Servicio Geológico Mexicano entre ambas unidades, como la

Transcripción

Servicio Geológico Mexicano
entre ambas unidades, como la observada sobre el
camino que comunica los poblados Vado Ancho y
Miguel Alemán, al noreste de la carta (Fotografía
32).
temprano). En este estudio se considera para la
unidad una edad de depósito del Jurásico medio, por
lo que resulta correlacionable con las formaciones La
Joya y Cahuasas del noroeste de México; por otro
lado, su parte inferior sería equivalente a las
formaciones La Boca y Huizachal del norte de
México. En este trabajo se considera que la
Formación Todos Santos comenzó su depósito
desde el Triásico, una vez concluido el evento
tectónico que deformó y levanto a las unidades
paleozoicas y su basamento.
Su ambiente de depósito es continental y de acuerdo
a estudios de paleocorrientes, Blair (1988), su
depósito se desarrolló en una secuencia fluviolacustre, controlada tectónicamente por un terreno
de horst y grabens desarrollados durante la apertura
del ancestral Golfo de México. La fuente de los
sedimentos fue indudablemente las rocas cristalinas
que conforman el Macizo de Chiapas.
Esta formación se utiliza actualmente como banco de
material para el recubrimiento de caminos de
terracería. Dentro de esta carta no fueron
reconocidas evidencias de mineralización en esta
formación sin embargo, en la carta Rizo de Oro la
Formación Todos Santos funciona como roca
encajonante del área mineralizada San Ramón.
Fotografía 32. Panorámica donde se aprecia la
alternancia de limolita y arenisca, expuestos en
las inmediaciones del poblado Miguel Alemán, al
norte de la carta.
En este trabajo se reconoce la dificultad que existe al
tratar de estimar el espesor de esta unidad con
aceptable rango de precisión, ya que la complejidad
de la geometría de sus depósitos asociados a
corrientes fluviales, depósitos progradantes en
planicies de inundación, terrazas aluviales y diversos
tipos de depósitos continentales generaron un
conjunto de variables como para estimar un espesor
único, al menos dentro del área de la carta. El
Servicio Geológico Mexicano considera en la carta
Huixtla un espesor de 2,000 m para esta unidad,
haciendo referencia a que en datos generados en
perforaciones realizadas por PEMEX en otras
localidades, se ha estimado un espesor mayor.
Debido a la ausencia de fósiles en esta unidad ha
sido difícil la determinación de su edad, por su
posición estratigráfica y correlación con las unidades
que le sobreyacen Sapper K. (1894), le asignaron
una edad del Triásico-Jurásico; posteriormente
Quezada (1974), por su posición estratigráfica y en
base a estudios isotópicos de la Andesita Pueblo
Viejo, obtuvo una edad de 148±6 Ma (Jurásicosuperior) que le permitió ubicarla en el Jurásico
medio-superior; Palomares M. (1978), apoyado en
estudios palinológicos le asigna una edad de
Jurásico medio; Vélez S. D. (1979) propone que la
edad puede ser más antigua que el Jurásico, debido
a que en el área de Chicomuselo, encontró
intercalada con estos sedimentos una traquita que
fue datada con 208 ± 6 Ma (Triásico tardío-Jurásico
III.2.5.- Magmatismo Sierra Madre del Sur.
III.2.5.1.- Granodiorita (Tm Gd).
Se considera que el evento intrusivo del Terciario
está relacionado con la migración hacia el Este y
Noreste del Bloque Chortis ocurrido durante el
Mioceno, lo que dio origen al emplazamiento de
cuerpos intrusivos y vulcanismo.
Los afloramientos de esta unidad se distribuyen
sobre la porción occidental de la carta, en áreas
circundantes al poblado de Montecristo y al norte de
Luis Vidal. Corresponde a un cuerpo de composición
granodiorítica,
con
variaciones
a
granito,
generalmente
con
biotita
como
mineral
ferromagnesiano, en muchos casos muy alterado por
efectos
de
intemperismo.
Sus
principales
características se describieron en las siguientes
localidades.
Estación ubicada al Oeste del poblado San Nicolás,
con coordenadas UTM 15P 540993E, 1737502N.
Granodiorita de color gris claro con puntos oscuros
por la presencia de ferromagnesianos; intemperiza
en tonos ocre con manchones grisáceos. Su
estructura es masiva, muy compacta y dura; con
32
Carta Geológico-Minera San Luis D15-B22
textura cristalina equigranular en la que se observan
principalmente feldespato y anfíboles anhedrales.
cristales subhedrales asociados a las plagioclasas
en el mosaico cristalino con cierta alteración de tipo
argilitización–propilitización.
Como
minerales
accesorios se reporta un 10% de cristales laminados
de biotita alojados en forma intersticial con alteración
de tipo cloritización-oxidación; también 8% de
cristales subhedrales de hornblenda que se
presentan en asociaciones con los cristales de mica
con alteración parcial de tipo cloritización-oxidación;
los minerales opacos se reportan como secundarios
en una proporción de 2%, de forma subhedral y
Fotografía 33. Afloramiento de granito sobre el
arroyo San Nicolás, hacia el sector noroccidental
de la carta.
Estación ubicada al Suroeste del poblado San
Nicolás, con coordenadas UTM 15P 539144E,
1736160E. Granito-granodiorita que intemperiza en
pardo grisáceo; en superficie fresca el color es gris
claro blanquecino. Su estructura es masiva,
constituida en bloques separados por abundantes
fracturas (Fotografía 33); con textura cristalina
equigranular, en donde se aprecian cristales
anhedrales de cuarzo y plagioclasa y cristales
subhedrales de ferromagnesianos.
Fotografía 34. Detalle al microscopio de la
muestra SL-08.
diseminados en la roca; clasificación: granodiorita.
Estación ubicada 2 km al Noreste del poblado Luis
Vidal con coordenadas UTM 15P 540743E,
1725959N (Fotografía 35). Afloramiento de granitogranodiorita de grano fino, de color parduzco, muy
intemperizado
y
hasta
deleznable
como
consecuencia de su avanzado estado de alteración.
Se identifican cristales de cuarzo y feldespatos, así
como numerosos “puntos oxidados” por la alteración
de los ferromegnesianos. En la muestra LVP-122
(SL-11) de esta localidad se reporta como minerales
esenciales de esta roca, cuarzo en una proporción
estimada del 30%; se observa en forma intersticial
alojado cristales de plagioclasa y feldespato,
asociado con este ultimo en una textura gráfica, sus
cristales son de forma anhedral; también cristales
anhedrales de ortoclasa en proporción de 30%
formando un mosaico cristalino los cuales sufren
alteración de tipo argilitizacion-sericitizacion, y
cristales tabulares de oligoclasa en proporción de
20% mezclados con el feldespato con alteración a
argilita. Los minerales accesorios observados son
biotita y minerales opacos en proporciones de 15 y
5% respectivamente. Se clasifica como microgranito.
Estación ubicada 2 km al Suroeste de Nueva
Independencia, con coordenadas UTM 15P
543158E, 1731849N (Fotografía 34). Afloramiento
incipiente de granodiorita, prácticamente alterada a
suelo arenoso, abundan los cristales de feldespato
alterados y de biotita. El afloramiento de aspecto
masivo se encuentra cubierto por una capa de
conglomerado. A 200 m se aprecia la roca fresca, de
color gris blanquecino con tintes negros por la
presencia de minerales ferromagnesianos. Su
textura
es
holocristalina
equigranular,
con
variaciones a textura microgranular. Abundan los
cristales de plagioclasa blanca, cuarzo y abundantes
cristales de biotita. El estudio petrográfico de la
muestra LVL-50 (SL-08) de esta localidad, describe
entre los minerales esenciales cristales tabulares
maclados, en algunos casos, zonados de tipo
oligoclasa-andesina que forman un mosaico
equigranular en una proporción estimada de 35%,
30% de cristales de cuarzo de forma anhedral,
alojados en forma intersticial en el mosaico formado
por plagioclasas, y 15% de feldespato ortoclasa en
33
Formación Santa Rosa en la cual provoca la
generación de rocas corneanas que afloran al sur y
al noroeste del poblado de Montecristode Guerrero;
se encuentra también en contacto tectónico con la
Formación Todos Santos por medio de una falla
lateral, y es cubierta parcialmente en forma
discordante por la unidad de flujos piroclásticos (Tm
TR). Además, le sobreyacen, en forma discordante,
lentes de conglomerado dispuestos en forma de
canales.
Fotografía 35. Detalle al microscopio de la muestra
SL-11.
Localidad ubicada a unos 2 km al Este de Nueva
Independencia, con coordenadas UTM 15P
543311E, 1732761N (Fotografía 36). Granitogranodiorita sumamente alterado, semidisgregado en
granos del tamaño de arena de color blanquecino y
amarillento, principalmente de cuarzo y feldespato
alterado. En la porción superior de este afloramiento
se aprecian enclaves de rocas verde oscuro,
sumamente resistentes a fracturarse, con textura que
varia entre afanítica y microgranular; el estudio
petrográfico de la muestra LVB-028 (SL-09) tomada
de estos enclaves reporta una roca constituida por
un 60% de cristales tabulares de plagioclasa tipo
andesina – labradorita formando un mosaico
homogéneo con cierta alteración a argilita; como
minerales accesorios se reportan cristales laminares
de biotita, cristales subhedrales de minerales opacos
y cristales subhedrales de hornblenda, en
proporciones respectivas de 5, 10 y 20%, los
cristales de biotita se encuentran parcialmente
oxidados y asociados a los cristales de hornblenda,
mientras que estos últimos se encuentran en forma
intersticial en el mosaico de plagioclasas; como
mineral secundario se observa clorita en forma
masiva como producto de alteración de la
hornblenda. Se clasifica como micro diorita.
muestra SL-09.
El Servicio Geológico Mexicano hace referencia en la
carta Huixtla a las edades de diversas muestras de
esta unidad datadas por Damon P. E. et al. (1978),
con resultados mínimos y máximos de 5.08 ± 0.11
M.a. y 22.2 ± 0.5 M.a. respectivamente, lo cual indica
un tiempo de emplazamiento a nivel del Mioceno.
Esta unidad es muy importante desde el punto de
vista de yacimientos minerales, ya que sirvió como
fuente de aporte de calor y fluidos hidrotermales para
la formación de la mineralización.
III.2.5.2.- Andesita (Tm A).
Además de presentar relativamente poca extensión,
los afloramientos de esta unidad se encuentran
restringidos a cuatro localidades dentro de la carta,
aunque también es posible observar pequeños
cuerpos intrusivos de composición andesíticobasáltica
no
cartografiables,
emplazados
especialmente en la Formación Santa Rosa. Sus
características se describen en las siguientes
localidades visitadas.
Localidad ubicada 1 km al oriente de Montecristo con
Coordenadas UTM 15P 542465E, 1734464N. El
granito-granodiorita está muy alterado y deleznable
por efectos de intemperismo, el cual provoca en la
roca un color pardo grisáceo con manchones
parduscos, con textura equigranular, en la que
predominan los cristales de feldespato sobre los de
cuarzo, ambos de tamaño mediano. En general el
afloramiento esta muy fracturado.
Localidad ubicada sobre el camino que conduce del
poblado Siltepec a la ranchería La Pinada, en el
sector suroriental de la carta, con coordenadas UTM
Con respecto a su relación con otras unidades, este
intrusivo afecta principalmente a las rocas de la
34
15P 569070E, 1724760N, afloramiento de roca ígnea
extrusiva de color violáceo que intemperiza en tono
pardo violeta; es de textura afanítica y estructura
masiva. En esta localidad los materiales descritos se
encuentran fuertemente tectonizados; además se
observaron estrías provocadas por fallamiento
lateral. Se clasifica como andesita.
aspecto masivo aunque presenta cierta estructura de
flujo representada por una pseudoestratificación
burda; su textura es porfídica, con fenocristales de
plagioclasa mayores de 1-2 mm soportados en una
matriz afanítica de color pardo rojizo. Se clasifica
como andesita porfídica. El estudio petrográfico de la
muestra LVB-078 (SL-01), colectada en esta
localidad dio como resultado una roca constituida por
una matriz microlítica así como fenocristales de
plagioclasa de tipo andesina, en una proporción de
60%, parcialmente alterados a argilita. Como
minerales accesorios se reportan anfíboles y
feldespatos en proporciones de 15 y 10%
respectivamente, los primeros reemplazados por
óxidos de fierro que hacen difícil su determinación; el
feldespato se presenta como cristales esferulíticos
parcialmente
argilitizados.
Los
minerales
secundarios observados son caolín en forma masiva
rellenendo vesículas en una proporción estimada del
5% , y cuarzo en una proporción del 5% rellenando
fracturas que cortan la roca, sus cristales son de
forma anhedral en tamaños entre 60 y 80 micras. Se
clasifica como andesita (Fotografía 38).
A un kilómetro aproximadamente de la localidad
anterior se colectó la muestra LVP-78 (SL-25), en el
sitio con coordenadas UTM 15P 570034E,
1724587N (Fotografía 37) a la que se le realizó un
estudio petrográfico que reporta como mineral
esencial cristales tabulares de plagioclasa tipo
andesina parcialmente caolinizados y argilitizados,
formando un mosaico equigranular. Como mineral
secundario se observa clorita en una proporción
estimada del 5%; se observa en forma masiva
rellenando vesículas. Como minerales accesorios se
observan
cristales
de
anfíboles
y
otros
ferromagnesianos que sufren alteración de tipo
oxidación-cloritización, y minerales opacos alojados
entre intersticios dejados por las plagioclasas. Se
clasifica como andesita.
muestra SL-01.
Fotografía 37. Detalle al microscopio de la muestra
SL-25.
Estación verificada al noreste del poblado Las
Delicias, con coordenadas UTM 15P 554248E,
1729670N. Afloramiento de rocas ígneas de color
rojo parduzco con textura porfídica donde se
aprecian fenocristales muy pequeños (no más de
1mm) de plagioclasa; su estructura es masiva. El
estudio petrográfico realizado a la muestra LVP-90
(SL-15), tomada en esta localidad, reporta como
mineral esencial cristales microlitícos de plagioclasa
tipo andesina-oligoclasa que constituyen la matriz
de la roca; como mineral secundario se observa
cuarzo en proporción de 5% constituido en cristales
anhedrales que rellenan vetillas y oquedades; los
Localidad ubicada 2 km al Norte de Matasano, con
coordenadas UTM 15P 546494E, 1727140N. Rocas
volcánicas de color gris oscuro y rojo pardusco, que
intemperizan a tonos gris y morado, de estructura
compacta y textura afanítica. Se observan
frecuentemente vesículas rellenas de cuarzo de uno
a tres centímetros de diámetro; el afloramiento
presenta fuerte fracturamiento. Se clasifica como una
lava de composición andesítica-basáltica.
Localidad ubicada a 4-5 km al Noroeste de San
Nicolás, con coordenadas UTM 15P 539330E,
1740876N. Roca ígnea de color pardo rojizo, de
35
minerales accesorios reportados son anfíboles y
minerales opacos en proporciones de 10 y 15%
respectivamente; los anfíboles se encuentran
diseminados en la roca como cristales de formas
diversas, mientras que los minerales opacos se
encuentran alojados en forma intersticial entre los
cristales de plagioclasa. Se clasifica como andesita
(Fotografía 39).
III.2.5.3.- Toba riolítica (Tm TR TDa).
La unidad de toba o flujo piroclástico se distribuye
localmente sobre una franja de aproximadamente 7
km de longitud y 1 km de ancho promedio, ubicada
en las inmediaciones del poblado de Montecristo;
sobre los cortes del camino que conducen a este
poblado se observan claramente sus exposiciones.
Esta constituida básicamente por una secuencia de
unidades de flujo piroclástico de composición
riolítica, con una pseudoestratificación que varia de
gruesa a masiva. Las localidades donde se
verificaron sus características
se describen a
continuación.
muestra SL-15.
En la localidad con coordenadas UTM 15P 542364E,
1726110N (Fotografía 40) se tomó la muestra LVP105 (SL-13) para estudio petrográfico de un intrusivo
no cartografiable que afecta a la Formación Santa
Rosa, en el que se reporta una roca constituida
esencialmente por cristales tabulares de plagioclasa
de tipo andesina en proporción de 65% formando un
mosaico homogéneo, a los que se les observa cierta
argilización. Como minerales secundarios se observa
feldespato, minerales opacos, clorita y cuarzo en
proporciones de 5% cada uno; el feldespato se
presenta como esferulitas rellenando vesículas; los
cristales de minerales opacos son de formas
diversas y estan diseminados por toda la muestra; la
clorita es intersticial y es producto de la alteración de
ferromagnesianos preexistentes; el cuarzo en
cristales anhedrales se encuentra rellenando vetillas.
Como mineral accesorio se reporta mica intersticial
en el mosaico de plagioclasa, en proporción de 15%,
con alteración de tipo cloritizacion-oxidacion. Su
clasificación es andesita.
muestra SL-13.
Localidad ubicada a 4 km. al Suroeste de
Montecristo, con coordenadas UTM 15P 536926E,
1733311N. Unidad masiva de flujos piroclásticos de
color blanquecino, que intemperiza en gris pardusco,
con textura clástica, constituida por cenizas y
escasos líticos accidentales de color rojizo, bien
consolidados (Fotografía 41). En muestra de mano
se aprecian fragmentos vítreos, de mica y de cuarzo,
en una matriz vítrea blanquecina, contiene material
carbonizado. El afloramiento se encuentra sobre el
camino y no muestra sus características en cuanto a
estructura.
Localidad con coordenadas UTM 15P 539457E,
1734906N. Flujos piroclásticos de textura clástica de
grano fino o medio (cenizas), con algunos líticos
angulosos de color rojizo y abundantes partículas
angulosas de vidrio, cuarzo y micas.
Los afloramientos cartografiados de esta unidad
afectan por lo tanto a las rocas de las formaciones
Santa Rosa y Todos Santos y su emplazamiento en
esta última parece estar relacionado con la traza de
las principales fallas de desplazamiento lateral
detectadas en la carta.
Sitio con coordenadas UTM 15P 542600E,
1735217N. Toba de textura arenosa, muy alterada,
36
de color blanquecino que intemperiza en amarillo
ocre claro; está constituida por pómez, líticos y
cristales de cuarzo y feldespato en la matriz, además
de esporádicos fragmentos de material carbonoso.
Se constituye en capas de 30 a 50 cm de espesor.
ubicada a lo largo de la falda sur del cerro Espinazo
del Diablo, en el sector noroccidental de la carta.
Consiste de un conjunto de fragmentos sin
consolidar, cuyas características se describieron en
la siguiente localidad:
Estación con coordenadas UTM 15P 538010E,
1735646N. Los depósitos de talud, constituidos por
fragmentos angulosos de lutita, limolita y arenisca
frecuentemente silicificados, algunos de los cuales
conservan su estructura laminada original. Están mal
soportados en una matriz arenosa y no presentan
consolidación alguna. Provienen de las porciones
topográficamente elevadas, que están constituidas
por rocas de la Formación Santa Rosa.
Tm TR TDa
Fotografía 41. Depósitos de flujo piroclástico
(tobas) en las inmediaciones de Montecristo.
Localidad ubicada 1 km al Este de Montecristo con
coordenadas UTM 15P 542465E, 1734464N
(Fotografía 42). Se observa aquí la relación entre la
granodiorita y la unidad de flujos piroclásticos. La
parte inferior del afloramiento es granito-granodiorita
muy alterado. Le sobreyacen en forma discordante
lentes de conglomerado dispuesto en forma de
canales. Por encima de éste se encuentra una
unidad masiva de flujos piroclásticos, compuesta por
cenizas blanquecinas y fragmentos de lapilli. En
general el afloramiento esta muy fracturado. A unos
metros de esta localidad pueden observarse las
unidades masivas de toba o flujo piroclástico, que
alcanzan espesores hasta de 8 m.
Tm Gd
Fotografía 42. Unidad de flujo piroclástico
sobreyaciendo a la granodiorita expuesta en el
corte del camino de Angel A. Corzo a
Montecristo.
III.2.6.2.- Aluvión (Qho al).
Estos materiales son factibles de ser cartografiados
a lo largo de los cauces de los ríos Independencia y
San Nicolás, ubicados dentro del cuadrante
noroccidental de la carta, sobre el valle que configura
el río Yayahuita, en la parte noreste de la misma, y
sobre una parte del cauce del río Malpaso en la
porción occidental del área.
El espesor estimado para esta unidad dentro de la
carta se considera variable entre 50 y 80 m.
En la estación con coordenadas UTM 15P 542465E,
1734464N, las rocas de esta unidad cubren en forma
discordante a la unidad de granodiorita (Fotografía
42), además de sobreyacer de la misma forma a las
formaciones Santa Rosa y Todos Santos en otras
localidades.
El material aluvial que conforma esta unidad consiste
de fragmentos redondeados y subredondeados de
granodiorita, anfibolita, rocas porfídicas, gneiss,
arenisca y pizarra, con tamaños que varían desde
arenas hasta cantos rodados que alcanzan varias
decenas de cm. Son clastos sueltos, sin consolidar,
acumulados por tamaños según haya sido el nivel de
energía de las corrientes que los transportaron, de
III.2.6.- Depósitos cuaternarios.
III.2.6.1.- Depósitos de Talud (Qpt dt).
Estos materiales se cartografiaron solamente al
noroeste de Montecristo, en una franja angosta
37
92° 20’
15° 45’
BLOQUE PALEOZOICO
CALCÁREO (BPC)
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SANTOS (BMTS)
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BLOQUE DEL
COMPLEJO
METAMÓRFICO (BCM)
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15° 30’
92° 40’
Figura 5. Interpretación de la imagen de satélite
modo que se pueden apreciar bancos o barras de
arena o gravilla y lentes arenosos o conglomeráticos.
Cubre parcialmente y en forma discordante a las
formaciones sedimentarias e ígneas anteriormente
descritas.
Mesozoico Todos Santos (BMTS), Bloque del
Intrusivo Terciario (BIT) y Bloque del Complejo
Metamórfico (BCM). El límite entre estos elementos
morfoestructurales está dado por la presencia de
importantes accidentes estructurales principalmente
de tipo transcurrente. Figura 5.
Esta unidad se utiliza actualmente como banco de
material para el recubrimiento de caminos de
terracería.
El BPC se ubica hacia la esquina noreste de la carta
y se caracteriza por su expresión morfológica
relevante constituida por sierras alargadas
conformadas esencialmente por rocas carbonatadas
de las Formaciones Paso Hondo y Grupera que
conforman pliegues de tipo simétrico, un anticlinal y
dos sinclinales, cuyos ejes se orientan en dirección
NW-SE, con flancos dislocados por fallas de
desplazamiento lateral cuya traza se dispone
paralelamente a los ejes estructurales. La falla de
desplazamiento lateral denominada Falla Malpaso es
el límite principal entre el BCP y el BMTS.
III.3.- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL.
III.3.1. Interpretación de la imagen de satélite.
Con la finalidad de identificar los rasgos morfológicos
relevantes en el área de la carta, se llevó a cabo el
análisis de la imagen de satélite correspondiente, en
la que se identificaron los lineamientos más
sobresalientes y los contrastes entre distintos
conjuntos litológicos. De esta forma, se identificaron
cuatro elementos o unidades morfoestructurales
principales que se han distinguido de la siguiente
manera: Bloque Paleozoico Calcáreo (BPC), Bloque
El BMTS ocupa la mayor parte del área de la carta y
se distribuye sobre las porciones central, sureste y
noroccidental de la misma. Está constituido por el
38
92° 20’
15° 45’
SIN C
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15° 30’
92° 40’
Figura 6. Interpretación del modelo digital de elevación
conjunto de sedimentos terrígenos de la Formación
Todos Santos y se encuentra subdividido por
importantes fallas de desplazamiento lateral con
trazas que se orientan en dirección NW-SE y NESW, las cuales también lo separan de los bloques
BIT y BCM. En general, la Formación Todos Santos
no configura pliegues de importancia regional y sus
echados no sobrepasan 35° de intensidad;
solamente en aquellas zonas que se ubican en
vecindades de falla, se configuran pliegues de
arrastre muy locales donde los echados pueden
inclusive verticalizarse.
Formación Santa Rosa, produciendo un conjunto de
rocas corneanas que adquieren un relieve
sobresaliente en esta zona; las rocas de dicha
unidad dentro de este bloque se encuentran además
fuertemente afectadas por intrusivos de composición
andesítico-basáltica que aunados a la deformación
tectónica que ha sufrido la unidad producen en ella
cierta
complejidad
estructural;
esto
puede
observarse con claridad en los afloramientos que se
encuentran en el trayecto del camino que une los
poblados Nueva Independencia - Laguna del Cofre y
Nueva Independencia - Luis Vidal.
Sobre la porción sur de la carta se ubica el BCM,
constituido por el conjunto de rocas correspondientes
a las unidades Complejo Metamórfico, Macizo de
Chiapas y Formación Santa Rosa, el cual conforma
las porciones de relieve mas prominente en el área
de la carta, ya que aquí se registran elevaciones
hasta de 2500 msnm (Figura 6). En esta zona, el
Macizo de Chiapas, constituido por rocas intrusivas
de
composición
granítico-granodiorítica,
se
El BIT ocupa una franja que se localiza sobre el
límite occidental de la carta; se encuentra delimitado
por fallas de desplazamiento lateral que lo separan
de los bloques BMTS y BCM. Se caracteriza por
presentar los únicos afloramientos de rocas
intrusivas terciarias (Tm Gd) y de rocas piroclásticas
(Tm TR-TDa) dentro del área. El intrusivo
granodiorítico afecta dentro de este bloque a la
39
constituye como soporte del resto de las rocas
metamórficas que fungen como cuerpos “colgados”
del Complejo Metamórfico y de la Formación Santa
Rosa.
Medio prácticamente no exhiben estructuras
plegadas, solamente presentan estratos basculados
y dislocados a causa del intenso sistema de
fallamiento transcurrente desarrollado en la región.
III.3.2- Descripción de estructuras.
La región sureste de México se caracteriza por la
sobreposición de eventos tectónicos, de los cuales el
último de ellos se manifiesta por un dominio
estructural predominante de fallas transcurrentes. De
tal forma, la yuxtaposición de estructuras se refleja
en la configuración con estilos propios, tanto en las
rocas paleozoicas como en la carpeta sedimentaria
mesozoica.
El análisis estadístico de los datos estructurales de
campo S0 y S1 se llevo a cabo con la intención de
determinar las tendencias regionales de la
deformación dúctil en el área de la carta; debido a
que las rocas mesozoicas y las formaciones del
Paleozoico presentan distintos estilos estructurales,
el análisis se realizó en forma independiente para
cada uno de estos paquetes de litológicos. De este
modo, los conjuntos de datos (S0 y S1) se integraron
dentro de una proyección de igual área (Schmidt).
III.3.2.1.- Deformación dúctil.
Rocas Paleozoicas
Foliación (S1).
Estas afloran en las áreas que ocupan los bloques
BPC, BIT y BCM. Dentro de estos bloques, las
estructuras producidas por la deformación dúctilfrágil, se encuentran representadas por pliegues y
fallas inversas intraformacionales que afectan
únicamente a las unidades que componen a la
carpeta sedimentaria paleozoica.
La foliación se desarrolla en las rocas del Complejo
Metamórfico, Macizo de Chiapas y Formación Santa
Rosa. En rocas del Complejo Metamórfico es de tipo
penetrativo, ya que el gneiss y las rocas miloníticas
asociadas prácticamente no conservan vestigios de
la estructura original de la roca madre. En rocas del
Macizo de Chiapas es un rasgo frecuente en esta
unidad, sin embargo se considera no penetrativa, ya
que rasgos de su textura granítica aun se preservan
en diversos afloramientos de esta unidad. La
foliación en rocas pelíticas de la Formación Santa
Rosa es un rasgo estructural común, y se dispone
sensiblemente paralela o aun diagonal a la
estratificación, a la cual no oblitera, por lo que se
considera no penetrativa.
El conjunto de datos de estratificación y foliación
colectados en las formaciones Santa Rosa, Paso
Hondo y Grupera se integraron dentro de una
proyección de Schmidt (figura 7), con lo cual se
determinaron las estructuras susceptibles a
desarrollarse. El resultado del análisis muestra una
concentración de datos en dos polos, con
inclinaciones de mediana a alta intensidad, los que
permiten determinar la inclinación de los limbos de
las estructuras y muestran con claridad la tendencia
estructural de los pliegues que integran este bloque,
de tal forma que analizando el diagrama de la figura
7 se observa la presencia de dos tendencias
estructurales bien definidas; la primera se relaciona
con la dirección que muestran las trazas de los ejes
de los pliegues existentes en el área de estudio,
mismo que se encuentra ubicado en el rumbo
N44°W, con buzamiento hacia el NW y una
intensidad de 03°. Esta dirección coincide en cierto
modo con la orientación que guardan los ejes
estructurales de los pliegues que se localizan sobre
el sector noreste de la carta. Perpendicularmente a
dicha dirección se observa la presencia de un vector
(δ1) con rumbo S13°W, que corresponde con el
sistema de esfuerzos que dieron origen a dichas
estructuras.
III.3.3.- Deformación dúctil-frágil.
Las estructuras generadas dentro de este régimen
de deformación durante la fase tectónica compresiva
concerniente al evento orogénico Apalacheano
ocurrido
durante
el
Paleozoico
Superior,
corresponden, por una parte, a un arreglo constituido
por pliegues muy apretados y sensiblemente
asimétricos, localmente dislocados por fallas
inversas intraformacionales, mismos que exhiben los
sedimentos de la Formación Santa Rosa. Otro tipo
de pliegues se generaron en rocas de las
formaciones Paso Hondo y Grupera, en las cuales se
definen estructuras amplias y simétricas dado el
carácter masivo y competente de sus estratos.
Con respecto a las rocas de la cobertura mesozoica,
éstas exhiben un patrón de deformación disarmónico
con respecto a las rocas paleozoicas, ya que las
rocas de la Formación Todos Santos del Jurásico
Rocas Mesozoicas
Con respecto a las rocas que componen la carpeta
40
sedimentaria mesozoica (BMTS) fueron igualmente
analizadas mediante el diagrama de proyección de
igual área (Schmidt)
utilizando datos
de
estratificación (S0). De esta forma se generó el
estereograma de la Figura 8 en donde se puede
apreciar un solo agrupamiento de datos o polo de
concentración, ubicado hacia la porción central de la
malla, condición que sugiere echados de baja
intensidad y la tendencia homoclinal de la Formación
Todos Santos; esta característica demuestra mínima
tendencia de la unidad a desarrollar pliegues y
denota el basculamiento del paquete sedimentario
debido al levantamiento del basamento y a la
interacción del sistema de fallas transcurrentes. Sin
embargo, del análisis del estereograma resultante,
se puede concluir que el arreglo de datos S0
representa la posibilidad de la generación de
pliegues con ejes orientados en el rumbo N59°W con
buzamiento de 01° al SE, dirección que resulta
perceptivamente paralela al rumbo que guardan las
grandes fallas transcurrentes ubicadas en la región.
echados aun de mayor intensidad. Se considera una
estructura simétrica, con buzamiento de su eje en
dirección NW.
(Schmidt)
2
3
1
(Schmidt)
Axial
1
2
Figura 8. Estereograma rocas mesozoicas.
Anticlinal El Reparo. Se trata de una estructura
menor ubicada hacia la esquina nororiental de la
carta, donde su eje axial se detecta con longitud
aproximada de 2.5 km, continuando hacia el oriente
fuera de los límites de la carta. Su porción axial es
una zona topográficamente baja constituida por
afloramientos de la Formación Santa Rosa, mientras
que sus flancos son escarpados conformados por
rocas carbonatadas de las formaciones Grupera y
Paso Hondo con inclinación de sus echados hasta
de 34°.
3
Axial
N = 83
Sinclinales.
N = 176
Sinclinal Chicharras. Se localiza sobre el extremo
nororiental del área estudiada donde su eje axial
presenta una longitud aproximada de 11 km aunque
tiene continuidad hacia el oriente fuera de los límites
de la carta; con rumbo promedio N65°W y es
paralelo a los ejes de los anticlinales descritos. Se
trata de una estructura simétrica que afecta a rocas
de las formaciones Grupera y Paso Hondo, sobre las
cuales se midieron echados de 12 a 45°.
Figura 7. Estereograma rocas paleozoicas
Anticlinales.
Anticlinal Sinai. Se localiza en la porción noreste de
la carta con longitud de su eje de aproximadamente
16 km, el cual se trunca en su extremo NW en la
zona correspondiente al Río Yayahuita; sobre su
extremo noroccidental solo se detecta uno de sus
flancos. Sus flancos están definidos por
afloramientos escarpados de las formaciones
Grupera y Paso Hondo, donde se definen echados
de 12 a 45°, mientras que a lo largo de su parte axial
afloran rocas de la Formación Santa Rosa con
Sinclinal Malpaso. Se ubica hacia el límite oriental de
la carta en las inmediaciones del poblado Malpaso.
La longitud de su eje es de 4.5 km y esta orientado al
NW con 45°. Se configura en calizas masivas de la
41
Formación Paso Hondo como una estructura amplia
y simétrica.
del trazo, afecta solo a rocas de la Formación Todos
Santos, en la localidad con coordenadas UTM 15P
(0557536E, 1724766N) se midió el rumbo de su
plano en la dirección N76°W/88°NE.
III.3.4.- Deformación frágil.
Este tipo de deformación es la más sobresaliente
dentro de la carta ya que se manifiesta a través de
un régimen de fallas laterales y normales que
forman parte del sistema
estructural de fallas
Motagaua-Polochic que domina en la región.
Fallas laterales.
Falla La Pinada. Se trata de la falla lateral con mayor
longitud dentro de la carta ya que su trazo se detecta
por espacio aproximado de 37 km, sin embargo tiene
continuidad fuera de la misma hacia el N-NW en el
Fotografía 43. Afloramiento donde se observa el contacto tectónico entre la granodiorita (izquierda de la
foto) y la Formación Todos Santos (derecha) por la Falla Montecristo entre Nueva Independencia–La
Limas.
área de Jaltenango, y hacia el SE en la región de
Motozintla, y se considera como la continuidad del
sistema estructural Motagua-Polochic. El rumbo de
su trazo desde el limite oriental de la carta hasta Las
Delicias es en promedio N75°W, continuando desde
este poblado hacia el extremo noroeste de la carta
con rumbo N50°W. Su expresión morfológica en la
imagen de satélite es muy notoria, ya que su trazo se
define sobre cauces de ríos y arroyos (Pacayal y
Agua Zarca en su porción oriental) así como en
laderas escarpadas (tramo Las Delicias–Nuevo
Milenio). En la localidad con coordenadas UTM 15P
553155E, 1730192N se midieron sistemas de
fracturas generadas a partir de esta estructura con
rumbos
N71°W/85°NE,
N61°W/65°NE
y
N85°W/66°SW, además del sistema conjugado
N88°E/75°SE y N58°E/67°SE con pitch de 12° y
desplazamiento lateral izquierdo. Dentro del área de
la carta afecta únicamente a rocas de la Formación
Todos Santos; es notorio que en sus puntos de
intersección con otros accidentes como las fallas
Montecristo, San Luis y Honduras existen
emplazamientos de rocas volcánicas de la unidad
Tm A. Desde el punto de vista geométrico, se
considera a esta falla como una estructura de primer
orden a partir del cual se genera un esquema
transcurrente que se manifiesta dentro del área de la
carta.
Fallas normales.
Falla San Luis. Su traza se detecta desde el poblado
Rancho Bonito ubicado sobre el límite occidental de
la carta, hasta el poblado Las Delicias donde
presenta una longitud aproximada de 19 km y se
orienta con rumbo promedio N75°E, aunque
presenta algunas flexiones en este tramo que
modifican localmente esta dirección. Su expresión
morfológica se manifiesta a lo largo del valle angosto
que socavan los ríos Matasano y Las Delicias.
Separa los bloques referidos anteriormente como
BIP y BCM con lo cual limita los afloramientos de la
unidad Complejo Metamórfico restringiéndolos a la
porción sur de la carta. Se considera como una falla
normal con el bloque del bajo hacia el N-NW de su
traza, estableciendo contacto tectónico entre las
unidades ЄPd CM - Pc-Pp Pz-F, Pc-Pp Pz-F - Pp-TR
MGr-MGd y Pc-Pp Pz-F - Jm Lm-Ar. A partir del
poblado Las Delicias, esta falla continua su trazo
hacia el norte con rumbo N 15° E con una longitud
aproximada de 7 km, donde afecta únicamente a
rocas de la Formación Todos Santos.
Falla La Violeta. Se localiza sobre el sector central
de la carta entre los poblados La Violeta y Honduras;
su trazo se detecta ligeramente arqueado, con una
longitud
de
2.5
km,
orientado
al
NW;
morfológicamente se configura en una porción
escarpada, con el bloque de bajo ubicado al noreste
42
con inclinación de 88°NW, pitch de 25° y movimiento
lateral derecho, así como planos de fractura
conjugados con rumbo N42°E e inclinación de 77° al
SE.
Fotografía
45.
Estructuras
sigmoidales
generadas en rocas de la Formación Santa Rosa
en la vecindad de la falla Honduras.
Inmediaciones del poblado Santa Isabel.
Falla Montecristo. Su trazo se manifiesta en la
porción occidental del área estudiada con una
longitud aproximada de 23 km; su rumbo se presenta
en la dirección N35°W en el segmento comprendido
entre el poblado Las Mercedes y el Río
Independencia, donde se flexiona con dirección a
Pablo Galeana donde adquiere rumbo promedio
N25°W. Esta falla de movimiento lateral derecho
actúa como límite entre los bloques BIT y BMTS
anteriormente referidos y funciona como contacto
estructural entre las unidades Tm Gd - Jm Lm-Ar y
Pc-Pp Pz-F - Jm Lm-Ar, además de afectar a las
rocas del Complejo Metamórfico (Fotografías 43 y
44). A la altura del Río Independencia, la falla sufre
una bifurcación que se dirige hacia el Sur franco
donde se puede detectar su trazo a lo largo de 8 km
hasta la altura del Río Matasanos.
Fotografía 44. Contacto tectónico entre las
unidades Santa Rosa y Complejo Metamórfico
por la Falla Montecristo en las inmediaciones de
Pablo Galeana.
Falla Cerro Perote. Su trazo se detecta sobre las
porciones noroccidental, centro-norte y oriental de la
carta con una longitud aproximada de 37.5 km, a lo
largo de la cual presenta evidentes flexiones por lo
cual su rumbo promedio en el tramo La Victoria-Plan
de Ayutla es N40°W; en su tramo sobre el Río
Independencia adquiere el rumbo N80°E donde sufre
una notoria deflexión que lo modifica en la dirección
N45°W hasta el poblado Cerro Perote, a partir del
cual presenta continuas flexiones hasta el poblado
Nueva Independencia, aunque conserva su dirección
al NW; su extremo sureste adquiere finalmente un
rumbo N25°W hasta el límite oriental de la carta. Su
expresión morfológica se manifiesta con claridad en
la imagen de satélite, a lo largo de los valles
socavados por los arroyos Vega de Guerrero y los
que corren entre los poblados La Amargura y
Varejonal. Se trata de una falla de desplazamiento
lateral derecho que sufre un desplazamiento en su
intersección con la falla La Pinada a la altura de la
población Juan Sabines. Afecta únicamente a rocas
de la Formación Todos Santos. En la localidad con
coordenadas UTM 15P 546907E, 1736254N se
midieron planos estriados de falla con rumbo N86°E,
Falla Honduras. Este accidente estructural se ubica
sobre la porción sur de la carta con una longitud
aproximada de su traza de 34 km, orientada con
rumbo general N75°E, aunque se detectan ciertas
flexuras y dislocaciones a lo largo de la misma. Se
expresa morfológicamente a lo largo de cauces de
arroyos, sin embargo, en la porción suroccidental de
la carta donde afloran rocas del Complejo
Metamórfico conforma zonas de escarpes donde se
configuran facetas de falla. Actúa parcialmente como
límite entre los bloques BCM y BMTS, y como
contacto tectónico entre las unidades Pc-Pp Pz-F Jm Lm-Ar y Pc-Pp Pz-F - ЄPd CM, además de
afectar a las rocas de la Formación Todos Santos en
43
su segmento oriental. Esta falla se intersecta con un
ángulo de 25° con la Falla La Pinada en las
inmediaciones del poblado Juan Sabines, y se
constituye como una falla sintética en el sistema de
estructuras transcurrentes en la zona ya que se
comporta con la misma cinemática (movimiento
lateral izquierdo) de la falla La Pinada (Fotografía
45).
intensidad; en este sitio se aprecia una escama de la
Formación Santa Rosa adyacente a la traza de la
falla en donde se generó un esquisto grafitoso
(Fotografía 46).
Falla Las Moras. Su trazo se localiza al sur de la falla
Honduras con la cual guarda cierto paralelismo,
aunque ambas tienden a converger en la zona de los
poblados Santa Amalia y Nueva Reforma; su
longitud es de 12 km aproximadamente y se
considera como un elemento estructural del sistema
de fallas sintéticas que se generan en torno al
accidente principal (Falla La Pinada). La porción
oriental muestra un rumbo N73°E, flexionándose en
la parte central para adquirir rumbo N85°W en su
segmento occidental. Afecta y desplaza con
movimiento lateral izquierdo a las rocas de las
unidades Pc-Pp Pz-F, Pp-TR MGr-MGd y ЄPd CM
entre las que se definen contactos tectónicos.
Fotografía 46. Esquisto grafitoso generado por la
de la falla Montecristo, al norte de Ángel Díaz.
Falla La Bandera. Se localiza hacia la esquina
suroriental de la carta donde presenta una longitud
de 6 km y rumbo aproximado N15°E, aunque se
flexiona en ciertas porciones modificando esta
dirección, esta falla es una ramificación de la falla
Angel Díaz, por lo que se considera como parte del
subsistema de fallas laterales de movimiento
izquierdo generado en esta porción de la carta,
afecta únicamente rocas de la Formación Todos
Santos.
Falla Angel Díaz. Se ubica en el sector sureste de la
carta con una longitud de 13 km aproximadamente,
orientado en la dirección N45°W. Se detecta en la
imagen de satélite por su manifestación morfológica
a lo largo de cauces de arroyo, aunque gran parte se
define por el contraste litológico entre las unidades
que afecta. Actúa como contacto entre la Formación
Todos Santos y las rocas de las unidades
paleozoicas a las cuales coloca en contacto
tectónico (Pc-Pp Pz-F y ЄPd CM). En la estación con
coordenadas UTM 15P (563002E, 1719430N) se
observa una franja de rocas trituradas entre esquisto
del Complejo Metamórfico y sedimentos pelíticos de
la Formación Todos Santos, aunque no se
observaron indicadores cinemáticos. Dentro del
esquema de transcurrencia que se define en el área
de estudio, se considera que esta falla se desplazó
con movimiento lateral derecho.
Falla El Jobal. Se encuentra hacia la esquina
suroriental de la carta, al sur del poblado Ángel Díaz;
presenta forma arqueada con una longitud de 4 km
que sirve como contacto tectónico entre las rocas de
las unidades Complejo Metamórfico Prebatolítico y
Formación Santa Rosa. Es una de las ramificaciones
que se desprenden de la falla Ángel Díaz que
presentan movimiento lateral izquierdo.
Falla El Limón. Se localiza sobre el límite sur del
área en las inmediaciones de los poblados El Limón
y Cinco de Noviembre, en donde su longitud dentro
de la carta es solo de 1.5 km aunque se prolonga
fuera de la misma. Su trazo se presenta
perceptiblemente arqueado con cierta dirección N-S.
Se considera de movimiento lateral izquierdo y
afecto únicamente a rocas de la Formación Santa
Rosa.
Falla Montebello. Esta estructura se encuentra sobre
el sector suroriental de la carta donde presenta una
longitud aproximada de 7.5 km entre los poblados El
Jobal y El Parralito, orientado en la dirección N25°E.
Esta falla se desprende o ramifica a partir de la falla
Ángel Díaz, donde se genera un subsistema de
transcurrencia de movimiento lateral izquierdo en
esta porción de la carta. Afecta a rocas de la
formaciones Todos Santos y Complejo Metamórfico
Prebatolítico; sus efectos se observaron en la
localidad verificada con coordenadas UTM 15P
(563745E, 1719672N) donde se midieron superficies
de fractura en la dirección N55°W con 80° al SW de
Falla La Hacienda. Se localiza en la porción noreste
de la carta donde su trazo se orienta con rumbo
N67°W, con una longitud aproximada de 16 km
44
dentro del área estudiada, continuando su trayectoria
hacia el NW en la carta Rizo de Oro, y al E dentro de
la carta Chicomuselo, ya que se trata de la
continuidad en esta región del sistema estructural
Motagua-Polochic. Su trazo en la carta se define a lo
largo del flanco noreste del Anticlinal Sinai, sobre el
cual definen morfológicamente paredes escarpadas
constituidas por caliza de la Formación Paso Hondo,
donde se configuran facetas de falla. Se considera
de movimiento lateral izquierdo, por lo que al estimar
el desplazamiento de los limbos, se puede tasar un
corrimiento lateral del orden de 6 km. En la mayor
parte de su desarrollo, esta falla coloca en contacto
tectónico a las rocas del Jurásico medio de la
Formación Todos Santos, con las propias de la
Formación Santa Rosa del Paleozoico; su trazo sufre
una separación, provocando ruptura en las rocas de
las formaciones Paso Hondo y Grupera, en lo que se
considera el flanco noreste del Anticlinal Sinai
(Fotografía 47).
Falla Zanjón Seco. Se ubica al NE de la Falla
Malpaso, con la cual presenta un trazo
perceptivamente paralelo (N55°W). Su longitud
dentro del área estudiada es de 9 km, continuando
su trazo fuera de la carta hacia el oriente. Se trata de
una falla ramificada a partir de la Falla Malpaso con
la cual forma en planta una estructura sigmoidal en
rocas de la Formación Paso Hondo, a la cual afecta;
su sentido de desplazamiento fue determinado en la
localidad con coordenadas UTM 15P 568765E,
1731062N
donde
se
observaron
fracturas
escalonadas sobre superficies de capas de caliza
con planos de ruptura en la dirección N45°W, a partir
de las cuales se determinó un movimiento lateral
izquierdo. Forma parte del sistema ramificado de
fallas laterales en el que participan las fallas La
Pinada y Malpaso.
Falla Independencia. Se localiza sobre la porción
noroccidental de la carta en las inmediaciones del
poblado Nueva Independencia. La longitud de su
trazo es de 10 km con rumbo promedio N50°E. Su
expresión morfológica se manifiesta por el valle que
socava el Rio Independencia, a lo largo del cual se
ubica su trazo. Se trata de una falla de movimiento
lateral cuyo sentido de desplazamiento se determino
en las localidades de verificación con coordenadas
UTM 15P 548037E, 1735724N y UTM 15P 541456E,
1730516N; en la primera se midieron planos de falla
estriados con rumbo N45°E e inclinación de 50° al
NW, con pitch de 15° y movimiento lateral izquierdo
(Fotografía 48); en la segunda se verificaron espejos
de falla con rumbo N78°E con inclinación de 76° al
NW, y pitch de 29° con movimiento lateral izquierdo.
Afecta a las rocas de la Formación Todos Santos y a
la granodiorita del Terciario que aflora en las
inmediaciones de Montecristo. Desde un enfoque
geométrico, se considera que se trata de una falla de
segundo orden en el sistema de transcurrencia que
se genera a partir de la falla La Pinada dentro del
área de la carta.
Falla Santa Rosa. Se ubica en la parte noreste de la
carta en donde afecta el flanco suroeste del Anticlinal
Sinai. Su trazo se dispone con rumbo N65°W y
longitud dentro de la carta de 19 km, continuando en
la carta Rizo de Oro hasta intersectarse con la Falla
La Hacienda; hacia el oriente se prolonga en la carta
Chicomuselo representando una ramificación del
sistema Motagua-Polochic. Al igual que la falla La
Hacienda, morfológicamente se manifiesta por
paredes escarpadas constituidas principalmente por
caliza de la Formación Paso Hondo. En su segmento
noroeste, esta falla coloca en contacto tectónico a
las unidades Todos Santos y Santa Rosa.
Falla Malpaso. Se localiza en la parte noreste de la
carta donde su trazo presenta una longitud de 16 km
orientado en la dirección N 50°W; en su extremo
noroccidental se intersecta con la falla Santa Rosa,
mientras que hacia el oriente continua como una
ramificación del sistema estructural MotaguaPolochic. Esta falla, de movimiento lateral izquierdo,
conforma el límite estructural entre los bloques
denominados anteriormente como BCP y BMTS,
situando en contacto tectónico a las formaciones
Paso Hondo y Todos Santos. Esta relación fue
observada en las localidades con coordenadas UTM
15P 567866E, 1730436N y 567515E, 1730330N; en
la primera se aprecian rocas de ambas unidades
sumamente trituradas, mientras que en la segunda,
las capas de arenisca y lutita conformando pliegues
de arrastre como producto de desplazamiento de la
falla, cuyo cilindrado de uno de ellos dio como
resultado flancos medidos en los rumbos
N50°W/66°SW y N45°W/20°NE.
III.4.- TECTONICA
La región en donde su ubica la carta San Luis es una
de las zonas tectónicamente más activas de México,
debido a la confluencia de tres elementos
morfotectónicos o placas tectónicas interactuando
entre sí; estas son la placa de Norteamérica, el
Bloque de Chortis y la subduciente placa de Cocos.
Dentro de la placa de Norteamérica, el Macizo de
Chiapas forma el basamento cristalino de la porción
sur del Terreno Maya, el cual está limitado al oeste
por el Istmo de Tehuantepec y hacia el sureste por el
sistema de fallas Motagua-Polochic, el cual
constituye el límite tectónico entre el Terreno Maya y
45
el Bloque Chortis de Centroamérica, Figura 9
(Weber, B. et al., 2002).
Considerando que el Complejo Metamórfico
Prebatolítico incluye rocas cuyos protolitos son de
origen tanto ígneo como sedimentario con un rango
de edad obtenida en circones, oscilando entre 390 a
780 Ma las cuales indican una edad precámbrica
(Pantoja A. J. et al., 1974), sugieren la existencia de
Sin embargo, en estudios más recientes, los que
incluyen la datación de rocas en la región de Villa
Flores, Chis, distante aproximadamente 80 km en
PLACA DE
NORTEAMERICA
FALLA FLORES MAGON
FALLA LA PINADA
FALLA POLOCHIC
PLACA CARIBE
Figura 9. Esquema tectónico en donde se visualiza el sistema de fallas de transcurrencia y la
interacción de las placas de Norteamérica y Caribe. (Imagen de Google Earth)
dirección NW del área de estudio, revelan la
existencia de unidades más antiguas que los propios
granitoides del Macizo de Chiapas, los que
originalmente habían sido contemplados como el
componente basal. En este sentido, se han
identificado rocas metamórficas en su mayor parte
ortogénicas, que incluyen ortogneiss, augengneiss,
migmatitas y anfibolitas, de claro origen prebatolítico
(Wewber, B., et al, 2002), a las que se le denominó
Complejo Metamórfico Prebatolítico (Informe Carta
Huixtla), el cual se manifiesta a manera de colgantes
sobre del Macizo de Chiapas, por lo que se
considera necesario contemplar a estas rocas para
explicar la evolución tectónica de la región al hacer la
reconstrucción de eventos geológicos que culminan
con el panorama actual.
una cuenca sedimentaria muy anterior al
emplazamiento de las rocas que configuran al
Macizo de Chiapas. Los materiales datados
manifiestan dos eventos de recalentamiento, uno
durante el Carbonífero y otro en el Pérmico; la
presencia de migmatitas son indicadores de que en
algunos de estos eventos se desarrolló fusión parcial
de las rocas. De igual forma se han determinado
aunque de manera no muy clara, edades de 510 Ma
207
206
por el método de Rb-Sr en roca total y Pb– Pb
en circones, edad que indica actividad ígnea en el
Cámbrico, las cuales son parámetros que permiten
considerar que el evento Pan-africano está presente
en parte de las rocas que conforman el Macizo de
Chiapas (Schaaf et. al., 2002).
Durante el Carbonífero en un estado de relativa
calma, empezaron a configurarse cuencas
46
sedimentarias, donde los mares transgredieron a
través de lo que hoy es el sur de Belice y Guatemala,
alcanzando parte del territorio mexicano. En sus
inicios el depocentro estuvo sujeto a un régimen
hidrodinámico de transporte de baja energía,
condición que permitió el depósito de material
terrígeno fino, con eventuales y esporádicos
periodos de alta energía como lo manifiesta la
presencia de cuerpos conglomeráticos, estructuras
de corte y relleno, asi como estratificación cruzada
observadas en las metaareniscas de la Formación
Santa Rosa. Con la culminación del Mississíppico y
Pennsylvánico Inferior, la región estuvo sometida a
un periodo de actividad tectónica (Hernández, R.,
1973), referida a la Orogenia Acadiana, la cual plegó
y metamorfizó a los sedimentos previamente
depositados. Posteriormente, a este periodo vino una
lenta subsidencia del substrato marino definiendo un
panorama de lagunas y planicies aluviales que
permitió la depositación de material terrígeno fino,
con eventuales horizontes calcáreos que dieron
origen a la Formación Santa Rosa; ya en el Pérmico
inferior limites con el superior la precipitación de
carbonatos es predominante, debido a un periódo de
estabilidad tectónica que permitió la precipitación de
los carbonatos de Formaciones Grupera y Paso
Hondo. Durante este lapso, las condiciones
ecológicas fueron muy apropiadas dando lugar a la
proliferación de macrofauna marina representada por
la presencia de abundantes restos de equinodermos
en las formas de tallos y artejos de crinoides y
microfauna de ambiente lacustre constituida por
foraminíferos de la familia de los fusulínidos, los
cuales son indicadores de aguas poco profundas,
cálidas y claras.
Marathon Ouachita
LAURENTIA
S
ut
ur
USA
(a)
México
F
Y
D
?
SM
Proto-Oceáno
Pacífico
M
Ac
O
ax
Amazonia
GONDWANA
C
A
RSI
Cho
Craton
?
Pérmico temprano a
Pérmico medio
Sunsas
Figura 10. Reconstrución de Pangea centrooeste para el Pérmico temprano-medio. (RSI)
Provincia Rondonia- San Ignacio; (AC) Bloque
Acatlán; CA Andes Colombianos; (Cho) Bloque
Chortis; (D) Delicias; (F) Florida; (M) Terreno
Mérida;
(Oax)
Oaxaquia;
(Y)
Yucatán.
(Modificado de Weber, B. 2006).
con anterioridad, aunados a los más recientemente
efectuados en los granitoides del macizo, datados
geocronológicamente por U-Pb mediante el empleo
de SHRIMP (sensitive high resolution ion
microprobe), se ha podido demostrar que el macizo
de Chiapas fue parte de un margen continental
activo que actuó durante el Pérmico, el cual estaba
situado en la porción Pacífico de Gondwana y su
emplazamiento en forma de arco magmático fue
posterior a la orogenia Ouachita-Marathon, (Weber,
B. et al., 2006). Este evento tectónico del Paleozoico
superior, es el resultado de un contexto geológico de
margen continental activo que provocó la colisión de
Gondwana contra Laurentia, de tal forma que la
acreción finalmente dio origen a la formación de
Pangea. Este proceso concluyó con el cierre de la
sutura de Marathon al oeste de Texas (Ross,C. A.,
1986) y continuó con el arco magmático del Pérmico
temprano que estuvo activo a lo largo del flanco
Gondwana del ya formado supercontinente Pangea
(Figuras 10 y 11).
Por otro lado, las edades reportadas por el método
K-Ar en el rocas recolectadas en el Macizo de
Chiapas, tienen un rango de variación de 290, 170 y
256 ± 10 Ma lo que indica un emplazamiento y
enfriamiento durante el Pérmico-Triásico (Damon et
al. 1981); es durante el Paleozoico tardío, cuando se
tiene registrada la mayor actividad magmática en las
rocas que componen el Macizo, concentrándose ésta
en el Pérmico y Triásico, evidenciada por las edades
radiométricas que varían de 283 ± 6 Ma a 250 ± 2
Ma., obtenidas en los granitoides del mismo.
Recientemente se han comprobado edades por el
método Rb-Sr en biotita/muscovita/roca total, de 214
y 244 Ma (Schaaf et. al., 2002) y otra de 227 ± 11 Ma
en circones por U-Pb (Weber B. et. al., 2001);
asimismo, un evento térmico en el Jurásico parece
evidente indicado por una edad de biotita por Rb-Sr
de 175 ± 9 Ma (Schaaf et. al., 2002).
Durante el Triásico tardío, se inicia la disgregación
del supercontinente previamente formado por la
acreción de Gondwana a Laurentia, debido a la
separación de la placa de Norteamericana de las
placas Sudamericana y Africana; de esta forma
también se da el inicio a la creación del Golfo de
México. Durante esta etapa de rifting o apertura del
fondo oceánico, se provocaron efectos tensionales
Con el conjunto de datos radiométricos reportados
47
debido a la fragmentación del basamento, originando
fallamiento normal que dio lugar a un paisaje
constituido por horst y grabens, sometido a un
prolongado e intenso periodo de erosión,
depositándose los materiales erosionados en las
fosa tectónicas adyacentes a los pilares (Figura 12a).
LEVAN TA MI ENTO
LLANO
USA
D
Complejo de
Subducción Mesa
Central
?
F
EN
AB
GR
?
?
? ?
?
IDO
ER
INF
E
D
E
U
Q TAN
O
BL UCA
Y
PLATAFORMA
DE BAHAMAS
CUBA
PLAC A DE AMERIC A DEL
SUR
M
J úras ic o Inferior-Triás ic o Superior Lec hos
Rojos
Diques de Diabas a
Orogenia Macizo de Chiapas
Rocas Volc ánic as del J úras ic o
Inferior
a).- Recons trucción de la part e O este de Pangea (Futura Cuenca del Golf o
de Méxic o) par a el ti empo Triásico Tardío-Júrasic o Tempr ano
GONDWANA
Terreno Maya
Austral
S
A
Ñ E
TA C H
N
O LA
M PA
A
MONTAÑ AS
OUACHITA
PLAC A DE
AMERICA DEL
NORTE
LEVAN TA MI ENTO
LLANO
PLACA
AFRICANA
LEVAN TA MI ENTO
MARA THON
Bloques de
Corteza con
Afanidad
Gravillenta
Figura 11. Reconstrución de Pangea centrooeste para el tiempo Pérmico tardío Triásico
temprano. (Ac) Bloque Acatlán; (CA) Andes
Colombianos; (Cho) Bloque Chortis; (D)
Delicias; (F) Florida; (M) Terreno Mérida; (Oax)
Oaxaquia; (Y) Yucatán. (Modificado de Weber,
B. 2006).
PLATAFORMA
BL
YU OQ
CA UE
TA D
N E
Cho
?
Permico Tardío a
Tríasico Temprano
PLACA
AFRICANA
?
Ac O
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Proto-Oceáno
Pacífico
Y
MU
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México
(b)
S
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LEVAN TA MI ENTO
MARA THON
S Marathon Ouachita
ut
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LAURENTIA
AS
Ñ E
TA H
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O
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A
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OUACHITA
PLAC A DE
AMERICA DEL
NORTE
Influ jo de Agua Mar ina
desde El Oceáno
Pacífic o
?
PLAC A DE AMERIC A DEL
SUR
BL
C H OQU
OR E
TIS
Depos itos de
Sal Gruesos
Depos itos de
Sal Delgados
Sal del
J úrasic o
Medio
En este periodo, las rocas granitoides del Macizo de
Chiapas emergieron iniciando su erosión junto con
las rocas preexistentes, siendo la procedencia de los
detritos que rellenaron los grabens conformados; el
depósito de estos materiales constituyeron grandes
espesores de capas rojas, y en las porciones más
distales de la fuente de aporte se precipitaron
importantes volúmenes de evaporitas; los materiales
denudados del granito depositados en un ambiente
netamente continental dieron origen a las rocas de la
Formación Todos Santos. Este periodo de apertura
implicó la deriva hacia el sureste del bloque
continental de Yucatán, es decir de lo que
actualmente se ha definido como Bloque Maya,
alejándose del remanente de la placa de Norte
América; de esta manera se considera que el Macizo
de Chiapas es un bloque remanente del rift que
ocasionó la apertura del Golfo. Este evento se
estima inició durante el Triásico tardío y culminó en
la parte basal del Jurásico superior, tiempo en el cual
la Península de Yucatán alcanzó su actual posición y
el Golfo de México estaba completamente formado,
(Salvador, A. 1987) (Figuras 12b y c).
CUBA DE BAHAMAS
Radge
Pos tulado
b).- Recons trucción de la part e O este de Pangea (Futura Cuenca del Golf o
de Méxic o) par a el J úrasico M edio-Tar dío
Oceáno
Atlantico
Posible Zona de
Transtensión
de
l fo
Go i co
x
Mé
Oceáno
Pacífi co
Desplaz ami ent o hacia el Sur Durante El Júarasico M edio de la R egión Salina y
el Bloque Yucat án
Posic ión Original
Pos ic ión Pres ente
c).- Localizaci ón de Z onas de Fall as Trans formantes a lo l argo de las c ual es el
Bloque Yuc atán fue des plaz ado de su posición original
Figura 13. Reconstrucción de la apertura del
Golfo de México a partir de Triásico tardío.
(modificado de Salvador, A. 1987).
48
A partir del Jurásico superior, con la implantación del
Golfo de México en su actual posición, se inicia la
transgresión marina mesozoica la cual perduró, de
forma casi ininterrumpida hasta finales del Cretácico
superior y se extendió hasta el Terciario inferior. Esta
etapa de continua subsidencia del fondo marino con
la consecuente transgresión de los mares, permitió
durante el transcurso del Jurásico superior al
Cretácico inferior, el depósito de la Formación San
Ricardo (fuera del área de estudio). Durante el
Aptiano y hasta el Santoniano la transgresión marina
se manifiesta de manera generalizada en toda la
Republica Mexicana y durante este lapso en el
sureste de México ocurrió el depósito del potente
prisma de carbonatos de la Formación Sierra Madre,
bajo un régimen de estabilidad tectónica, aspecto
que permitió el establecimiento de una extensa
plataforma carbonatada (Gómez J. J. op. cit.).
Durante el Terciario medio, específicamente en el
Oligoceno, da inicio el evento tectónico al que se
conoce como Orogenia Chiapaneca (Sánchez
Montes de Oca, 1979), la cual se caracteriza por la
instalación de grandes fallas de transcurrencia con
desplazamiento lateral izquierdo. Esta orogenia está
claramente plasmada en el área de estudio mediante
la presencia de las fallas Honduras, La Pinada y La
Hacienda, las cuales son la evidencia directa de este
episodio tectónico.
Respecto a la actividad magmática registrada
durante el Terciario (Malfait et al. 1972), su
manifestación está relacionada a la subducción de la
Placa Pacífico bajo la Placa Norteamérica,
interacción que produjo un arco magmático postlaramídico, que permitió el emplazamiento de
cuerpos graníticos en la costa Chiapaneca que,
dentro del área de estudio, está representada por la
unidad de Granodiorita, en los poblados de
Montecristo y Luis Vidal. Posterior al cese del
magmatismo, surge una reactivación del vulcanismo
(5.7 Ma) que da lugar a la andesita de la región de
Las Delicias, (Múgica M. R., 1987) y a los depósitos
piroclásticos de la unidad de Toba riolítica en el área
de Montecristo. Ambas unidades son evidencia
directa de la instalación del arco continental en la
franja surpacífico de la República Mexicana, como
resultado del proceso de subducción de la Placa
Cocos bajo la Placa de Norteamérica, (De La Rosa
Z. J. L., et. al., 1989) el que de manera regional
forma parte del Arco Volcánico Chiapaneco (Damon
y Montesinos, 1978).
A finales del Cretácico superior da inicio el evento
tectónico Laramide, el cual en el área de estudio,
solamente se evidencia con el intenso levantamiento
del Macizo de Chiapas, movimiento que hizo aflorar
a la secuencia sedimentaria previamente depositada
y al complejo ígneo y metamórfico subyacente. Los
efectos tectónicos de la orogenia no se tradujeron en
la creación de estructuras originadas bajo un
régimen de deformación dúctil, debido muy
probablemente a que el prisma de rocas cristalinas
del Macizo de Chiapas actuó como una barrera
rígida que amortiguó, en la porción más austral de la
República Mexicana los efectos compresivos de la
Orogenia Laramide, la que en gran parte del norte y
centro de México, dejó impreso este evento
compresivo en la columna sedimentaria mesozoica.
IV.- YACIMIENTOS MINERALES
IV.1.- METÁLICOS.
IV.1.2.- Antecedentes
IV.1.1.- Introducción
Son escasos los trabajos de tipo geológico-minero
de esta región, considerando como los más
sobresalientes los siguientes:
Durante los trabajos de cartografía en esta carta
solo se documentó la zona mineralizada Nueva
Morelia, que se localiza en la porción nororiental de
la carta (Figura 13), políticamente pertenece al
Municipio de Chicomuselo, con mineralización de
galena, esfalerita, calcopirita, calcosita y malaquita,
con ganga de calcita, cuarzo, hematita y limonita.
Vázquez M. M. E. (1983), en la zona de Nueva
Morelia distingue dos eventos de mineralización, el
primero afecta a la roca caliza, observándose vetillas
de calcita con galena fina diseminada formando
bolsones, la calcita es más abundante, rellena
fracturas y funciona como matriz de las brechas
tectónicas, que por sus características y forma
parece corresponder a un yacimiento de
En la misma región a escasos 150 m, en la Barranca
del Juxtal, se observó una manifestación de sulfuros
de plomo y zinc rellenando fisuras en calizas.
49
50
Figura 13. Plano de yacimientos minerales y bancos de material.
tipo Mississippi Valley. Un segundo evento de
mineralización se manifiesta por la presencia de
calcopirita diseminada que rellena fisuras muy finas,
clorita, bornita, malaquita, anglesita y limolita,
presentándose estas en las zonas de alteración, por
lo tanto esta asociación mineral y zona de alteración
parece típica de los yacimientos de tipo hidrotermal.
comunicación personal de los pobladores de la
región quienes mencionan también que el mineral
era transportado hacia Comitán en camiones.
Desde el punto de vista de la investigación,
estratigráfica y tectónica esta región ha sido
estudiada por diversos autores
desde el siglo
antepasado (Sapper, 1894); en el siglo pasado la
región fue estudiada por un mayor número de
investigadores; Hernández R, 1973; Damon, E .P.
1978. En ninguno de estos trabajos se analiza la
región desde el punto de vista de la mineralización,
ya que se concentran en los aspectos estratigráficos
y tectónicos.
Vázquez M. M. E. et al., (1984), pretenden
comprobar en el área la existencia de yacimientos
minerales, semejantes a los tipo Mississippi Valley
que sean económicamente explotables. Esto
después de haber ubicado la estratigrafía y
estructuras de las unidades favorables para la
localización de los cuerpos de sulfuros metálicos
dentro de toda la secuencia sedimentaria.
R. Mauvois, (1982), señala que la zona mineralizada
de Chicomuselo, dentro de la cual se encuentra la
zona mineralizada de Nueva Morelia, tiene
características diferentes a las de los yacimientos de
tipo Mississippi Valley, ya que estos se localizan en
áreas cratónicas, mientras que en el caso de
Chicomuselo, la mineralización se ubica en una zona
geodinámica. Mauvois clasifica el yacimiento de
Nueva Morelia, de acuerdo con Routhier, (T.I. p. 581,
1963), como un yacimiento de tipo mesotermal y
posiblemente epitermal, perteneciente al cinturón
móvil circumpacífico y manifiesta que se pueden
clasificar como yacimientos de Zn, Pb, Ag, de las
cordilleras circumpacíficas de Alaska, Arizona, UTA,
México y Perú,
Pz
Pz
P
z
P
z
Pz
TIR
O
Pz
P
z
Pz
P
z
MINA DE NVA. MORELIA
MPIO. DE CHICOMUSELO,
CHIAPAS
ESCALA 1:100m
Figura 14. Plano general de la Mina Nueva
Morelia Mpio. de Chicomuselo, Chiapas
(Montesinos, 1979b).
Esta región ha sido objeto de varias visitas por
diferentes compañías mineras pero se desconocen
los estudios que han realizado y los resultados
obtenidos. El último trabajo de exploración de campo
del que se tiene registro fue el Estudio Geológico
Minero del Área Chicomuselo Estado de Chiapas.
realizados por los Ing. Enrique Montesinos H., Ing.
Arquímedes Moreno S. y el Ing. Álvaro Pineda
Ramírez
del
Consejo
de
Recursos
Minerales,Gerencia de Exploración Geológica,
Residencia Chiapas, en el año de 1979, en el cual
estiman un tonelaje de 13,750, con una ley media de
7.35% de Zn, 10.02% de Pb y 11.03 gr/t de Ag.,
considerado siete localidades entre la cuales se
encuentran las dos descritas en este trabajo.
IV.1.3.- Obras Mineras.
Las obras mineras que existen se encuentran la
mina de Nueva Morelia y son las siguientes:
ler. nivel con 54 metros; 2do. nivel con 28 m; 3er.
nivel con 48 metros y 4to. nivel con 26 metros, y 1
tiro inclinado que une los niveles 2 y 3 del orden de
25 m de profundidad.
Estas obras se encuentran parcialmente aterradas
por el abandono en que han permanecido durante
más de 20 años y están labradas en caliza de la
Formación Paso Hondo del Pérmico. (Figuras 14 y
15).
En la Carta geológico-minera Huixtla (D15-2), escala
1:250,000, se reportan muestras con valores
máximos de Ag de 15 g/t, 14% de Pb, 7.53% de Zn y
3.51% de Cu.
IV.1.4.- Minas en Explotación
Actualmente en la zona estudiada no se encuentra
ninguna mina en operación.
Las obras mineras de la zona mineralizada Nueva
Morelia fueron explotadas en los años 1952-1953,
51
El acceso a partir de la población de Chicomuselo es
a través de la terracería que comunica a las
poblaciones de Vado Ancho y La Lucha, pasando
por Ojo de Agua (Flor de Mayo), Jolentón, Veinte de
IV.1.5.- Infraestructura Minera
En la región estudiada no existe infraestructura
minera instalada.
2 NIVEL
1 NIVEL
Pz
Pz
Pz
4 NIVEL
3 NIVEL
Pz
TIRO
Pz
Pz
Pz
Pz
Pz
ESCALA
1:100m
SIMBOLOS GEOLOGICOS
ROCA MINERALIZADA
FALLA
CALIZA DOLOMITIZADA
FRACTURA O DIACLASA
Pz
BRECHA
RELLENO DE FALLA
Figura 15. Niveles 1,2,3 y 4 de La Mina Nueva Morelia ubicada en el Mpio. de
Chicomuselo, Chiapas.
Noviembre, El Terrenal, hasta el poblado La Lucha;
de este lugar se sigue por la terracería que conduce
a Buenavista. El recorrido desde Chicomuselo hasta
la mina es de aproximadamente 23 km, a partir de
Vado Ancho la distancia es de 3 km; esta mina se
ubica en el sitio con coordenadas UTM 15P 559537E
y 1737600N, a una altura de 591 m sobre el nivel
medio del mar.
IV.1.6.- Zona Mineralizada Nueva Morelia
Localización y acceso.
La zona mineralizada Nueva Morelia se encuentra
localizada en la porción nororiental de la carta, entre
las coordenadas geográficas 92° 26’ 30’’ y 92° 27’
00’’ de long W y 15° 42’ 40’’ y 15° 43’ 05’ 00’’de
latitud N, sobre el flanco norte del Cerro El Gritadero;
la población importante más cercana es La Lucha
que se ubica al sur de la localidad. Políticamente
pertenece al municipio de Chicomuselo y se
encuentra en los límites entre los ejidos de Monte
Sinaí y Nueva Morelia (Figura 13)
Ambiente Geológico
En la zona aflora caliza dolomítica de la Formación
Paso Hondo, en las cercanías del sitio donde se
ubican las obras mineras, esta unidad es cubierta de
manera discordante por la Formación Todos Santos
52
se constituye por una secuencia bastante uniforme
de arenisca interestratificada con lutita y limolita.
Por la mineralización presente y la estructura que
conforma podemos considerar que el yacimiento es
hidrotermal de tipo mesotermal de relleno de
cavidades.
La caliza dolomítica de la Formación Paso Hondo, es
la roca encajonante de la mineralización de la zona
mineralizada de Nueva Morelia, esta se aloja en
cavidades de disolución en la caliza y en materiales
de alta porosidad y permeabilidad y a lo largo de
fracturas y fallas que afectan a las calizas y a las
cavidades de disolución.
Estructura leyes y potencial
Las
estructuras
mineralizadas
identificadas
corresponden a relleno de fisuras (fallas, fracturas) y
cavidades tipo karst; en esta mina, Montesinos et al.,
(1979b) realizó un muestreo en el interior de la
sobras mineras y de superficie (Fotografía 51); los
resultados de presentan en la tabla 1, donde se
registran leyes promedio en el interior de la mina de
7.17% de Pb, 0.82% de Zn y 0.02% de Cu, mientras
que en la superficie registra, 1.63% de Pb, 1.59% de
Zn, y 0.5% de Cu. Prácticamente no se registran
valores de oro y plata. Por otro lado en la Carta
Geológico minera de Huixtla, escala 1: 250,000 se
reportan valores importantes de oro, plata, plomo y
zinc.
Las cavidades (cavernas) son producto de la
disolución de carbonatos por las aguas ácidas, los
que posiblemente aprovecharon las zonas de
fracturamiento y fallamiento, que presentan
orientaciones e inclinaciones siguientes: N35°W con
inclinación de 22° al NE, N 35° W con inclinación de
58° al NE y N 65° E con echado de 60° al NW, una
vez formadas las cavidades fueron rellenadas por las
soluciones hidrotermales.
Mineralogía y alteraciones.
En el Juxtal, la mineralización observada en
superficie se presenta en forma de relleno de
fracturas, y diseminada en las dolomitas, se
colectaron 4 muestras en un sistema irregular de
vetillas de 1 a 5 mm de espesor, y longitud
discontinua y variable entre 5 a 10 cm, donde se
observa calcita, galena, esfalerita, calcopirita, los
resultados de los análisis químico, ponen de
manifiesto concentraciones con interés económico
de plomo y zinc, con valores subordinados de cobre
y sin valores de oro y plata. Debe tomarse en
consideración que el muestreo fue selectivo, en las
zonas de concentración de sulfuros, sin embargo
también debe tomarse en cuenta que las muestras
son colectadas en material rocoso intemperizado,
por lo que los valores se ven reducidos Los
minerales de mena observados son calcita, limonita,
especularita.
La mineralización de mena hipogénica de esta zona
se puede considerar polimetálica, donde se han
identificado las siguientes especies minerales:
galena, esfalerita, en una ganga de calcita dolomita y
cuarzo La mineralización supergénica de mena es
bornita, calcocita y malaquita, con ganga de
hematita; la alteración se presenta como
dolomitización y silicificación. (Fotografías 49 y 50).
Tipo de Yacimiento
De acuerdo con las observaciones realizadas a lo
largo de este trabajo, se considera que el yacimiento
de Nueva Morelia, está constituido por dos tipos de
estructuras mineralizadas, independientes desde el
punto de vista de su génesis: las cavidades del tipo
kárstico y el sistema de fallas y fracturas. Las
cavidades como se mencionó tienen su origen en la
circulación de soluciones en la caliza dolomítica,
mientras que las fallas y fracturas obedecen a
eventos tectónicos. (Fotografía 51).
IV.1.7.- Otras Manifestaciones
En la porción suroriental de la carta, en la estación
con coordenadas UTM 15P 563729E y 1719865N,
se encuentra una veta de grafito en posición subvertical; el grafito es negro lustroso y amorfo; la veta
se encuentra encajonada por lutita y arenisca muy
fracturada y alterada, con abundancia de óxidos
penetrados entre las fracturas. El espesor de la veta
varía de 2 a 2.5 m.
Por otro lado la presencia de sulfuros tanto en las
cavidades de disolución como en las fallas y
fracturas, obliga a pensar que la mineralización fue
posterior a la formación de las cavidades y que
posiblemente las fallas y fracturas facilitaron la
circulación de soluciones ricas en iones que se
depositaron donde encontraron condiciones de
temperatura, presión, acidez, etc. propicias para su
reprecipitación.
53
Cu
Pb
Zn
Ag
Au
Fe
FeO2O3
Cr
Ni
Tabla 1. Muestreo y resultados de ensayes de superficie y de interior
de la mina Nueva Morelia, y Prospecto el Gritadero.
a)Muestreo Superficial de Nueva Morelia
Promedios
No. Muestra
%
PPM
PPB
No. de muestras
No. registrados
132
5029.75
142
1.63
142
15908.15
135
8.67
8
4
0
1
51.8
120
11.95
nsr
1
nsr
1
Elemento
b)Muestreo del interior de obras de Nueva Morelia
Promedios
No. Muestra
%
PPM
PPB
Cu
Pb
Zn
Ag
Au
Fe O2O3
72
75
75
72
3
22
Elemento
d)Muestreo del interior de obras de Nueva Morelia
Promedios
No. Muestra
%
PPM
PPB
Pb
25
Elemento
3.9
No. de muestras
No. registrados
224.16
71739.2
8212.36
8.67
0
14.29
No. de muestras
No. registrados
4888.8
son de dimensiones pequeñas. A continuación se
describen los que se visitaron de acuerdo al orden
de importancia.
VI.2.- BANCOS DE MATERIAL.
Durante los trabajos de cartografía geológico minera
de esta carta, se localizaron seis bancos de material
(tabla 2), la mayoría desarrollados en meta-arenisca
y filita de la Formación Santa Rosa, (Pc Pp Pz-F), en
rocas volcánicas (Tm Gd), y en menor proporción en
las areniscas y limolitas de la Formación Todos
Santos (Jm Lm Ar) y en materiales de aluvión (Qho
al). Las coordenadas UTM para la localización de los
bancos se señala en la Tabla de Banco de Material
(Anexa).
Todos estos bancos son de dimensiones reducidas,
no alcanzan una hectárea y son labrados en las
orillas de los caminos en los cuales son utilizados.
Nueva Independencia.- Coordenadas UTM 15P
(542536, 1734545). Toba de color beige claro, en
contacto con granito alterado a material arenoso,
presenta una longitud del orden de 100 m, un ancho
de 50 m, y una altura de 30 m, se aprovecha el
granito alterado para terracerías en caminos y
carreteras.
Los bancos de material se encuentran distribuidos en
forma irregular en toda la carta; en la mayoría se
extrae material para el revestimiento de caminos, y
54
San Antonio.- Coordenadas UTM 15P 565036E y
1740548N. Filita y meta arenisca de la Formación
Santa Rosa, este banco tiene una longitud de 10 m,
un ancho de 5 m, y una altura de 4 m. Se utiliza para
revestimiento de terracerías a nivel local.
del orden de 7 m, un ancho de 7 m y una altura de 3
m. Se utiliza para revestimiento de terracerías a nivel
local.
Matasanos.- Coordenadas UTM 15P 545159E y
1725578N. Roca volcánica alterada, afanítica, tiene
un largo de 50 m, un ancho de 15 m y una altura de
4 m. Se utiliza para revestimiento de terracerías a
nivel local.
La Lucha.- Coordenadas UTM 15P 558139E y
1738841N. Interestratificación de limolitas de color
gris claro nodulares y arenisca de grano fino de
cuarzo de color ocre claro, horizontales. Pertenecen
a la Formación Todos Santos. Tiene una longitud de
30 m, un ancho de 10, y un altura de 3 m. Se utiliza
para revestimiento de terracerías a nivel local.
Vado Ancho.- Coordenadas UTM 15P 559210E y
1739050N. Aluviones, aglomerados, gravas y arenas
mal clasificadas, en matriz arcillo arenosa, tiene una
longitud de 15 m, un ancho de 7 m, y una altura de 4
m. La extracción de gravas y arenas se utiliza para la
construcción.
La Lucha I.- Coordenadas UTM 15P 559166E y
1738617N. Filita de color gris oscuro, ocre y negro
de la Formación Santa Rosa, tiene un ana longitud
Profundidad (m)
0
Síl ice
Oxid aci ón
Alu nita-Cao lini ta
Con den sación
est éril
Il li ta
Sericit a
100
Cal ci ta
Au en P iri ta
200
Vapo r y
Lí quido
300
P ro pil it ica
Clo rit a
Carb o nato
Arci ll a
P irit a
Cu arzo Cal ci ta
Pi rita
Ag +Au
Su lfos al es
Cuarzo -Adu l ariaSericit a-P irit a
Adul aria
+Alb i ta
Ni v el de
Ebullició n
400
Ag +Au
Su lfu ro s
Mina Nueva Morelia
Cuarzo+
Su lfuros
Alb it a
Cuarzo -P i rit a
Pb-Zn-Cu
Sulfuros
500
Cuarzo +sul fu ro s de Fe
FLUIDO
GANGA
ALTERACION
MENA
Figura 16.- Modelo de yacimientos hidrotermales (Según Buchanan, 1981).
V.- MODELO DE YACIMIENTOS
En la carta San Luis los yacimientos minerales son
de tipo hidrotermal epitermal, cuya manifestación
más importante se encuentra en la zona
mineralizada Nueva Morelia, donde se observó
55
mineralización de galena, galena argentífera,
calcopirita y esfalerita emplazada en la periferia de
un curvilineamiento, que bien puede corresponder a
una zona de sulfuros depositado en una zona de
metales base. Los cuerpos minerales conocidos
tienen forma irregular, con una paragénesis, mena y
ganga que permite asociarlos a mineralizaciones
epitermales de sulfuros de Pb, Sb, Zn, Cu, Au, Ag.
unidades de Granodiorita, andesita y Toba riolítica.
La observación es congruente con la mayoría de los
depósitos epitermales que están relacionados de
forma espacial y temporal con vulcanismo subaéreo,
de carácter ácido a intermedio y el subvolcanismo
asociado. De esta forma, el área mineralizada de
Nueva Morelia se ubica en relación directa con el
ascenso de fluidos en la denominada Zona de
Bonanza.
Con base en las características de la estructura
mineralizada como su mineralogía, textura y
paragénesis mineral, el modelo propuesto para su
formación es el de tipo epitermal, que considera un
depósito generado por el emplazamiento de
soluciones acuosas de relativa baja temperatura
(<150° a 300° C) y profundidad (desde la superficie
hasta 1 km), y en condiciones de presión
moderadas, de acuerdo a la revisión de este tipo de
yacimientos que realizan Buchanan L. (1981) y
Camprubí A. y Albinson T. (2006) (Figura 16).
En la carta geológico–minera de Huixtla (D15-2),
escala 1:250,000 se reportan estudios de oclusiones
fluidas (muestras HU-24 y HU-11), en Motolinía G.
O., 2004, que se colectaron en el prospecto San
Ramón I y II, y dan rangos de temperatura de
homogenización de 137.7 ºC a 178.9 ºC y 119.4 ºC a
135.8 ºC respectivamente.
Las consideraciones para determinar el modelo de
yacimientos incluyen:
Roca encajonante. Hasta la fecha se conoce la
presencia de mineralización en la caliza dolomítica
de la Formación Paso Hondo.
Edad de la mineralización. La mineralización se
asocia a cuerpos intrusivos sepultados, por lo que se
les asignó una edad del Terciario medio.
Ambiente tectónico. En general, los depósitos más
ricos se asocian a un elemento estructural mayor,
como es el caso que corresponde. En cualquier
caso, se percibe que existió una marcada
preparación estructural antes del emplazamiento de
los fluidos y es notorio que existe una amplia zona
con focos mineralizantes que aprovecharon esas
características para su emplazamiento. Es común
que los depósitos epitermales se asocien a
estructuras volcánicas (calderas, domos) o que
mantengan un control derivado de fallas regionales o
en zonas de intenso fracturamiento tensional.
Forma del depósito. El yacimiento de Nueva Morelia
está constituido por depósitos de forma irregular.
Mineralogía de mena. Incluye
argentífera, esfalerita y calcopirita.
galena,
galena
Mineralogía de la ganga. La ganga casi siempre
presente es calcita y cuarzo de baja temperatura, del
tipo cristalino, rellenando vetas, zonas de falla, o
fracturas. Este tipo de cuarzo habitualmente se
encuentra en la parte más alta de un sistema
hidrotermal. Se pueden observar, también marcasita
y calcocita, así como óxidos y carbonatos
correspondientes que señalan un enriquecimiento
supergénico.
Ambiente de depósito/geológico. El evento que dio
origen a la mineralización fue el termalismo tardío de
los sistemas volcánicos, producto de la interacción
de placas convergentes. Tal es el caso de la Sierra
Madre de Chiapas, cuyos enormes volúmenes de
rocas volcánicas se generan por la subducción de la
placa Pacífica por debajo de la Norteamericana,
evidenciada dentro del área de estudio por las
Minerales de alteración. Los minerales de alteración
presentes son los siguientes: azurita, malaquita,
hematita, especularita y calcita.
VI.- GEOQUÍMICA
VI. 1.- METODOLOGIA
corrientes tributarias y ubicar los puntos de
muestreo. En esta carta se seleccionaron 171 puntos
distribuidos en una superficie de 975 km2 lo que
implica que cada muestra representa una densidad
promedio de 5.5 km² (Figura 17).
Previo a los trabajos de campo se elabora el
programa de muestreo geoquímico sobre la carta
topográfica de INEGI, remarcando el drenaje, con el
objeto de delimitar las cuencas y subcuencas
hidrológicas y definir los pétalos de captación de las
56
Carta geológico-minera y geoquímica, Carta San Luís, Clave D15-B22.
Paralelamente con la cartografía geológica se realiza
la toma de muestras de sedimentos activos de
arroyo tomando las partículas finas del tamaño de
los limos y arcillas correspondientes a la última
avenida, tamizándose a -80 mallas, y se empaca en
bolsas de papel kraft. La ubicación del sitio de
muestreo es controlada con posicionador (GPS).
Elemento
Ag
Pb
Cu
Zn
Cd
Zn
Las muestras se analizaron en el laboratorio del
Organismo, mediante el método de emisión de
Plasma (ICP), por los elementos siguientes: Ag, Al,
As, Ba, Be, Bi, Ca, Cd, Co, Cr, Cu, Fe, K, Mg, Mn,
Mo, Na, Ni, P, Pb, Sb, Sc, Se, Sn, Sr, Te, Tl, U, W y
Zn, adicionalmente el Au se analiza por ensaye al
fuego y lectura en absorción atómica.
Valor de
fondo
p.p.m.
1.413
17.380
22.667
73.977
1.332
2.733
Valor umbral
p.p.m.
1.414 – 2.972
17.381 – 34.362
22.668 – 32.741
73.998 – 129.514
1.333 – 2.582
2.734 – 5.694
Valor
anómalo
p.p.m.
2.973
34.363
32.742
129.515
2.583
5.695
En la elaboración del Mapa de distribución de
anomalías por plomo, cobre, zinc, cadmio y arsénico;
se observa que debido a su excelente afinidad, las
anomalías por elemento coinciden en los mismos
pétalos.
VI. 3.- INTERPRETACION.
Los valores obtenidos en el análisis químico se
procesan utilizando el software SPSS para obtener
mediante la técnica de matriz de correlación rotada,
la asociación de elementos con afinidad igual o
mayor de 0.5 agrupando a los elementos calcofilos.
Las anomalías resultantes son las siguientes:
Anomalía Juxtal.- Se localiza en la porción
nororiental de la carta, a 4 Km al oriente de Vado
Ancho, y esta definida por la muestra 055 cuyo
pétalo corresponde con la barranca La Yayahuita,
que drena sobre lutita, limolita, pizarra y filita de la
Formación Santa Rosa, y por caliza y lutita de la
Formación Grupera, carbonatadas de la Formación
Paso Hondo y por lutita, limolita, arenisca y
abundantes cuerpos masivos de conglomerado
polimíctico de la Formación Todos Santos. Dentro de
este pétalo se ubican dos minas de plomo, cobre
zinc (Juxtal y Nueva Morelia) de origen hidrotermal,
adicionalmente bordeando a esta anomalía se tienen
tres valores de umbral definidos por las muestras
053, 056 y 052 esta ultima en el área de influencia
de la manifestación de plomo, cobre zinc con
diseminación de galena en fracturillas o hilillos,
denominada Juxtal (Figuras 17 y 18).
Estos datos se utilizan para obtener los mapas de la
distribución de elementos en relación al valor de
fondo, valor umbral y valor anómalo.
VI. 2.- ANALISIS ESTADISTICO
Con los valores obtenidos mediante la técnica de
matriz rotada se definieron los elementos indicadores
de la mineralización, de los cuales solo se
consideraron los elementos calcofilos que en este
caso son Ag, Pb, Cu, Zn, Cd y As. resaltándolos en
la siguiente tabla.
Anomalía Monte Cristo de Guerrero.- Se localiza
en la porción noroccidental de la carta a 6 Km al
norte de Monte Cristo de Guerrero, y esta definida
por la muestra 011 cuyo pétalo corresponde con la
barranca San Nicolás, que drena sobre rocas lutita,
limolita, arenisca y abundantes cuerpos masivos de
conglomerado polimíctico de la Formación Todos
Santos, Dentro de este pétalo no se detecta
mineralización, sin embargo bordeando a esta
anomalía se tienen dos valores de umbral definidos
por las muestras 008 y 015.
Anomalía Nueva Independencia.- Se localiza en la
porción oriental de la carta a 1 Km al oriente de
Nueva Independencia, y esta definida por la muestra
141 cuyo pétalo corresponde con la barranca
Pacoyal, que drena sobre rocas lutita, limolita,
arenisca y abundantes cuerpos masivos de
Una vez determinados los elementos indicadores de
la mineralización que definen los valores de fondo,
umbral y anómalo, siendo los siguientes:
57
conglomerado polimíctico de la Formación Todos
Santos y andesitas, Dentro de este pétalo no se
detecta mineralización, sin embargo bordeando a
esta anomalía se tiene un valor de umbral definidos
por las muestras 140, esta ultima capta los
sedimentos de la barranca Agua Zarca
prebatolitico y sobre lutita, limolita, pizarra y filita de
la Formación Santa Rosa, Dentro de este pétalo no
se detecta mineralización, sin embargo bordeando a
esta anomalía se tienen dos valores de umbral
definidos por las muestras 179 y 183 (Figura 19).
Comparando las anomalías con la carta magnética
de campo total, se observa que en estas áreas los
valores en nanoteslas son bajos (Figura 20).
Anomalía El Paraíso.- Se localiza en la porción sur
de la carta a 1 Km al poniente de El Paraíso, y esta
definida por la muestra 181 cuyo pétalo corresponde
con la barranca Nueva Argentina, que drena sobre
rocas correspondientes al Complejo metamórfico
VII.- CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES.
Conclusiones.
Formación Todos Santos
intersecciones de fallas.
Con respecto a la columna estratigráfica identificada
en el área de estudio, se cartografiaron 11 unidades,
de las cuales el Complejo Metamórfico Prebatolítico
es la unidad mas antigua, con afloramientos
localizados en la porción sur y suroccidental de la
carta.
a
través
de
las
El Cuaternario está representado solo por depósitos
recientes de tipo aluvial.
Con respecto al tipo de estructuras generadas, el
régimen dúctil esta representado en el área de la
carta por la deformación que sufren las rocas de las
formaciones Santa Rosa y Complejo Metamórfico
Prebatolítico, en las cuales se generó una estructura
foliada o bandeada que caracteriza a las dos
unidades.
Dentro del régimen dúctil-frágil se cuenta al conjunto
de pliegues que se configuran en la secuencia de
rocas sedimentarias paleozoicas, representados
principalmente por el Anticlinal Sinaí y el Sinclinal
Chicharras, además de otros pliegues de menor
escala que se configuran en estas rocas.
Destacan en el área los afloramientos de rocas
sedimentarias paleozoicas con edades que van del
Carbonífero al Pérmico, constituidas por las
formaciones Santa Rosa, Grupera y Paso Hondo; en
esta última se observaron fósiles característicos
como fusulínidos, gasterópodos y algas.
En la carta afloran también rocas ígneas
metamorfizadas correspondientes al Macizo de
Chiapas, las cuales intrusionan al Complejo
Metamórfico Prebatolítico y a la Formación Santa
Rosa, por lo cual los afloramientos de estas
unidades se encuentran como bloques flotantes
sobre aquella unidad.
La
deformación
frágil
esta
representada
principalmente por el sistema estructural de
transcurrencia que predomina en la región y el
subsecuente fallamiento de cizalla desarrollado en el
área de la carta. La falla La Pinada se considera
como un accidente estructural de primer orden,
ramificado a partir del sistema de fallas laterales
Motagua–Polochic, a partir del cual se genero el
sistema de fallas sintéticas y antitéticas de segundo
y tercer orden, adyacentes al sistema principal.
Como parte del sistema de estructuras de
transcurrencia referido, destacan las fallas La
Pinada, Montecristo, Honduras, La Hacienda, Santa
Rosa y Malpaso, todas de movimiento lateral
izquierdo, dentro de este sistema se incluye Cerro
Perote, en la cual se detectó movimiento lateral
derecho. En general sufren de ramificaciones a lo
largo de sus trazos configurando estructuras de tipo
“horse tail” además de un conjunto de bloques que
La secuencia sedimentaria mesozoica esta
representada únicamente por la sucesión de
depósitos continentales de la Formación Todos
Santos, a la que se le ha asignado una edad
Jurásico, con afloramientos que ocupan la mayor
parte del área de la carta.
El Terciario esta constituido por rocas ígneas
intrusivas y extrusivas; las primeras están
conformadas por una granodiorita que aflora solo en
la porción occidental de la carta, afectando
principalmente a la Formación Santa Rosa. Las
rocas extrusivas son básicamente de composición
andesítica, las cuales afectan como intrusivos a la
Formación Santa Rosa y se esparcen en
afloramientos relativamente restringidos sobre la
58
545000
540000
550000
044
005
019
018
016
011
014
008
012
010
006
009
039
043
040
035
087 089
084
086
083
102
103
104
113
105
116
106
085
59
075
157
156
159
158
151
153
POBLADO
144
143
ARROYOS
136
138
140
141
178
179
123
148
137
139
1755000
145
135
119
124
CARRETERA
134
128
121
149
146
147
142
166
170
SUBCUENCA
1750000
188
187
164
165
MUESTRA
(Sedimento de arroyo)
NUEVO AMANECER
172
162 163
155
SUBCUENCA
LA GRUPERA
168
169
154
173
JERUSALEM
540000
132
131
133
127
122
SUBCUENCA
EL SABINO
171
167
152
1745000
160
115
130
129
117
118
120
072
161
112
114
005
BENITO JUAREZ
126
111
077
074
1760000
099
088
078
064
125
100
101
091
090
EXPLICACION
EL RETIRO
053
098
097
092
063
049
050
1765000
062
054
048
095
1750000
052
041
047
096
071
065
060
067
SUBCUENCA
EL RETIRO
066
028
REFORMA
070
001
061
042
032
073
056
046
031
076
570000
038
036
004
1755000
051
058 059
003
1760000
045
565000
057
RIZO DE ORO
033
002
560000
055
174
175
545000
550000
555000
183
184
176
1745000
185
186
189
181
177
560000
180
182
565000
570000
0
Figura 17.- Mapa de distribución del muestreo geoquímico.
ESCALA GRAFICA
5
10
km
021
020
017
015
013
1765000
555000
540000
545000
550000
020
044
017
015
013
019
018
016
011
014
008
012
010
006
009
1765000
005
039
043
047
050
084
086
083
091
090
088
102
113
105
116
106
118
077
60
157
156
159
158
151
160
171
164
166
167
152
153
155
170
De
0.0 a 25.945 p.p.m. valor de fondo
1750000
PLOMO (Pb)
Media
188
187
173
174
183
176
184
1745000
185
186
De 15.880 a 24.20 p.p.m. valor umbral
189
181
175
545000
550000
555000
177
180
560000
De
182
565000
SUBCUENCA
005
Media
Desv. Estándar
ESCALA GRAFICA
MUESTRA
0
ANOMALIA
POBLADO
ARSENICO (As)
570000
EXPLICACION
ARROYOS
8.331 p.p.m.
Mayor de 24.21 p.p.m. valor anómalo
169
JERUSALEM
CARRETERA
15.899 p.p.m.
Desv. Estándar
168
154
540000
142
178
179
123
149
146
147
139
9.873 p.p.m.
148
137
172
162 163
165
140
141
1755000
145
136
124
161
134
25.945 p.p.m.
Desv. Estándar
NUEVO AMANECER
135
138
121
Media
144
143
128
122
074
132
131
133
127
119
072
1750000
130
129
117
120
075
112
114
115
COBRE (Cu)
BENITO JUAREZ
126
111
103
104
085
078
De
1760000
5
9.756 p.p.m.
7.45 p.p.m.
10
km
De
Figura 18.- Mapa del agrupamiento geoquímico de distribución de Zinc, Cobre, Plomo y Arsénico.
087 089
064
099
101
092
EL RETIRO
053
125
100
24.317 p.p.m.
063
098
097
095
Desv. Estándar
062
054
049
048
096
071
1745000
052
041
57.139 p.p.m.
1765000
066
028
REFORMA
073
060
040
035
Media
065
067
032
001
ZINC (Zn)
061
038
036
070
RESUMEN ESTADISTICO
056
046
031
076
570000
042
004
1755000
051
058 059
003
1760000
045
565000
057
RIZO DE ORO
033
002
560000
055
555000
021
540000
545000
550000
021
020
039
043
040
035
047
071
086
083
100
61
157
156
102
105
088
159
158
151
116
106
118
077
120
1745000
155
167
170
136
140
141
178
179
123
139
De
148
137
138
1755000
145
135
119
121
149
146
147
142
1750000
188
187
168
169
154
173
JERUSALEM
540000
NUEVO AMANECER
134
128
174
175
545000
550000
555000
183
176
1745000
184 185
186
189
181
177
560000
180
182
565000
570000
EXPLICACION
CARRETERA
SUBCUENCA
005
ESCALA GRAFICA
MUESTRA
0
ARROYOS
ANOMALIA
1.074 p.p.m.
144
143
172
162 163
164
166
132
131
133
127
117
124
171
1.119 p.p.m.
Desv. Estándar
BENITO JUAREZ
126
130
129
122
072
161
165
112
114
115
113
074
160
1760000
111
075
001
PLATA (Ag)
EL RETIRO
064
099
103
104
091
090
085
078
063
Media
125
101
092
087 089
RESUMEN ESTADISTICO
098
095
084
054
053
050
097
1765000
062
049
048
096
153
052
041
028
070
152
067
066
032
073
065
042
REFORMA
1750000
046
031
076
061
060
038
036
004
1755000
056
058 059
003
1760000
051
RIZO DE ORO
033
002
045
570000
565000
057
POBLADO
19.- Mapa del agrupamiento geoquímico de distribución de Plata.
5
10
km
019
018
016
011
014
008
012
010
006
009
005
560000
055
044
017
015
013
1765000
555000
RIZO DE ORO
008
EXPLICACION
006
CARRETERA
005
EL RETIRO
POBLADO
ANOMALIA
GEOFISICA
BENITO JUAREZ
128
NUEVO AMANECER
Anomalía geoquímica
62
ANOMALIA GEOQUIMICA
Ag, Cu, Pb, Zn y As (p.p.m.)
EXPLICACIÓN
Población
Localidad
Carretera Pavimentada
Terracería
Brecha, vereda
JERUSALEM
Figura 20.- Imagen mostrando anomalías geoquímicas y geofísicas
REFORMA
en planta presentan
sigmoidales.
formas
triangulares
y
en la parte superior de la Formación Paso Hondo y
base de la Formación Todos Santos.
Tomado en cuenta el modelo de yacimiento
propuesto y las consideraciones de autores como
Routhier, (T.I., p. 581, 1963), que asocia la
ocurrencia de este tipo de zonas mineralizadas a las
cordilleras Circumpacíficas de Alaska, Arizona, Utah,
México y Perú, la presencia de estas acumulaciones,
posiblemente no de alto interés económico, si
proponen un horizonte de prospección que habrá
que tomar en cuenta para futuros trabajos.
Establecer un programa de muestreo sistemático en
la caliza Paso Hondo en la zona colindante con
Nueva Morelia.
Realizar un programa de perforación en la Mina de
Nueva Morelia, ya que de cuerdo con el modelo de
yacimiento es posible que aumente el potencial a
profundidad.
Prospectar hacia el norte de la Mina de Nueva
Morelia, entre ésta y la zona mineralizada de San
Ramón en la Carta Rizo de Oro.
La mineralización se concentra en estructuras
kársticas, fallas y fracturas, la edad de estas
estructuras y la de la mineralización en la zona
estudiada son pre-Jurásico.
Establecer un programa de muestreo sistemático
Complejo Metamórfico Prebatolítico a fin
establecer si el emplazamiento del Macizo
Chiapas estuvo acompañado de procesos
mineralización.
Recomendaciones.
Se recomienda aumentar los trabajos de prospección
del
de
de
de
VIII. BIBLIOGRAFÍA
Blair T.C., 1988. Mixed Siliciclastic-Carbonate Marine
and Continental Syn-Rift Sedimentation, Upper
Jurassic-Lower Most Cretaceous Todos Santos and
San Ricardo Formations, Western Chiapas, Mexico.
Departament of Geological Sciences, University of
Colorado. Journal of Sedimentary Petrology, Vol 58,
No. 4.
Damon P. E., Montesinos H. E., 1978. Late Cenozoic
over an active Benioff in Chiapas, México. Arizona.
Geological Society Digest, Volume XI, October,1978.
Damon P. E., Shafiqullah M., Clark K., 1981. Age
trends of igneous activity in relations to
metallogenesis in the southern Cordillera, en
Dickinson W., Payne W. D. (eds), Relations of
Tectonics to Ore Deposits in the Southern Cordillera:
Tucson, AZ, Arizona Geological Society Digest, 14,
137-153.
Buchanan L. J., 1981. Precious Metal Deposits
Associated with volcanic Enviroments in the
southwest in relations of tectonics to Ore Deposits in
the southern Cordillera, Edited William R. Dickinson
and William D. Payne, Arizona Geological Society
Digest Volume XIV pp237-267
De La Rosa Z. J. L., Moisés D. S., 1989. Geología
del estado de Chiapas. Comisión Federal de
Electricidad CFE.
Campa U.M.F., Coney P. J., 1983. Tectonostratigraphic terranes and mineral resource
distributions in Mexico: Canadian Journal of Earth
Sciences, 20, 1040-1051.
Del Alto R. A. J., 1965. Estudio geológico del área la
Concordia, Chiapas. Tesis profesional IPN / ESIA.
Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks
according to depositional texture, en Ham W. E.
(eds), Classification of Carbonate Rocks: Am. Assoc.
Petroleum Geologists Mem. 1, p. 108-121.
Camprubí, A., y Albinson, T., 2006. Depósitos
Epitermales en México: Actualización de su
Conocimiento y Reclasificación Empírica. Boletín de
la Sociedad Geológica Mexicana, Volumen
conmemorativo del Centenario, Tomo LVIII, No.1,
27-81.
Gómez J.J., Peña R. H., 1992, Prospecto: Hoja
Tuxtla Gutiérrez, Región Sur.
Consejo de Recursos Minerales, 2004. Carta
Geológico-Minera Huixtla D15-2, Escala 1:250,000
Estado de Chiapas.
Groß A., 2000. Geologische, isotopengeochemische
und
geochronologische
Untersuchungen
an
Gesteinen des Chiapas-Massivs, Mexiko. Diploma
63
tesis, Universität Freiburg y Universität München,
Alemania, 106 pp.
Meneses R. J. J., 2001. Tectonic Evolution of the
Ixtapa Graben, an example of a strike-slip basin of
Southeastern Mexico; Implications for Regional
Petroleum Systems. A.A.P.G.
Gutiérrez G. R., 1956. Geología del Mesozoico y
Estratigrafía Pérmica Estado de Chiapas. Congreso
Geológico Internacional.
Montesinos H. E., Moreno S. A., 1979b. Estudio
geológico minero del área Chicomuselo estado de
Chiapas. Consejo de Recursos Minerales.
Guzmán, S. M., Pennington D. W., Matumoto T.,
1989. The Triple Junction of the North America,
Cocos, and Caribbean Plates: Seismicity and
Tectonics. Tectonics. Vol. 8. No. 5 Pages 981-997.
Montesinos H. E., Virgen M. A., 1981. Estudio
geológico geoquímico del área Siltepec-Honduras
Estado de Chiapas. Consejo de Recursos Minerales.
Guzmán, S. M., Meneses, R. J. J., 2000. The North
America-Caribbean Plate Boundary West of the
Motagua-Polochic Fault System: A Fault Jog in
Southeastern México. Journal of South American
Earth Sciences.
Montesinos H. E. 1984, Informe de Avance 1984,
Proyecto Chicomuselo, Chis. Consejo de Recursos
Minerales
Hanus V. y Vanek J., 1978 Subduction of the Cocos
plate and deep active fracture zones of México.
Geofísica Internacional, 17, 14-53.
Morales S. A., Orozco G. M., 1988. Monografía
geológico minera del estado de Chiapas. Consejo de
Recursos Minerales.
Hernández G. R., 1973. Paleogeografía del
Paleozoico de Chiapas, México. AMGP. Vol. XXV.
Nos. 1-3.
Motolinía-García O., Jiménez-Hernández A., JaimeFuentes A., Pinzón-Salazar T.C.,. Membrillo-Ortega
H., 2005, Carta Geológico-Minera Huixtla D15-2,
Consejo de Recursos Minerales.
Hinojosa G. A., 1964 Levantamiento Geológico del
Area Chicomuselo, Chis. I. G. ZS-506 PEMEX
(inédito)
Múgica, M. R., 1987. Estudio Petrogenético de las
Rocas Igneas y Metamórficas en el Macizo de
Chiapas. IMP. Proyecto C-2009. Inédito.
INEGI, 1978. Carta geológica, Escala 1:250,000.
Palomares M., 1978. Prospecto Todos Santos,
Informe Geológico I.G. ZS-731, PEMEX (inédito)
Lindgren W., 1922. A sugestión for the terminology of
certain mineral deposits. Economic Geology, 17:
292-294
Pantoja-Alor J., Fries C. Jr, Rincón-Orta C., Silver L.
T., and Solorio-Munguía J., 1974. Contribución a la
geocronología del Estado de Chiapas, en López
Rubio J. M. (ed.), Contribuciones a la geocronología
de México: Asociación Mexicana de Geólogos
Petroleros Boletín, v. 26, p. 205-223.
Maldonado-Koerdell. M., 1956. Geología del
Mesozoico y Estratigrafía Pérmica del Estado de
Chiapas.
Congreso
Geológico
Internacional.
Excursión C-15. Vigésima sesión.
Malfait B. T., Dinkelman M. G., 1972.
Circum.Caribbean tectonic and ogneous activity and
evolution of the Caribbean plate: Geological Society
of America Bulletin, 83, 251-272.
Quezada M. J. M., 1974. Prospecto Cintalapa-La
ventosa, Informe Geológico I.G..ZS-590 PEMEX
(inédito)
Quezada M. J. M. 1992. El Jurásico superiorCretácico inferior en el borde oriental del Batolito de
la Mixtequita en el noreste del Estado de Oaxaca.
Articulo Técnico, PEMEX.
Mauvois G. R. A., 1982. Informe de las
Investigaciones Geológico Mineras realizadas en el
Área de Chicomuselo del Estado de Chiapas.
Raisz F. A., 1964. Land forms of Mexico, prepared
for the Geography Branch of the Office of Naval
Research.
Meneses R. J. J., 1987. Marco Tectónico y
Paleogeografía del Triásico Tardío-Jurásico en el
Sureste de México. Boletín de la Asociación
Mexicana de Geólogos Petroleros. Vol. XXXIX. No.
2.
64
Ross Ch. A., 1986. Paleozoic evolution of southern
margin of Permina Basin. Geol. Soc. America
Bulletin. Vol. 97, p. 536-554, 10 figs.
Vázquez M. M. E., Virgen M. A., 1984. Informe de
avance Abril 1984 proyecto "Chicomuselo, Chis.
Salvador
A.,
1987.
Late
Triassic-Jurassic
Paleogeography and Origin of Gulf of Mexico Basin.
The American Association of Petroleum Geologists
Bulletin. V. 71, No. 4, P. 419-415.
Vélez S. D., 1979. Prospecto Motozintla, Informe
Geológico No. 757 Zona Sur. Petróleos Mexicanos
(inédito).
Salvador A., 1991. Origin and Development of the
Gulf of México Basin. The Geology of North America.
Vol. J. The Gulf of Mexico Basin. The Geological
Society of America.
Weber B., Lopez R., and Köhler H., 2001. Isotopic
and chemical indications on the origin of the
Mixtequita and the Chiapas Batholiths in SE Mexico:
Evedences for inherited Grenville and Panafrican
basement. EUGXI Strasbourg, France, p. 598
Sánchez Montes de Oca, 1979. Geología de la
Sierra de Chiapas. Asociación Mexicana de
Geólogos Petroleros, Vol.XXXI.
Weber B., Gruner B., Hecht L., Molina G. R., Köhler
H., 2002. El descubrimiento del basamento
metasedimentario en el Macizo de Chiapas: Unidad
La Sepultura. GEOS, Vol. 22, No 1, pp. 2-11.
Sapper K.,1894. Grundzuge der physikalischen
geographic von Guatemala. Pet. Geo. Mitt.
Weber, B. and Hecht, L., 2003. Petrology and
geochemistry of metaigneous rocks from a
Grenvillian basement fragment in the Maya block:
The Guichicovi complex, Oaxaca, Southern Mexico.
Precambrian Research, 124, 1, 41-67.
Schaaf P., Weber B., Weis P., Groß A., OrtegaGutierrez F., Köhler H., 2002. The Chiapas Massif
(México) revised; New geologic and isotopic data for
basament characteristics, en Miller, H. (ed),
Contributions to Latin-America Geology: Neues
Jahrbuch
für
Geologie
und
Paläontologie,
Abhandlungen, 225, 1-23.
Weber B., Iriondo A., Premo W. R., Hecht L., Schaaf,
P., 2006. New insights in the history and origin of the
southern Maya block, SE México: U-Pb-SHRIMP
zircon geocronology from metamorphic rocks of the
Chiapas Massif. Int J Earth Sci (Geol Rundsch).
Sedlock
R.
L.,
Ortega
G.
F.,
1993.
Tectonostratigraphic
Terranes
and
Tectonic
Evolution of México. Geológica de América.
Weber B., Schaaf P., Valencia V. A., Iriondo A.,
Ortega-Gutierrez F., 2006 (b). Provenance ages of
late Paleozoic sandstones (Santa Rosa Formation)
from the Maya block, SE México. Implications on the
tectonic
evolution
of
western
Pangea.
Thompson M. L., and Miller A. K., 1944. The Permian
Southermost México and its fusulinid faunas. Jour.
Paleontology, 18 (6): 481-504, lams. 79-84.
Vázquez M. M. E., 1983. Proyecto "Chicomuselo
Chiapas".Consejo de Recursos Minerales.
65

Servicio Geológico Mexicano entre ambas unidades, como la

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