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UNIVE PO “A Ma Me Es J M ERSIDA INS OSGRAD que p Mae Análisis y arinas P ezcala, stado de G José Ju Tutor: Dr México, D. F AD NACIO MÉX STITUTO O EN CIE T E S para obte estro e T I T U y Asocia Profunda Cretáci Guerrero p r e s uan Go r. Martín G F. ONAL A XICO DE GEOL ENCIAS D S I S ner el gra en Cien U L O : ción de as: Form co Su o, México” e n t a: onzále uerrero Sua AUTÓNO LOGÍA DE LA TIE ado de ncias Facies mación uperior, ” ez Lópe astegui 201 OMA DE ERRA ez 10 UNAM – Dirección General de Bibliotecas Tesis Digitales Restricciones de uso DERECHOS RESERVADOS © PROHIBIDA SU REPRODUCCIÓN TOTAL O PARCIAL Todo el material contenido en esta tesis esta protegido por la Ley Federal del Derecho de Autor (LFDA) de los Estados Unidos Mexicanos (México). El uso de imágenes, fragmentos de videos, y demás material que sea objeto de protección de los derechos de autor, será exclusivamente para fines educativos e informativos y deberá citar la fuente donde la obtuvo mencionando el autor o autores. Cualquier uso distinto como el lucro, reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el respectivo titular de los Derechos de Autor. INDICE TEMA PÁGINA RESUMEN…………………………………………………………………………………V AGRADECIMIENTOS………………………..…………………………………………VII CAPITULO 1. INTRODUCCION………………………………….………………………………………1 1.1 Objetivos y planteamiento del problema…………....…………………..……1 1.2 Localización (Geográfica y Geológica)……………………..……………..…3 1.3 Antecedentes………………….……………………….…………..…………...6 1.4 Método de trabajo………………………………….……….……………….....9 1.5 Marco Geológico……………………………………....................................11 1.5.1 Terreno Mixteca……………………………………...…………………..12 1.5.2 Plataforma Morelos – Guerrero……………………………..…………15 1.5.3 Fm. Morelos……………………………..……………………………….15 1.5.4 Fm. Mezcala....………………………………..…………………………16 1.5.5 Fm. Tetelcingo………………………………..…………….……………18 1.5.6 Fm. Balsas………………………………………………………………..19 CAPITULO 2. DESCRIPCION E INTERPRETACIÓN DE FACIES…………...…..20 2.1 Metodología (modelo de facies)……….………………………..…………...22 2.2 Descripción e Interpretación de las Facies del área de estudio……………………………...……………………………………....….30 CAPITULO 3. ASOCIACION DE FACIES, AMBIENTE DEPOSICIONAL, INTERPRETACION Y ANÁLISIS DE LA CUENCA……………….71 3.1 Asociación de facies y ambiente deposicional……………......….………..71 3.1.1 Asociación de facies 1 (AFMZ-1)…………………...........................73 3.1.2 Asociación de facies 2 (AFMZ-2)……………………………………..75 3.1.3 Asociación de facies 3 (AFMZ-3)………………………..……………77 3.1.4 Asociación de facies 4 (AFMZ-4)……………………………………..80 3.1.5 Ambiente deposicional…………………………………………………82 3.2 Interpretación y análisis de la cuenca de depósito……….……..………...87 3.3 Interés económico de los Sistemas Turbidíticos …….……...…………….90 CAPITULO 4. CONCLUSIONES……………...……………………..........................92 BIBLIOGRAFÍA..........................................................................................…….…98 INDICE DE FIGURAS Figura 1 Mapa de provincias fisiográficas, realizado por INEGI……………...………………..3 Figura 2 Imagen donde se muestran los terrenos tectonoestratigráficos del sur de México……………………………………………………………………………..……….4 Figura 3 Ubicación del área de estudio. La imagen muestra poblados, principales ríos, carreteras y el área de estudio delimitada en un recuadro verde............................5 Figura 4 Columna estratigráfica compuesta del Terreno Mixteca (tomada de Campa y Coney, 1983)………………………...……………………………………….12 Figura 5 Mapa geológico del área de tesis. En la imagen se muestran las formaciones que están dentro del área, la información estructural, secciones estratigráficas, la base topográfica y poblados…………………...……………………………………20 Figura 6 Clasificación de las diferentes facies marinas profundas. Tomado de Pickering et al., 1989…………………………...………………………………….……23 Figura 7 Columna estratigráfica A-A’ ubicada en la parte centro-sur del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como las estructuras sedimentarias que cada una de estas facies contiene con su explicación……………………………………………………………………….35 Figura 8 Columna estratigráfica B-B’ ubicada en la parte central del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias……………...……………………….…..39 Figura 9 Columna estratigráfica “C-C” ubicada en la parte este del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias……………...…………………………...45 Figura 10 Columna estratigráfica D-D’ ubicada en la parte norte del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias……………………...…………………...49 Figura 11 Columna estratigráfica E-E’ ubicada en la parte este del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias………...………………………………...53 Figura 12 Columna estratigráfica F-F’ ubicada en la parte norte del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias…...…………..….………………………58 Figura 13 Columna estratigráfica G-G’ ubicada en la parte central del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias…………..…….………………………...62 Figura 14 Columna estratigráfica “H-H” ubicada en la parte noreste del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias……………..…….……………………...66 Figura 15 Imagen del área de tesis en donde se marcan las diferentes facies reconocidas asi como su distribucion……………………………………………............................72 Figura 16 Modelos de abanicos submarinos antiguos (Mutti y Ricci-Lucchi, 1972). En donde las líneas punteadas definen los limites entre el abanico interno, medio y externo. Esta línea representa el área donde se realizó este estudio, y en la que se encuentran los sistemas turbidíticos mencionados (canal, lóbulo, canal-lóbulo y overbank-levee)…...………………………............................83 Figura 17 La imagen muestra la distribución de los sistemas turbidíticos que conforman un abanico submarino y que fueron reconocidos en el área de estudio. En la imagen se muestra el Lóbulo, la transición Canal-Lóbulo, el Canal y el Overbank-Levee……………………………..………………………………………….87 RESUMEN El área de estudio se localiza en la denominada Plataforma Guerrero-Morelos, la cual abarca la parte sur del estado de Morelos y la porción norte-centro del estado de Guerrero. La secuencia sedimentaria desarrollada en la plataforma Guerrero- Morelos, consiste de una sucesión de calizas de plataforma de edad Albiano- Cenomaniano conocida como Formación Morelos, la cual cambia concordantemente a rocas siliciclásticas del Turoniano-Coniaciano de la Formación Mezcala, en la cual se desarrolló el presente trabajo. La Formación Mezcala, en el área de estudio, es interpretada como depósitos turbidíticos. La secuencia deformada contiene predominantemente areniscas con intercalaciones de rocas lodosas (lutitas y limolitas), y escasos niveles de conglomerados, producidos por flujos de gravedad depositadosen un ambiente marino profundo. La secuencia siliciclástica muestra un espesor variable, debido a la deformación, aunque es posible medir espesores de hasta 200 m, de un desarrollo de un sistema turbidítico, donde se reconocen facies de canales, transiciones canal- lóbulo, lóbulos y desbordes de canal (overbank-levee). A pesar de la deformación y las variaciones texturales se observa que la secuencia es predominantemente progradante. Las facies canalizadas contienen abundantes niveles de areniscas que varían en tamaño de arenas gravosas a areniscas medias e intercalaciones de conglomerados de guijarros a gránulos. En general, la secuencia presenta un adelgazamiento de base a cima tanto en tamaño de grano como en el espesor de los estratos. Las estructuras sedimentarias presentes son gradaciones normales, clástos flotados y surcos de erosión. La zona de transición canal - lóbulo contiene areniscas de tamaño de arenas medias a gruesas, con estratificación gruesa a muy gruesa. Este depósito es muy característico ya que contienen lodos entrampados y acoplados, representados por material fino lodoso o arenoso acuñado entre los estratos de areniscas, así como clástos flotados, estructuras de erosión por flujo y turbidítas proximales (Tab). Los depósitos de lóbulo son predominantes en el área, y están compuestas en un gran porcentaje por estratos de areniscas amalgamados o bien, intercalados con escasos niveles de rocas lodosas, es común en estos niveles observar la secuencia Bouma completa (Ta-e) o bien incompleta (Ta-c, o bien Tb-d). Los contactos en la parte proximal son erosivos, en tanto en las partes distales son rectos. Finalmente, las facies de desborde de canal (overbank-levee) son abundantes y afloran en secciones conformadas en su mayoría de estratos delgados de sedimentos finos, es decir lutitas y limonitas, intercalaciones delgadas de areniscas de grano fino a medio. Las estructuras presentes en esta facies son niveles de turbiditas tipo Tb-d, asociados con estructuras de deformación (slump y laminación, o bien, estratificación convoluta), escasos clástos flotados y rizaduras escalonadas. Con base en los datos descritos y en el análisis y asociación de facies, se interpreta que el sistema turbidítico fue depositado en una cuenca de tipo Foreland, muy posiblemente en la zona conocida como Foredeep. Así mismo, los sistemas reconocidos se desarrollaron tanto en la parte media como en la parte externa de un abanico submarino. AGRADECIMIENTOS A la Universidad Nacional Autónoma de México que me brindo la oportunidad de estudiar. Al Instituto de Geología por darme la oportunidad de estudiar una maestría. A mi padre y a mi madre por darme todo su apoyo para continuar con mis estudios. A mis hermanos que siempre me apoyaron y estuvieron pendientes de mis estudios y a toda mi familia por todo su apoyo. Agradezco al Dr. Martín Guerrero Suastegui que me dio la oportunidad de ser su amigo y su estudiante de maestría. Sus consejos y su apoyo fueron muy importantes para mi y para culminar esta tesis, por que siempre me brindo la asesoría necesaria. También agradezco mucho a su familia, a su esposa Paula, a sus hijos Sandino y Francisco que me recibieron en su casa y me dieron toda la ayuda necesaria durante mi estancia. Muchas gracias a todos ellos. Un agradecimiento muy en especial a la Dra. Elena Centeno por su apoyo y asesoría necesaria para realizar esta tesis. Un agradecimiento a todos mis amigos de la infancia, de la licenciatura y la maestría por darme su amistad y su apoyo. Pedro Santillán, David Blanco, Augusto Rodríguez, Josué Salazar, Daniel Bolaños, Israel Cayetano, Norma Paredes, Aarón, Octavio, David R., Rosa, Marlen, Cesar Cuapio, Felipe, Claudia, Lizbeth Espejo, Francisco de la Vega, Ricardo Zamora, Kevin, Rogelio, Marco, Jorge, Silvina, Carlos, Nelda, y a dos amigas españolas Cristina y Laura. Agradezco mucho a CONACYT que me otorgó una beca para poder hacer mis estudios de maestría. A todos en verdad les agradezco mucho. CAPITULO 1 INTRODUCCIÓN En los estados de Guerrero y Morelos existen floramientos caracterizados por rocas sedimentarias marinas pertenecientes al Cretácico. La cuenca sedimentaria donde se formaron las rocas cretácicas en esta parte del sur de México es conocida como la Cuenca Guerrero-Morelos. Este trabajo de investigación se enfoca principalmente a la secuencia turbidítica siliciclástica perteneciente al Cretácico Superior dentro de esta cuenca. Las rocas del Mesozoico están cubiertas en su parte norte por rocas volcánicas y volcaniclásticas del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano. Hacia la parte sur se encuentran en contacto tectónico rocas metamórficas y plutónicas del Complejo Xolapa, en tanto que, en su parte oeste, están limitadas por rocas volcánicas, volcaniclásticas y metamórficas de bajo grado del Terreno Guerrero (también denominado Complejo Tierra Caliente). Por último, en su lado este, están en contacto tectónico por rocas metamórficas pertenecientes al Complejo Acatlán. Este capitulo pretende dar al lector una introducción de las características geológicas regionales del área de estudio así como su localización, los trabajos previos que se han realizado por diversos investigadores, el método de trabajo que se implemento en esta investigación, los objetivos y el planteamiento del problema a resolver. 1.1 Objetivos y Planteamiento del Problema La Formación Mezcala ha sido motivo de variados trabajos de investigación, tanto geológicos como paleontológicos, los cuales se mencionan más adelante en el apartado de antecedentes. La gran mayoría de los trabajos que se han realizado en la Formación Mezcala son principalmente de carácter general o regional, siendo entre los mas importantes los de tipo estratigráfico, estructural, y escasamente sedimentológicos. Recientemente, algunos autores se han dado a la tarea de hacer estudios a semi-detalle o detalle, entre los cuales hay investigaciones bioestratigráficas, de ambiente de depósito, estudios de procedencia, de análisis de cuenca, entre otros. Debido a la poca información de detalle de la región estudiada en general, y de esta formación en particular, se tomó la decisión de realizar esta investigación, la cual tiene como objetivo principal describir, definir e interpretar las facies que forman los depósitos clásticos profundos (sistemas turbidíticos) pertenecientes a la Formación Mezcala. Para poder identificar las diferentes litofacies y lograr una buena definición de las mismas, este trabajo se baso en la propuesta de facies profundas de Pickering et al. (1989) y la propuesta de mapeo de facies de Leverenz (2000) para áreas deformadas. Es importante mencionar que realizar un mapa de facies es importante en este trabajo de investigación, ya que define la distribución de las facies presentes y, por lógica, la distribución espacial de las mismas, lo cual ayuda a comprender las posibles direcciones de aporte de los sedimentos que forman el depósito que dieron origen a la sedimentación marina profunda de la secuencia siliciclástica de la Formación Mezcala. Parte de los objetivos de este trabajo es tener un mejor control de la distribución de las facies y de las direcciones preferenciales de los flujos, por lo cual se realizó la construcción de columnas estratigráficas a detalle, con las cuales fue posible reconocer los procesos sedimentológicos que actuaron durante el depósito de estos flujos turbiditícos, esto a partir de la identificación de características texturales de las rocas. La identificación exacta de los rasgos texturales, tales como las estructuras sedimentarias, el espesor y contactos de los estratos, así como el tamaño de los granos, principalmente en los niveles arenosos, son elementos determinantespara definir las facies y el ambiente de depósito de estos flujos turbiditícos. La ausencia o presencia de algunas estructuras sedimentarias puede ser un factor clave en la caracterización de las facies, por lo cual nos apegamos lo más posible al modelo de Pickering et al. (1989) para obtener resultados más precisos. La tectónica juega un papel muy importante en la reconstrucción de la arquitectura sedimentaria, presentando rasgos como anticlinales y sinclinales, además de fracturas y fallas, lo que dificulta la reconstrucción original de las facies. Por esto, comprender el arreglo estructural de las rocas que conforman a la Formación Mezcala es importante en el desarrollo de este trabajo de investigación. 1.2 Localización (Geográfica y Geológica) Geográficamente, el área de estudio esta localizada desde el punto de vista fisiográfico en la subprovincia de la Cuenca Balsas - Mezcala, la cual forma parte de provincia Sierra Madre del Sur (Raisz, 1959), en el estado de Guerrero (Figura 1). Esta provincia limita al norte con el Cinturón Volcánico Mexicano, al este con una pequeña parte de la Llanura Costera del Golfo Sur, las Sierras de Chiapas y la Llanura Costera Centroamericana del Pacífico, y al sur con el Océano Pacífico. La Sierra Madre del Sur abarca parte de los estados de Jalisco, Colima, Michoacán, México, Morelos, Puebla, Oaxaca, Veracruz y Guerrero. Su longitud es de 1,200 km, con una anchura media de 100 km. Figura 1. Mapa de provincias fisiográficas, realizado por INEGI. Geológicamente, el área de estudio se localiza en el Terreno Mixteca (Campa y Coney, 1983), el cuál abarca parte de los estados de Morelos, Puebla, Oaxaca y Guerrero (Figura 2). El área estudiada forma parte de lo que tradicionalmente se ha denominado Plataforma Morelos – Guerrero (PMG; Fries, 1960). Figura 2. Imagen donde se muestran los terrenos tectonoestratigráficos del sur de México (Tomado de Campa y Coney, 1983). El área de estudio queda comprendida dentro de la carta Topográfica Xochipala escala 1:50, 000 E14-C18 del INEGI. Esta área esta delimitada por los meridianos 99º40’ y 99º30’ longitud Oeste y los paralelos 18º00’ y 17º49’ latitud Norte, así como las coordenadas UTM 431188, 445304 en X; y 1990262, 1969978 en Y (Figura 3). Corresponde al sector centro – oeste de la zona de afloramientos de la Formación Mezcala. El acceso al área de estudio es por la carretera federal N° 95, la cual es la antigua carretera México–Acapulco. Para acceder al área se toma primeramente la autopista México–Cuernavaca y posteriormente es necesario incorporarse a la carretera libre México–Acapulco tomando la desviación hacia el poblado de Taxco, o desde el poblado de Iguala y continuar hacia el sur hasta el cruce de esta carretera con el río Balsas y el poblado de Valerio Trujado, este punto está prácticamente al centro del área de estudio (Figura 3). Figura 3. Ubicación del área de estudio. La imagen muestra poblados, principales ríos, carreteras y el área de estudio delimitada en un recuadro verde. 1.3 Antecedentes Diversos investigadores han realizado trabajos geológicos principalmente de carácter regional, enfocados de manera general a las secuencias mesozoicas de la Plataforma Guerrero – Morelos (Fries, 1960; De Cserna, 1965; 1978; Campa, 1978, 1984, 1985; Campa y Ramírez, 1979; Campa y Coney, 1983; Salinas, 1993). La Formación Mezcala ha sido objeto de estudios estratigráficos, en los cuales se ha definido edad y espesor (Fries, 1960, Bolivar, 1963; De Cserna, 1963; Seijas, 1965; Ontiveros, 1973; Dávila, 1974; González, 1988). Recientemente, algunos investigadores han realizado trabajos sedimentológicos y estratigráficos, incluso, algunos de estos a detalle (González, 1988, 1991; Martínez-Medrano, 1994; Estrada, 1994; Aguilera-Franco, 1995; 2000; Hernández-Romano, 1997, 2000; Ocampo, 2004; Ocampo et al., 2004; Guerrero y Hiscott, 2004; Guerrero-Suastegui 2004; Díaz, 2006; y Hurtado y Castillo, 2008). De los primeros estudios geológicos en la región de Guerrero se destacan los trabajos de Burckhardt (1919), Mülleried (1943, 1944) y Guzmán (1950). De los estudios relacionados concretamente a la Formación Mezcala, cabe mencionar el realizado por Bohnenberger (1955), quien describe de manera informal la sección tipo de esta unidad. Posteriormente, Fries (1960) describe formalmente muchas de las unidades estratigráficas de la región de Morelos, México y Guerrero, y define a la Formación Mezcala como “capas interestratificadas de arenisca, limolitas y lutitas calcáreas con escasos lentes de caliza que sobreyacen sobre la Formación Cuautla, al sureste de Iguala”, y le asignó una edad Turoniano-Campaniano. Ontiveros (1973) realizó un estudio estratigráfico y estructural a detalle y semidetalle en la parte central de la cuenca Guerrero-Morelos, en el cual definió la distribución de las formaciones expuestas. Este autor propuso el nombre formal de Formación Agua Nueva para la transicional estratigráfica entre las formaciones Morelos y Mezcala, que esta compuesta por margas y limolitas, y le atribuyó una edad Turoniano. El mismo autor describió a la Formación Mezcala en el Valle de Pachivia, y le atribuyó una edad del Cretácico Superior (Turoniano). Este autor describe a la Formación Mezcala como lutitas gris verdoso a oscuro, de estratificación laminar, con intercalaciones delgadas de areniscas calcáreas de grano medio a conglomeráticos, y ocasionales lentes de mudstone negro arcilloso. Ontiveros (1973) hace poca mención de estructuras sedimentarias en la secuencia a excepción de laminaciones, rizaduras y gradación. Dávila (1974) estudió a la Formación Mezcala en el área de Atenango del Río, aportando nuevos datos estructurales de la unidad, distribución de las unidades estratigráficas y características litológicas dentro de la región. El autor dividió a la Formación Mezcala en tres miembros: 1) miembro inferior, el cual consta de estratos delgados de calcarenita negra y limolita calcárea interestratificados con areniscas calcáreas; 2) miembro intermedio, que consiste de una alternancia de lutitas y limolitas calcáreas, con menor cantidad de areniscas; y 3) miembro superior, que consta de una secuencia de areniscas con lentes de conglomerados. Cada uno de los miembros presenta una variedad de estructuras sedimentarias, tales como laminaciones, estratificación cruzada, rizaduras y bioturbación. De Cserna (1980), en un estudio realizado en el área de San Juan Tetelcingo, describió a la Formación Mezcala como una secuencia tipo flysh, formada por una alternancia rítmica de lutitas y areniscas, y sugiere que su génesis se encuentra íntimamente relacionada con depósitos turbiditícos. González (1988, 1991) hizo una división de la Formación Mezcala en dos miembros, denominándolos profundo y somero. El miembro profundo corresponde a la definición original propuesta por Fries (1960), mientras que el miembro somero lo describe como una secuencia de litarenitas, grainstone y conglomerados calcáreos y que representan ambientes transicionales. Estrada (1994) realizó un estudio de análisis de litofacies en la Formación Mezcala al norte del estado de Guerrero y la definió como un depósito turbidítico de abanico submarino desarrollado durante el Cenomaniano Inferior al Turoniano. La interpretación la hizo a partir de las estructuras sedimentarias presentes en las rocas de acuerdo a la secuencia Bouma, conjuntamente con el análisis y asociación de facies propuesto por Mutti y Ricci-Lucchi (1975) para secuencias turbidíticas. El mismo autor propone que el abanico submarino esta caracterizado por facies de tipo proximal representadas por depósitos conglomeráticos y arenosos gruesoslos cuales se localizan al oriente del área. Por otro lado, las facies distales son típicamente depósitos arenosos finos y alternancia de lutitas-areniscas localizados al occidente y en la porción central del área. Martínez (1994) estudió la secuencia clástica de la Formación Mezcala en el área de Santa Teresa. El autor definió, a partir del análisis de litofacies, depósitos de barras de arenas, tormenta y cuenca para la Formación Mezcala. Cada uno de los ambientes de depósito fue caracterizado a partir de las propiedades texturales, granulométricas y estructuras sedimentarias, tales como laminaciones paralelas y cruzadas, bioturbación, gradación normal e inversa y rizaduras, así como algunas estructuras de flujo. Aguilera-Franco (1995), realizó un estudio bioestratigráfico en el área de Zotoltitlan - La Esperanza, en el cuál propone que para el Turoniano temprano–medio existía una plataforma de tipo rampa, que evolucionó para el Coniaciano-Santoniano en un ambiente deltaico bien desarrollado, reconociendo facies de prodelta, frente deltaico y planicie deltaica. Hernández (1995) estudió la evolución sedimentológica y deposicional de la Formación Morelos en el área de Huitziltepec Gro., e interpretó estas rocas como depósitos de plataforma carbonatada, con influjo de material terrígeno arcilloso producido durante el desarrollo de un ambiente deltaico asociado, así como una sedimentación pelágica de cuenca. Este autor reconoció los ambientes mencionados a partir del análisis de litofacies, en las cuales abundan las laminaciones de tipo cruzada, tabular y festoneada; rizaduras, gradación normal y bioturbación variable tanto abundante como escasa; así como escasas estructuras de paleocorrientes. Ocampo (2004) realizó en la Formación Mezcala en la región norte (área Taxco el Viejo-Ahuehuepan) un análisis de litofacies, reconociendo a partir de seis asociaciones de facies que en el área se desarrollaron al menos tres complejos turbidíticos formados por varios sistemas turbidíticos que el autor reconoce como sistemas de abanicos submarinos, tanto en su parte distal como en su parte proximal con desarrollos de canales, lóbulos y “overbank-leeve”. Así mismo, determina dos áreas fuentes de depósito, tanto noreste, como suroeste, es decir la plataforma carbonatada representada por la Formación Morelos en el primer caso, y los depósitos de arco volcánico y plataforma para el segundo caso. Guerrero (2004) y Guerrero y Hiscott (2004), estudiaron a la Formación Mezcala en el área de Pachivia localizada al oeste del presente estudio, desde un punto de vista de análisis de cuencas, usando la petrografía, descripción y mapeo de litofacies, y reconociendo la complejidad de los sistemas turbidíticos. Aunque estos autores no reporta direcciones de paleocorriente, determinaron la polaridad del depósito usando las litofacies reconocidas. 1.4 Método de Trabajo El desarrollo de esta tesis se basó principalmente en la descripción, interpretación y asociación de facies, las cuales se definieron durante el trabajo de campo, realizado en un total de 60 días efectivos. El trabajo se realizó en diferentes periodos entre los meses de octubre del 2007 y abril del 2008. La presente investigación se realizo prácticamente en dos etapas. La primera etapa consistió en el trabajo de campo, durante esta actividad se realizó lo siguiente: 1. Se levantaron 8 columnas estratigráficas a detalle con el fin de entender la dinámica y las características de los flujos, así como para definir mejor las facies y la dirección del depósito que conforma esta secuencia clástica. Las columnas estratigráficas-sedimentológicas se construyeron a escala usando papel milimétrico en el cual se integró la mayor cantidad de información (espesor de los estratos, tamaño de grano para cada estrato, estructuras sedimentarias y posición en la que se localizan dentro del estrato, tipos de contactos y fósiles en el caso de que los contengan). Las columnas levantadas se ilustran en el Capítulo 2, en ellas se muestra el espesor real de cada uno de los estratos y sus contactos, la litología y sus estructuras sedimentarias. Una vez identificadas y descritas las facies, se marcaron en el mapa con el fin de entender su distribución. La nomenclatura para denominar a cada facies se basó en una combinación alfabética y numérica, ilustrando el nombre de la formación y el número de la facies (por ejemplo FMZ-1), tomando en cuenta en este punto, que la tectónica puede ser clave en el ordenamiento o desordenamiento de dichas facies. Se recopiló la base bibliográfica, la cual fue clave para reconocer las características estratigráficas de la Formación Mezcala en el área de estudio, así como para tener una interpretación preliminar del depósito. Lo anterior, también ayudo a afinar el mapa de facies, aunque este se realizó con las observaciones directas de campo. También en esta etapa se comenzó con la digitalización del mapa del área de tesis y de las columnas estratigráficas levantadas. 2. La segunda etapa de este trabajo, se realizó inmediatamente terminado el trabajo de campo. Esta etapa consistió en la asociación e interpretación de las facies identificadas, y en la definición del ambiente de depósito y el tipo de cuenca. Para lograr esto fue necesario recurrir a modelos sedimentológicos, estratigráficos, y ambientales propuestos por diferentes autores tales como Pickering et al. (1989), Mutti y Ricci-Lucchi (1972), Normak (1970), Bouma (1962), entre otros. El modelo de Pickering et al. (1989) es muy importante ya que es de gran ayuda para realizar el mapa de facies, en el cuál se marcaron 19 facies diferentes, que se describen en el Capítulo 2. Este modelo se basa principalmente en el espesor de los estratos, en las estructuras sedimentarias y en la litología. Los trabajos de los demás autores se consultaron para asociar las facies identificadas y comprender las características físicas ambie Poste 1.5 M El sur a su (Cam el Te geogr Guerr s de los fluj ente de dep eriormente, Marco Geol r de México historia ge pa y Coney erreno Mix ráficamente rero. Figura 4 (tomada d jos, el proc pósito. se procedi lógico o se caract eológica, e y 1983; Se xteca, y e se encuen . Columna de Campa y Te Cr S Cr I Ju Pa S Pa ceso de tran ó a la elabo eriza por p sta región edlock et al forma pa ntra muy ce a estratigrá y Coney, 19 erciario retácico uperior retácico nferior urásico aleozoico Superior aleozoico Medio nsporte y ti oración del presentar un se ha div . 1993). El arte de su erca del co áfica com 983). po de depó manuscrito na corteza vidido terren área de in u cubierta ntacto de é puesta de ósito, así co o. heterogéne nos tecton vestigación a Cretácic éste terreno el Terreno Formación Mezcala omo tambié ea. De acu oestratigráf n se localiz ca (Figura o con el ter Mixteca én el erdo ficos a en 4), rreno 1.5.1 Terreno Mixteca Se ha considerado a la Plataforma Guerrero - Morelos como un elemento del Terreno Mixteca, sin embargo, en ella no afloran las rocas pre cretácicas, y su estratigrafía cretácica si presenta diferencias con respecto a la estratigrafía del resto del Terreno Mixteca. A continuación, como marco geológico regional, se describe la estratigrafía de la porción oriental del Terreno Mixteca y la estratigrafía de la Plataforma Guerrero - Morelos. La parte centro oriental del Terreno Mixteca está compuesta por un basamento del Paleozoico inferior, el cuál está constituido por rocas metamórficas, dicho basamento se lo conoce como Complejo Acatlán (Ortega, 1978). A este basamento lo cubre discordantemente rocas sedimentarias del Paleozoico Tardío y Mesozoico Temprano, las cuales reciben varios nombres formacionales(Erben, 1956; Flores de Dios y Buitrón, 1981; Corona, 1983; entre otros). Dichas rocas están cubiertas por una cubierta sedimentaria del Cretácico Medio-Tardío, que conforman la Plataforma- Cuenca de Morelos-Guerrero (Fries, 1960). De acuerdo a su posición estructural, Ortega (1978), dividió al Complejo Acatlán en dos subgrupos, que son: Petlalcingo y Acateco. De acuerdo con Ramírez y Talavera (1997) y Ramírez-Espinosa (2001), el Complejo Acatlán consiste de cuatro paquetes litológicos distintos: 1) Paquete de Depósitos dístales de margen pasivo; 2) Paquete Eclogitizado; 3) Paquete de Arco; y 4) Rocas Graníticas Intrusivas. Las primeras edades isotópicas, en rocas plutónicas, asignaron un rango de tiempo muy amplio, variando desde 287±1 m.a. hasta 1098 ± 8 m.a. DCserna et. al., (1980) reportan una edad de 380±6 m.a., ubicándolo en el Devónico temprano; posteriormente Mújica (1981) fechó una edad de 345+13m.a. y 263+9 m.a., por el método de K/Ar, sin embargo, Yáñez et al., (1991) obtuvieron edades de hasta 1008 millones de años, lo cual implicaría una edad Precámbrica (Grenviliana) para las rocas esquistosas del Complejo de Acatlán. Recientemente Talavera-Mendoza et. al., obtuvieron edades por el método de U-Pb de 440 hasta los 1165 Ma. El Complejo Acatlán es cubierto de manera discordante por unidades sedimentarias del Pérmico, las cuales afloran en los estados de Oaxaca (Formación Mixtepec; Flores de Dios et al., 1992), Puebla (Formación Patlanoaya; Vázquez, 1986; Villaseñor et al. 1987; y Formación Cuxtepeque; Enciso de la Vega, 1984.) y Guerrero (Formación Olinalá-Los Arcos; Flores de Dios y Buitrón, 1982; Corona- Esquivel, 1983). La Formación Las Lluvias (Corona, 1983) cubre concordantemente a las unidades pérmicas, y está compuesta por rocas volcánicas de composición dacítico-riolítico, con espesores variables de 30 a 60 m. La edad de la unidad fue originalmente propuesta como Tríásico (Corona, 1983). Sin embargo, edades isotópicas posteriores de 177.3±1.5Ma, la asignan como Jurásico Medio (García-Díaz, 2004). Unidades sedimentarias de tipo clástico (Conglomerado Cualac y Grupo Tecocoyunca, Erben 1956), también de edad Jurásico Medio, cubren a las rocas volcánicas de la Formación Las Lluvias. La parte inferior ha sido denominada como Conglomerado Cualac (Erben, 1956), el cual esta formado predominantemente por un conglomerado grueso de cuarzo. El Grupo Tecocoyunca (Erben, 1956) descansa de manera concordante al Conglomerado Cualac (Alencaster, 1963). Esta unidad está compuesta por areniscas, cuya composición varía de cuarzarenita, arcosa lítica y arcosa, así como material lodoso (lutitas y limolitas) con abundante fauna de amonites, plantas y braquiópodos. Estas unidades Jurásicas son cubiertas por unidades del Cretácico Inferior, predominantemente clásticas (Formación Zicapa) y de tipo evaporítico (Formación Huitzuco). 1.5.2 Plataforma Morelos-Guerrero Un elemento importante del terreno Mixteca es la denominada Plataforma Morelos- Guerrero, la cual cubre gran parte del estado de Guerrero. Algunos autores (González, 1988, 1991; Hernández-Romano, 1999) consideran que está formada por rocas clásticas de la Formación Zicapa, evaporitas de Huitzuco, un desarrollo calcáreo de edad Cretácico medio (Formación Morelos) y un secuencia siliciclástica del Cretácico Superior de ambiente profundo (Formación Mezcala), aunque algunos autores (González, 1988, 1991; Diaz, 2007; Guerrero et al., 2006) han reconocidos ambientes someros costeros. La PMG se extiende en una banda con dirección aproximadamente Norte-Sur de aproximadamente 170 km de largo y 80 km de ancho en su parte mas angosta. Actualmente, los flancos laterales de la PMG son cordilleras levantadas por sistemas de cabalgaduras con vergencia diferente y casi opuesta (Cerca-Martinez, 2004). Hacia el oeste, la cabalgadura de Teloloapán con dirección norte–sur y vergencia hacia el este-noreste, pone en contacto las rocas de la PMG con rocas volcánicas del Cretácico Inferior (Campa y Coney, 1983). El mismo arreglo de cabalgaduras con orientación norte-sur se presenta en la mitad poniente de la PMG. Al sureste y este de la cabalgadura de Papalutla, afloran principalmente las rocas metamórficas del Complejo Acatlán cubiertas de rocas jurásicas, calizas del Albiano y rocas del Terciario (De Cserna et al., 1980). La Formación Zicapa fue definida inicialmente por Guzmán (1950) en los poblados de Zicapa y San Juan de las Joyas. De acuerdo con este autor, dicha formación está constituida por areniscas conglomeráticas de cuarzo, areniscas rojas de grano fino intercaladas con lutitas arenosas, de posible edad Jurásico superior - Cretácico inferior. Posteriormente, De Cserna et al. (1980), proponen el nombre formal de Formación Zicapa, para designar una secuencia de capas rojas continentales con intercalaciones de caliza de edad Neocomiano-Aptiano. Hernández (1976) reporta nerineas y bivalvos en terrígenos continentales en la región de San Juan de las Joyas, que le asignan una edad de Aptiano - Albiano. En el Estado de Puebla, Monroy y Sosa (1984), reportarón la presencia de microfauna en horizontes de calizas interestratificadas con capas rojas, asignándole una edad del Barremiano - Albiano. Las rocas evaporiticas son denominadas como Formación Huitzuco (Fries, 1960), y posteriormente propuesta como Anhidrita Huitzuco por De Cserna et al. (1980). Estratigráficamente, esta unidad se encuentra subyaciendo en contacto concordante y transicional a la Formación Morelos. La composición de esta secuencia es de anhidritas y yesos. Esta unidad ha sido propuesta como un miembro de la Formación Morelos, de edad Albiano. Según De Cserna et al. (1980), la edad de esta formación es Aptiano-Albiano. González P. (op. Cit.), menciona que por la relación con la Morelos, la edad de la Formación Huitzuco es posible que sea Aptiana. El espesor de este miembro es variable, aunque se ha determinado de 550 m. aproximadamente (De Cserna et al., 1980). 1.5.3 Formación Morelos La Formación Morelos fue cartografiada y definida por Fries (1960), en la localidad de Valerio Trujado, a lo largo del Río Mezcala. Originalmente este autor le asignó una edad del Albiano-Cenomaniano. Esta formación está constituida principalmente de bancos de calizas y dolomías interestratificadas, así como brechas calcáreas con bandas y nódulos de pedernal negro y vetillas de calcita. El espesor de los estratos varía de 15 cm a 2 m, y contiene abundantes macrofósiles (rudistas, nerineas y corales) y microfósiles (foraminíferos y algas), que en conjunto indican una edad del Albiano–Cenomaniano (Fries, 1960; Hernández-Romano, 1999). Por otro lado, Sabanero (1990) a nivel regional le asignó una edad variable de Aptiano-Albiano hasta el Cenomaniano tardío-Turoniano temprano, sin embargo, no establece sus limites de edad. Posteriormente, Aguilera-Franco (2003) fija una edad de Cenomaniano tardío a la cima de esta formación. Su espesor máximo es de 1430 m (Ontiveros, 1973). El contacto inferior es transicional con la formación Zicapa. El contacto superior es también transicional con la Formación Mezcala, pasando a una alternancia de horizontes delgados de caliza, lutitas y arenisca a la base y menor incidencia calcárea en la cima. 1.5.4 Formación Mezcala El nombre de Formación Mezcala fue propuesto formalmente por Fríes (1960), para designar una sucesión de capas interestrátificadas de areniscas, limolitas y lutitas calcáreas con escasos lentes de caliza. La localidad tipo de esta formación está ubicada a las orillas del Río Balsas, a la altura del poblado de Mexcala. En la localidad tipo, la Formación Mezcala tiene un incremento en la granulometría de los terrígenos, de la base a la cima, razón por la cual se divide en tres miembros (Chávez,1980). Miembro inferior (calcáreo – arcilloso): está constituido por una secuencia de calizas arcillosas, limolitas y lutitas calcáreas. Este miembro constituye la base de la Formación Mezcala, la cual descansa concordantemente sobre las calizas de la Formación Morelos. El espesor estimado para este miembro es de 100 m aproximadamente. Miembro intermedio (pelítico-arcilloso): está compuesto por una alternancia de lutitas y limolitas calcáreas, con escasas areniscas. Este miembro sobreyace concordantemente al miembro inferior calcáreo. La cima de este paquete sedimentario está definida por el cambio de la secuencia arcillo-arenosa a una más conglomerática. Este miembro tiene un espesor de aproximadamente 200 m. Miembro superior (areno - conglomerático): consiste de una alternancia de lutitas, areniscas calcáreas, areniscas con alternancia de conglomerado de guijas de cuarzo y calizas. El espesor de los estratos es muy variable de 3 cm en las lutitas, y hasta 1 m en las areniscas y conglomerados. Se han reportado estructuras sedimentarias tales como estratificación gradada y rizaduras. El espesor de este miembro es de 350 m aproximadamente. De manera alternativa González (1988), subdivide a la Formación Mezcala en dos miembros (somero y profundo). El miembro somero representa ambientes de plataforma externa hasta depósitos deltaicos (facies conglomerática), y está conformado por mudstones y wackestones arcillosos de ostracodos y miliólidos, pasando gradualmente a litarenitas y lutitas rojas con estratificación cruzada. El miembro profundo corresponde a una alternancia de lutitas y areniscas interpretado como turbiditas de ambiente de cuenca, a la base presenta interestratificaciones de wackestone y packstone de globigerinidos. El espesor en su localidad tipo es de aproximadamente 1220 m (De Cserna et al., 1981). El contacto inferior con la Formación Morelos es concordante y transicional. El contacto superior es discordante con las unidades terciarias (formaciones Tetelcingo, Balsas y Oapan). Su edad varia desde Cenomaniano hasta el Maastrichtiano en diferentes localidades. Fríes (1960), en la localidad tipo, asigna una edad Turoniano – Campaniano, con base en microfauna de foraminíferos planctónicos. Salinas (1986), en la región de Chilpancingo, colectó Hippurites sp. en las calizas interestratificadas con clásticos de edad Huroniano y Metoicoceras sp., fósil índice para el Turoniano inferior; en tanto que, en la unidad clástica reporta Actaeonella (Trochactaeon) Burckhardt Boese y Natica (Amauropsis) azteca Boese del Coniaciano - Santoniano. También se han colectado Ostrae cf. y Ostrae blackensis Stephenson del Senoniano y Schizobasis depressa Wade y Girodes sp. de edad Maastrichtiano (Alencaster, 1977). Burckhardt (1919) describió una fauna de amonites de edad Coniaciana, en los alrededores del poblado de Zumpango, Gro. Finalmente, Estrada (1990) y Guerrero-Suastegui (2004) reportan en la región norte del estado (Taxco- Teloloapan) edades del Cenomaniano inferior, con base en microfósiles planctónicos (foraminíferos y calciesferulidos). Cubierta Terciaria 1.5.5 Formación Tetelcingo La Formación Tetelcingo fue propuesta por Ortega (1980), quien la describió como una secuencia volcánica que aflora en los alrededores de San Juan Tetelcingo, Gro. Esta formación está constituida litológicamente por tres partes que, de la base a la cima, son: 1) La parte inferior constituida por tobas y brechas, 2) la parte media con lavas y brechas y 3) la parte superior de brechas epiclásticas. Las rocas que forman la base de la unidad están constituidas por tobas y brechas piroclásticas de composición andesítica-traquiandesítica, con intercalación de lavas andesíticas. La parte superior está constituida por tobas, y brechas piroclásticas de composición dacítico-riolítica (referencias). El espesor de la unidad es incierto, sin embargo se han medido espesores de 400 m (Ortega, 1980) hasta 800 m (Salinas, 1986). Sus contactos tanto inferior como superior son discordantes, muchas veces por medio de fallas, principalmente de desplazamiento lateral. Esta formación descansa en discordancia angular sobre las rocas de la Formación Mezcala y le sobreyace discordantemente la Formación Oapan del Mioceno. Originalmente se le asignó una edad Maastrichtiano (Ortega, 1980), establecido por dos determinaciones radiométricas de 66 ± 2.3 m.a. y de 68.8 ± 2.4 ma., pero después de un proceso de lixiviación de la muestra se obtuvo una edad de 52.4 ± 1.8 ma (Eoceno inferior). Salinas (1986) sitúa esta formación en el Eoceno no solo por esta nueva edad radiométrica, sino también por el hecho de que la Formación Tetelcingo se encuentra sobreyaciendo de manera discordante a la Formación Mezcala. 1.5.6 Formación Balsas La Formación Balsas fue inicialmente propuesta con el nombre de “Grupo” Balsas por Fríes (1960), donde incluyó una serie de rocas clásticas. De Cserna et al. (1981) utiliza el término Formación Balsas, para describir a conglomerados de caliza cementados generalmente por material limoso y arcilloso de color rojizo o morado, que están en intervalos irregulares por areniscas, limolitas y lutitas, de color rojizo. En la localidad de Tetelcingo el conglomerado está constituido por fragmentos de dacita, andesita, caliza, arenisca y escaso cuarzo, el tamaño de éstos varía de 1 cm. a 5 cm. El espesor de los sedimentos continentales alcanza hasta 2,500 m pero generalmente es entre 300 m y 500 m. Generalmente, descansa en discordancia angular encima de todas las rocas más antiguas mesozoicas (formaciones Morelos, Mezcala, Huitzuco, Zicapa). En la Formación Balsas no se han encontrado fósiles que permitan precisar su edad. Sin embargo, una datación radiométrica en un circón extraído de la Riolita Tilzapotla que le sobreyace dio una edad de 26 Ma, lo cual permite colocar la cima de esta formación en el Eoceno inferior (Fríes, 1960). CAPITULO 2. DESCRIPCION E INTERPRETACIÓN DE FACIES Dentro del área de estudio además de la Formación Mezcala se pueden reconocer las formaciones Morelos y Tetelcingo. La Formación Mezcala se presenta en prácticamente una franja con dirección N-S (Figura 5). El trabajo de cartografía se enfocó principalmente a la Formación Mezcala por lo que la información estructural se concentra únicamente en esta formación. Información estructural como son los tipos de contactos entre las formaciones, las fallas, sinclinales y anticlinales, etc., no se desarrollo con mucho detalle ya que no era parte del objetivo de esta tesis. Figura 5. Mapa geológico del área de tesis. En la imagen se muestran las formaciones que están dentro del área, la información estructural, secciones estratigráficas, la base topográfica y poblados. En este capitulo, y a lo largo de todo este trabajo de investigación, se utilizará el término de facies para describir a un cuerpo de roca con características específicas tanto físicas, químicas como biológicas. Los principales atributos usados para definir las diferentes facies son el espesor de los estratos, tipo de contacto, tamaño de grano, estructuras sedimentarias y la textura. La descripción que se maneja acerca del espesor de los estratos, y que es la utilizada en esta tesis, es la propuesta por Inman (1954), la cual contempla los términos: laminas, < 1 cm; estratos muy delgados, 1-3 cm; estratos delgados, 3-10 cm; estratos medianos, 10-30 cm; estratos gruesos 30-100 cm; y más de 100 cm estratos muy gruesos. Por otro lado, recientemente se han realizado trabajos de investigación sobre el depósito de sedimentos por flujos de gravedad. Estos depósitos son llamados turbiditas (producidas por flujos turbiditicos) y debritas (depósitos de flujos de escombros), los cualesson los extremos y su parte media la denominan densitas, las cuales muestran una densidad intermedia entre las turbiditas y las debritas; sin embargo, de acuerdo a su reología, únicamente existen dos tipos de sedimentos por flujos de gravedad, corrientes turbidíticas y flujos de escombro (Gani, 2004). De manera general, cuando incrementa la concentración de los sedimentos en las corrientes turbidíticas, estas pueden transformarse en flujos densos y posteriormente en flujos de escombros. Tradicionalmente, las debritas son consideradas como flujos de masas compuestas por clástos de rocas, minerales arcillosos y agua (Lowe, 1982). Los depósitos de flujos de escombros son emplazados por fluidos con densidades mayores a 2.5 (Curry, 1966). En general, una debrita no muestra ninguna distribución de gradación a lo largo del estrato, además de estar mal clasificadas y contener clástos externos inmersos en una matriz lodosa (Fisher, 1971). Estos flujos contienen una alta concentración de sedimentos, más del 40% del total del volumen; siendo estos sedimentos desde arcillas hasta gravas. Una densita es un flujo hibrido entre las turbiditas y las debritas. Geológicamente, estos depósitos han sido identificados frecuentemente como turbiditas porque presentan los elementos de la Secuencia de Bouma Ta, o Ta-b. Sin embargo, estos depósitos muestran una gradación normal únicamente en la parte superior del estrato, y el resto de este puede ser tanto masivo como inversamente gradado (Gani, 2004). Gani (2004) propone usar el término de turbiditas solo para flujo de sedimentos con reología Newtoniana. Las corrientes turbidíticas son flujos de sedimentos en los cuales los granos son suspendidos por turbulencia. A diferencia de las otras corrientes, las turbiditas producen una distribución de sedimentos en forma gradacional (tamaño de grano diferencial) desde la base hasta la cima de los depósitos (e.g., Secuencia Bouma, 1962). Estas corrientes turbidíticas presentan un máximo de 10% de concentración de sedimentos por volumen, siendo estos desde arcillas hasta arenas gruesas, principalmente. 2.1. Metodología (Modelo de Facies) Para lograr una identificación y agrupación adecuada de las diferentes facies ubicadas en el área de estudio, se siguió la clasificación de facies propuesta por Pickering et al., (1989), ilustradas en el libro “Deep-marine environments: Clastic sedimentation and tectonic” (Figura 6), en el cual los autores presentan modelos de las diferentes facies turbidíticas, dando una descripción detallada, así como también proponen el proceso de transporte y de depósito de cada una de las facies marinas profundas. Figura 6. Clasificación de las diferentes facies marinas profundas. Tomado de Pickering et al.,1989. Clase Grupo Facies A: gravas, gravas lodosas, lodos gravosos, arenas guijarrosas, ≥ 5% gravas A1 Desorganizadas A11. Gravas desorganizadas A12. Gravas lodosas desorganizadas A13. Lodos gravosos desorganizados A14. Arenas con guijarros desorganizadas A2 Organizadas A21. Gravas estratificadas A22. Gravas con gradación inversa A23. Gravas con gradación normal A24. Gravas estratificadas y gradadas A25. Arenas guijarrosas estratificadas A26. Arenas guijarrosas con gradación inversa A27. Arenas guijarrosas con gradación normal A28. Arenas guijarrosas estratificadas y gradadas B: Arenas, ≥ 80% arenas gradadas, < 5% guijarro gradado B1 Desorganizadas B11. Arenas desorganizadas en capas medianas-gruesas B12. Arenas de grano grueso en capas delgadas B2 Organizadas B21. Arenas con estratificación paralela B22. Arenas con estratificación cruzada C: Mezcla de arenas y lodos y arenas lodosas, 20-80% de arenas gradadas, < 80% lodo gradado (mayoría limo) C1 Desorganizadas C11. Arenas lodosa pobremente clasificadas C12. Arenas lodosas mottled C2 Organizadas C21. Mezcla de arenas-lodos en capas gruesas y muy gruesas C22. Mezcla de arenas-lodos en capas medianas C23. Mezcla de arenas-lodos en capas delgadas C24. Capas gruesas y muy gruesas de mezcla arenas-lodos dominado por lodos D: Limo, lodo limoso, > 80% lodo, ≥ 40% de limo, 0-20% de arena D1 Desorganizadas D11. Limos sin estructuras D12. Limo lodoso D13. Limo y lodo mottled D2 Organizadas D21. Limo gradado y estratificado D22. Limo en capas gruesas irregulares y lodo laminado D23. Limo en capas delgadas y regulares y lodo laminado Las siguientes descripciones de las facies son las definidas por Pickering et al., (1989), pero de forma más detallada. Para simplificar, se describen únicamente las facies identificadas y descritas en el área de estudio, para mayor información de todas las facies propuestas por Pickering et al., véase el texto original. Las facies aparecen clasificadas primeramente por su litología, ordenándolas en la casilla de Clase. Posteriormente se clasifican por la presencia (organizadas) o ausencia (desorganizadas) de estructuras sedimentarias, ordenándolas en la casilla de Grupo; y finalmente se clasifican por la combinación de su litología (presentando o no matriz) con estructuras sedimentarias, ordenándolas en la casilla de Facies (ver Figura 6). l) Clase “A”: Gravas, gravas lodosas, lodos gravosos, arenas guijarrosas, ≥ 5% gravas. Las facies de esta clase presentan los granos más gruesos para sedimentos marinos profundos, con mucho más del 5% de guijarros o material más grueso. Incluyen gravas clasto-soportadas, gravas con una matriz arenosa, gravas lodosas y lodos gravosos. Las últimas dos litologías pueden tener más cantidad de lodo que de gravas, pero sus procesos de transporte pueden ser idénticos a los demás (Pickering, et al., 1989). Las gravas que se forman en ambientes marinos profundos son comúnmente llamadas resedimentados. Se cree que estas se acumulan primeramente en aguas someras y subsecuentemente son transportados a aguas más profundas (Walker, 1975). - Grupo A2. Organizadas: Facies A24: Gravas estratificadas – gradadas Los estratos de grava gradados de estas facies, son por lo general más delgados y de granos más finos que otras gravas clásto-soportadas (Walker, 1975). La forma de los estratos es poco variable, con la base de las capas casi planar, aunque se llegan a presentar estructuras de flujo, como los surcos. El tamaño de los clástos puede reducirse progresivamente hacia la cima del estrato. Las gravas estratificadas- gradadas se considera que son la transición entre las gravas guijarro/guija clásto- soportadas y arenas guijarrosas estratificadas-gradadas (facies A28). El mecanismo de transporte de este tipo de facies, se da como corrientes turbidíticas de alta concentración (Pickering, et al., 1989), y el depósito es por suspensión cuando es grano a grano, seguida por tracción durante el depósito sólo de la parte superior del estrato (Pickering, et al., 1989). Facies A27: Areniscas guijarrosas con gradación normal Esta facies es muy común en ambientes marinos profundos con sedimentación clásticas. Los contactos entre los estratos suelen ser difusos donde se presenta una amalgamación de las capas. Se usa el término amalgamación para caracterizar a secuencias conglomeráticas o arenosas sin separación de lodo entre ellas. Esta facies presenta una gradación normal bien definida. El transporte se produce en corrientes turbidíticas de alta densidad, y el proceso de depósito se produce por precipitación de las partículas con un rápido enterramiento. ll) Clase “B”: Arenas, ≥ arenas gradadas, < 5% guijarro gradado. Estas facies comprende estratos de areniscas con menos del 20% de matriz lodosa (arcilla/limo) y menos de 5% de material gravoso (guijarros).La clase de Facies B es dividida en grupos organizados y desorganizados, basados en la presencia o ausencia de estructuras bien definidas. La forma y espesor de los estratos es muy variable. La mayoría de los estratos de estas facies no pueden ser descritos usando el esquema de Bouma (1962) para turbiditas clásicas. Para el caso del grupo de facies organizadas, las estructuras sedimentarias se presentan muy claramente, incluso varias estructuras de escape de fluidos pueden estar presente (no es el caso para las rocas estudiadas en esta tesis). - Grupo B1. Desorganizadas: Facies B11. Areniscas desorganizadas en estratificación media-gruesa La facies B11 consiste de estratos de espesor medio a grueso continuos lateralmente, algunas marcas de flujo son raras en la base de estos estratos. El proceso de transporte se da en corrientes turbidíticas de alta densidad. El proceso de depósito es rápido y en masa. Se ha reportado en la literatura estratos de 2 o 3 metros de espesor con gradación normal. - Grupo B2. Organizadas: Facies B21: Areniscas con estratificación paralela Hiscott y Middleton (1979) fueron los primeros en documentar estas facies a detalle. La mayoría de los estratos en esta facies se caracteriza por presentar capas internas con gradación inversa de hasta 10 cm de espesor, aunque en conjunto el estrato presenta gradación normal. La base de estos estratos estratificadas puede ser erosiva y se extiende lateralmente hasta de varios metros. Hiscott y Middleton (1979) reconocieron dentro de cada una de estas capas una base erosiva o casi paralela continua lateralmente, un nivel delgado con gradación inversa de 2-3 Φ hasta 1 Φ (de areniscas finas a gruesas), y pueden presentar estructuras de escape de fluidos. En la cima de estas areniscas puede haber una división de material más fino, en las cuales se presentan rizaduras. El tipo de transporte para esta facies se presenta en corrientes turbidíticas de alta concentración. El proceso de depósito es generado por carpetas de tracción (y sucesivamente más delgadas) a la base de los flujos. La interacción de los granos en estos tipos de flujos produce una fuerte imbricación incluso puede llegar hasta a formar gradación inversa (Pickering, et al., 1989). Facies B22. Arenas con estratificación cruzada Los niveles arenosos de estas facies están mejor clasificados que cualquier arenisca de otra facies. La variación de los estratos delgados de esta facies se distingue por presentar granos de tamaño muy grueso. Los estratos consisten de “sets” con estratificación cruzada que son típicamente de 10-25 cm de grosor. Estos pueden estar en “sets” individuales o “cosets” paquetes que son tabulares u ondulados. Internamente las laminaciones cruzadas pueden tener un ángulo bajo. Los estratos son comúnmente irregulares, con lentes (normalmente material más grueso), separados o amalgamados, el contacto basal pude ser erosivo y hacia la cima el contacto esta bien definido. Los primeros “sets” están definidos por una alternancia de capas grano grueso y grano fino. La estratificación cruzada es común pero puede no estar presente en esta facies. El proceso de transporte se da por corrientes turbidíticas de mediana concentración o por fuertes corrientes de fondo en canales confinados. El proceso de depósito es por avalanchas (flujo de granos) o por transporte en suspensión intermitente, o en surcos (Pickering et al., 1989). lll) Clase “C”: Mezcla de arenas y lodos y arenas lodosas, 20-80% de arenas gradadas, < 80% lodo gradado (mayoría limo). La mayoría de los estratos de las facies de la Clase C pueden ser descritos usando la secuencia de Bouma (1962) para turbiditas clásicas. Las facies de la clase C son una mezcla de arenas y lodos moderadamente bien clasificados o pobremente bien clasificados mostrando parcial o completamente la secuencia de Bouma. Estas capas muestran una marcada gradación normal. Tanto las marcas de flujo como las de golpeteo de partículas son distintivas de esta facies. La base de las capas puede mostrar estructuras de surcos profundos, estructuras de carga, o pueden ser planares y lisas. La cima de estas capas es generalmente lisa o plana si la parte superior de la capa contiene gran cantidad de lodo. La bioturbación puede estar dentro de las capas o a lo largo de estas, pero es más común en la cima de los estratos. Estructuras de licuefacción, incluyendo estratificación convoluta y estructuras de escape de fluidos, son comunes. La secuencia de Bouma (1962) o estructuras internas, Tabcde, pueden estar completas. Las capas en la facies C2.1 comienzan con la división de “A” de Bouma, las facies C2.2 con la división de “B” y las capas de la facies C2.3 con la división “C”. Una forma que distingue a las facies C2.3 es que sus estratos son muy delgados, usualmente menores de 3 cm de espesor, siendo esta una mezcla de arenas y lodo en donde abundan más las arenas en una proporción de 4:1, y que presentan rizaduras de baja amplitud (< 2 cm de altura). Todos los estratos de la facies C2.1 y C2.2, y en algunos casos de la facies C2.3, son los depósitos de corrientes turbidíticas. La facies C2.1 es depositada por flujos de alta concentración, mientras que la facies C2.3 es depositada por corrientes relativamente diluidas (menor concentración). La facies C2.2 es depositada por corrientes turbidíticas de carácter intermedio a las dos mencionadas anteriormente (Pickering et al., 1989). El proceso predominante de depósito es la suspensión que forma un depósito grano a grano, seguida tanto por un enterramiento (división de Bouma “A”) o por transporte en tracción como niveles cargados (división de Bouma “B y C”). A diferencia de las facies con estratos gruesos, la facies C2.3 también pueden ser depositadas por corrientes de contorno. Esta interpretación del proceso alterno para la facies C2.3 no fue considerado por Pickering et al. (1986). La facies C2.4 comprende intercalaciones de estratos de areniscas y lodos, la cual esta dominada por los lodos en estratos gruesos, con espesores de 1 hasta 15 metros. Las estructuras internas que presentan son megarizaduras en sets, rizaduras y rizaduras escalonadas laminadas, laminaciones paralelas y onduladas. Hiscott y Pickering (1985) interpretan estas inusuales turbidítas como los depósitos de gran volumen por corrientes turbidíticas de alta densidad confinadas dentro de pequeñas cuencas, donde capas gruesas de lodo son depositadas de forma rápida. lV) Clase “D”: Limo, lodo limoso, > 80%, ≥ 40% de limo, 0-20% de arena. Las facies “D” consisten de limo o mezcla de limo y arcilla tanto en estratos delgados como en unidades interlaminadas compuestas de lodo. Esta clase también incluye lodos ricos en materia orgánica con lentes o laminas de limo. La estratificación, gradación y algunas estructuras sedimentarias son comunes en esta clase. - Grupo D2. Organizadas: Facies D23: laminas delgadas de limo y lodo La facies D2.3 se presenta en una alternancia de capas de espesores delgados a medianos lodo y láminas de limo, con algunos delgados lentes. Estas láminas están agrupadas en unidades de láminas gradadas en las cuales las láminas de limo se hacen progresivamente mas finas hacia la cima en intervalos de 2-10 cm. Estas unidades muestran secuencias regulares o secuencias parciales de estructuras. La relación de limo/lodo es de 2:1 para ambos casos. El tamaño de grano es de grano medio a fino en los limos. Las facies D2.3 son gradacionales con las facies D2.2. El proceso de transporte es por corrientes turbidíticas de baja concentración, pero posiblemente también por corrientes débiles. El proceso de depósito, es por suspensión en un depósito lento y uniforme. El depósito por corrientes de fondo podría indicar un ambiente hostilpara organismos que desarrollan pistas y galerías. 2.2. Descripción e interpretación de las Facies del área de estudio La identificación de las facies turbidíticas se realizó de acuerdo a lo propuesto por Pickering et al. (1989), y de las cuales se mencionaron sus principales características anteriormente. Se logró identificar 23 diferentes facies en el área de estudio. Las diferentes facies propuesta para el área de estudio no siempre presentan todas las estructuras sedimentarias mostradas en el modelo de facies turbidíticas de Pickering et al. (1989), aun así, se trató de apegar lo más posible al modelo de cada una de estas facies. También, las facies fueron descritas como FMZ, que significa Formación Mezcala, más una nomenclatura numéricamente progresiva. A continuación se presentan las diferentes facies identificadas en el área de tesis y su descripción de campo, anexándose en algunos casos, fotografías de las mismas o de las estructuras sedimentarias mas importantes. FMZ-1: Arenisca con clástos flotados, rizaduras y laminación. Descripción: La facies de arenisca con lodos entrampados, rizaduras y laminaciones (FMZ-1) se presenta en la porción central y norte del área estudiada, en las secciones denominadas A-A’, C-C’, E-E’ y H-H’ (Figuras 7, 9, 11,14). La FMZ- 1 representa el 6.24% de las facies estudiadas. Está formada por areniscas (litarenitas sensu stricto McBride, 1962) de grano medio, organizadas, es decir con un porcentaje menor de 15% de matriz. Se presenta en estratos de tamaño mediano, de aproximadamente 40 cm de espesor. Los estratos son tabulares, y algunos se acuñan, debido a la presencia de los niveles lodosos (aquí llamados lodos entrampados), en tanto que tienen contactos (límites) ondulados y ocasionalmente erosivos (Figuras 7 y 14). En cuanto a estructuras sedimentarias, la facies FMZ-1 presenta laminación paralela hacia la base del estrato y rizaduras hacia la cima, además de incluir clástos flotados, estructuras primarias de deformación y lentes de areniscas de tamaño de grano un poco más gruesas. Es importante mencionar que los niveles laminados son planares y se reconocen debido al tamaño de grano que los conforman. Las rizaduras son asimétricas, con longitudes de 15 a 20 cm, y altura de 3 cm. Los clástos flotados son esencialmente de material lodoso, y con tamaños que varían de 10 a 15 cm. (Foto 1), y se localizan en la parte media y superior de los estratos. Finalmente, las estructuras de deformación son del tipo de laminaciones y estratificaciones convolutas (Figuras 7 y 14). La facies FMZ-1 es sobreyacida por las facies FMZ-2, 3, 5, 9 y 13; y subyacida por las facies FMZ-4, 5, 7, 8, 9 y 13. Interpretación: La facies FMZ-1 es parecida a la facies B2.1 de Pickering et al. (1989), que es interpretada por los autores, como un flujo de alta densidad y la consideran como una facies organizada. Las estructuras primarias, tales como estratificación gruesa, rizaduras de dimensiones grandes, laminaciones, las cuales son interpretadas como carpetas de tracción y clástos flotados, apoyan esta interpretación. Lowe (1982) define estructuras como niveles arenosos de espesores que van de 5 a 10 cm, en estos niveles el sedimento fue transportado en tracción. Hiscott (1994) y Sohn (1997) mencionan que las carpetas de tracción son indicativas de flujos altamente densos. Walker (1985) define a los clástos flotados como fragmentos que son arrancados del sustrato, ya sea de las paredes del canal o de las terrazas, y que son incorporados a las corrientes turbidíticas, moviéndose ascendentemente mientras son transportados corriente abajo. FMZ-2: Areniscas gradadas con rizaduras, clastos flotados y laminación. Descripción: La facies de areniscas gradadas con rizaduras, lodos entrampados y laminación (FMZ-2) se localiza en la parte central y norte del área de estudio, en las columnas estratigráficas denominadas A-A’, B-B’, C-C’, E-E’ y H-H’ (Figuras 7,8,9, 11,14). La facies FMZ-2 representa el 2.48% de las facies aquí descritas. La facies está compuesta por un alto porcentaje de areniscas gradadas, de grano muy grueso a medio (Foto 3), pero que en ocasiones gradan de grano medio a fino. A veces esta facies está intercalada con estratos delgados de limolita, la cual no llega a representar mas del 20%. El espesor de los estratos arenosos de esta facies va de los 50 cm hasta poco más de un metro. Generalmente, se presentan de manera individual los estratos arenosos de esta facies pero algunas veces se les encuentra superpuestos (flujos amalgamados; Figura 7,9,11). El espesor de los niveles de lutita, intercalada en esta facies, es de pocos centímetros. Cuando en los estratos de las areniscas gradadas no contiene lodos entrampados, generalmente estos estratos son tabulares o continuos, pero cuando existen los lodos entrampados, los estratos presentan acuñamiento. Los contactos son erosivos hacia la base de los niveles arenosos (Figura 9,11). Las estructuras sedimentarias que presenta la facies FMZ-2 son variadas, e incluye gradación normal, laminación paralela, clástos flotados, lodos entrampados, rizaduras y estructuras de carga, por los cuales se considera a esta facies como organizada. Tanto los clástos flotados como los lodos entrampados se presentan en la parte media superior de los estratos (Figuras 7 y 9), aunque en algunos niveles se llegan a presentar en la parte inferior de los estratos (Figura 14), los clástos flotados son de material lodoso y el tamaño de estos va de 5 cm hasta poco más de 15 cm. Las laminaciones por lo común se localizan en la parte media de los estratos, mientras que las rizaduras se presentan casi siempre en la parte superior, estas rizaduras son asimétricas y tienen una longitud de aproximadamente 15 cm y una altura de entre 2 y 3 cm. En algunos niveles de esta facies se observaron estructuras de carga, principalmente cuando los estratos que le subyacen son de material de grano muy fino (Figuras 9 y 14). Por todo lo anterior descrito y las imágenes mostradas, los elementos de Bouma que se reconocen en esta facies turbidítica son Ta, Tb y Tc. A esta facies le sobreyacen las facies FMZ-1, 3, 5, 9, 10, 13; y le subyacen las facies FMZ-1, 5, 6, 9 y 13. Interpretación: La facies FMZ-2 es parecida a la facies C2.1 de Pickering et al. (1989), que los autores mencionan son producto de flujos turbidíticos de mediana a alta densidad y la consideran como facies organizada. Esta característica del flujo es propuesta por las estructuras primarias que presenta esta facies, como son gradación normal, laminación paralela, rizaduras, lodos entrampados y clástos flotados. Mutti (1982) menciona que los lodos entrampados son el producto de material lodoso retrasado de un flujo inicial y que es rebasado e incorporado por otro flujo más rápido, quedando atrapado este material lodoso entre las arenas de ambos flujos; el autor menciona que los lodos entrampados son el resultado de flujos de alta densidad. La gradación normal se origina por flujos turbidíticos de alta densidad (Middleton, 1967; Hiscott, 1980), ésta se forma por una desaceleración temporal del flujo propiciando la precipitación de las partículas. FMZ-3: Areniscas masivas. Descripción: Primeramente, es importante mencionar que se usa el término arenisca masiva para referirse a un cuerpo de roca con espesor variable sin estructuras sedimentarias en su interior. La facies de areniscas masivas (FMZ-3) está presente en la parte central del área de estudio (Figura 5), también se puede encontrar en las columnas estratigráficas denominadas A-A’, B-B’ y C-C’ (Figuras 7,8,9). La facies FMZ-3 tiene un espesor total acumulado de 6.7 m, el cual representa el 2.13% del total de las facies descritas. Esta facies está compuesta en su mayoría por areniscas congranos de arenas medias a gruesas. De manera general se presenta en estratos masivos individuales con espesores que van desde 20 cm hasta 3 metros. Ocasionalmente, esta facies presenta estratos de lutitas intercalados, los cuales tienen espesores de pocos centímetros. Los estratos arenosos de esta facies se presentan de forma continua lateralmente. Los contactos llegan a ser ligeramente erosivos sobre todo en su parte superior (Figuras 7, 8). La ausencia de estructuras sedimentarias es una característica notoria en esta facies, por lo que se le considera como facies desorganizada (Pickering et al., 1989). Solo es posible reconocer algunas estructuras de carga hacia la base de las areniscas de esta facies (Figura 7), pero son estructuras posdeposicionales que no aportan información sobre el origen de la facies. La facies FMZ-3 es sobreyacida por las facies FMZ-4, 5, 9; y es subyacida por las facies FMZ-2,1,5. Interpretación: La facies FMZ-3 es parecida a la facies B1.1 de Pickering et al. (1989), que los autores mencionan como facies desorganizada, las cuales son originadas por flujos turbidíticos de alta densidad. Esta facies presenta en algunos de sus estratos estructuras de flujo (Turboglifos), los cuales son el producto de la erosión del sustrato a causa del flujo de las corrientes turbidíticas. Figura 7. Columna estratigráfica A-A’ ubicada en la parte centro-sur del área de estudio, ver mapa en Figura 5. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como las estructuras sedimentarias que cada una de estas facies contienen con su explicación. FMZ-4: Areniscas de estratificación muy gruesa laminadas Descripción: La facies Areniscas de estratificación muy gruesa laminadas (FMZ-4) se localiza en la parte central y norte del área de estudio, además se presentan en las columnas estratigráficas denominadas A-A’, B-B’, C-C’ y D-D’ (Figuras 7,8,9,10). La facies FMZ-4 presenta un espesor total acumulado de 14 metros el cual equivale a un 4.46% de las facies aquí estudiadas. Esta facies está conformada principalmente por areniscas con tamaño de granos de arenas de tamaño medio. Básicamente, esta facies se presenta en estratos gruesos individuales los cuales van desde 20 cm de espesor en algunos casos, aunque los más comunes son de 2 m y hasta 3 m de espesor. En algunos niveles esta facies esta intercalada con estratos muy delgados de lutitas, los cuales apenas son de unos cuantos centímetros de espesor. Los estratos de areniscas que conforman esta facies se presentan de manera continua lateralmente, mientras que los contactos son por lo general rectos paralelos o muy ligeramente ondulados (Figuras 7,9). Particularmente, esta facies presenta únicamente laminación paralela (Foto 2), principalmente en su parte media y superior (Figuras 7 y 8), debido a esto se le puede considerar como organizada (Pickering et al., 1989). Ocasionalmente es posible reconocer algunas estructuras de carga a la base de los estratos de las areniscas. A la facies FMZ-4 le sobreyacen las facies FMZ-1, 5, 7, 9, 10, 11; y le subyacen las facies FMZ-3, 7, 9, 10, 13. Interpretación: La facies FMZ-4 es parecida a la facies B2.1 de Pickering et al. (1989), que los autores mencionan como facies organizada, las cuales son originadas por flujos turbidíticos de alta densidad. La estratificación gruesa y las laminaciones ayudan a sustentar esta interpretación de las características del flujo. Varios autores (Hiscott, 1980; Lowe, 1982; Leclair y Arnott, 2005) mencionan que las laminaciones paralelas desarrolladas en las areniscas se pueden originar por corrientes turbidíticas de alta densidad. El proceso de transporte de las partículas que origina las laminaciones paralelas en los estratos de las areniscas es la tracción las partículas debido a la alta densidad del flujo que es capaz de mantener una gran cantidad de concentraciones de areniscas de grano medio a grueso (cf., Hiscott, 1980; Lowe, 1982). FMZ-5: Areniscas gradadas amalgamadas Descripción: La facies areniscas gradadas amalgamadas (FMZ-5) esta localizada en la parte centro y norte de la región estudiada, así como en las columnas estratigráficas denominadas A-A’, C-C’, E-E’ y H-H’ (Figuras 7,9,11,14). La facies FMZ-5 tiene un espesor total acumulado de 23.1 m, el cual representa el 7.37 % del total de las facies estudiadas. Esta facies esta compuesta por areniscas gradadas las cuales pasan de base a cima, de areniscas de granos gruesos a areniscas de grano medio. El espesor de los estratos va desde 1 metro hasta poco más de 2 metros, en un solo estrato de manera general. Auque en ocasiones se presentan estratos de poco menos de medio metro de espesor; cuando están amalgamados, que es una característica común en esta facies, el espesor de los estratos llega a ser de varios metros (Figura 9). La forma de los estratos es tabular y son continuos lateralmente. En ciertos niveles, esta facies presenta estratos muy delgados de lutitas intercalados con los de las areniscas. Los contactos presentes en esta facies son tanto paralelos rectos como erosivos (Figuras 7,9). Las estructuras sedimentarias principales en la facies son la gradación normal y la laminación paralela (Tab), aunque la laminación en ocasiones no se presenta en todos los estratos. Dicha laminación casi siempre esta ubicada en la parte media de los estratos de areniscas. Las estructuras de carga se presentan hacia la base de algunos estratos de areniscas (Figura 7). Por lo anterior esta facies es considerada como organizada de acuerdo a la nomenclatura de Pickering et al. (1989). De acuerdo a lo anterior descrito, así como lo que se muestra en las columnas estratigráficas, esta facies turbidítica presenta los elementos Ta y Tb de Bouma. La facies FMZ-5 es sobreyacida por las facies FMZ-1, 2, 3, 6, 9, 11, 19; y es subyacida por FMZ-1, 2, 3, 4, 8, 9, 10, 12, 13. Interpretación: La facies FMZ-5 es parecida a la facies C2.1 de Pickering et al. (1989), que los autores mencionan como facies organizada, la cual es depositada por flujos turbidíticos de alta densidad. Estos autores mencionan que esta facies presenta una amalgamación, la cual es común para sus estratos arenosos. Las estructuras sedimentarias como la gradación normal y las estructuras de flujo refuerzan la interpretación de la densidad del flujo. Según Middleton (1967), la gradación normal es el resultado de la precipitación de las partículas a causa de la reducción de la energía del flujo, formando en este instante las laminaciones. Reforzando la interpretación anterior, Middleton (1967), así como Pickering et al. (1989) mencionan que tanto la gradación normal como las estructuras de flujo (turboglifos) son producidas por corrientes turbidíticas de alta densidad, cuando el flujo es aun de alta energía forman las estructuras de flujo, en tanto que cuando el flujo pierde energía y presión forma la gradación. Figura 8. Columna estratigráfica B-B’ ubicada en la parte central del área de estudio. La información que se presenta es el espesor de las facies y de los estratos, así como de las estructuras sedimentarias. Significado de las estructuras sedimentarias ver la explicación en la Figura 7. Localización de la sección ver Figura 5. FMZ- 6: Areniscas amalgamadas gradadas con laminaciones y rizaduras. Descripción: La facies de areniscas amalgamadas gradadas con laminaciones y rizaduras (FMZ-6) se localiza en la parte centro y norte del área de estudio, y en las columnas estratigráficas A-A’, E-E’ y H-H’ (Figuras 7,11,14). El espesor total acumulado de esta facies es de 10.8 metros lo que representa el 3.44% de las facies descritas. La facies FMZ-6 esta conformada por areniscas de grano grueso que cambian a areniscas de grano medio
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