California incluyeron conceptos de tectónica de placas para explicar su origen. En 1980 se escribieron los primeros núcleos metamórficos complejos, así como el metamorfismo de edad terciaria asociado en la década de los ochentas a una serie de estudios, estratigráficos en rocas del paleozoico temprano que permitieron definir por primera vez, la unión del orogeno de los Apalaches en el norte de Sonora, y en geología económica, continuaron las publicaciones que describen las Geología de Yacimientos de oro, tugsteno y otros minerales como resultado de este análisis histórico, se concluye que los trabajos consultados sobre la geología de Sonora.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El mayor número corresponde a la geología económica seguido de temas sobre estratigrafía paleontología Geología estructural y tectónica, así como de geología marina y del cuaternario, rocas ígneas, y geología derivados de estos estudios se aplicaron en Sonora dos nuevos conceptos en Geología estructural, que consistió la identificación de algunos de los llamados Core-complex y la definición de un metamorfismo de edad, terciaria en la Provincia, tectónica de Sierras y cuencas el segundo, la presencia sonora de la mega cizalladura de Mojave sonora, este rasgo tectónico ha tenido una gran influencia en las interpretaciones de la tectónica regional en épocas recientes finalmente, desde el punto de vista paleo geográfico, se ha definido en Sonora el cierre de los mares del paleozoico temprano alrededor del cratón de Norteamérica. (Jaime Roldán Quintana)
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Regionalmente el estado de Sonora presenta afloramientos de rocas que varían en edad desde el Proterozoico hasta el Cuaternario, en un entorno geológico muy complejo provocado por los eventos tectónicos y deformaciones que han sucedido a través del tiempo. En las últimas décadas se ha manejado la idea de que la cordillera norteamericana se formó por la adición de una cantidad de terrenos tectonoestratigráficos, considerados como bloques alóctonos que han sido transportados por distancias considerables, y acrecionados al cratón de Norteamérica (Campa-Uranga y Coney, 1983).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Este evento colisional produjo intenso plegamiento, fallamiento inverso, deformación penetrativa y metamorfismo de facies esquistos verdes, esquistos azules y anfibolita (Jones et al., 1982). Esta acreción de terrenos ha sido continua desde el Paleozoico hasta el Terciario Temprano. En Sonora se han descrito cuatro terrenos principales, de norte a sur son los siguientes: Norteamérica, Caborca, Cortés y Guerrero (Coney y CampaUranga, 1987) (Figura 3); para efecto de este estudio solo se mencionaran los dos primeros.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El Cratón de Norteamérica se localiza en la porción norte de Sonora, y se caracteriza por tener un basamento precámbrico. Este basamento aflora en la Sierra Los Ajos-Buenos Aires, al suroeste de Naco, al este de Nogales, en Estación Llano y al norte de la Sierra de Aconchi. Las litologías principales consisten de secuencias volcanosedimentarias metamorfizadas a esquistos y gneises intrusionados por granitos y granodioritas con escasas dioritas.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Las edades isotópicas para las rocas metamórficas y plutónicas de esta parte del Cratón varía de 1.7-1.4 Ga (Anderson y Silver, 1979), y de 1.1 Ga para el granito micrográfico (Rodríguez-Castañeda, 1994). La cubierta sedimentaria paleozoica en el norte de Sonora tiene más de 2000 m de espesor de rocas con facies de plataforma y cratonal, con afloramientos cerca de Cananea y en la Sierra Los Ajos. El Terreno Caborca, limita al sur con el Terreno Cortés y al norte con el cratón de Norteamérica, y representa un bloque del cratón de Norteamérica
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Desplazado hacia el sureste a lo largo de la falla Mojave-Sonora en el Jurásico Tardío (Anderson y Silver, 1979). Este bloque alóctono se compone de gneises, esquistos y anfibolitas intrusionadas por granitos de 1.8-1.7 Ga, y de 1.4 y 1.1 Ga. Estas rocas del basamento proterozoico están cubiertas por una secuencia marina depositada en ambiente de plataforma somera en la margen pasiva de Laurencia desarrollada después del rompimiento del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Las rocas sedimentarias están compuestas de areniscas, dolomías y calizas, con presencia de estromatolitos, que pertenecen al Neoproterozoico y Paleozoico. El espesor estimado para esta secuencia es de 3300 m y se considera como parte de la secuencia miogeosinclinal cordillerana expuesta a lo largo del borde oeste de Norteamérica (Anderson y Silver, 1979; Stewart et al., 2002). El área de estudio del presente trabajo se encuentra dentro del Terreno Caborca, muy cerca del límite con el Cratón de Norteamérica (Figura 3).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El Terreno Cortés se localiza en la porción central-sur de Sonora, limita al norte con el Terreno Caborca y al sur con el Terreno Guerrero. Fue propuesto por Coney y Campa-Uranga (1987) quienes lo definieron como un terreno constituido por rocas del Paleozoico tardío y Mesozoico.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Representa una zona de transición de corteza continental a oceánica. Consiste de una secuencia sedimentaria deformada, con facies de aguas profundas de edad Ordovícico-Pérmico, la cual fue acrecionada tectónicamente al Terreno Caborca (Stewart et al., 1990; Pool et al., 1991). En Sonora, las rocas del basamento precámbrico del bloque Norteamérica se encuentran expuestas en la Sierra Los Ajos que se localiza al este de Cananea,
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Representa una zona de transición de corteza continental a oceánica. Consiste de una secuencia sedimentaria deformada, con facies de aguas profundas de edad Ordovícico-Pérmico, la cual fue acrecionada tectónicamente al Terreno Caborca (Stewart et al., 1990; Pool et al., 1991). En Sonora, las rocas del basamento precámbrico del bloque Norteamérica se encuentran expuestas en la Sierra Los Ajos que se localiza al este de Cananea, donde aflora un esquisto micáceo con segregaciones de cuarzo, en el cual ocasionalmente se observa el protolito de andesita, grauwacka y cuarcita.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Estas rocas forman parte de la secuencia de rocas volcánicas y sedimentarias depositadas hace 1.7 Ga (Anderson, et al., 1980) que se encuentran fuertemente plegadas y afectadas por metamorfismo de la facies esquistos verdes hace 1.64 Ga. Se correlacionan con el Esquisto Pinal que aflora en las montañas Pinal del sureste de Arizona; y que muestra afinidad con la provincia Mazatzal del sur de Arizona y Nuevo México, (Figura 4).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Mientras que las rocas del basamento Paleoproterozoico del bloque Caborca están constituido por rocas metamórficas como gneis, esquisto y en algunas localidades anfibolita de la facies esquistos verdes-anfibolitas, cuyos protolitos que corresponden a intrusivos graníticosgranodioríticos, andesita, basalto y arenisca; en la mayoría de las localidades afloran como colgantes en las rocas del batolito Laramide.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En Quitovac y en la Sierra Los Tanques, el basamento metamórfico paleoproterozoico se encuentra cabalgando a la secuencia volcanosedimentaria del arco Jurásico (Caudillo-Sosa et al., 1996; Campbell y Anderson, 1998).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En la región de Quitovac se tienen edades entre 1.77-1.69 Ga para el protolito granítico que presenta afinidad con las provincia cristalina Yavapai o la zona de transición Mojave-Yavapai (Iriondo, 2001, Iriondo et al., 2004). En Sierrita Prieta al sur de Trincheras, Soto-Verdugo (2006) reporta edades entre 1733-1727 para el protolito de los granitoides que fueron metamorfizados a orto-gneises que relaciona con la provincia Mojave. Los modelos propuestos para los eventos orogénicos del Paleoproterozoico.
Figura 4. Distribuciónde las provincias précambricas en el suroeste de Estados Unidos y noroeste de México
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
A principios del Mesozoico, se registra un cambio en la tectónica de placas, de un margen pasivo a un margen convergente. En Sonora las rocas triásicas se han identificado en la Sierra del Antimonio, donde se tiene un alóctono con facies marinas de plataforma de edad Triásico Temprano (González-León, 1997). Los sedimentos deltaicos del Grupo Barranca fueron depositados en cuencas alargadas transtensionales y/o extensionales tipo rift (Stewart y Roldán-Quintana, 1991) cuya fuente fueron las áreas elevadas constituidas por rocas del basamento Precámbrico (Gehrels and Stewart, 1998). Las rocas ígneas que sugieren un magmatismo de edad Permo-Triásico afloran en el noroeste de Sonora. Al suroeste de Sonoyta aflora un granito de 225 Ma (Stewart et al., 1986)
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En los intrusivos graníticos expuestos en la Sierra Pinta se tienen edades de zircones entre 258-275 Ma (Arvizu-Gutiérrez, 2008); y en el extremo sur del estado en el límite Sonora-Sinaloa donde afloran granitoides deformados del Complejo Sonobari se tienen edades de 220 Ma (Anderson and Schmidt, 1983). Durante el Jurásico se renueva el vulcanismo y plutonismo en Sonora, con el desarrollo de un arco magmático con características continentales y marinas que se relaciona con una subducción oblicua de la placa Farallón por debajo de la placa Norteamericana.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Los afloramientos de este arco volcánico se localizan en la porción norte y noroeste del estado, desde San Luis Río Colorado, Sonoyta y Caborca, hasta Nogales y Cananea (Figura 7); y consisten principalmente de derrames y tobas riolítica, con intrusiones de granito y monzodiorita. Además se desarrollan fallas con desplazamiento lateral junto con la acreción de terrenos.
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Las edades de este arco magmático varían entre 180-170 Ma para las rocas volcánicas, y entre 175-150 Ma para las rocas intrusivas (Anderson y Silver, 1979; Stewart et al., 1986), el cual fue truncado por una falla de corrimiento lateral izquierdo con desplazamiento de 800 km durante el Jurásico medio-superior (156- 146 Ma), llamada megacizalla Mojave-Sonora (Anderson y Silver, 1979), donde la transpresión es la característica principal de deformación, que forma una franja de rocas deformadas que se extiende desde Sonoyta hasta la región de Tuape, con desarrollo de milonitas, cabalgaduras, pliegues, y en algunas localidades metamorfismo de la facies esquistos verdes.
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A finales del Jurásico, el arco fue cortado por fallas de desplazamiento lateral orientadas NW-SE paralelas a la megacizalla Mojave-Sonora, como la Sawmill Canyon-Los Ajos y San Antonio, que precámbrico con una cubierta volcánica del arco jurásico, y limitado por fallas de rumbo, al noreste por la falla Los Ajos y al suroeste por la falla San Antonio (Rodríguez-Castañeda, 2002), desarrollándose en los márgenes de este alto estructural las cuencas Bisbee y San Antonio. Estas cuencas están distribuidas dentro de una región con corteza precámbrica y jurásica. Hacia el sur del Alto de Cananea, en la región de Teguachi-Tuape, el mismo autor identifica una fase de deformación compresiva durante el Jurásico Tardío, que afectó a rocas precámbricas y paleozoicas, y volcanosedimentarias de edad Jurásico MedioTardío, donde las primeras cabalgan a las segundas con transporte tectónico hacia el N-NE
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Para el Cretácico Tardío y Paleógeno se presenta un tectonismo caracterizado por secuencias volcanosedimentarias y actividad magmática calcialcalina entre 90-40 Ma (Damon, et al., 1983), así como cuerpos subvolcánicos de composición ácida-intermedia, además de un cambio en la dirección y velocidad de convergencia de las placas Farallón y Norteamericana.
De esta manera se considera que las rocas del batolito de Sonora y las volcánicas dacíticas-andesíticas constituyen un arco magmático (Figura 9) que registra el progreso de la convergencia entre placas (McDowell y otros, 1994). En el oriente del estado, los sedimentos de ambiente fluvio-deltáicos y lacustres con vulcanismo asociado, se depositaron en cuencas extensionales. También en el tiempo Cretácico Tardío-Paleógeno se desarrolla la orogenia Larámide, término que se ha utilizado para definir un estilo de deformación
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Compresiva con cabalgaduras y pliegues orientados NW-SE que incluye la formación de cuencas sintectónicas. La fase distensiva de Sierras y Valles se encuentra distribuida por el oeste de Estados Unidos y continúa hacia el sur en el noroeste de México (Figura 10). En la etapa inicial de la deformación extensional terciaria en el norte de Sonora se originan los complejos de núcleo metamórfico (metamorphic core complex) y cuencas sintectónicas asociadas, como Magdalena-La Madera, TubutamaMezquital, El Sásabe, Cerro Carnero, Aconchi y Mazatán.
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La deformación dúctil (35-15 Ma) asociada a los complejos de núcleo metamórfico se da a lo largo fallas de despegue generando zonas de milonitas (Nourse et al., 1994). La extensión Sierras y Valles inicia aproximadamente hace 20 Ma. Las cuencas presentan depósitos continentales lacustres, el vulcanismo es bimodal y consiste de basalto con riolita subordinada, que contrasta con el vulcanismo intermedio asociado a subducción del Terciario Inferior.
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Los derrames de basalto intercalados en las capas de conglomerado tienen edades entre 20-17 Ma. Desde hace aproximadamente 12 Ma hay un cambio en el estilo de deformación, de extensión a fallamiento lateral que es el que se mantiene hasta el presente. Corresponde a fallamiento lateral derecho de rumbo NW-SE (sistema de fallas San Andrés) con desarrollo de cuencas de desgarre, relacionadas a la apertura del Golfo de California. El Golfo de California es una cuenca marina generada por el movimiento transformante entre la Placa de Norteamérica y la Placa del Pacífico (Atwater, 1989); de esta manera, se interpreta que la primera invasión está representada por conglomerados marinos y continentales expuestos en la Isla Tiburón, que se encuentran intercalados con rocas
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volcánicas félsicas con edades de entre 13-12 Ma (Gastil et al., 1999). Las primeras incursiones marinas ocurrieron durante el Mioceno tardío–Plioceno temprano en diferentes localidades del golfo primitivo, desde las Islas Tres Marías en el sur, hasta el Valle Imperial en el norte. Estudios detallados más recientes en la región de San Felipe y Puertecitos, proponen que la primera fase extensional inició a los 12–11 Ma. Se considera un desplazamiento aproximado de 300 km entre la costa de Sonora y la Península de Baja California, la mayor parte del cual se ha llevado a cabo en los últimos 6 Ma, a lo largo del sistema de fallas de San Andrés. Por otra parte, en el noreste de Sonora se tiene fallamiento normal de alto ángulo, activo, con actividad sísmica asociada, como la falla Pitaycachic, de rumbo norte-sur con echado al oeste. Los afloramientos del paleozoico se presentan en forma aislada en el norte y centro del estado de Sonora.
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La cuenca Los Barriles, al norte de la cuenca San José del Cabo, forma parte de la Provincia Extensional del Golfo. Es un medio graben, limitado en su lado oeste por el sistema de fallas Los Barriles. Nuestra investigación confirma que éste no es parte de la falla San José del Cabo, sino una estructura independiente. El relleno sedimentario se constituye de tres secuencias estratigráficas: SE 1, SE 2 y SE 3. La SE 1 está conformada por las formaciones Los Barriles y Trinidad. La Formación Los Barriles se compone de conglomerado y arenisca formados en abanicos aluviales y está en contacto con el basamento plutónico y metamórfico cretácico en el oeste, mediante la falla Los Barriles, y en el este a través de una discordancia.
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Somero, cubre discordantemente a la Formación Trinidad y se interdigita lateralmente con la parte superior de la Formación Los Barriles, conformando un abanico deltaico de aguas someras, probablemente de edad pliocénica. La Formación El Chorro del Pleistoceno sobreyace discordantemente todas las unidades anteriores y cubre localmente al sistema de fallas Los Barriles. Está compuesta por arenisca y conglomerado depositados en abanicos aluviales y se interdigita hacia la línea de costa actual con conglomerado y arenisca fosilíferos marinos formados durante el último período interglacial; ambos constituyen la SE 3.
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Evolución tectónica del Golfo de California Volcanismo y extensión en la Provincia Extensional del Golfo de California Arturo Martín Barajas Departamento de Geología. CICE8E, Km 107 carretera Tijuana-Ensenada, Ensenada, B. C
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La evolución del volcanismo en la Provincia Extensional del Golfo refleja el cambio de un régimen de subducción al desarrollo de un rift continental ya un rift oceánico con transferencia de la península a la Placa Pacífico durante el Mioceno tardío-Plioceno. Una etapa de extensión temprana (25-12 Ma) en posición intraarco y trasarco en Sonora y en la margen oriental del Golfo ocurrió sincrónicamente con la última etapa del arco miocénico. En Sonora central la mayor extensión ocurrió en dos ó tres pulsos discretos entre -25 y -10 Ma, mientras que en la península de Baja California las primeras evidencias de extensión están definidas con edades radiométricas de 11 Ma a 16 Ma. En Baja California Sur la mayor subsidencia de las cuencas marginales se reporta durante el Plioceno, aunque datos geocronológicos recientes sugieren una mayor edad (7-11 Ma) en la cuenca de Santa Rosalía y por el levantamiento del bloque de Los Cabos.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El volcanismo posterior a la subducción muestra una diversificación importante en la composición y en el estilo eruptivo. En la península incluye flujos de lava alcalina y subalcalina de <12 Ma que cubren localmente a ignimbritas y andesitas subordinadas de 14 a 11 Ma. En Sonora, lavas basálticas intJrcaladas en depósitos continentales definen el inicio de la extensión en el Mioceno temprano, sin embargo, el volcanismo alcalino de tipo intraplaca se manifiestó hasta el Mioceno tardío-Plioceno con volúmenes relativamente pequeños. A partir de -10 Ma basaltos y andesitas de afinidad toleitica fueron emplazados localmente en la costa de Sonora y en la península de Baja California sobre una región más amplia durante la etapa del protogolfo, este tipo de volcanismo subalcalino ocurre en los centros de dispersión y las zonas adyacentes a partir de la etapa moderna del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Desde la terminación de la subducción (ca. 12 Ma) el volcanismo calcialcalino ha ocurrido intermitentemente en las márgenes y algunas islas del Golfo, ocurre en estratovolcanes andesítico-dacítico (e.g. Tres Vírgenes, Mencenares) y calderas (e.g. La Reforma, Puertecitos, Sierra Pinta), que imitan la actividad orogénica del Mioceno temprano. En la franja costera de Sonora el emplazamiento de domos y tobas riolíticas culminó hacia los 11 Ma.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La variación en la composición y en el estilo eruptivo del volcanismo post-subducción (<12 Ma) refleja más una heterogeneidad de la fuente debida a un período prolongado de actividad orogénica previo a la distensión ya diferentes grados de fusión parcial relacionados con la inestabilidad térmica que ocasionó la distensión cortical y el desarrollo de un rift oceánico incipiente desde el Plioceno tardío.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La Provincia Extensional del Golfo de California comprende la región al oeste de la Sierra Madre Occidental hasta el escarpe principal del golfo en la península de Baja California (Figura 1). Este escarpe topográfico separa el macizo peninsular de una delgada franja en la porción oriental de la Península estructuralmente ligada a la Provincia Extensional del Golfo. Su evolución geológica es compleja debido a que registra durante el Neógeno el cambio en el régimen tectónico, de subducción a distensión cortical (rifting) y formación de piso oceánico en los últimos 3-4 Ma en algunas cuencas del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La causa de la distensión temprana en la provincia de Cuencas y Sierras (Basin and Range) es aún objeto de discusión, como también lo es la relación temporal causa-efecto del magmatismo cenozoico con el proceso distensivo; aunque existe consenso en que la extensión en la provincia de Cuencas y Sierras generó fusión parcial de manto litosférico y/o de la corteza inferior (c.f. Metcalf y Smith, 1995 y otros trabajos citados). En su etapa actual de apertura oceánica las cuencas de la mitad sur del Golfo han generado verdadera corteza oceánica.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El objetivo de este trabajo es presentar una síntesis basada en los trabajos publicados sobre el inicio y la evolución espacial y temporal de la distensión en la Provincia Extensional del Golfo de California y presentar las características geoquímicas principales del volcanismo durante el proceso de extensión. Principalmente se hace referencia a los trabajos que aportan datos recientes sobre las relaciones cronoestratigráficas de rocas volcánicas con el proceso distensivo, sus afinidades geoquímicas y la edad del levantamiento de bloques cristalinos durante el desarrollo de la Provincia Extensional del Golfo. La revisión bibliográfica sobre estos temas no es exhaustiva, sin embargo, se ha intentado utilizar como referencia las contribuciones más recientes y los trabajos que mayormente han impactado el conocimiento sobre el origen y las causas del magmatismo del Neógeno del proceso distensivo en la Provincia Extensional del Golfo.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El objetivo de este trabajo es presentar una síntesis basada en los trabajos publicados sobre el inicio y la evolución espacial y temporal de la distensión en la Provincia Extensional del Golfo de California y presentar las características geoquímicas principales del volcanismo durante el proceso de extensión. Principalmente se hace referencia a los trabajos que aportan datos recientes sobre las relaciones cronoestratigráficas de rocas volcánicas con el proceso distensivo, sus afinidades geoquímicas y la edad del levantamiento de bloques cristalinos durante el desarrollo de la Provincia Extensional del Golfo. La revisión bibliográfica sobre estos temas no es exhaustiva, sin embargo, se ha intentado utilizar como referencia las contribuciones más recientes y los trabajos que mayormente han impactado el conocimiento sobre el origen y las causas del magmatismo del Neógeno del proceso distensivo en la Provincia Extensional del Golfo.
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La distensión cenozoica parece definir un patrón con edades más jóvenes de oriente a poniente a través de la Provincia Extensional del Golfo (Gans, 1997; Lee et al., 1996). En Sonora, el proceso de distensión cortical se manifestó después de un pulso de actividad volcánica hacia los 30 Ma en la Sierra Madre Occidental (Ferrari et al., 1999). El volcanismo de arco migró hacia el poniente, manteniendo una actividad importante durante el período de 23 a 12 Ma a lo largo del margen oriental de la península de Baja Califomia (Figura 2) y en la costa de Sonora (Mora-Álvarez, 1993; Mora Álvarez y McDowell, en prensa; Hausback, 1984; Sawlan y Smith, 1984; Martín-Barajas et al., en prensa). Durante este intervalo de tiempo, el proceso de máxima extensión en Sonora se desarrolló en una posición intraarco y trasarco con respecto a la actividad volcánica del arco miocénico en Baja California
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En Sonora central y en la porción noreste la formación de cuencas continentales y el desarrollo de núcleos metamórficos ocurrió principalmente entre 25 y 12 Ma (Nourse et al., 1994; McDowell et al., 1997; Gans, 1997). En la porción sur del estado, las relaciones cronoestratigráficas y estructurales en la secuencia volcánica terciaria sugieren 'que la mayor parte de la extensión entre la costa y el borde de la Sierra Madre Occidental también ocurrió en el intervalo de 27 a 12 Ma (Henry y Aranda-Gómez, 1992).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
En Nuevos datos geocronológicos y estructurales en Sinaloa y Durango sugieren que la extensión del protogolfo (12-5 Ma) se manifestó sobre una zona más amplia a ambos lados de la Sierra Madre Occidental (Henry y ArandaGómez, en prensa) (Figura 3). Sin embargo, falta evaluar si otras regiones de Sonora central han experimentado extensión durante ese período de tiempo, ya que los estudios no incluyen la componente de extensión en el Plio-Cuaternario en la costa de Sonora y en la zona central.
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El inicio de la distensión en la margen oriental de la península es posterior al inicio de la distensión en Sonora y concuerda, además, con la terminación del volcanismo de arco y la subducción de la Placa Guadalupe hacia los 12 Ma (Figura 2) (Stock y Lee, 1994; Lee et al., 1996). En varias localidades estudiadas en la mitad norte de la península las fallas en el escarpe del Golfo cortan a los depósitos más jóvenes del arco volcánico, los cuales son internamente concordantes (pretectónicos) y presentan edades mínimas de entre 15 y 16 Ma (Stock y Lee, 1994; Martín-Barajas et al., en prensa).
ANTECEDENTES DEL MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Las localidades con estudios cronoestratigráficos y estructurales indican que la edad del inicio de la distención en la península es posterior a 12 Ma (Figura 4). En el sur de Sierra Juárez las fallas del escarpe cortan a flujos basálticos fechados en <11 Ma (Mendoza-Borunda et al., 1998). En la región de Valle Chíco una edad similar se documentó para el posible inicio de la deformación al pie de la Sierra San Pedro Martir (Stock y Hodges, 1990) (Figura 4). Lee et al. (1996) proponen que el inicio de la distensión en el sur de Sierra Juárez pudo haber ocurrido desde los 16 Ma, mientras que en la región adyacente en Laguna Salada, las edades de exhumación del basamento plutónicometamórfico indican que el inicio de un levantamiento rápido en la Sierra El Mayor ocurrió entre 10 a 15 Ma, asociado a una falla de bajo ángulo tipo detachment que corta a depósitos marinos del Plioceno (Siem y Gastil, 1994; Axen et al., en revisión en Tectonics, 1999).
Figura 6b. Distribución de afloramientos con volcanismo basáltico alcalino del Neógeno y Cuaternario en la península de Baja California.
INICIO DE LA DISTENSiÓN
A escala regional, el volcanismo asociado a la evolución del ritt del Golfo de California presenta un patrón geográfico en el cual predominan lavas alcalinas en los extremos de esta provincia, tanto en Sonora como en la porción estable de la península (Figura 6a y 6b). En Baja California Sur, flujos de lava andesítica y basáltica de afinidad alcalina fueron emplazados hacia el poniente del escarpe principal del Golfo durante 13 Y 1 Ma (Sawlan, 1991) (Figura 6b). En los campos volcánicos de Jaraguay y San Borja del norte de la península, se reportaron andesitas de 4 a OMa de edad con alto contenido en MgO, Ni, Cr y Sr. (Saunders et a/.,1987; Rogers et a/., 1985). Estos autores argumentaron que esas características corresponden a magmas derivados de la placa oceánica y la dorsal subducidas. Sin embargo, Sawlan (1991) atribuyó estas caracterís-ticas a la fusión parcial en un manto metasomatizado por fluidos durante la subducción.
INICIO DE LA DISTENSiÓN
Otras localidades con volcanismo andesítico basáltico alcalino se han reportado en los últimos años en la depresión del Golfo. Los flujos traquibasálticos de ca. 10 Ma que coronan la secuencia volcánica en el sur de Sierra Las Tinajas, indican magmas poco evolucionados y enriquecidos en elementos incompatibles (Martín-Barajas, datos no publicéidos). A pesar de su afinidad alcalina, estos flujos también presentan características geoquímicas heredadas del volcanismo calcialcalino de subducción, como el empobrecimiento de Nb, Ta y Ti con respecto a los basaltos de piso oceánico (MORB).
INICIO DE LA DISTENSiÓN
La contaminación de los magmas por fusión de la corteza aparece como una constante en varias de la localidades estudiadas, aunque solo en pocos de ellos se han realizados modelos de evolución magmática que permitan estimar la contribución de la contaminación cortica En la región central de Sonora el volcanismo basáltico alcalino posterior a la subdución se inicia hacia los 10 Ma (Paz-Moreno, 1992). El volcanismo alcalino se presenta en varios campos discretos de edad Mio-Plio-Cuaternario (Figura 6a) (Paz-Moreno, 1992). Son basaltos y andesitas microporfiríticos de plagioclasa, piroxeno y olivino, enriquecidos en elementos incompatibles, incluyendo Nb, por lo que se ha sugerido que provienen de magmas generados en el manto Iitosférico (Paz-Moreno, 1992).
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El campo volcánico El Pinacate, en la parte noroccidental y norte de Sonora, es un ejemplo de magmatísmo alcalino PlioCuaternario, con posible actividad holocénica (Lynch, 1981). Está compuesto por basaltos alcalinos (basanitas) y sus productos diferenciados (traquitas). El volca-nismo más joven en el Pinacate incluye también toleítas (Lynch, 1981). Con base en estudios isotópicos se ha sugerido que este campo volcánico está asociado a un manto astenosférico, aunque su relación con la apertura del Golfo de California aún es incierta (Lynch et al., 1993), ya que está ubicado sobre corteza continental y a 50 km al este de centro de dispersión de Cerro Prieto.
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El volcanismo toleítico (10-0 Ma) se presenta predominantemente en las márgenes y en los centros de dispersión del Golfo de California (Figura 6c) (Saunders, 1982; Batiza et al., 1979, Herzig, 1990; PazMoreno y Demant, 1999; Mora-Álvarez y McDowell, en prensa). Sin embargo, flujos de lava de afinidad toleítica del Mioceno tardío tambien se presentan al oeste del escarpe del Golfo en la península (Figura 6c). En Baja California Sur, los basaltos Esperanza (-10 Ma) y flujos andesíticos de la península de Vizcaíno (-6 Ma) indican magmas toleíticos fueron emplazados en una región al parecer no afectada por la distensión en la etapa del protogolfo. Este volcanismo toleítico transicional (c.f., Sawlan, 1991) presenta enriquecimiento en elementos incompatibles, por lo que se ha sugerido que provienen de la fusión selectiva de venas de piroxenita hospedadas en rocas más refractarias del manto, de composición peridotítica (Sawlan, 1991).
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El volcanismo calcialcalino en la Provincia Extensional del Golfo es principalmente dacítico-riolítico y ocurre en campos volcánicos discretos en las márgenes y en algunas islas. La provincia volcánica de Puertecitos es posiblemente la más grande en la península.con volcanismo riolítico-dacítico calcialcalino (Stock, 1989; Martín-Barajas et al., 1995) (Figura 6d). Se han documentado tres períodos de actividad de tipo caldérica que ocurrieron hacia -11, 6 Y 3 Ma, respectivamente
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En la región de Loreto, el campo volcánico de Mencenares está formado principalmente de domos y flujos dacíticos con afinidad calcialcalina de edad Plio-Cuaternario (Bigioggero et al., 1995). Algunas islas del Golfo (e.g., San Esteban, San Lorenzo y Ángel de la Guarda) contienen secuencias volcánicas que corresponden a una actividad efusivaexplosiva del Mioceno tardío-Plioceno, esencialmente calcia/calina y con magmas diferenciados (Desonie, 1992; Escalona-Alcazar, 1999). En la región de Santa Rosalía, la caldera La Reforma (Plioceno) y el complejo volcánico de Tres Vírgenes (Plio-Cuaternario) están compuestos por volcanismo andesítico-dacítico dominante y de afinidad calcialcalina (Sawlan, 1981), aunque Demant (1981) tambien reporta lavas comendíticas en la caldera La Reforma.
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Se desconoce si el volcanismo riolítico-andesítico calcialcalino es producto de la diferenciación de magmas basálticos generados por fusión parcial en el manto o si se trata de magmas generados por la fusión de la corteza, o de una combinación de estos dos procesos. Este tipo de volcanismo conserva muchas de las características geoquímicas del volcanismo de arco y su variación posiblemente representa diversos grados de contaminación cortical.
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DISCUSIÓN
La evolución del volcanismo neogénico y el proceso distensivo del noroeste de México estan enmarcados en dos eventos tectónicos regionales relacionados. El primero es el encuentro de la dorsal Pacífico-Farallón con la trinchera de Norteamérica hacia los 29 Ma que ocasionó la terminación progresiva del volcanismo de arco junto con la migración hacia el sur de la junta triple (dorsal-trinchera-falla transformante) (Atwater, 1989; Stock y Lee, 1994). La zona de fractura San Benito-Tosco-Abreojos funcionó como una falla transformante a lo largo de la margen occidental ele la península y constituyó el límite de placas entre 12 y -S Ma (Spencer y Normak, 1989; Lonsdale, 1989).
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DISCUSIÓN
El segundo evento es el cambio en el límite de placas hacia el Golfo de California y la transferencia progresiva de la península a la placa Pacífico. Durante el período entre 12 y 4 Ma la península mantuvo un movimiento relativo independiente funcionando como una microplaca; la transferencia de la península a la Placa Pacífico se completó hacia los 4 Ma, como sugieren las anomalias magnéticas más antiguas (3.S Ma) en la boca del Golfo (Lonsdale, 1989; Stock y Hodges, 1989).
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DISCUSIÓN
La subsidencia inicial de las cuencas en la etapa del protogolfo fue posiblemente dirigida por una tectónica distensiva de dirección E-NE que prevaleció durante la etapa pre-S Ma (e.g., Angelier et al., 1981). Las únicas evidencias se han definido en las márgenes del Golfo, principalmente en Baja California, y recientemente en el sur de Sinaloa (Henry y ArandaGómez, en prensa). En el norte de la penísula, las fallas maestras que controlan la subsidencia de las cuencas mio-pliocénicas cambian de polaridad del sentido de transporte de la placa superior (c.f. Axen; 1995).
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DISCUSIÓN
La segmentación en la etapa temprana del rift en segmentos estructurales de SO a 100 km, separados por zonas de acomodamiento, corresponde a una característica común en otros rifts continentales de tipo ortogonal (e.g., Bosworth, 1985), y las cuencas adyacentes al escarpe del Golfo y en la costa de Sonora-Sinaloa pudieron haberse formado de esta manera. Algunas de las fallas originadas durante la etapa temprana posiblemente permaneciendo activas con el cambio a un r¡ft oblicuo, acomodando la componente del extensión en la península.
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DISCUSIÓN
Bajo el continente, el desarrollo de una ventana astenosférica durante el Neógeno producida por la subducción de la dorsal y el jalón gravitacional del slab o corteza oceánica subducida, debió modificar la estructura y las características térmicas de la litosfera en una amplia zona del suroeste de Estados Unidos y del noroeste de México (c.f., Severinghaus y Atwater, 1990; Dickinson, 1997). Esta hipótesis ha .sido discutida en los últimos años y parece haber ganado muchos adeptos entre la comunidad de geociencias. Es posible que el origen de la extensión y el magmatismo intermedio a félsico en el suroeste de Arizona ha sido atribuido al colapso gravitacional que siguió a la orogenia Laramide (Spencer et al., 1995), sin embargo, este proceso difícilmente puede explicar las firmas geoquímicas de tipo OIB (Oceanic Island Basalts) que predominan en el volcanismo
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DISCUSIÓN
basáltico plio-cuaternario en algunas regiones del suroeste de Estados Unidos, en Sonora y el norte de Baja California, el cual requiere de la fusión de un manto astenosférico y menor participación del manto litosférico (e.g., Fitton et al., 1991; Paz-Moreno, 1992). Las relaciones entre causa y efecto aún no logran consenso debido a que en muchas áreas estudiadas el volcanismo precede a la extensión y en otras el proceso distensivo antecede o es contemporáneo al volcanismo (ver síntesis en Metcalf y Smith, 1995). En Sonora el proceso de extensión temprana concuerda con una reactivación del volcanismo, principalmente de composición basáltica, que precedió a la actividad de la Sierra Madre Occidental (e.g., McDowell et al., 1997).
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DISCUSIÓN
Las lavas basálticas intercaladas en los depósitos continentales de la Formación Baucarit en Sonora central sugieren que el magmatismo y la extensión están íntimamente ligados, y se ha propuesto que el magmatismo máfico del Mioceno temprano pudo haber debilitado térmicamente la litosfera y ocasionar la extensión de la corteza (Gans, 1997). No obstante, este tipo de volcanismo se ubica en una posición trasarco y aún se desconoce cual es su relación genética con la subducción de la Placa Farallón-Guadalupe al oeste de la península.
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DISCUSIÓN
Para explicar la variación espacial y temporal del volcanismo y su composición es necesario considerar las características geoquímicas de la fuente de los magmas. Desafortunadamente, son pocos los estudios isotópicos en lavas andesítico-basálticas y en xenolitos de la base de la corteza y del manto, por lo que tal variación de la fuente y los patrones de evolución magmática aún no pueden definirse. Sin embargo, podemos suponer que la variación en las características geoquímicas del volcanismo máfico si refleja una heterogeneidad de la fuente o diferentes grados de fusión parcial. La evolución de estos magmas en la corteza, la ubicación de los centros de emisión y el estilo eruptivo del volcanismo post-subducción <12 Ma) están, en la mayoría de los casos, fuertemente controlados por los patrones estructurales.
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DISCUSIÓN
El análisis de xenolitos ultramáficos en varias localidades del centro y occidente. de México sugiere que las presiones y temperaturas de equilibrio entre los xenolitos y las lavas que los contienen corresponden a un proceso de fusión parcial somera (-25 km) y una corteza más delgada en la región del Golfo y en el margen Pacífico (Luhr y Aranda-Gómez, 1997). El estudio de Luhr y Aranda-Gómez (1997) concluye que el manto litosférico bajo el campo volcánico de San Quintín también muestra la influencia de fluidos derivados de la antigua subducción. Aunque aún no es claro si esa actividad volcánica, la única con volcanismo basáltico intraplaca en la península, está controlada por estructuras relacionadas a la distensión regional.
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DISCUSIÓN
Nuestro conocimiento sobre el origen y la evolución del magmatismo neogénico en el noroeste de México se ha ampliado a medida que se publican los estudios de campo y estudios petrogenéticos del volcanism9 asociado a la distensión de la corteza. Estos estudios permiten acotar los modelos geofísicos sobre la estructura de la corteza en esta geológicamente compleja región, cuyos procesos tienen gran impacto en la sociedad por sus recursos naturales y por el riesgo geológico inherente a las actividades sísmica y volcánica de esta porción del noroeste de México.
4.3 Métodos geofísicos para la exploración de yacimientos de litio
4.3 Métodos geofísicos para la exploración de yacimientos de litio
PRINCIPIO FÍSICO
INTRODUCCIÓN AQUÍ
Presentación de modelos tridimensionales
METODO GRAVIMETRICO
INTRODUCCIÓN AQUÍ
¡Muchas Gracias!
FIN DEL TEMA