3 METODOLOGÍA 3.1 TRABAJO DE CAMPO - … · Para las rocas calcáreas se emplearon las clasificaciones de Folk (1962), Dunham (1962) y Embry & Klovan (1971) según fuera el caso

Análisis Estratigráfico y Determinación de Ambientes de Depósito para la Formación Palanz. Inicio de la sedimentación Cretácica en la alta Guajira, Colombia

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3 METODOLOGÍA

3.1 TRABAJO DE CAMPO

Con el fin de alcanzar los objetivos propuestos en esta investigación, se diseño una metodología clásica para la toma de datos en campo y su posterior análisis en laboratorio y así elaborar un modelo depositacional acorde con las interpretaciones. Se realizo una fase pre-campo, que consistió en la recopilación bibliográfica de los trabajos de la década de los 60s entre los que se cuentan Renz (1955 y 1960), Rollins (1960, 1965), Bürgl (1960) entre otros. A partir de la información estratigráfica preexistente se formuló un modelo geológico y depositacional preliminar para la Formación Palanz y el Miembro Kesima. La fase de campo consistió en la cartografía geológica regional a escala 1:100000, que permitió redefinir varias de las unidades litológicas y se desarrolló en el marco del acuerdo especifico 030/2006 entre la Universidad Nacional de Colombia e INGEOMINAS. Diversas comisiones de campo que permitieron cubrir en toda su extensión la Alta Guajira se desarrollaron entre los años 2007 y 2008, donde se identificaron las mejores secciones estratigráficas para el levantamiento detallado de columnas estratigráficas. Posterior a la cartografía regional se realizo la segunda fase de campo entre los meses de agosto y octubre del 2008, donde se procedió al levantamiento de cuatro secciones estratigráficas de la Formación Palanz y el Miembro Kesima a escala 1.100.

La clasificación empleada para las rocas siliciclásticas corresponde a la nomenclatura de Folk (1974), en la descripción del tamaño de grano se empleó la clasificación granulométrica de Wentworth (1922) y la descripción de capas de acuerdo con Ingram (1954, 1971). Para las rocas calcáreas se emplearon las clasificaciones de Folk (1962), Dunham (1962) y Embry & Klovan (1971) según fuera el caso. El muestreo se realizo a intervalos aproximados de una muestra cada 10 m de columna, con variaciones ocasionales en intervalos que requerían mayor detalle o que presentaban rasgos anómalos. En total se tomaron 185 muestras en las tres secciones estratigráficas, además de las 70 muestras recolectadas durante la cartografía geológica regional y que también fueron analizadas en esta investigación para complementar las interpretaciones de las unidades.

3.2 FASE DE LABORATORIO

Se seleccionaron 77 secciones delgadas de la Formación Palanz y del Miembro Kesima, para determinar los patrones texturales y composicionales mediante petrografía convencional. A cada sección delgada se le realizo un conteo de 300 puntos que incluyen armazón, matriz y porosidad, en el caso de rocas calcáreas se hicieron conteos de 200 puntos donde se clasificaron, los fragmentos biogénicos, aloquímicos, tipo de cemento o matriz y fracción terrígena.


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3.2.1 Rocas Terrígenas La clasificación composicional de las rocas terrígenas se realizo por medio de los triángulos modales QPF de Folk (1974). El conteo se realizo únicamente en la fracción arena de cada sección delgada excluyendo láminas o lentes de lodo. Asociaciones de cristales de feldespatos que son recurrentes en la sección de Punta Espada fueron contadas en el polo de los feldespatos (F) mientras que los fragmentos líticos fueron clasificados como líticos sedimentarios y volcánicos. La discriminación de la procedencia de los sedimentos se realizo a partir de los triángulos QtFL y QFLt de Dickinson (1979, 1985) y no se incluyen minerales accesorios.

3.2.2 Rocas Calcáreas Para la descripción de las secciones calcáreas se emplea como base la nomenclatura de Folk (1974); en las muestras donde existía la ocurrencia de organismos coralinos se empleo la clasificación propuesta por Embry & Klovan (1971).

La descripción y clasificación de los diversos tipos de ooides se basa en las propuestas realizadas por Carozzi (1961, 1989) y Flügel (2004) quienes tienen en cuenta la microfábrica primaria, el número y disposición de las láminas, la morfología de la corteza, relación del núcleo y las láminas además de la posición del núcleo respecto a la corteza.

A continuación se hace un breve resumen de los parámetros empleados en este trabajo para la descripción de este tipo de componentes, partiendo con la terminología y tipos generales de los ooides, los tipos de microfábricas y la clasificación de los ooides por su geometría.

3.2.2.1 Terminología

El termino ooide se aplica a partículas esféricas o ligeramente ovaladas que exhiben un núcleo central recubierto por una corteza externa que usualmente posee láminas concéntricas (Figura 8). Tienen un tamaño promedio entre 500 y 1000 µm con tamaños máximos de hasta 2000 µm. La forma de los ooides está relacionada directamente con la geometría del núcleo, así mismo el tamaño y la selección están controlados por las condiciones hidrodinámicas y de aporte en la cuenca, otros factores como la tasa de crecimiento, la abrasión, la movilización y agitación en el medio acuoso influyen en la geometría de cada ooide. Sumner & Grotzinger (1993) demostraron que altas velocidades en la agitación del agua favorecían el crecimiento de la corteza de los ooides, sumado a un bajo aporte de terrígenos. Así mismo Harris (1979) sugiere que núcleos pequeños tienden a presentar cortezas mucho más espesas formadas probablemente de manera muy rápida debido a la facilidad que presentan los granos pequeños para ser movilizados. La composición de la corteza externa puede variar entre calcita o aragonito; en los ooides actuales estudiados en Bahamas hay mayor ocurrencia de ooides aragoníticos, mientras que en ooides antiguos predomina la calcita como constituyente principal. La diversidad en el arreglo de los cristales de carbonato dentro de la corteza produce geometrías típicas denominadas microfábricas divididas en tres categorías entre las que se cuentan la microfábrica tangencial, donde los cristales de calcita se ordenan de manera concéntrica alrededor del núcleo, microfábrica radial y microfábrica micrítica, asociada a ooides que


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han sufrido procesos de micritización avanzados y que mantienen el núcleo y algunas laminas de manera difusa (Figura 8).

3.2.2.2 Microfábricas

Como se mencionó anteriormente, existen tres tipos de microfábricas principales, concéntrica o tangencial, radial y micrítica. La microfábrica concéntrica (Figura 8) está presente en ooides actuales de composición aragonítica, formados en ambientes marinos de alta energía. De acuerdo con Flügel (2004) la conservación de este tipo de microfábricas es escasa en rocas antiguas.

Figura 8. Geometría, componentes básicos y tipos de microfábricas que se presentan en los ooides (Adaptado de Flügel, 2004)

La microfábrica radial (Figura 8) se caracteriza por poseer arreglos de los cristales de carbonato de manera radial respecto del núcleo. Es común encontrar combinaciones entre microfábrica tangencial y radial. La estructura radial es considerada de tipo primario en ooides antiguos debido a la similitud con ooides radiales actuales ricos en Mg depositados en cuencas como “Baffin Bay” en Texas, “Amazon Shelf” y la gran barrera de arrecifes en Australia (Flügel, 2004). La microfábrica micrítica (Figura 8) ocurre en asociación con otros tipos de ooides y se caracteriza por la transformación de la corteza y las laminas que originalmente eran de composición calcítica o aragonítica en micrita o microesparita por calcitización in – situ. La fabrica micrítica resulta de la intensa actividad bacteriana o de procesos de recristalización.

3.2.2.3 Clasificación de los tipos de ooides

Múltiples tipos de ooides han sido descritos por Carozi (1961, 1989) y Flügel (2004), entre los más comunes se encuentran los denominados ooides normales, caracterizados por presentar una corteza con espesor igual o mayor al diámetro del núcleo del ooide. Poseen


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por lo general láminas con un espesor entre 1 y 3μm (Figura 8). Los ooides superficiales corresponden a partículas cuyo diámetro de corteza es menor al diámetro del núcleo (Figura 9). Los poliooides o también denominados ooides compuestos consisten en dos o más ooides que se juntan para dar lugar a un nuevo ooide con múltiples núcleos y una corteza compartida (Figura 9). Otros tipos de ooides se sintetizan en la figura 9 presentan morfologías específicas asociadas a efectos sindepositacionales o procesos de diagénesis y tectonismo. La adecuada identificación del tipo de ooide permite tener información valiosa en el momento de la reconstrucción paleoambiental de la cuenca y las condiciones a las cuales era sometida. En la figura 9 se muestran algunos de los tipos de ooides, descritos y subdivididos a partir de sus características morfológicas, la distribución del núcleo, posición respecto a la corteza y la relación de tamaño entre el núcleo y las láminas.

Figura 9. Diversos tipos de ooides específicos, identificados en las muestras del Miembro Kesima (Adaptado de Flügel, 2004).


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3.3 MINERALOGÍA DE ARCILLAS

3.3.1 Definición. El término arcilla se ha definido principalmente según tres criterios; por el tamaño de partícula (inferior a 2μm), según su origen como minerales secundarios o de neoformación y por su actividad, ya que es una fracción que manifiesta propiedades coloidales y es causa junto con la materia orgánica de la actividad fisicoquímica de los niveles que le contienen (Grim, 1968, Besoain 1985). Aunque en Geología se ha entendido el término arcilla principalmente por un tamaño de partícula inferior a 2μm, el estudio a fondo de las arcillas viene demostrando que son un grupo bien definido de minerales con propiedades fisicoquímicas características y un desarrollo organizado y complejo de sus estructuras cristalinas. Las propiedades físicas influyen principalmente en la granulometría, retención de la humedad, conductividad hidráulica, succión de agua, grado de infiltración, temperatura, conductividad térmica y otras. En sus propiedades químicas la arcilla influye sobre la capacidad de intercambio de iones y reacción con el medio sedimentario (Besoain, 1985).

3.3.2 Estructura Los minerales arcillosos son, salvo contadas excepciones, filosilicatos que poseen estructuras continuas a manera de láminas y que asocian cationes interlámina de O2- y/o grupos OH-. Estas láminas se encuentran separadas por cationes fijos o por aguas de hidratación. Las láminas que definen la estructura de los minerales arcillosos corresponden a arreglos tetraédricos (Figura 10) y octaédricos (Figura 11). Las capas tetraédricas están compuestas por cationes coordinados que se ubican en los cuatro vértices de la estructura, estos cationes corresponden a O2- o a grupos OH-. El catión dominante en las capas es por lo general el de Si4+ que puede ser remplazado por el de Al3+ (Besoain, 1985).

Figura 10. Estructuras tetraédricas (a) Celda unidad tetraédrica (b) Lámina tetraédrica (c) Arreglo ideal de láminas tetraédricas. (Adaptado de Duarte, 2006)


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Las láminas octaédricas están compuestas por cationes de Al3+, O2- y grupos OH-, algunos

cationes de aluminio pueden ser remplazados por Mg2+ u otros cationes. Los iones

negativos forman octaedros alrededor del Al3+ o Mg2+

en cantidades relativas de O2- y OH-

hasta que equilibran satisfactoriamente las valencias de la estructura. Los O2- y los OH-

son compartidos entre octaedros adyacentes siempre y cuando la estructura sea continua en dos dimensiones (Figura 11). La estructura completa de un mineral arcilloso consiste en una de varias posibles combinaciones de un arreglo de láminas octaédricas y tetraédricas. De manera general los filosilicatos se pueden clasificar con base en los siguientes parámetros: • Tipo de arreglo entre estructuras octaédricas y tetraédricas (1:1 ó 2:1). • Composición catiónica de la hoja octaédrica (dioctaédrica o trioctaédrica). • Tipo de material interestratificado. • Carga de la capa.

Figura 11. Estructuras Octaédricas (a) Celda unidad Octaédrica (b) Láminas Octaédricas (c) Arreglo ideal de láminas octaédricas (Adaptado de Duarte, 2006).

3.3.3 Familias de Arcillas. Como referencia general se hace una breve descripción de las familias principales de los minerales arcillosos que se encuentran en las muestras analizadas de la Formación Palanz, entre las que se encuentran, la familia de las caolinitas, minerales arcillosos interestratificados, esmectitas, cloritas, illitas y vermiculitas. A continuación se describen sus características estructurales y composicionales.

3.3.3.1 Familia de la Caolinita

Está integrada por minerales arcillosos de estructura 1:1 y origen similar, cambiando levemente su composición, estructura o simplemente su contenido de aguas interlaminares. Dentro de este grupo se incluyen a la Caolinita, la Haloisita 10Å y la Metahaloisita, también denominada Haloisita 7Å ó Haloisita deshidratada. En estas especies las hojas tetraedrales están ocupadas por Si4+

y las octaédricas por Al3+ (Figura 12). El espaciado

basal (001) de la caolinita corresponde a láminas individuales de aproximadamente 7Å de espesor, el de la haloisita corresponde a 10.1Å - 10.2Å, la diferencia en el espaciado entre las dos especies de haloisita es alrededor de 2.9Å, lo que equivale al grosor de una capa de moléculas de agua. Así, el espaciado basal de la metahaloisita es de 7.2 Å (Besoain, 1985).


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3.3.3.2 Familia de las Illitas

El término illita se emplea para denominar minerales arcillosos con afinidad a las micas verdaderas tipo muscovita, biotita o flogopita, con características composicionales y estructurales particulares y que presentan un espaciado interlaminar cercano a 10Å, sin propiedades expansivas. Con una estructura 2:1 y fórmula K(1-x) (Al2)(Al,Si2)O10(OH)2 es similar a las micas verdaderas. Consta de una capa unitaria integrada por una hoja de octaedros de alúmina en medio de dos hojas de tetraedros de sílice (Figura 13). En las capas tetraédricas se produce una carga negativa originada por la substitución de Si4+

por Al3+, la estructura es compensada por la existencia de cationes de K+

en el espacio interlaminar. El grosor de la capa unitaria de la illita tiene un valor ligeramente superior a los 9Å, pero como existen iones de K+ involucrados en la estructura, el espaciado basal se acerca a los 10Å (Besoain, 1985).

Figura 12. Estructura tridimensional de la Caolinita (Adaptado de Chamley, 1989).


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Figura 13. Esquema tridimensional de la estructura de la Illita (Adaptado de Chamley, 1989).

Diferencias en el tipo de arreglo y apilamiento de las interlaminas, produce efectos de polimorfismo muy común en las illitas. Así se identifican illitas tipo 3T con tres capas trigonales, 2M con dos capas monoclínicas, 1M con una capa monoclínica y 1Md con una capa monoclínica desordenada (Grim en Bessoain, 1985). La semejanza entre las micas verdaderas y las illitas ha sido discutida por diversos autores; frente a este tema, Grim (1968) establece tres diferencias principales entre una illita y una mica verdadera

1. Las illitas tienen una menor substitución de Si4+ por Al3+. En las micas verdaderas, dicha substitución llega a ser de ¼ mientras que en las illitas tan solo es de 1/6.

2. Debido al bajo grado de substitución, la relación entre SiO2/Al2O3 es más alta en las illitas que en las micas verdaderas.

3. Los cationes situados entre las capas pueden ser remplazados por Ca2+, Mg2+ y H+ en forma de H3O+.

Además de estos parámetros, es claro que el contenido de K2O es menor en las illitas que en las micas donde alcanza valores entre 4 – 6%.

3.3.3.3 Familia de la Esmectita

El término Esmectita (Moore y Reynolds, 1989) define un grupo de minerales arcillosos que poseen estructuras dioctaedrales y trioctaedrales con espaciado basal alrededor de 14-15Å que se caracterizan por ser altamente expansivas y capaces de contraer su estructura laminar hasta un espesor de 10Å a altas temperaturas (325ºC-500ºC), manteniendo su estabilidad cristalográfica. La estructura característica de las esmectitas corresponde a un arreglo 2:1 (Figura 14). Presentan diversas sustituciones catiónicas en las posiciones de los


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tetraedros y los octaedros, produciendo cargas negativas. El déficit de la carga dentro de la interlámina es ocupado por catiónes hidratados (Besoain, 1985). El grupo de la esmectita incluye especies como la montmorillonita, nontronita y beidelita, todas con arreglo dioctaédrico, además de sauconita, saponita y la hectorita con estructura trioctaédrica. El grupo de minerales esmectíticos se forma a partir de la alteración de rocas eruptivas básicas y tobas volcánicas entre otros. Es común en sedimentos y además se conoce como producto de alteración hidrotermal de plagioclasa y muchas veces mezclada con otros minerales como caolinita e illita. Las condiciones de formación se limitan a ambientes con abundancia de iones alcalinotérreos (Ca-Mg) o Fe y un drenaje limitado (Besoain, 1985).

Figura 14. Esquema tridimensional de la estructura de la esmectita (Adaptado de Chamley, 1989).

3.3.3.4 Cloritas

Las cloritas son definidas como minerales de cuatro hojas de estructura 2:1:1. Su fórmula es (Si4O10)Mg3(OH)2Mg3(OH)6; los cationes más comunes en las hojas octaedrales son Mg2+, Fe2+,Al3+ y Fe3+ (Li+ en algunas especies). Las cloritas pueden ser dioctaédricas o trioctaédricas. Generalmente se asocia su origen a ambientes de baja temperatura donde hay desarrollos pedogenéticos, o por diagénesis de alto grado en rocas de afinidad marina como “shales”, arenitas, o rocas carbonatadas. Adicionalmente, la clorita se puede formar en sistemas hidrotermales, en secuencias evaporíticas y en ambientes de metamorfismo regional en facies esquisto verde a partir de rocas pelíticas (Chamley, 1989).


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3.3.3.5 Minerales arcillosos interestratificados

Los minerales interestratificados o minerales de capas mezcladas se caracterizan por estar constituidos por capas unitarias de dos o más tipos. Existen dos criterios para indicar el grado y la naturaleza de las interestratificaciones a.- Según el número de componentes, las mezclas pueden ser binarias, ternarias o cuaternarias. Mezclas binarias podrían ser, por ejemplo mica-vermiculita o clorita-vermiculita. b.- Si se considera que “a”, “b” y “c” son las unidades estructurales de dos minerales independientes, la distribución de las capas puede obedecer a tres arreglos, uno regular a (ABABAB) o tener secuencias al azar o desordenadas b (ABBAABABB) o segregada c (AAABBBAAA). Los minerales ínterestratificados se forman comúnmente a partir de alteración hidrotermal o por procesos de meteorización donde se remueven de manera parcial los átomos de K de las interláminas de las micas o los grupos OH de las cloritas (Besoain, 1985).

3.3.3.6 Vermiculita

La vermiculita es un mineral hidratado de tres capas con disposición trioctaédrica donde se asocian iones de magnesio hidratados con una doble capa de moléculas de agua, con una formula teórica de (Mg,Ca) (Si,Al) (Mg,Fe)6 O20 (OH)4 . H2O. Sin someterse a ninguna tratamiento, en estado natural, el mineral posee un espaciamiento basal (002) variable entre 14 y 15 Å (Figura 15) este espaciado es similar al de las cloritas pero se diferencia de estas por el tratamiento térmico a 550°C donde la estructura se contrae hasta 10 Å por procesos de deshidratación. Parte del magnesio octaédrico de las vermiculitas puede ser substituido por Fe3+ o Al3+ (Besoain, 1985).


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Figura 15. Esquema de la estructura de la Vermiculita (Adaptado de Chamley, 1989)

3.3.4 Preparación de las Muestras y Condiciones de Medición 37 muestras de la Formación Palanz, provenientes de las secciones estratigráficas de Punta Espada y el Cerro Pororopo, fueron trituradas y pulverizadas hasta malla No. 100 – 150um con el objetivo de realizar análisis de difracción de rayos X (DRX) en agregado total desorientado y orientado. Las muestras para agregado orientado fueron preparadas de acuerdo al método de Thorez (1976, 2003) con tres análisis principales, en estado natural o secadas al aire, sometidas a solvatación con vapores de Etilen Glicol y calentadas a 550º C. El análisis de agregado total desorientado, se realizo sobre la muestra natural sin ningún tipo de pre-tratamiento. Los análisis de DRX se realizaron en el equipo X`pert PanAlytical con monocromador Alpha - 1 Cu, configuración Theta – 2Theta y geometría Bragg-Brentano, en condiciones de lectura estándar a 45Kv y 40mA en medición continua, con un rango de medida para el agregado total desorientado entre 5 y 70 º 2θ y para los agregados orientados un intervalo de medida entre 2 y 30º 2θ; step size de 0,01671, Time per Step de 40, scan speed de 0,02 °/s y un tiempo total de adquisición igual a 20,14 min.

3.3.5 Análisis de Agregado Total Desorientado El análisis del agregado total desorientado consiste en el análisis de la muestra cuarteada y pasada por tamiz No. 150 Mesh, del que se obtiene como resultado la composición general de la fracción cristalina de la roca, incluyendo la fracción fina < 2 μm correspondiente a los minerales arcillosos. La muestra se irradia en el difractómetro con una radiación X que incide sobre los cristales dispuestos al azar, es decir, sin ninguna orientación preferencial.


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Cuando el ángulo de incidencia cumple con la ley de Bragg se producen los picos de difracción que permiten identificar todos planos cristalográficos de cada uno de las especies presentes. En muestras constituidas por varios componentes, los difractogramas proporcionan información que proviene de cada una de las fases cristalinas que presentan un conjunto específico de valores “d” (Å) ó su equivalente en grados 2θ, con valores de intensidades específicas. La interpretación de los difractogramas en agregado desorientado implica la evaluación de los diferentes picos que deben ser asignados a cada uno de los minerales. Las intensidades relativas, aunque no son un criterio cuantitativo, permiten obtener una idea aproximada de la proporción relativa de cada mineral en la muestra.

3.3.6 Análisis de Minerales Arcillosos en Agregado Orientado Los minerales arcillosos preparados por sedimentación de la fracción < 2μm sobre lámina de vidrio, se encuentran orientados sobre sus planos basales (00L) perpendiculares al eje C. Las medidas registradas en el difractograma corresponden principalmente al espesor en Å de las reflexiones basales (001) de minerales de arcilla ó las de segundas (002) o terceras (003) reflexiones a lo largo del eje C. Los picos de difracción característicos de las láminas estructurales se preferencian respecto a los planos que se encuentran en otras posiciones cristalográficas del mismo mineral. El resultado es una intensificación de la respuesta “d” (Å) para toda la familia de picos armónicos de la reflexión (001). La identificación y semicuantificación de los minerales se realiza por medio de la comparación de los picos de los difractogramas resultantes con registros obtenidos sobre minerales de referencia. La identificación de las diversas especies de minerales arcillosos existentes en las muestras, consiste en una serie de procedimientos que buscan diferenciar los picos correspondientes a cada una de ellas. Sin embargo, es común la aparición de picos de diferentes minerales que coinciden en valores “d” (Å) y por lo tanto dificultan la interpretación. Para ayudar a la identificación se aplican tres tratamientos (Natural, Etilen-Glicol y 550ºC) sobre la misma muestra, que genéricamente se han denominado como Rutina Normal. El tratamiento Natural(N) es la primera medida que se realiza sobre las arcillas orientadas, con la lámina seca al aire. Se obtiene un difractograma donde se registran las reflexiones de los espacios perpendiculares al eje C, paralelos a los planos basales de las arcillas (00L), incrementando su intensidad con respecto a los difractogramas de la muestra desorientada. El tratamiento de Ethilen Glicol (E.G.) consiste en una segunda medición sobre el mismo espécimen utilizado para el análisis natural, que ha sido llevado a irradiación después de someter la muestra a expansión bajo campana de vacío con vapores de Etilen-Glicol. Este procedimiento tiene por objeto introducir en las interláminas de las arcillas expansivas moléculas orgánicas que separan las láminas, lo que repercute en un aumento del valor característico de espesor en Amstrongs (Å) para las especies minerales expansivas. Por último se realiza un calentamiento a 550°C durante cuatro horas, con el fin de estudiar el comportamiento de minerales arcillosos que pierden principalmente agua estructural y sufren colapso parcial o total de su estructura. Estos tratamientos producen efectos específicos sobre minerales arcillosos que dependen de la estructura interlaminar propia de cada especie. Cuando se requiere precisar o mejorar la identificación se aplican post-tratamientos químicos o térmicos, entre los cuales el


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calentamiento a diferentes temperaturas es muy útil. Para la caracterización de los minerales del grupo de las esmectitas, se empleo el post-tratamiento con saturación de litio, que consiste en la aplicación de una solución 2N de ClLi a la muestra, posteriormente se deja secar al aire durante 24 horas, posterior al análisis por DRX se calienta a 300°C durante 4 horas y por último se somete a solvatación en vapores de glicerol en una campana al vacio durante 4 horas. En la Tabla 1 se muestran los diferentes valores en Amstrongs (Å) de los picos más comunes identificados en los difractogramas de los minerales arcillosos habitualmente presentes en las muestras estudiadas. Tabla 1. Comportamiento de los minerales arcillosos frente a cada una de los tratamientos.

3.3.7 Cuantificación y Semicuantificación de Minerales Arcillosos y otras Fases Mineralógicas

El análisis cuantitativo de las fases minerales presentes en cada una de las muestras analizadas por DRX en los agregados totales desorientados, se realizo basado en la información extraída de la base de datos PDF-4 Minerals, incluido en el software de interpretación X’pert Highscore Plus y aplicando el método Rietveld. Estos análisis cuantitativos consisten en métodos precisos de mínimos cuadrados no lineales sobre el perfil completo del difractograma, donde se comparan patrones minerales de difracción certificados incluidos en la base de datos PDF-4, con los resultados experimentales. Este procedimiento matemático esta soportado en conjunto con la base de datos PDF-4 correspondiente a los coeficientes de absorción másicos para los diferentes estándares. En cuanto a la cuantificación de los minerales arcillosos, se han propuesto múltiples metodologías y técnicas para hacer cuantificaciones de esta mineral, sin embargo, Thorez (2003) afirma que esas metodologías no son del todo absolutas y presentan inconsistencias asociadas al tipo de ambiente geológico, la saturación del medio y los eventos diagenéticos a los cuales fueron expuestos los minerales arcillosos. Por lo anterior Thorez (2003) propone un método empírico de semicuantificación relativa donde se logran valores aproximados de la cantidad de minerales arcillosos presentes en cada muestra. El método consiste en la medición directa de la intensidad de los picos principales basales (001) de cada especie mineral en el difractograma. Estos valores corresponden al 100% de los minerales arcillosos y por simple regla de tres se calcula el porcentaje de cada especie. Así, para la semicuantificación de la illita, se hace la medición del pico principal basal (001) a


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10Å en el difractograma de Ethilen Glicol, la semicuantificación de la esmectita se realiza en el pico de 10 Å en el difractograma a 550°C, descontando la intensidad del pico de la illita. Los minerales interestratificados 14Cl – 14V fueron cuantificados en el difractograma de 550°C en la posición de 12 Å, la vermiculita en la posición de 14 Å en Ethilen Glicol y la caolinita en el pico de 7.1 Å en el difractograma de E.G.

3.3.8 Determinación y Calibración del Índice de Cristalinidad de la Illita (IC) El Índice de Cristalinidad (IC) o FWHM de la illita fue propuesto y desarrollado por Kübler (1964, 1967a y b, 1968) y se define como el ancho a mitad de la altura, de la primera reflexión basal de la illita a 10Å (Figura 16). El valor numérico del IC disminuye con el aumento de la cristalinidad del mineral asociado al incremento de la profundidad (P) y la temperatura (T). A mayores rangos de T + P los parámetros de la red cristalina en cierto tipo de minerales se ven mejorados como una especie mineralógica cercana a la forma cristalina ideal, producto de los cambios de T + P durante el enterramiento. Este es el caso de los minerales arcillosos tipo illita y su relación en profundidad respecto a la presencia de Esmectita (Warr & Rice, 1994). Los datos de IC para illitas han sido empleados en la determinación de los rangos de diagénesis en rocas pelíticas donde se pueden determinar las zonas de diagénesis temprana, tardía y metamorfismo de bajo grado (Anquizona) de acuerdo con los diagramas de Warr (1996), Warr & Rice (1994) y Rice & Roberts (1995). Para realizar la calibración de las mediciones del índice de cristalinidad (IC) en la escala internacional CIS (Cristalinity Index Standard), propuesta por Warr & Rice (1994), se analizaron 4 muestras patrón provenientes del Cinturón Metamórfico de Variscan al SW de Inglaterra y que fueron suministrados por los mismos autores, aplicando los procedimientos de preparación de las muestras descritos en este estudio. Con los valores obtenidos de IC para cada uno de los patrones se calculo la ecuación de regresión para el difractómetro PANalytical X’PERT y se obtuvo una curva de calibración de la forma CIS = 0,102x + 0,665 Δ°2θ, R: 0.99 donde X es el valor de cristalinidad experimental. Los valores de IC obtenidos para cada una de las muestras patrón y para las muestras de la Formación Palanz se trabajaron mediante la aplicación de deconvoluciones matemáticas tipo Pseudo Voight, gausiano y lorenciano incluidas en el software de interpretación X’Pert HighScore Plus. Los valores del IC para las muestras patrón reportadas por Warr & Rice (1994) y las obtenidas en la calibración se muestran en la Tabla 2. Tabla 2. Valores de IC para las muestras patrón de Warr & Rice (1994) y las obtenidas para las mismas muestras en el equipo PANalytical X’Pert.

No. Muestra Diagénesis y metamorfismo

IC en Ethilen Glicol (Warr & Rice, 1994)

IC en Ethilen Glicol experimental con

función Pseudo Voight SW - 1 Diagénesis Tardía 0,57 0.541 SW - 2 Diagénesis - Anquizona 0,44 0.3121 SW - 4 Anquizona 0,38 0.1849 SW - 6 Epizona 0,25 0.1209


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Figura 16. Calculo del FWHM en illita a la mitad de la altura de la reflexión principal en 10Å.

3.4 IDENTIFICACIÓN PALEONTOLÓGICA

En el intervalo calcáreo del Miembro Kesima fue posible identificar abundante fauna entre la que se encuentran bivalvos, equinodermos, corales y foraminíferos bentónicos. La identificación de los foraminíferos se llevo a cabo por medio del análisis de algunos especímenes en secciones delgadas, al igual que los corales, que fueron analizados macroscópicamente y en sección delgada, haciendo cortes transversales a la estructura coralina, teniendo en cuenta la morfología de los septos, la distancia interseptal y la distribución alrededor del espécimen.


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4 ESTRATIGRAFIA Y FACIES DE LA FORMACION PALANZ Y EL MIEMBRO KESIMA

Se levantaron cuatro columnas estratigráficas a escala 1:50, que fueron seleccionadas con base en su buena exposición, espesor considerable y fácil acceso. Las convenciones empleadas en las columnas generalizadas se pueden observar en la figura 17. Para un completo análisis de las secciones estratigráficas se sugiere remitirse al Anexo 1.

Figura 17. Convenciones empleadas en las columnas generalizadas de la Formación Palanz y el Miembro Kesima.

4.1 DESCRIPCIÓN DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DE PUNTA ESPADA

La columna estratigráfica de Punta Espada, se ubica sobre el cauce del arroyo Taururu y se extiende hasta la confluencia con el arroyo Toromana (Figura 4), con un espesor total de 259 m. El contacto a la base está cubierto por depósitos eólicos no consolidados, compuestos por arenas de grano medio muy bien seleccionadas. De acuerdo con las observaciones de campo, la unidad que infrayace a la Fomación Palanz en este sector corresponde a la Formación Uitpana del Jurasico Inferior. Hacia el tope, la sección se encuentra en contacto fallado con la Formación Cogollo Inferior del Albiano. La sección fue dividida en seis asociaciones de facies enumeradas de 1 a 6 y descritas de base a tope (Figura 18), en las que se describen características texturales, como tamaño de grano, selección, redondez, angularidad y tipo de fábrica, además de la arquitectura de los estratos


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y la presencia de procesos bio y pedogenéticos. Además se hace una sumatoria ponderada de los espesores de capas de acuerdo a las características texturales (Figura 19) para lograr los porcentajes acumulativos representativos de cada asociación facial. Para dar continuidad al texto se incluirán las imágenes referenciadas al final de cada segmento.

4.1.1 Asociación de Facies 1 - Conglomerados de guijos finos y medios matriz soportados y arenitas de grano muy grueso.

Se encuentra a la base de la columna estratigráfica (Figura 18) posee un espesor de 20 m y está constituido en su mayoría por conglomerados arenosos matriz soportados (24%) y arenitas de grano muy grueso conglomeráticas (23%) que son suprayacidas por, arenitas de grano fino (14%), muy fino (12%), medio (13%) y grueso (12%) (Figura 19 a) en pulsos granodecrecientes sucesivos y rítmicos.

Los segmentos conglomeráticos, mayoritarios en esta facies, presentan guijos finos y medios con tamaños promedio entre 20 y 80 mm, angulares, muy mal seleccionados con arreglo caótico y una fábrica matriz soportada (Figura 20 a). Esta litología está dispuesta en capas muy gruesas lenticulares, con contactos netos erosivos, cóncavos e irregulares a la base (Figura 20 b) y planos o convexos al tope. Composicionalmente los clastos presentan neises cuarzo feldespáticos y horbléndicos con fuertes bandeamientos y alineación de los cristales de cuarzo (Figura 20 c), fragmentos de esquistos verdes con granates y ocasionales fragmentos de riodacitas rosadas; también se identifican gránulos de cuarzo lechoso. La matriz posee un color ocre amarillento y se compone de una mezcla textural entre arenitas de grano grueso y medio, angulares moderadamente seleccionadas, con granos de cuarzo y feldespato potásico. La litología que suprayace a los segmentos conglomeráticos está constituida por arenitas de grano grueso, medio y fino. Se encuentran dispuestas en capas delgadas y medias con geometría lenticular y tabular, contactos erosivos (Figura 20 d) y estratificación cruzada planar de bajo ángulo. Están compuestas por granos de cuarzo, feldespato potásico y acumulaciones sectorizadas de materia orgánica a manera de nódulos o laminas concordantes con la estratificación, producidas por procesos de pedogénesis y pedobioturbación. Es común encontrar capas muy delgadas entre 1 y 3 cm de arenitas de grano muy grueso, con contactos difusos dentro de litologías más finas (Figura 20 e).


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Figura 18. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Palanz en el sector de Punta Espada. Escala 1:1500.


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Figura 19. Sumatoria de los espesores de acuerdo con la textura, para cada asociación facial.

4.1.2 Asociación de Facies 2 - Conglomerados de guijos finos y medios imbricados matriz soportados.

Con un espesor de 42 m, está constituida por facies de conglomerados arenosos matriz soportados (35%), arenitas de grano medio (18%) y grueso (13%) y en menor proporción arenitas de grano grueso (13%), muy fino (11%) y fino (9%) (Figura 19 b).

Las capas conglomeráticas presentan guijos finos y medios con tamaños promedio entre 10 y 20 mm, angulares, pobremente seleccionados, con fábrica matriz soportada, dispuestos en capas muy gruesas lenticulares con pinchamientos marcados en dirección NW, extensiones laterales máximas de 10 m y contactos a la base netos, erosivos, irregulares y


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ocasionalmente cóncavos (Figura 21 a). A diferencia de la Asociación de Facies 1, se presenta marcadas imbricaciones en los guijos, que se encuentran orientados en el eje más largo de manera planoparalela (Figura 21 b y c). La matriz presenta coloraciones amarillentas y se compone por mezclas entre arenitas de grano muy grueso y grueso, pobremente seleccionadas, subangulares compuestas por cuarzo lechoso, feldespato potásico y plagioclasas. Interdigitadas con los segmentos conglomeráticos se presentan capas medias de arenitas de grano medio, grueso y fino en pulsos granodecrecientes hacia el tope (Figura 21 d), afectadas por procesos de pedogénesis que generan acumulaciones sectorizadas de óxidos de hierro. Se presenta estratificación planoparalela continua y laminación ondulosa discontinua, aunque la mayoría de las capas son masivas. Los granos que componen estos intervalos son totalmente angulares pobremente seleccionados compuestos por cuarzo lechoso, hialino, plagioclasas y feldespato potásico. Laminas delgadas y gruesas con geometrías planoparalelas y contactos difusos a base y tope constituidas por arenitas de grano muy grueso son recurrentes en las litologías de menor granulometría (Figura 21 e).

4.1.3 Asociación de Facies 3- Arenitas de grano muy grueso conglomeráticas y arenitas de grano fino con procesos de pedobioturbación.

Posee un espesor de 69 m y presenta una distribución en los tamaños de grano mucho más heterogénea que la de las Asociaciones de Facies 1 y 2, sin observarse una predominancia marcada de alguna de las litologías. La asociación de facies 3, está constituida mayoritariamente por arenitas de grano fino y muy fino (31%), arenitas de grano grueso ligeramente conglomeráticas (22%), arenitas de grano muy grueso ligeramente conglomeráticas (21%) y conglomerados arenosos matriz soportados (18%) (Figura 19 c). Las arenitas de grano fino y muy fino, se encuentran dispuestas en capas delgadas y medias con geometrías lenticulares no tan marcada como las observadas en los intervalos conglomeráticos y contactos entre capas netos a planos (Figura 22 a). Están compuestas por granos de cuarzo y feldespatos moderadamente seleccionados y subredondeados. Presentan acumulaciones sectorizadas de materia orgánica a manera de nódulos o láminas. Se observa estratificación planoparalela milimétrica, continua y discontinua además de estratificación ondulosa. Como característica distintiva de esta facies y asociada a las litologías más finas se reporta la recurrente ocurrencia de restos de rizolitos del tipo rizotúbulo en el sentido de Hernández et al. (1997). Los rizotúbulos están muy bien conservados en la parte media y superior de la facies, poseen longitudes promedio de 3 cm y diámetros de 0,5 cm, están remplazados por óxidos de hierro o por nódulos de materia orgánica y presentan múltiples ramificaciones a partir de un segmento principal (Figura 22 b y c). Las litologías supeditadas corresponden arenitas de grano grueso y muy grueso ligeramente conglomeráticas, dispuestas en capas gruesas lenticulares, con contactos erosivos a la base, con granos moderadamente seleccionados, subredondeados a subangulares con acumulaciones locales de materia orgánica. Se observa estratificación planoparalela continua, discontinua y cruzada planar de bajo ángulo. En este segmento es recurrente la presencia de lentes conglomeráticos de guijos y gránulos con arreglo caótico, poseen espesores promedio de 3 a 5 cm y extensiones laterales entre 40 y 50 cm (Figura 22 d, e y


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f). Presentan contactos difusos y ligeramente erosivos, además de formas cuneiformes muy marcadas; se distribuyen mayoritariamente a la base y parte media de las capas. Las capas conglomeráticas están compuestas por guijos finos con tamaños promedio entre 10 y 15 mm, angulares moderadamente seleccionados. Presentan imbricación preferencial en el eje más largo del clasto y poseen una fábrica matriz soportada. Están dispuestos en capas gruesas y muy gruesas hacia la base, su espesor va decreciendo notablemente hasta capas medias a medida que se sube estratigráficamente. Poseen geometrías lenticulares muy marcadas, con contactos netos erosivos a la base con estructuras de corte y al techo son planos o convexos. La matriz presenta colores amarillos ocres y está constituida por arenitas de grano grueso moderadamente seleccionadas, angulares y subangulares.

4.1.4 Asociación de Facies 4 - Arenitas de grano grueso, medio y muy fino.

Posee un espesor de 63 m y presenta una distribución bimodal respecto al tamaño de grano de las rocas que lo componen. Este segmento está constituido por arenitas de grano grueso y medio ligeramente conglomeráticas (43%), arenitas de grano muy fino, fino, limolitas arenosas (28%) y conglomerados arenosos matriz soportados (23%) (Figura 19 d). Las arenitas de grano grueso y medio están dispuestas en capas medias y gruesas con geometrías lenticulares marcadas, compuestas por granos de cuarzo lechoso, feldespato potásico, plagioclasas y fragmentos líticos negros, moderadamente seleccionados, subangulares a subredondeados. En este conjunto litológico es común la presencia de lentes centimétricos, con espesores promedio entre 3 y 8 cm y hasta 60 cm de longitud, compuestos por conglomerados tamaño guijo fino y granulo, en los segmentos intermedios y superiores de las capas (Figura 22 g). Se observa laminación planoparalela centimétrica continua, discontinua y ondulosa; en algunos de los lentes conglomeráticos se observa orientación preferencial de los guijos en el sentido del eje más largo. Las arenitas de grano fino y muy fino presentan coloraciones ocres oscuras, están dispuestas en capas medias y constituidas por cuarzo lechoso y feldespatos bien seleccionados. Como minerales accesorios se reconocen fragmentos de moscovita. Se observa laminación planoparalela continua y acumulación de materia orgánica concordante con la estratificación, ocasionalmente se distinguen lentes milimétricos de conglomerados de gránulos y guijos finos pobremente seleccionados (Figura 22 h). Las escasas limolitas encontradas en este segmento son ligeramente arenosas, presentan coloraciones ocres oscuras, laminación planoparalela continua y alto fracturamiento. La fracción conglomerática está integrada por clastos de tamaño guijo fino (8 - 10 mm) pobremente seleccionados, compuestos por neises cuarzo feldespáticos, cuarzo lechoso, cuarcitas y fragmentos líticos negros de origen volcánico. Los conglomerados están dispuestos en capas gruesas con un espesor promedio de 50 cm y un máximo de 80 cm. En este intervalo los conglomerados presentan tres tipos de estratificación, caótica, imbricada con los guijos orientados en la dirección del eje más largo y granocrecimiento hacia el tope, siendo la más recurrente la primera.


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4.1.5 Asociación de Facies 5 – Lodolitas, Limolitas y arenitas de grano fino y muy fino con cemento calcáreo

Posee un espesor de 38 m y está constituida mayoritariamente por lodolitas y limolitas (38%), arenitas de grano fino y muy fino calcáreas (31%) y en menor proporción, arenitas de grano grueso, muy grueso y conglomerados de guijos y gránulos (19%) (Figura 19 e). Las lodolitas están dispuestas en capas delgadas a medias, con geometrías tabulares, presentan coloraciones grises oscuras y negras (Figura 23 a). Se reconoce laminación planoparalela y lentes muy delgados de arenitas de grano muy fino. Las limolitas están dispuestas en capas medias, con geometría tabular y coloraciones ocres, amarillas y rojizas por efectos de meteorización superficial (Figura 23 b). Es común distinguir acumulaciones de materia orgánica a manera de láminas concordantes con la estratificación. Las arenitas calcáreas presentan coloraciones grises oscuras y amarillentas, están dispuestas en capas medias con geometrías ligeramente tabulares. Los granos son subredondeados, bien seleccionados, compuestos por cuarzo, fragmentos de plagioclasas y cemento calcáreo tipo espar. Las arenitas de grano fino, están dispuestas en capas medias tabulares (Figura 23 c) y ligeramente lenticulares, compuestas por cuarzo, feldespato potásico y fragmentos líticos negros, asociados a un origen volcánico. Se observa laminación planoparalela, granodecrecimiento hacia el tope y ocasionales lentes centimétricos y asimétricos de arenitas de grano muy grueso y conglomerados arenosos, estratificación convoluta centimétrica y “flasers” de lodo (Figura 23 d y e). Los segmentos conglomeráticos, están dispuestos en capas medias y gruesas, con geometría lenticular y contactos erosivos a la base, constituidos por guijos finos y medios, pobremente seleccionados, angulares, con una matriz arenítica tamaño arena gruesa bien seleccionada y subredondeada. Los guijos están compuestos por neises cuarzo feldespáticos, cuarzo lechoso e intraclastos sedimentarios de arenitas de grano fino y limolitas. La fracción arenosa está compuesta por granos de cuarzo y plagioclasas. Se observa una marcada orientación a lo largo del eje más largo de los guijos, granodecrecimiento hacia el tope y estratificación cruzada planar de bajo ángulo.

4.1.6 Asociación de Facies 6 – Conglomerados arenosos y arenitas de grano grueso ligeramente conglomeráticas

Posee un espesor de 19 m y está compuesta por conglomerados arenosos de guijos finos y medios (23%), arenitas de grano grueso ligeramente conglomeráticas (23%), arenitas de grano medio (16%) arenitas de grano fino, muy fino (16%) y limolitas (14%) (Figura 19 e). Los conglomerados arenosos, están dispuestos en capas gruesas y muy gruesas, lenticulares con contactos erosivos a la base, constituidos por guijos finos y medios clastosoportados, pobremente seleccionados, angulares. La escasa matriz es arenítica tamaño arena gruesa bien seleccionada y subredondeada. Los clastos están compuestos por neises cuarzo feldespáticos, cuarzo lechoso e intraclastos sedimentarios de arenitas de grano fino y limolitas, además de fragmentos líticos negros. La fracción arenosa está compuesta por granos de cuarzo y plagioclasas. Se observa una marcada orientación a lo largo del eje más largo de los guijos. Las arenitas de grano grueso están dispuestas en capas medias y gruesas, lenticulares (Figura 24 a); presentan fracciones conglomeráticas de gránulos y


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guijos finos, pobremente seleccionadas y flotantes dentro de las arenitas de grano grueso. También es común encontrar lentes centimétricos de gránulos y guijos, estos lentes tienen longitudes promedio de 50 cm hasta 1 m y se ubican preferentemente en la parte media de las capas (Figura 24 b).

Figura 20. Asociación de Facies 1. (a) Guijos finos y medios angulares con arreglo caótico, embebidos en una matriz arenosa, (b) geometría lenticular y contactos erosivos irregulares de las capas de conglomerados, (c) detalle de los fragmentos conglomeráticos con fuerte bandeamiento de los cuarzos asociados con microclina, (d) disposición de capas medias de arenitas de grano grueso hasta fino con geometrías lenticulares y contactos erosivos, (e) capas delgadas de arenitas de grano muy grueso conglomeráticas, interdigitadas con arenitas de grano medio.


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Figura 21. Asociación de Facies 2. (a) Geometría lenticular y canaliforme de las capas, nótese los contactos irregulares y cóncavos, (b y c) imbricación de los clastos en el sentido del eje más largo con una tendencia general SE, (d) conjunto granodecreciente hacia el tope que inicia con conglomerados imbricados arenosos que paulatinamente gradan a arenitas de grano medio, fino y muy fino, (e) laminas delgadas de conglomerados angulares con imbricación, interdigitados con granulometrías finas.


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Figura 22. Asociación de Facies 3. (a) Capas medias de arenitas de grano medio y fino con geometría ligeramente lenticular intercaladas con arenitas de grano fino, (b y c) rizotúbulos, altamente ramificados y sustituidos por oxido de hierro, (d, e y f) lentes conglomeráticos centimétricos con arreglo interno caótico y contactos difusos a la base y el tope, (g) Asociación facial 4, lentes centimétricos,


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compuestos por guijos finos interdigitados entre arenitas de grano fino y medio, (h) lentes conglomeráticos en la base de una capa compuesta por arenitas de grano grueso.

Figura 23. Asociación de facies 5. (a) Sucesión de lodolitas y limolitas con geometrías tabulares y contactos netos planoparalelos, (b) conjunto de limolitas con coloraciones amarillas ocres por efectos de meteorización, le infrayacen lodolitas grises con partición en astillas, (c) conjunto de capas medias


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tabulares de arenitas de grano fino y medio interdigitadas con limolitas grises, (d) estratificación “flaser” en arenitas de grano fino, (e) estratificación convoluta.

Figura 24. Asociación de Facies 6. (a) Arenitas de grano muy grueso ligeramente conglomeráticas con geometría lenticular e irregular, nótese el lente conglomerático en la base de la capa, (b) lentes conglomeráticos centimétricos, de guijos finos con arreglo caótico dentro de capas lenticulares e irregulares de arenitas de grano medio y grueso.

4.2 CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DE PUNTA ESPADA

El análisis petrográfico composicional de 17 muestras permitió determinar que las rocas de la sección de Punta Espada corresponden a subarcosas y arcosas (Figura 25), (Anexo 2A) compuestas por cristales de feldespato potásico tipo microclina y ortoclasa, euhedrales, angulares con procesos de sericitización parcial o total. Los cristales están distribuidos como individuos aislados (Figura 26 a) y como agregados minerales de dos o más cristales de microclina (Figura 26 b). Se observan maclas de periclina y microclina en ocasiones ligeramente plegadas y microfalladas; es común encontrar texturas pertíticas (Figura 26 c) y vacancias de cuarzo dentro de las microclinas (Figura 26 d). También se reconocen cristales euhedrales de plagioclasa, tipo albita - oligoclasa, con maclas de Carlsbad y albita, con ocasionales inclusiones de cuarzo (Figura 26 e). Cuarzo mono y policristalino subangular y subredondeado, con extinción recta y bahías de disolución. Los granos policristalinos de


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cuarzo presentan bordes difusos, crenulados y extinción ondulosa fuerte (Figura 26 f), también muestran evidencias de cataclasis que producen la orientación de los cristales (Figura 27 a).

Figura 25. Triangulo composicional QPF para las muestras de la Formación Palanz en la sección de Punta Espada.

Además se reconocen intraclastos sedimentarios de limolitas y arenitas de grano muy fino (Figura 27 b), ocasionales fragmentos líticos volcánicos explosivos (Figura 27 c) y metamórficos. La matriz es de composición micácea illítica; presenta coloraciones ocres amarillentas y se distribuye de manera homogénea entre los clastos (Figura 27 d). En algunas muestras es posible reconocer los cristales originales de biotita café y roja alterados y degradados por el trasporte y la meteorización (Figura 27 e y f) que dan lugar a la matriz illítica. Como minerales accesorios, se reconocen cristales de circón, epidota, biotita y minerales opacos que corresponden a pirita y hematita. Textualmente, las muestras presentan variaciones desde limolitas hasta arenitas de grano muy grueso, con contactos entre granos tangenciales y suturados, no se observan estructuras sedimentarias, excepto procesos de bioturbación y pedogénesis representados por la acumulación sectorizada de materia orgánica y restos de raíces.


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Figura 26. (a) microfotografía de un cristal libre de microclina con la típica macla de enrejado. El cristal está rodeado por matriz illítica que presenta coloraciones ocres rojizas, PPX (b) agregado mineral de microclinas y cuarzos, con contactos fuertemente suturados, PPX (c) feldespato potásico con textura pertítica; las disoluciones de plagioclasa se encuentran parcialmente sericitizadas (d) textura de vacancias, generada en una microclina, las vacancias son rellenas por cuarzo, PPX (e) cristales de microclina con inclusiones de cuarzo subhedral, PPX (f) cuarzo policristalino de origen metamórfico donde se observan claramente los contactos crenulados y la extinción ondulosa e irregular, PPX.


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Figura 27. (a) microfotografía de un fragmento lítico metamórfico de cuarcita donde se observan los fuertes procesos de cataclasis, PPX (b) intraclasto sedimentario de una limolita de cuarzo, se logra diferenciar una matriz arcillosa dentro del fragmento, PPX (c) fragmento lítico volcánico explosivo vítreo cristalino, PPX (d) cristal de microclina embebido en una matriz illítica de coloración ocre rojizo, PPX (e y f) cristales de biotita degradados y afectados por procesos de meteorización evidenciados en el pleocroísmo anómalo y la alteración de la cristalinidad, PPX.


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4.3 ANÁLISIS MINERALÓGICO DE FASES PRINCIPALES Y ASOCIACIONES DE MINERALES ARCILLOSOS

Los análisis de Difracción de Rayos X (DRX) en la sección de Punta Espada se realizaron a 22 muestras distribuidas de manera homogénea a lo largo de la columna. Las posiciones e intensidades de los picos permiten confirmar la existencia de minerales que fueron identificados petrográficamente y además muestra la existencia de otras especies mineralógicas, especialmente la composición y el tipo de matriz. También ayudan a evaluar el grado de transformación a minerales secundarios por procesos de meteorización ó diagénesis. En la tabla 3 se presentan los datos cuantitativos de los minerales analizados en muestras desorientadas por DRX.

4.3.1 Minerales Principales en agregado desorientado En general las especies mineralógicas más comunes corresponden al cuarzo con una abundancia porcentual del 43% y los feldespatos con una abundancia relativa muchas veces superior al 41% (Tabla 3) lo cual es concordante con las cuantificaciones petrográficas y las clasificaciones composicionales realizadas con los triángulos QPF de Folk (1974) (Figura 25). La identificación del cuarzo se realizo con base en el pico de mayor intensidad ubicado en 3,34Å además de sus dos armónicos en 4,25Å y 1,81Å (Figura 28). La identificación de los feldespatos se realizo con base en los picos de mayor intensidad, localizados entre 3,16 y 3,28Å, donde se pueden distinguir las plagioclasas de los feldespatos. Además, otras reflexiones localizadas alrededor de 6,5Å de mediana intensidad y una serie de tres reflexiones con valores alrededor de 4,04, 3,74-3,37 Å y 3,65Å ayudan a corroborar esta identificación. La posición exacta de los picos depende del grado de sustitución isomórfica entre Na y Ca ó Na y K (Besoain, 1985). Las plagioclasas tipo albita - oligoclasa, se localizan entre 3,18-3,19 Å; 4,03Å y 3,66Å (Figura 28). La intensidad relativa de los dos picos principales permite inferir cambios en el contenido del Na respecto al Ca. La Microclina aparece como picos agudos y bien desarrollados en posiciones entre 3,25 y 3,29Å (Figura 28) con armónicos a 4,28Å y 2,94Å. Los espaciados complementarios de los minerales alcalinos se localizan a ángulos mayores que los de las plagioclasas debido a la existencia de K dentro de la estructura, catión de mayor volumen que Na y Ca, por lo que se incrementa el tamaño de la red cristalina.

4.3.2 Minerales Arcillosos en agregado desorientado La presencia de minerales arcillosos con picos y bandas de difracción característicos en la región de ángulos bajos (<12º 2θ) es indicativa de materiales que han sido sometidos a procesos de alteración y transformación (Besoain, 1985). Para las muestras analizadas de la sección de Punta Espada el mineral arcilloso con mayor predominancia es la illita ubicada en posiciones entre 9,8 y 10,1Å (Figura 28). Las variaciones de decimas de Armstrong encontradas en varias de las especies, obedece a cambios mínimos en la cantidad de K interlaminar incluido dentro de la estructura del mineral. En algunas de las muestras analizadas se observa una banda asimétrica ubicada entre 13,8 y 14,7Å, con tendencia a los ángulos bajos que corresponde a minerales del grupo de las esmectitas regularmente cristalizados.


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Tabla 3. Cuantificación por método Rietveld de los minerales principales y arcillosos de las muestras de la sección Punta Espada, en agregado desorientado.

Muestra

AGREGADO DESORIENTADO

Minerales Principales (%) Minerales Arcillosos (%)

Cuarzo Albita Microclina Illita Clorita Interestratificado

ES 15 67 0 25 8 0 0

ES 36 64 24 0 11 0 0

ES 40 24 0 56 8 12 0

ES 44 62 15 14 9 0 0

ES 49 47 29 16 7 0 0

ES 51 47 24 20 9 0 0

ES 61 32 32 23 13 0 0

ES 73 50 19 19 8 0 4

ES 75 35 38 15 7 4 0

ES 85 56 28 9 7 0 0

ES 86 51 34 9 5 0 0

ES 92 68 25 1 5 0 0

ES 95 45 24 17 14 0 0

ES 111 57 30 9 3 0 0

ES 113 48 39 8 4 0 0

ES 124 59 32 1 3 0 4

ES 139 36 25 18 13 7 0

ES 152 37 35 5 13 10 0

ES 175 26 34 18 15 6 0

ES 244 36 19 30 9 5 0

ES 429 33 35 14 8 11 0

ES 452 40 34 11 6 8 0


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Figura 28. Difractograma en agregado desorientado de la muestra ES-15. Se reconocen los picos principales de cuarzo a 3,34Å, microclina en 3,29Å, albita a 3,19Å e illita en 9,94Å.

4.3.3 Análisis de Minerales Arcillosos en Agregado Orientado El análisis de la fracción arcilla separada de la muestra total por sedimentación corresponde a la fracción <2µm y contiene todos los minerales arcillosos y otros minerales y productos amorfos cuyo tamaño de partícula está comprendido dentro de esta fracción granulométrica. En general, la intensidad de los picos de difracción de las arcillas se intensifica con respecto al de los otros minerales registrados en los difractogramas de agregados desorientados, lo que refleja la concentración de estas especies en la fracción de tamaño muy fino. Los picos correspondientes a los espaciados basales (00L) predominan sobre otras reflexiones y permiten tener una idea de la importancia de cada mineral arcilloso dentro de la asociación de minerales constitutivos. Como se mencionó con anterioridad, el mineral arcilloso predominante en la columna de Punta Espada es la illita (I) reconocida en la posición de 10Å. Se reporta también la existencia de esmectita (Sm), esmectita alumínica (Sm al), vermiculita (V), minerales interestratificados Clorita – Vermiculita (14cl – 14v) y caolinita (K).

4.3.3.1 Illita (I)

Este mineral ocurre en todas las muestras analizadas por DRX y se convierte en el componente principal de la fracción inferior a 2 μm. Alcanza un porcentaje promedio de 90% aunque existen intervalos donde decrece hasta valores entre 75 y 68% (Tabla 4). No se observan acumulaciones anómalas referidas a ningún intervalo estratigráfico lo que demuestra que el aporte micáceo a la cuenca era constante e ininterrumpido durante la acumulación de la sección estratigráfica de Punta Espada. La illita se presenta como un pico agudo y bien definido en la posición entre 9.8 y 10 Å en el difractograma natural (N), los picos que corresponden al segundo y tercer armónico aparecen en las posiciones 4,99 –


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5 Å y 3.3 Å respectivamente. En el difractograma de Ethilen Glicol (E.G.), la posición e intensidad del pico se mantiene estable aunque es común que el ancho total disminuya, debido a la existencia de minerales interestratificados tipo Illita – Esmectita. En el registro del difractograma con la muestra calentada a 550°C, el pico mantiene tanto la posición en 10 Å como la intensidad (Figura 29). El Índice de Esquevin (IE) empleado para determinar el tipo de mica que dio origen a la illita (10Å), relaciona las intensidades de los picos de I (002) / I (001) en el difractograma de Ethilen Glicol y provee un acercamiento al contenido de Al2O3 / FeO + MgO presente en la capa octaédrica (Thorez, 2003). Este resultado puede ser correlacionado con el contenido de Al2O3 / FeO + MgO en fase sólida de los filosilicatos, del tipo biotita, pengita, moscovita o la mezcla biotita + moscovita así: Biotita: 0 – 0.15 Biotita-moscovita: 0.15 – 0.3 Pengita: 0.3 – 0.4 Moscovita: ≥ 0.4

Tabla 4. Cuantificación de los minerales arcillosos presentes en las muestras analizadas por DRX de la sección estratigráfica de Punta Espada, Índice de Esquevin y de cristalinidad para las illitas.

Muestra AGREGADO ORIENTADO (Rutina Normal) %

Illita Esmectita Esmectita Aluminica Vermiculita Interestratificado

14Cl - 14V Caolinita Índice de Esquevin

Índice de Cristalinidad

ES 15 98 2 0 0 0 0 0,17 0,705 ES 36 95 5 0 0 0 0 0,14 0,691 ES 40 48 0 4 27 21 0 0,21 0,699 ES 44 98 2 0 0 0 0 0,13 0,702 ES 49 95 5 0 0 0 0 0,12 0,705 ES 51 98 2 0 0 0 0 0,15 0,707 ES 61 95 5 0 0 0 0 0,13 0,703 ES 73 100 0 0 0 0 0 0,14 0,703 ES 75 76 14 0 0 9 0 0,21 0,698 ES 85 88 4 0 0 4 4 0,21 0,698 ES 86 91 0 0 0 0 4 0,15 0,702 ES 92 91 0 0 0 4 5 0,19 0,708 ES 95 100 0 0 0 0 0 0,20 0,693

ES 111 87 0 0 0 7 6 0,14 0,711 ES 113 100 0 0 0 0 0 0,15 0,713 ES 124 94 0 0 0 6 0 0,14 0,701 ES 139 69 5 0 18 7 0 0,17 0,699 ES 152 82 0 0 0 9 8 0,19 0,704 ES 175 67 0 0 0 21 12 0,22 0,665 ES 244 90 2 0 0 8 0 0,17 0,716 ES 452 43 5 0 0 28 23 0,24 0,709


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El IE calculado para las illitas de la columna de Punta Espada, posee un valor promedio de 0.147 (Tabla 4) lo que indica una composición esencialmente biotítica con variaciones a biotita - muscovita que posee valores de IE entre 0.15 a 0.3. Dicho resultado fue constatado por medio del análisis composicional EDAX realizado sobre la sección delgada ES – 20 perteneciente a la Facies A y que posee altos contenidos de matriz illítica. Los análisis puntuales realizados sobre la matriz mostraron un contenido promedio de K2O de 2,3% y altos contenidos de FeO que alcanzan hasta el 56%. El índice de cristalinidad, calculado a partir de la función Pseudo Voight para el pico principal de la illita arrojo valores promedio de 0,701 Δ°2θ (Tabla 4) sin variaciones mayores a lo largo de la columna estratigráficas, mostrando estabilidad en la cristalinidad y estructura de la illita.

Figura 29. Difractograma en agregado orientado de la muestra ES -15, el mineral arcilloso principal corresponde a illita en una posición de 9,91 Å que se mantiene fija y estable después de realizar la saturación con E.G. y el calentamiento a 550°C.

4.3.3.2 Esmectita (Sm)

Los minerales del grupo de las esmectitas identificados en algunas muestras de la sección poseen un porcentaje promedio de 5% con máximos de hasta 14 % de la fracción arcillosa (Tabla 4). Se caracterizan por presentar una banda ancha e irregular en el difractograma natural entre 13,1 y 14,5 Å con desviaciones hacia los ángulos bajos que se expande hasta valores entre 15,4 y 17,8 Å en Ethilen Glicol y colapsa hasta 10 Å en el difractograma a 550°C (Figura 30). Algunas de las especies esmectiticas no colapsan totalmente hasta 10 Å, por el contrario se mantienen expandidas de manera irreversible en 17 Å lo que indica la introducción de Al interlaminar que forma pilares, impidiendo el completo colapso de la estructura con los tratamientos térmicos. El análisis de cristalinidad para las esmectitas que


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se basa en la relación de la longitud entre el valle y el pico en la posición de 17 Å en el difractogramas E.G. permite concluir que las esmectitas de la sección de Punta Espada son del tipo E, muy mal cristalizadas.

Figura 30. Difractograma en agregado orientado de la muestra ES -75, el mineral arcilloso principal corresponde a illita en una posición de 9,91 Å. La esmectita se presenta como una banda ancha entre 13,7Å y 14, 2Å en N, que se desplaza hasta 17,4Å en E.G. y migra hasta 10Å en el calentamiento a 550°C. La presencia de (14Cl-14V) se evidencia con el pico residual que se mantiene a 11,8 Å en el difractograma a 550°C.

4.3.3.3 Interestratificado Clorita - Vermiculita (14Cl – 14V)

Los minerales interestratificados Clorita – Vermiculita, alcanzan porcentajes de hasta el 28% (Tabla 4) aunque no son recurrentes en la sección; aparecen registrados en el difractograma natural como una banda ancha e irregular en la posición 13,7 – 13,9 Å, que se mantiene después de la glicolación y migra hasta el área de 12 Å al ser calentados a 550°C (Figura 30 y 31). La estructura del interestratificado 14Cl – 14V está compuesta por capas de clorita y vermiculita organizadas de manera aleatoria.

4.3.3.4 Vermiculita (V)

Este mineral aparece tan solo en dos de las muestras analizadas que litológicamente corresponden a intervalos de granulometrías muy finas dentro de las Asociaciones de Facies 2 y 3, afectados por fuertes procesos de meteorización que producen la acumulación de materia orgánica e incluso la conservación de rizotúbulos. Alcanza porcentajes de 25 % (Tabla 4) y se caracteriza por poseer bandas anchas e irregulares entre 13,5 y 14, 1 Å en el


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difractograma natural, que al ser glicolado mantiene su posición con ligeras expansiones hasta 14,3 Å y que colapsa completamente a 10 Å en el difractograma a 550°C (Figura 31).

Figura 31. Difractograma en agregado orientado de la muestra ES -40, el mineral arcilloso principal corresponde a illita en una posición de 9,91 Å. La vermiculita se presenta como un pico irregular con tendencia hacia los ángulos bajos en la posición de 13,6 Å en N, al glicolar se expande ligeramente hasta 14,2 Å y al calentar a 550°C se cierra por completo hasta 10Å. La esmectita se presenta como una banda ancha en 13,6Å superpuesta con la vermiculita y con 14cl-14v en N; que se desplaza hasta 17,1Å en E.G. y migra hasta 10Å en el calentamiento a 550°C. Una pequeña proporción de la esmectita posee contenido alumínico lo que impide que al ser calentada a 550°C se cierre totalmente a 10Å y por el contrario se mantiene como una pequeña banda en 17,1Å. La presencia de (14Cl-14V) se evidencia con el pico residual que se mantiene a 11,7 Å en el difractograma a 550°C.

4.3.3.5 Caolinita (K)

De escasa ocurrencia en esta sección, la caolinita se caracteriza por poseer grados de cristalinidad muy bajos, representados por bandas irregulares ubicadas en la posición entre 7,1 y 7,2 Å, que se mantiene estable, al momento de la glicolación y se abate por completo al ser calentado a 550°C.


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4.4 SECCIÓN ESTRATIGRÁFICA DE LA FORMACIÓN PALANZ EN EL CERRO POROROPO

La sección del Cerro Pororopo es citada por Renz (1960) como una de las secciones de referencia para la Formacion Palanz, posee un espesor de 164 m y se ubica a 1 Km al norte de la Ranchería Barranca en la parte sur de la Serranía de Cosinas (Figura 2). La columna posee un espesor de 164 m (Figura 32), la base está cubierta por depósitos coluviales actuales, sin embargo a 600 m al oeste en el Cerro Royo (Figura 2), se observa el contacto discordante sobre la Formación Uitpana del Jurasico Inferior.

4.4.1 Asociación de Facies I – Arenitas de grano grueso y muy grueso La asociación de facies I aflora en la parte media del Cerro Royo, corresponde a la base de la Formación Palanz, posee un espesor de 18 m y está constituida por arenitas de grano grueso y muy grueso con guijos flotantes, dispuestas en capas gruesas con geometrías lenticulares muy marcadas y una extensión lateral que no supera los 15 m. Los granos son subangulares, mal seleccionados y están compuestos por cuarzo lechoso, fragmentos líticos volcánicos y feldespato potásico. Características semejantes, presentan los guijos flotantes, donde se observan texturas porfiríticas y aplíticas.

4.4.2 Asociación de Facies II – Arenitas de grano fino y muy fino intercaladas con limolitas

De acuerdo con poligonales realizadas en campo desde el tope del cerro Pororopo y Royo se calcula un cubierto de aproximadamente 25 m entre la secuencia descrita basal y la unidad subyacente. La asociación de facies II posee un espesor de 9 m y se inicia con un conjunto de arenitas de grano fino y muy fino, intercaladas con limolitas arcillosas rojizas (Figura 33 a). Estas rocas, dispuestas en capas medias y gruesas con extensiones en la horizontal que alcanzan los 25 m presentan geometría lenticular muy marcada y contactos netos irregulares a la base y rectos hacia el tope. Las arenitas están compuestas por granos de cuarzo subredondeados bien seleccionados, cristales de feldespatos y fragmentos líticos. Se observa estratificación cruzada planar de bajo ángulo. Las limolitas son ligeramente arcillosas, poseen coloraciones rojizas muy fuertes, partición cubica y laminación planoparalela. Este conjunto es suprayacido por conglomerados arenosos con cemento calcáreo tipo espar, dispuestas en capas medias con geometría lenticular (Figura 33 b). La fracción conglomerática está integrada por guijos medios, redondeados a subangulares, moderadamente seleccionados (Figura 33 c), donde se reconoce cuarzo lechoso, fragmentos líticos volcánicos y cristales de feldespatos. La matriz está compuesta por arenitas de grano grueso, pobremente seleccionada, con granos subangulares de cuarzo, fragmentos líticos volcánicos y feldespatos.


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Figura 32. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Palanz en el sector del Cerro Pororopo. Escala 1:900.


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4.4.3 Asociación de Facies III – Arenitas de grano grueso y muy grueso intercaladas con arenitas de grano fino y muy fino

Con un espesor de 15 m, está compuesta a la base por arenitas de grano grueso y muy grueso, ligeramente conglomeráticas, dispuestas en capas medias y gruesas con geometría lenticular (Figura 34 a). El armazón posee granos subredondeados de cuarzo, fragmentos líticos volcánicos con coloraciones negras y verdosas, además de feldespatos. La fracción conglomerática corresponde a guijos finos de cuarzo lechoso y fragmentos de rocas ígneas de tipo explosivo.

La parte media corresponde a un conjunto de arenitas de grano fino y muy fino, intercaladas con limolitas arenosas. Las arenitas están dispuestas en capas medias, con geometría lenticular, no se observan estructuras de estratificación y poseen coloraciones rojizas. Están compuestas por granos subredondeados, moderadamente seleccionados de cuarzo, feldespatos y fragmentos líticos. En algunas de las arenitas se observa cemento calcáreo tipo espar bien cristalizado. Las limolitas están dispuestas en capas delgadas y medias con geometría lenticular, presentan una fracción arenosa con tamaño arena muy fina que no sobrepasa el 20% de la roca total (Figura 34 b). Los contactos entre las capas son netos y ocasionalmente se observan lentes centimétricos compuestos por arenitas de grano medio con longitudes de hasta 60 cm. El tope de la asociación está marcado por un abrupto incremento en el tamaño de grano que llega hasta arenitas de grano grueso ligeramente conglomeráticas (Figura 34 c), dispuestas en capas medias y finas con geometría lenticular. Están compuestas por granos de cuarzo, fragmentos líticos negros de origen volcánico y cristales de feldespatos, esta fracción es subredondeada, moderadamente seleccionada y altamente deleznable. La fracción conglomerática corresponde a guijos finos y gránulos flotantes, subredondeados a subangulares, compuestos por cuarcitas, cuarzo lechoso y fragmentos de dacitas con texturas aplíticas. No se observan claramente estructuras de estratificación ni orientación preferencial en la fracción conglomerática.

4.4.4 Asociación de Facies IV – Arenitas de grano fino con Thalassinoides, limolitas y conglomerados

Posee un espesor de 14 m y está compuesta en su mayoría por arenitas de grano fino ubicadas a la base de la asociación, limolitas arenosas en la parte media y conglomerados al tope. Las litoarenitas feldespáticas de grano fino, de la parte basal, están dispuestas en capas gruesas, con geometría lenticular y coloraciones rojizas. Se identifican granos subredondeados y bien seleccionados de cuarzo, fragmentos líticos negros de origen volcánico y feldespatos. Se reconocen Thalassinoides suevicus (Armando Salazar, comunicación verbal, 2010) con formas sinuosas, que se presentan en la superficie de las capas y dentro de ellas en forma perpendicular. La longitud de estos ichnofosiles alcanza los 4 cm y poseen un diámetro de 5 mm (Figura 35 a, b y c). A medida que se sube estratigráficamente en este segmento, el porcentaje de Thalassinoides se incrementa, las formas son mejor definidas y su tamaño se mantiene constante. La parte media de la asociación, está integrada por limolitas arenosas color ocre rojizo, dispuestas en capas delgadas, lenticulares con estratificación planoparalela continua. Se mantiene la ocurrencia


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de los Thalassinoides suevicus calcáreos en esta litología. El tope del segmento se caracteriza por un conjunto de capas gruesas y muy gruesas, lenticulares, ligeramente canaliformes de conglomerados subredondeados de gránulos, ligeramente arenosos y cemento calcáreo tipo espar. Los gránulos se presentan pobremente seleccionados y composicionalmente corresponden a cuarzo lechoso, fragmentos líticos con coloraciones negras y verdosas de origen volcánico y feldespatos. El cemento es calcáreo tipo espar, bien desarrollado con cristales milimétricos de calcita. Este segmento es suprayacido por una secuencia homogénea de limolitas arenosas dispuestas en capas delgadas, lenticulares con coloraciones ocres rojizas, interdigitadas con arenitas de grano fino y muy fino con cemento calcáreo esparítico, dispuestas en capas medias y gruesas (Figura 35 d). Los ichnofosiles calcáreos son recurrentes y se encuentran en muy buen estado de conservación. Este segmento finaliza con un conglomerado de guijos medios ligeramente arenoso, que presenta granodecrecimiento hacia el tope. A la base del conglomerado se observan guijos gruesos, subredondeados, pobremente seleccionados, compuestos por cuarzo lechoso, fragmentos líticos y fragmentos de rocas ígneas; esta litología decrece gradualmente hasta arenitas de grano medio.

4.4.5 Asociación de Facies V – Limolitas y arenitas de grano fino

La asociación de facies V posee un espesor de 60,5 m y está compuesta por limolitas arenosas, dispuestas en capas delgadas, tabulares con estratificación planoparalela y coloraciones rojizas. La abundante ocurrencia de ichnofosiles calcáreos se mantiene, además se observan patinas y venillas de CaCO3 diseminadas sobre las limolitas (Figura 36 a). En menor proporción se observan capas delgadas y medias lenticulares de arenitas de cuarzo (Figura 36 b) y fragmentos líticos negros volcánicos de grano fino y muy fino, bien seleccionados con estratificación cruzada planar de bajo ángulo. Es común encontrar en las arenitas, guijos finos y medios flotantes compuestos por cuarzo lechoso, fragmentos líticos verdes y negros de origen volcánico, además de rocas ígneas intrusivas. Presentan cemento silíceo sometido a procesos de oxidación muy fuertes. En algunos intervalos de la asociación se presentan capas gruesas, lenticulares y canaliforme de un conglomerado de guijos gruesos subredondeados, pobremente seleccionados, con granodecrecimiento hacia el tope y compuestos por cuarzo lechoso, fragmentos líticos negros y verdes e intraclastos de rocas sedimentarias. No se observa una orientación preferencial en los guijos.

4.4.6 Asociación de Facies VI – Arenitas de grano fino y conglomerados

La sección estratigráfica finaliza con un conjunto arenítico granocreciente hacia el tope que alcanza un espesor de 20 m. Esta última asociación está integrada a la base, por arenitas de grano fino y muy fino, dispuestas en capas delgadas y medias, con geometría lenticular, presentan abundantes ichnofosiles con formas cilíndricas, muy bien conservados. Se ubican de manera concordante y transversal a los planos de estratificación. Le suprayacen arenitas de grano medio y grueso ligeramente conglomeráticas, dispuestas en capas muy gruesas con geometría tabular (Figura 36 c) y estratificación cruzada (Figura 36 d). El armazón está integrado por granos subredondeados y moderadamente seleccionados de cuarzo,


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fragmentos líticos negros, verdes y feldespatos. Los guijos son flotantes, subredondeados y mal seleccionados. El tope de la columna está marcado por un conglomerado de guijos gruesos ligeramente arenoso. Los guijos son angulares, pobremente seleccionados compuestos por cuarzo lechoso y líticos ígneos explosivos una incipiente orientación y estratificación cruzada planar de bajo ángulo.

Figura 33. Asociación facial II. (a) Segmento basal de la sección del Cerro Pororopo donde aparece un conjunto de arenitas de grano fino y muy fino rojizas, interdigitadas con limolitas, (b) tope de la asociación facial II marcado por un conglomerado de guijos con arreglo caótico y geometría lenticular, (c) detalle de la capa conglomerática donde se observan los guijos angulares y pobremente seleccionados.


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Figura 34. Asociación facial III. (a) Arenitas de grano grueso y muy grueso, con geometría lenticular y guijos flotantes angulares, pobremente seleccionados, (b) conjunto de limolitas fisiles rojizas, intercaladas con capas medias de arenitas de grano fino, (c) tope de la asociación III representado por arenitas de gano grueso con guijos flotantes infrayacidas por arenitas de grano fino y limolitas.


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Figura 35. Asociación facial IV. (a) Acumulación de Thalassinoides suevicus concordantes con la estratificación en la parte basal de la asociación IV, los ichnofosiles poseen bifurcaciones en forma de Y lo que indica madrigueras de habitación, (b) detalle de uno de los Thalassinoides donde se observan las bifurcaciones en Y, el material del cual está constituido el ichnofosil corresponde a carbonato de calcio con partículas terrígenas tamaño arena media (c) Thalassinoide alargado y sinuoso dentro de limolitas rojizas, (d) limolitas rojizas con partición fisil, intercaladas con arenitas de grano fino con laminación planoparalela, el intervalo de color blanquecino corresponde a acumulaciones locales de ichnofosiles.


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Figura 36. Asociación facial V y VI. (a) Acumulaciones de Thalassinoides concordantes con la estratificación en limolitas rojizas, nótese la cantidad y densidad de las acumulaciones, (b) intercalaciones de arenitas de grano fino a la base con limolitas rojizas con partición fisil, suprayacidas por arenitas de grano grueso en el tope de la asociación facial V, (c) vista general de la base de la asociación facial VI, nótese la geometría lenticular de la litología más resistente y los parches de color blanquecino que corresponden a grandes acumulaciones de Thalassinoides suevicus, (d) estratificación cruzada en arenitas de grano grueso y muy grueso con guijos flotantes.


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4.5 CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DEL CERRO POROROPO

El estudio petrográfico de 13 muestras de la localidad del Cerro Pororopo permitió clasificar las rocas de esta sección como litoarenitas volcánicas y litoarenitas volcánicas ligeramente arcósicas (Figura 37) (Anexo 2B), compuestas por fragmentos líticos volcánicos vítreo cristalinos, cristalino vítreos, vítreo líticos y algunos con texturas traquíticas y fluidales. Los fragmentos vítreo cristalinos poseen una matriz vítrea hialocristalina sometida a fuertes procesos de desvitrificación que le otorgan coloraciones ocres rojizas a los fragmentos (Figura 38 a y b), dentro de la fase cristalina se pueden reconocer microcristales de cuarzo y plagioclasa, ocasionalmente asociados a minerales opacos como piritas incluidas dentro del fragmento. Son comunes las texturas fluidales sinuosas (Figura 38 c y d), shards de vidrio con formas X y Y deformadas (Figura 38 e y f) y texturas fiamme, dadas por la fracción vítrea (Figura 39 a y b); ocasionalmente se distinguen axiolitas afectados por fuertes procesos de desvitrificación. Los fragmentos cristalino vítreos presentan fenocristales de cuarzo idiomórfico, con bahías de disolución, fenómenos de exsolución parcial, canalículos y oquedades circulares rellenas por la matriz hipocristalina (Figura 39 c y d); plagioclasas con maclas de albita y carlsbad de composición intermedia tipo albita –oligoclasa - andesina (Figura 39 e y f) que presentan incipientes procesos de sericitización. Los fragmentos vítreo líticos están compuestos por una matriz vítrea muy desvitrificada e incluso sometida a procesos de oxidación; los fragmentos líticos corresponden a granos de cuarzo y plagioclasas subredondeadas dispuestas de manera aleatoria dentro del fragmento (Figura 40 a y b). Las texturas traquíticas se desarrollan a partir de microlitos de plagioclasa orientados en una dirección preferencial, lo que denota fenómenos de flujo interno desarrollados en una fase aun no consolidada del magma (Figura 40 c y d). Además de la fase lítica volcánica, se reconocen líticos metamórficos de cuarcitas con procesos de cataclasis y deformación, evidenciados en la orientación preferencial de los cristales de cuarzo y los contactos crenulados intercristalinos. Fragmentos ígneos con texturas graficas y micrográficas son comunes (Figura 40 e y f). Como granos libres se reconocen cuarzos monocristalino idiomórficos, muy limpios con bahías de disolución profundas, ortoclasas euhedrales con texturas pertíticas, plagioclasas tipo albita oligoclasa ligeramente sericitizadas, calcedonias y como minerales accesorios, cristales de biotitas, pirita, hematita, además de epidota, circones y turmalinas. El cemento de las muestras es de dos tipos, cemento silíceo microcristalino desarrollado a partir de la exsolución y lavado de sílice de los fragmentos volcánicos, este tipo de cemento desarrolla microcristales de cuarzo de hasta 15 µm (Figura 41 a y b). También se presenta de manera recurrente cemento calcáreo tipo espar variedad “equant” (Figura 41 c y d) que localmente presenta sobrecrecimientos y alcanza incluso a carcomer algunos de los granos. El espar no presenta maclas y posee una coloración beige muy tenue.


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Figura 37. Triangulo composicional QPF para las muestras de la Formación Palanz en la sección del Cerro Pororopo.


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Figura 38. (a y b) microfotografía de un fragmento lítico volcánico vítreo-cristalino, con matriz holocristalina afectada por avanzados procesos de desvitrificación, PPX y PPl (c) fragmento vítreo cristalino subangular, donde se pueden distinguir microcristales de cuarzo embebidos en una matriz holocristalina, PPX (d) textura fluidal dada por la matriz, nótese las coloraciones rojizas desarrolladas sobre la matriz, PPL (e) fragmento vítreo-cristalino con fenocristales de plagioclasa y cuarzo embebidos en una matriz vítrea, PPX (f) shards deformados que se desarrollan en la matriz vítrea, PPL.


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Figura 39. (a) microfotografía de un fragmento lítico vítreo-cristalino con texturas fiamme y avanzados procesos de desvitrificación lo que genera las coloraciones ocres rojizas, PPL (b) detalle de las texturas fiamme desarrolladas en los fragmentos, PPL (c) canalículos y oquedades desarrollados sobre cuarzo monocristalino idiomórfico y rellenas por matriz vítrea holocristalina, PPX, (d) fragmento vítreo cristalino que posee un cristal de cuarzo idiomórfico con un canalículo relleno por la matriz vítrea PPX (e) cristales de plagioclasa tipo albita – oligoclasa, subhedrales con procesos parciales de sericitización, PPX (f) cristal de plagioclasa asociado a un fragmento vitre-cristalino con textura traquítica dada por microlitos de plagioclasa PPX.


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Figura 40. (a y b) Microfotografía de un fragmento vítreo-lítico que incluye granos de cuarzo y plagioclasa subredondeados embebidos en una matriz vítrea fuertemente desvitrificada y oxidada lo que produce las coloraciones ocres oscuras y negras, PPX, PPL (c y d) fragmento cristalino-vítreo con textura traquítica dada por microlitos de plagioclasa, PPX, PPL (e) fragmento ígneo con textura grafica, PPX (f) detalle de la textura grafica, PPX.


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Figura 41. (a y b) microfotografía del cemento silíceo como microcristales de cuarzo que cementan los fragmentos líticos volcánicos, PPX,PPL (c) axiolitas vítreas con avanzados procesos de desvitrificación que producen la coloración ocre rojiza, nótese el cemento calcáreo esparítico tipo “equant” con coloraciones beige oscuras, PPX (d) fragmento de calcedonia con textura radial, con cemento esparítico tipo “equant” PPX.

4.6 ANÁLISIS MINERALÓGICO DE FASES PRINCIPALES Y ASOCIACIONES DE MINERALES ARCILLOSOS

4.6.1 Minerales Principales en agregado desorientado Las especies mineralógicas más comunes encontradas en las 13 muestras analizadas, corresponden al cuarzo con una abundancia porcentual del 41% y los feldespatos con una abundancia relativa muchas veces superior al 41% (Tabla 5) lo cual es concordante con las cuantificaciones realizadas en el análisis petrográfico y las clasificaciones composicionales realizadas con los triángulos QPF de Folk (1974) (Figura 37). La identificación del cuarzo se realizo con base en el pico de mayor intensidad ubicado en 3,34Å (Figura 42) La identificación de los feldespatos se realizo con base en los picos de mayor intensidad, localizados entre 3,16 y 3,28Å, donde se pueden distinguir las plagioclasas de los feldespatos. Los minerales que se reconocen más fácilmente en la mayoría de las muestras son las plagioclasas tipo albita - oligoclasa, en las cuales los picos principales se localizan entre 3,18-3,19 Å; 4,03Å y 3,66Å y la ortoclasa, que aparece representada por agudos picos bien desarrollados en posiciones entre 3,28 y 3,24Å (Figura 42), con armónicos a 4,23Å y 3,32 Å. Minerales accesorios identificados en el agregado desorientado, corresponden a


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calcita que tiene un promedio de abundancia del 15% (Tabla 5), aunque en una muestra alcanza el 42%; la reflexión principal está ubicada en 3,03 Å (Figura 42), y sus dos armónicos en 2,28 y 1,91 Å, además de hematita, con una ocurrencia del 6% (Tabla 5) y que se encuentra ubicada en la posición 2,70 Å (Figura 42), como reflexión basal y con armónicos en 2,51 y 3,68 Å.

Tabla 5. Cuantificación por método Rietveld de los minerales principales y arcillosos de las muestras de la sección del Cerro Pororopo, en agregado desorientado.

Muestra

AGREGADO DESORIENTADO Minerales Principales (%) Minerales Arcillosos (%)

Cuarzo Albita Microclina Ortoclasa Hematita Calcita Illita Clorita Interestratificado

ES 471 34 43 0 14 3 0 3 2 0

ES 475 47 37 6 9 0 0 0 0 0

ES 479 45 38 0 15 0 0 0 0 0

ES 483 31 35 0 20 4 0 2 0 7

ES 487 42 39 2 8 3 0 0 5 0

ES 504 39 35 2 18 0 0 2 0 3

ES 506 35 30 0 12 0 15 3 0 4

ES 520 33 22 0 19 2 16 4 0 3

ES 534 40 28 9 15 3 0 3 0 0

ES 539 41 22 12 16 4 0 3 0 0

ES 543 40 28 14 12 4 0 2 0 0

ES 549 26 7 0 20 4 42 0 0 0

ES 551 39 16 6 29 6 0 3 0 0


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Figura 42. Difractograma en agregado desorientado de la muestra ES-549. Se reconocen los picos principales de cuarzo a 3,34Å, ortoclasa en 3,28Å, albita a 3,19Å, calcita a 3,03Å, hematita en 2,7Å e illita en 10,1Å.

4.6.2 Minerales Arcillosos en agregado desorientado Al igual que en las muestras descritas en la sección de Punta Espada, los minerales arcillosos reconocidos en el agregado desorientado corresponden esencialmente a illita (Figura 42), con un pico moderado en la posición de 10 Å y una leve insinuación en la posición de 14 Å, con una banda irregular que corresponde a minerales esmectiticos mal cristalizados.

4.6.3 Análisis de Minerales Arcillosos en Agregado Orientado Los minerales arcillosos identificados en la sección del Cerro Pororopo corresponden esencialmente a Illitas, que aparecen en todas las muestras analizadas, además de esmectita como constituyentes principales. Minerales arcillosos que ocurren en menor proporción son, interestratificados clorita – vermiculita y caolinita.

4.6.3.1 Illita (I)

Aparece en las posiciones típicas de 9,9 a 10 Å en el difractograma natural y mantiene su posición e intensidad en los tratamientos de glicolación y calcinación a 550°C (Figura 43). Alcanza porcentajes de aparición en la sección de hasta el 65% (Tabla 6). A diferencia de los minerales illiticos registrados en la columna de Punta Espada, estas especies se presentan como picos anchos con tendencias hacia los ángulos bajos, asociado a la presencia de minerales interestratificados Illita – Esmectita. El cálculo de los índices de esquevin para este mineral arrojo valores promedio de 0,151 (Tabla 6) lo que indica una


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composición biotítica para el material parental que dio origen a los minerales illiticos. El cálculo del índice de cristalinidad CIS para la illita presente en toda la sección estratigráfica del Cerro Pororopo arrojo valores promedio de 0,72 Δ°2� (Tabla 6) que no varían a lo largo de la sección, mostrando al igual que en la sección de Punta Espada una alta estabilidad estructural para la illita.

Tabla 6. Cuantificación de los minerales arcillosos e índice de esquevin y de cristalinidad para las illitas presentes en las muestras analizadas por DRX de la sección estratigráfica del Cerro Pororopo.

Muestra AGREGADO ORIENTADO (Rutina Normal)

Illita Esmectita Interestratificado 14Cl - 14V Caolinita Índice de

esquevin Índice de

Cristalinidad

ES 471 65 35 0 0 0,14 0,727 ES 475 59 41 0 0 0,19 0,792 ES 479 63 37 0 0 0,15 0,739 ES 483 57 33 9 0 0,16 0,731 ES 487 45 45 9 0 0,14 0,728 ES 504 73 22 4 0 0,18 0,746 ES 506 60 31 5 3 0,14 0,729 ES 520 69 31 0 0 0,13 0,729 ES 534 65 35 0 0 0,12 0,731 ES 539 84 16 0 0 0,17 0,737 ES 543 62 38 0 0 0,15 0,728 ES 549 77 23 0 0 0,13 0,733 ES 551 79 21 0 0 0,16 0,725


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Figura 43. Difractograma en agregado orientado de la muestra ES -483, el mineral arcilloso principal corresponde a illita en una posición de 9,91 Å. La esmectita se presenta como un pico conspicuo en 14,4Å superpuesta con 14cl-14v en N; que se desplaza hasta 15,2Å en E.G. y migra hasta 10Å en el calentamiento a 550°C. La presencia de (14Cl-14V) se evidencia con el pico residual que se mantiene a 11,8 Å en el difractograma a 550°C.

4.6.3.2 Esmectita tipo Montmorillonita

Los minerales esmectíticos identificados, alcanzan porcentajes promedio de 29% (Tabla 6) y aparecen a lo largo de toda la columna estratigráfica. Se caracterizan por poseer un pico ancho hacia la base en la posición de 14,4 Å en el difractograma natural, que al ser glicolado se expande levemente hasta 15,2 Å y al ser calentado a 550°C colapsa por completo a 10 Å para sumarse al pico principal de la illita (Figura 43). El análisis de cristalinidad permitió obtener una relación de V/P cercana a valores de 0,56 lo que se asocia con esmectitas tipo B, bien cristalizadas. El postratamiento de Litio aplicado a algunas de las muestras que poseían esmectíta en la sección del Cerro Pororopo permitió identificar la presencia de montmorillonita 14-17 como especie principal del grupo de las esmectitas, con un pico en el difractograma natural saturado con litio en la posición de 13, 2 Å, que al ser calentado a 300 °C se cierra completamente a 10 Å y mantiene esta posición inalterada después de ser solvatado con vapores de glicerol (Figura 44).


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Figura 44. Difractograma en agregado orientado con post-tratamiento de Litio para la muestra ES-483. En el difractograma Natural, se observa un pico a 9,91Å que corresponde a illita y una banda ancha e irregular en 13,2Å, que al ser calentada a 300°C se cierra a 10Å y conserva su posición después de ser colmatada con vapores de glicerol, este comportamiento indica la presencia de montmorillonita tipo 14-17m. La banda irregular que se mantiene en los DRX calentados a 300Å y glicerol en 13Å, corresponde al interestratificado 14cl-14v.

4.6.3.3 Interestratificado Clorita - Vermiculita (14Cl – 14V)

Minerales interestratificados del tipo 14Cl - 14V, fueron identificados en solo cuatro muestras con valores promedio de 7%. La respuesta en los difractogramas corresponde a un pico irregular en la posición de 14 Å sobreimpuesto con la reflexión de la esmectita en el difractograma natural, al glicolar, el pico de 14 Å se mantiene en su posición pero disminuye notablemente su intensidad, confirmando que el mineral mayoritario en la posición de 14 Å corresponde a esmectita. Al calentar la muestra a 550°C, el interestratificado 14Cl – 14V se cierra hasta posiciones cercanas a 12 Å (Figura 43 y 44).


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4.7 SECCIONES ESTRATIGRÁFICAS DEL MIEMBRO KESIMA (TRIJAJAIN Y YARRARI)

En los sectores de Trijajain y Yarrari (Figura 3), el Miembro Kesima se encuentra en contacto fallado a la base contra la Formación Cuisa del Jurásico Superior. Las columnas estratigráficas alcanzan un espesor de 47 m en Trijajain y 41 m en Yarrari (Figura 45) y permiten la identificación de tres facies depositacionales (A, B y C) descritas y divididas con base en el análisis sedimentológico, el análisis taxonómico de la fauna y el estudio de las microfacies. La descripción se realiza desde la base hacia el tope de la sección.

4.7.1 Asociación de Facies A – Oopelesparitas La facies A se encuentra a la base de la columna, está compuesta por ooesparitas, ooesparenitas y oopelesparitas de coloraciones grises muy claras, dispuestas en capas tabulares muy gruesas con estratificación planoparalela discontinua y masiva. El análisis microfacial indica la abundancia de ooides con microfábricas concéntricas (Figura 46 a, b y c) y diversas morfologías, además de peloides (Figura 46 d) como la fase predominante. Se reconocen fragmentos bioclásticos de equinodermos, como placas y espiculas (Figura 46 e), bivalvos con cortes sagitales muy bien definidos que han sufrido avanzados procesos de recristalización y sobrecrecimiento de calcita en las valvas (Figura 46 f), artejos de crinoides y gastrópodos (Figura 47 a) además de ostreidos alargados que aun mantienen la estructura original aragonítica. Los ooides, principal constituyente de esta facies son redondeados, muy bien seleccionados, con un tamaño total del ooide promedio entre 400 y 550 μm, la corteza está compuesta únicamente por calcita y presenta avanzados procesos de micritización (Figura 46 a y b) asociados con intensa actividad de cianobacterias, microbios y algas verde azules, lo que enmascara la geometría original de la microfábrica que es de tipo concéntrica bien definida por laminas oscuras compuestas por acumulaciones de materia orgánica producto de la acumulación de algas verde azules (Brehm et al., 2004). El grosor de las laminas no sobrepasa las 5 μm, mientras que el espacio interlámina oscila entre 12 y 18 μm. Comúnmente se desarrollan entre tres y cuatro láminas, aunque algunos ooides individuales exhiben hasta siete láminas. Los tipos de ooides específicos que caracterizan a esta facies corresponden a ooides normales concéntricos (60%), poliooides con dos y tres ooides individuales incluidos en una misma corteza calcítica que exhiben laminas deformadas (17%) (Figura 47 b, c y d), ooides superficiales con formas ovoides y cortezas pobremente desarrolladas (10%) (Figura 47 e) y ocasionales ooides espinosos (Figura 47 f y 48 a), cerebroides ( Figura 48 b), excéntricos, deformados (Figura 48 c y d) y fracturados (Figura 48 e y f) (13%) Los núcleos de los ooides presentan formas subangulares, muy bien seleccionados y tamaños promedio entre 150 y 300 μm. Están compuestos en su mayoría por granos de cuarzo monocristalinos con extinción recta, cristales de plagioclasa de composición albita oligoclasa con maclas de Carlsbad y fragmentos líticos volcánicos vítreo-cristalinos donde se reconoce una matriz criptocristalina y microcristales de cuarzo y plagioclasa. Además de estos núcleos terrígenos que corresponden al 70% de la facies, se identifican núcleos bioclásticos de espículas de equinodermos, foraminíferos bentónicos, bivalvos, peloides y algas verdes (Figura 49 a y b). Los peloides presentan tamaños promedio de 350 μm y geometrías


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ligeramente ovoides, están compuestos por lodo calcáreo masivo y no es posible reconocer estructuras. Los peloides se encuentran como individuos dispersos, agrupados de manera sectorizada o como núcleo de algunos de los ooides. El cemento es calcáreo esparítico tipo “equant” bien desarrollado (Figura 49 c y d), se observan procesos de sobrecrecimiento local. En algunas muestras se evidencian procesos avanzados de micritización no solo en los ooides, también sobre el cemento espar “equant”.

4.7.2 Asociación de Facies B – Bafflestone y Biomicritas de foraminíferos, bivalvos y gastrópodos.

Esta facies se reconoce en la parte media de la sección estratigráfica y está compuesta por corales ramosos faceloides, en posición de vida con textura bafflestone que alcanzan espesores de hasta 18 m. Están dispuestos en capas muy gruesas, masivas sin estructuras de estratificación. Los corales observados alcanzan un porcentaje de entre el 15 y el 20% de la roca total, poseen formas dendroides robustas, con pólipos alargados pobremente conservados que alcanzan longitudes de hasta 35 cm y diámetros de los cálices que oscilan entre 1 y 4 mm (Figura 50). Normalmente se encuentran cortes longitudinales a través del pólipo y en algunos casos se pueden observar cortes trasversales al eje C. La fauna coralina se presenta como individuos solitarios y dispersos, sin contacto entre organismos lo que produce estructuras denominadas pseudocolonias (Coates & Jackson, 1985). Taxonómicamente, esta fauna está compuesta por un solo género que corresponde a Actinastraeopsis sikharulidze (Hannes Löser, comunicación escrita, 2010). Organismos incrustantes tipo Halimeda sp (Figura 51 a) se desarrollan sobre la corteza externa de los corales produciendo microabrasión y deformación en los bordes de los especímenes (Figura 51 b). Asociado a esta microfauna se encuentran esponjas coralinas muy bien conservadas donde se preservan los poros marginales y las cavidades que han sido rellenas por cristales de calcita en procesos de cementación temprana (Figura 51 c y d). El material intercolonial (Figura 50) corresponde a biomicritas con textura packstone. La matriz es esencialmente micrítica y de manera sectorizada grada a microesparita. Los fragmentos bioclásticos están integrados por abundantes foraminíferos unicamerales totalmente recristalizados (Figura 51 e y f), fragmentos de gastrópodos, equinodermos como placas y espículas, ostreidos, microbivalvos y fragmentos retrabajados de algas verdes.


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Figura 45. Columnas estratigráficas generalizadas del Miembro Kesima en los sectores de Trijajain (izquierda) y Yarrari (derecha). Escala 1:900.


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4.7.3 Asociación de Facies C – Oopelesparenitas y ooesparitas La última asociación de facies identificada se encuentra al tope de la sección estratigráfica, posee un espesor promedio de 20 m y está compuesta por oopelesparenitas, ooesparenitas y litoarenitas calcáreas en menor proporción. Esta litología está dispuesta en capas muy gruesas, con estratificación planoparalela y masiva. El análisis microfacial permitió la identificación de ooides y peloides como los principales constituyentes, es notable la disminución en los fragmentos bioclásticos en comparación con la Facies A y el aumento en los fragmentos clásticos terrígenos. Los ooides poseen formas circulares perfectas, tamaños máximos promedio entre 500 y 600 μm y buena selección. La corteza está compuesta por calcita y al igual que en la Asociación de Facies A, está afectada por avanzados procesos de micritización. La microfábrica es del tipo concéntrico, sin embargo se observan microfábricas radiales bien desarrolladas (Figura 52 a y b). La radialidad no es continua a través de la corteza, se presenta en las dos primeras láminas del ooide desde el núcleo o en las dos últimas. Los tipos de ooides se ven restringidos tan solo a ooides superficiales (Figura 52 c y d) con núcleos de cuarzo, plagioclasas y fragmentos líticos vítreo cristalinos, con un desarrollo muy pobre de la corteza. La presencia de peloides se mantiene (Figura 52 e), con geometrías ligeramente ovoides y compuestos exclusivamente por micrita en algunos casos oscurecida por la acción de cianobacterias. El contenido terrígeno está compuesto por granos de cuarzo monocristalino, subangulares pobremente seleccionados, cristales de plagioclasa y abundantes fragmentos líticos volcánicos vítreo cristalinos (Figura 52 f). El cemento es calcáreo tipo espar “equant” muy bien desarrollado, exhibiendo cristales bien formados y limpios que en algunos sectores se generan procesos de sobrecrecimiento.

4.7.4 Descripción de Fósiles y Edad del Miembro Kesima Como se mencionó en el capítulo de estratigrafía física, la fauna reconocida en el Miembro Kesima en las dos secciones estudiadas y en diversas localidades, es rica y variada. Macroscópicamente se reconocen bivalvos, ostreidos, fragmentos de equinodermos y crinoides, además de abundantes esponjas coralinas y acumulaciones sectorizadas de algas.

Los especímenes más llamativos del Miembro Kesima corresponden a los corales que hacen parte de la Facies B descrita anteriormente y que corresponden a la familia Actinastraeidae y al género Actinastraeopsis sikharulidze (Figura 53 a, b y c). La conservación de la fauna es regular a mala, por los avanzados procesos de recristalización y diagénesis que afectan a los carbonatos en intervalos de tiempo relativamente cortos, sin embargo algunos especímenes que conservan la forma original de los pólipos fueron muestreados.

Este género de corales es típico en el intervalo Jurásico superior – Cretácico Inferior en México, España y Perú (Morsch, 1990, Hannes Löser, comunicación escrita, 2010). Son monoespecificos, con formas dendroides ligeramente robustas pero frágiles lo que limita su ubicación a zonas de baja energía del oleaje. Las tasas de crecimiento para este tipo de corales son muy altas de hasta 30 cm/año, en comparación con otras especies dendroides lo


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que permite deducir que eran capaces de soportar altos niveles de sedimentación en el medio o incrementos súbitos del nivel del mar. Las condiciones climáticas óptimas para la generación y crecimiento de este tipo de corales están asociadas con zonas tropicales, donde la temperatura oscila entre 25 y 32°C, con salinidades normales y baja turbulencia.

La microfauna identificada en las secciones delgadas del Miembro Kesima corresponde a foraminíferos bentónicos como Bulliminidos (Figura 53 d), Rotalidos del genero Gavelinella sp. (Figura 53 e) y algunos plantónicos como Globigerina lacigali (Figura 53 f) (Duque Caro, comunicación verbal, 2009) dicha asociación permite asignar de manera preliminar, una edad de Hauteriviano al Miembro Kesima.


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Figura 46. (a) Microfotografía en sección delgada de un ooide con microfábrica concéntrica, donde se distinguen las laminas de matera orgánica y los avanzados procesos de micritización sobre la corteza; el núcleo está compuesto por un fragmento lítico volcánico cristalino-vítreo, PPX (b) ooide circular con microfábrica concéntrica, afectada por procesos de micritización, el núcleo está compuesto por un grano de cuarzo, nótese el sobrecrecimiento parcial de micrita sobre el núcleo, PPX (c) ooide con fabrica concéntrica y núcleo compuesto por un lítico vítreo-cristalino, nótese el cemento calcáreo tipo espar oscurecido ligeramente por procesos de micritización, PPX (d) peloide deformado y alargado, PPX (e) espícula de equinodermos, PPX (f) corte sagital de un bivalvo con procesos de recristalización en la valva PPX.


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Figura 47. (a) Microfotografía de un gastrópodo como el núcleo de un ooide superficial, asociado con un poliooide de tres núcleos y un ooide con microfábrica concéntrica, PPX (b) poliooide integrado por dos ooides totalmente micritizados, el proceso de micritización ha afectado incluso los núcleos, aunque aun se distinguen tenuemente sus formas, PPX (c) poliooide integrado por dos individuos, con núcleo de cuarzo y núcleo bioclástico, el poliooide está ligeramente deformado por procesos de compactación, PPX (d) poliooide con tres individuos claramente diferenciables, la corteza presenta avanzados procesos de micritización, PPL (e) ooide superficial con microfábrica concéntrica y núcleo de cuarzo, PPX. (f) ooide espinoso con microfábrica concéntrica y núcleo compuesto por un lítico volcánico, nótese el cemento espar tipo “equant”, PPX.


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Figura 48. (a) microfotografía de un ooide espinoso con núcleo de plagioclasa parcialmente sericitizada, PPX (b) ooide cerebroide con un núcleo lítico volcánico, nótese los sobrecrecimientos desarrollados en la corteza, PPX (c) poliooide deformado y fracturado por esfuerzos de compactación, PPX (d) ooide concéntrico deformado por compactación, nótese como varios ooides producen la deformación hacia el núcleo del ooide, PPX (e y f) ooides fracturados por efectos diagenéticos, aparición de venas de calcita secundaria o fenómenos de compactación, PPX.


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Figura 49. (a y b) microfotografía de algas verdes como núcleo de ooides superficiales y concéntricos ligeramente irregulares, PPX (c) ooide concéntrico con núcleo bioclástico que corresponde al fragmento de una espícula de equinodermo, nótese el cemento “equant” bien desarrollado entre los ooides, PPX (d) poliooide con tres individuos, la corteza se ve afectada por la fuerte micritización, nótese el desarrollo de cristales de calcita como cemento “equant”, PPX.


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Figura 50. Asociación facial B. (a y b) bafflestone coralino con especímenes dendroides robustas que se generan a partir de un punto común, nótese el abundante material intercolonial que separa los corales, (c y d) bafflestone coralino con organismos dendroides bien desarrollados, alargados que crecen a partir de un punto en común, (e y f) bafflestone coralino con especímenes cortados por el eje c del pólipo, nótese las formas redondeadas e irregulares y la separación entre cada pólipo.


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Figura 51. (a) microfotografía de Halimeda sp. desarrollada sobre la superficie de uno de los corales, nótese la geometría espiral típica de este tipo de algas, PPL (b) Halimeda sp. sobre la superficie del coral, nótese los procesos de microabrasión que genera el alga sobre el coral, produciendo una superficie rugosa e irregular, PPL (c y d) esponjas coralinas donde se preservan los poros marginales y las cavidades que han sido rellenas calcita, PPX (e y f) gastrópodos incluidos en el material intercolonial micrítico, asociados con foraminíferos planctónicos? que poseen formas redondeadas, PPL.


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Figura 52. Asociación de Facies C. (a) ooide con microfábrica radial y avanzados procesos de micritización, PPL (b) detalle de la microfábrica radial, nótese las láminas concéntricas que se mantienen, además de la radialidad que no es completa en toda la corteza del ooide, PPL (c) conjunto de ooides superficiales desarrollados sobre diversos núcleos, es notable el incremento de fragmentos terrígenos en esta asociación facial, PPX (d) ooides superficiales desarrollados sobre núcleos de cuarzo y fragmentos liticos metamórficos de cuarcitas, la incipiente corteza desarrollada sobre los núcleos evidencia los fuertes cambios en la tasa de aporte y la agitación en el medio, PPX (e) múltiples peloides como individuos o como núcleos de ooides con fabrica concéntrica, nótese el cemento esparítico tipo “equant”, PPX (f) fragmentos líticos volcánicos vítreo-cristalinos, subangulares, rodeados por material micrítico, PPX.


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Figura 53. (a, b y c) microfotografías de cortes transversales realizados a los corales del genero Actinastraeopsis sikharulidze, donde se observa la geometría y distribución de los pólipos; los procesos de recristalización son muy avanzados y en muchos especímenes han destruido por completo los pólipos, PPL (d) Bulliminidos, PPL (e) Rotalido del genero Gavelinella sp. PPX (f) Globigerina lacigali cf. PPL.


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5 INTERPRETACION AMBIENTAL

5.1 AMBIENTES DE ACUMULACIÓN DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DE PUNTA ESPADA

A partir de las asociaciones faciales descritas en el numeral 4 se realiza la interpretación ambiental para cada intervalo.

5.1.1 Asociación de Facies 1 Los conglomerados angulares, matriz soportados con arreglos caóticos y la disposición en capas métricas lenticulares corresponden a depósitos de flujos de detritos generados por flujos viscosos, con baja movilidad y fuertemente encausados, asociados a pendientes relativamente altas y disponibilidad de material no consolidado que es movilizado repentinamente por lluvias intensas que actúan como desencadenantes (cf. Galloway & Hobday, 1996). La granulometría permite interpretar que los depósitos sufrieron un trasporte muy limitado además de la cercanía del área fuente. Las litologías más finas de arenitas de grano grueso a fino interdigitadas con los conglomerados y que se convierten en secuencias rítmicas granodecrecientes indican una disminución paulatina y recurrente en la potencia e intensidad del medio de trasporte del material.

5.1.2 Asociación de Facies 2 La fuerte imbricación de los guijos y los contactos erosivos basales, indican la presencia de flujos laminares y turbulentos altamente erosivos, pero más diluidos y selectivos que los presentes en la asociación de facies 1 (cf. Galloway & Hobday, 1996), producto de procesos de escorrentía fluvial. El tamaño de los guijos, la pobre selección y la angularidad corroboran la gran proximidad al área de aporte. Las litologías más finas que suprayacen los segmentos conglomeráticos en secuencias claramente granodecrecientes indican la disminución paulatina de la energía del medio, sumado a la aparición de pequeños intervalos donde el aporte terrígeno era muy bajo permitiendo la generación temprana de plantas inferiores. Dichos estados de bajo aporte eran interrumpidos súbitamente por nuevos procesos de alta energía con flujos laminares instantáneos y retrabajamiento de las superficies subyacentes, representados en las capas delgadas y medias de arenas muy gruesas interdigitadas con las litologías más finas.

5.1.3 Asociación de Facies 3 La dinámica de flujos laminares selectivos y diluidos se mantiene estable en esta asociación, sin embargo se evidencia un decrecimiento en la efectividad y energía del trasporte representado en la disminución de los espesores y el tamaño de los guijos; el decrecimiento en la energía del medio se confirma con la existencia de los rizotúbulos que se generan en breves episodios de colonización vegetal sobre sedimentos blandos inconsolidados en épocas de muy bajo aporte sedimentario o inactividad parcial de la actividad fluvial (cf. Hernández et al., 1997). La recurrente aparición de rizotúbulos, la

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3 METODOLOGÍA 3.1 TRABAJO DE CAMPO - … · Para las rocas calcáreas se emplearon las clasificaciones de Folk (1962), Dunham (1962) y Embry & Klovan (1971) según fuera el caso