Genesis of the celestite and fluorite ore deposit El Tule, Coahuila, Mexico

INGENIERÍA EN GEOCIENCIAS
“GENESIS DE LOS YACIMIENTOS DE CELESTINA Y
FLUORITA DEL DISTRITO MINERO EL TULE, ESTADO
DE COAHUILA, MÉXICO”
TESIS
QUE PARA OBTENER EL TITULO DE
INGENIERO EN GEOCIENCIAS
PRESENTA
HÉCTOR MANUEL LAMADRID DE AGUÍNACO
DIRECTOR DE TESIS
DR. JORDI TRITLLA i CAMBRA
ASESOR INTERNO
ING. ARTURO RODRIGUEZ SALAZAR
Cd. Madero, Tamps. Marzo, 2007

Agradecimientos
Al personal del Departamento de Ciencias de la Tierra del Instituto Tecnológico
de Cd. Madero y, en especial, al Ing. Juan Pasillas Ramírez Jefe del Departamento por
su apoyo en los trámites para esta tesis y a través de toda mi estadía en el ITCM.
Al Centro de Geociencias de la UNAM, Campus Juriquilla y al Dr. Luca Ferrari
director del Centro, por la oportunidad de realizar mi estadía como practicante y tesista.
Al Dr. Jordi Tritlla director de este trabajo de Tesis, por sus comentarios,
críticas, jalones de oreja y apoyo durante la realización de la misma, así como por
aceptarme como su estudiante en la maestría.
Al Dr. Gilles Levresse por su asesoría y comentarios durante la escritura de esta
Tesis y su guía en el trabajo de laboratorio para el proyecto PEMEX-UNAM.
A Julien Bourdet por su apoyo en el laboratorio y el análisis de la modelización
de las inclusiones fluidas de hidrocarburo en el laboratorio CREGU en Nancy, Francia y
al Dr. Jacques Pironon, Jefe del laboratorio.
Al jurado evaluador de esta tesis y al Ing. Arturo Rodríguez Salazar por su
asesoría interna. A Rosi Irlanda secretaria de la subdirección académica del ITCM por
todo el apoyo con oficios y tramites oficiales.
A la Lic. Martha Pereda por su apoyo en la inscripción al Posgrado en Ciencias
de la Tierra de la UNAM y al Dr. Alexander Iriondo por sus comentarios sobre los
modelos de circulación de fluidos.
Principalmente quiero agradecer a mi familia (Emilio Manuel, Gertrudis María,
Emilio Mariano, Luisa Fernanda, Isabel Alejandra, Alberto, John, Graciela, Marifer,
Andrea, Juan Andrés, Emilio Jr. y Sofía Alejandra) por su cariño, apoyo incondicional,
sus enseñanzas, por dejarme aprender de sus errores y permitirme cometer los míos.
A mis amigos, por la suerte del coincidir en la misma coordenada espacio y
tiempo. En especial a: Carlos, Jaime Eduardo, Franco, Ricardo Alfonso, Belisario,
Isidro, Álvaro, Ricardo Aurelio, Jaime Alberto, Gabriel, Jorge Luis, Fernando Fraustro,
Isaac Fraustro, Marcela, Carlos Andrés, Adrián, Alicia, Gerardo, Marco, Rodolfo,
Tania, Alma, Irene, Sandra, Camila, Aleí, Perla, Ana María, Carolina, Martín, Donato,
Iván Manuel, Constancio Iván, José Luis, Ladislao, Aurora, Adriana, Carlos Galiano,
Logan, José Alberto, Luigi, Juan Manuel, Gilberto, Ernesto, Flor Jocelyn, Manuel, Luis
Álvarez, Mariela, Luz Angélica, Mario, Jorge Tenorio, Omar, Fernando, Daniel, Lina,
Alejandra, Montserrat, Nelly, Marisol, Javier, Blanca, Laura, Isaac, Oscar, Rafael, Aldo

Ramos, Toño, Lenin, Ramón, Víctor, Aldo Izaguirre, Joel, Michelangelo, Gloria,
Marian, Cinthya y a Enrique, Joaquín, Juan, Pedro y Alan, en general a todos mis
compañeros del ITCM y del CGEO.
Por último, a los proyectos PAPIIT INT114002, IN114106 y CONACYT
49234-F, con los que se financió este trabajo.

Resumen
En los últimos años se han llevado a cabo una serie de estudios (González-
Partida et al., 2002, 2003; Ramos-Rosique et al., 2005; Puente-Solís et al., 2005, Tritlla
et al., 2004, 2005, 2006; Lamadrid et al., 2006; Levresse et al., 2006) que han
demostrado que muchos de los yacimientos de F, Sr, Ba, Pb y Zn que aparecen
encajonados en rocas sedimentarias mesozoicas en el NE de México, guardan gran
similitud con los depósitos de tipo MVT (Mississippi Valley-Type).
El distrito minero de “El Tule”, en Coahuila, presenta algunas características
únicas a nivel de los depósitos estratoligados encajonados en rocas carbonatadas
mesozoicas. La más destacable es la coexistencia en un mismo depósito de cantidades
significativas de celestina y fluorita. Esta estructura mineralizada se localiza a favor de
las superficies de estratificación en los carbonatos de la Fm. Buda (Cretácico superior),
en una zona levemente deformada, y muestra evidencias de movimiento sub-horizontal
(layer-parallel slip). La superficie estructural mineralizada es ondulada y, en las zonas
de mayor apertura, se presenta parcialmente cementada por varias generaciones de
celestina, la primera de las cuales presenta indicios de deformación, así como por una
generación tardía de fluorita.
Se observan dos episodios de mineralización de celestina: (1) una primera
generación temprana caracterizada por bandeamientos rítmicos (ritmitas) de celestina
bajo la forma de cristales pequeños y deformados, que se disponen sub paralelas a las
paredes del manto; y (2) cristales euhedrales idiomórficos centimétricos (varios cm.)
que gradan a bandas de reemplazamiento de celestina, sin evidencias de deformación.
La fluorita aparece de forma subordinada a la celestina, como un mineral tardío que
precipita en las cavidades y espacios vacíos dejados por la celestina.
La celestinas presentan inclusiones fluidas bifásicas (L+V) y escasas trifásicas
(L+V+S azufre ), con Temperaturas de homogeneización (Th) entre 100° y 180°C y
salinidades de entre 7-9% en wt. de NaCl. La fluorita presenta dos familias de
inclusiones fluidas: (1) inclusiones trifásicas acuosas (L+V+S no identificado ), cuya fase
vapor contiene CH 4 , H 2 S y trazas de CO 2 , con Th alrededor de 130°C y salinidad de
13.5%; (2) inclusiones de hidrocarburos bifásicas a trifásicas (L+V+S bitumen ), de color
café oscuro a claro con Th de alrededor de 65°-70°C.

La reconstrucción de las condiciones de atrapamiento para la fluorita indica
presiones de alrededor de 400 bares a una temperatura de 135°C. La presencia de
azufre nativo (S 0 ) como sólido en las inclusiones fluidas de los cristales de celestina
junto con la ausencia actual de materia orgánica, sugiere la presencia de un ambiente
oxidante, con exceso de sulfato y con pequeñas cantidades de materia orgánica en la
roca. Esta última habría sido completamente oxidada mediante un proceso de
termorreducción de sulfato (TSR), dando origen a las pequeñas cantidades de azufre
detectadas.

ABSTRACT
In the last years a series of studies have suggested that many of the deposits of F,
Sr, Ba, Pb and Zn that appears boxed on mesozoic sedimentary rocks in the NE of
Mexico, keeps great similarity with the MVT deposits (Mississippi Valley-Type)
The mining district of "the Tule" in Coahuila displays some unique
characteristics at of stratiform carbonated mesozoic rock deposits. Most remarkable it is
the presence in a same deposit of significant amounts of celestine and fluorita,
coexisting in the same structures. This structure locates in favor of surfaces of
stratification in carbonates of the Buda Formation (upper cretacic) in a zone slightly
deformed, that shows evidences of sub-horizontal movement (layer-parallel slip). The
mineralized structural surface is waved and, in the zones of greater opening, it appears
partially cemented by several generations of celestine, first of who it presents/displays
deformation indications, as well as by a delayed generation of fluorine.
The mineralización exclusively appears concentrated in this structure. Two
episodes of mineralización of celestine are observed, (1) one first early generation
characterized by rythmical banding (ritmitas) of small and deformed crystals, that are
arranged according to bands of high and low replacement of the original rock in the
walls of the mantle, and (2) big idiomorfic euhedral crystals (several cm) in
reeplacemente bands of celestine that shows no evidences of deformation. The fluorine
appears of subordinated to the celestine, like a delayed mineral that forms in the cavities
and empty spaces lazy by the celestine.
The celestines shows two-phase fluid inclusions (L+V) and a few three-phase
fliud inclusions (L+V+S) with Th between 130 and 180°C and salinities of between 7-
9% wt. of NaCl. The fluorine shows two families of fluid inclusions: (1) three-phase
inclusions (identified L+V+Sno) whose vapor phase contains CH4, H2S and plans of
CO2, with Th around 130°C and 13.5% wt. of NaCl; (2) three-phase two-phase
hydrocarbon inclusions (L+V+Sbitumen) with deep to clear brown colors with Th of
around 65°-70°C.
The reconstruction of the entrampment conditions for the fluorine indicates
pressures of around 400 bars to 135°C. The presence of solid S 0 as in the fluid
inclusions of celestine crystals along with the absence of organic matter suggests the
presence of a highly oxidating conditions, with excess of sulphate and small amounts of

organic matter. This last one unexisting in celestine is interpreted as it have been
oxidized by means of a process of Termal sulphate reduction (TSR).

Índice
Capitulo I: Introducción
1.1 Ubicación Geográfica
1.2 Planteamiento del Problema
1.3 Objetivos
Capitulo II: Principios teóricos
2.1 Introducción al estudio microtermométrico de las inclusiones fluidas
2.1.1 Introducción
2.1.2 Clasificación
2.1.3 Hipótesis de Estudio
2.1.4 Termodinámica de las Inclusiones Fluidas
2.1.5 Medidas microtermométricas
2.1.6 Fluidos Acuosos
2.1.6.1 Propiedades generales del sistema NaCl- H 2 O
2.1.6.2 Propiedades generales del sistema H 2 O-NaCl-CaCl 2
2.2 Generalidades sobre los depósitos tipo MVT.
2.2.1 Introducción
2.2.2 Depósitos MVT
2.2.3 Características Regionales
2.2.4 Características Generales de los depósitos MVT
2.2.5 Texturas
2.2.6 Génesis
Capitulo III Metodología, técnicas y equipos
3.1 Metodología
3.1.1 Selección de las muestras
3.1.2 Descripción macroscópica
3.1.3 Laminación
3.1.4 Petrografía
3.1.5 Petrografía de las inclusiones fluidas
3.2 Técnicas y Equipos
3.2.1 Microtermometría
3.2.2 Microscopía UV (fluorescencia ultravioleta, UVF)
3.2.3 Microespectroscopía Raman
3.2.4 Microespectroscopía infrarroja (IR)

3.2.5 Microscopía láser confocal (CLSM)
3.2.6 Modelado por el método DUAN-EOS y PIT.
Capitulo IV: Marco Geológico
4.1 Geología Regional
4.2 Serie Estratigráfica
4.3 Evolución Sedimentaria
4.3.1Primera supersecuencia (Pre Calloviano – Oxfordiano)
4.3.2 Segunda supersecuencia (Kimmeridgiano- Cenomaniano)
4.3.3 Tercera supersecuencia (Cenomaniano – Paleógeno)
4.4 Marco Geológico del Distrito Minero El Tule
4.4.1 Grupo Washita
4.4.2 Formación Georgetown
4.4.3 Formación Del Río
4.4.4 Formación Buda
Capitulo V: Descripción del Distrito Minero El Tule
5.1 Antecedentes de los depósitos de fluorita y celestina en el NE de México
5.2 Distrito Minero de El Tule.
5.3 Estructura del Yacimiento
5.4 Petrografía y Mineragrafía
5.4.1 Roca Encajonante
5.4.2 Celestina
5.4.3 Fluorita
5.4.4 Secuencia Mineral (Paragénesis)
5.5 Resultados Geoquímica
5.5.1 Inclusiones Fluidas
5.5.1.1 Petrografía
5.5.1.2 Celestina
5.5.1.3 Fluorita
5.5.1.4 Evolución de los fluidos durante la formación del depósito
5.5.2 Análisis y modelación de Inclusiones fluidas con hidrocarburos
5.5.3 Tierras Raras
Capitulo VI: Discusión de los resultados
6.1 Generalidades sobre la celestina en sistemas de baja temperatura
6.1.1. Geoquímica de la Celestina

6.1.2 Tipos de yacimientos de Celestina
6.1.3 Mecanismos de Precipitación
6.1.4 Depósitos singenéticos producto de diagénesis temprana
6.1.5 Depósitos epigenéticos producto de diagénesis profunda
6.2 Generalidades sobre la fluorita en sistemas de baja temperatura
6.2.1 Origen del F
6.2.2 Mecanismos de precipitación en yacimientos de baja temperatura
6.3 Discusión sobre la génesis del Distrito Minero “El Tule”
6.3.1 Orogenia Larámide (precipitación celestina)
6.3.2 Cambio de régimen de fluidos (precipitación de ultima celestina y fluorita)
6.4 Mecanismos de precipitación y Modelo Genético
Capitulo VII: Conclusiones
Bibliografía
Anexo A Gráficas de Microtermometría
Anexo B Tablas de Temperaturas
Anexo C Artículos y Resúmenes Publicados

Capitulo I
Introducción
1

2

México ha sido durante los últimos 50 años uno de los mayores productores de
celestina (SrSO 4 ) y fluorita (CaF 2 ) a nivel mundial, siendo el estado de Coahuila el que
más ha aportado a nivel nacional. Recientemente, la producción de estos minerales
adquirió cierta importancia debido a que los precios de estos minerales sufrieron
aumentos significativos (Ober, 2000). No obstante, en los últimos dos años numerosas
minas cerraron debido a un decremento considerable del precio de la celestina.
El estroncio extraído de la celestina tiene muchas utilidades prácticas (Korbell &
Novak, 1999), debido a su resistividad térmica y eléctrica. Se utiliza para mejorar la
calidad del vidrio en las pantallas de televisores, computadoras, sonares, radares e
instrumentos de control, así como mejora la calidad del vidriado en la cerámica. En
pirotécnia, el nitrato de estroncio produce una flama roja brillante única (Korbell &
Novak, 1999). El estroncio metálico también se usa en varias aleaciones, y la serie
celestina-baritina se utiliza para incrementar el peso de lodos de perforación de pozos
petroleros.
El uso principal de la fluorita ha sido la producción de ácido fluorhídrico,
material esencial en la fabricación de criolita sintética y de fluoruro de aluminio para la
industria del aluminio. La fluorita es un elemento que se utiliza como fundente en la
obtención de acero. Se usa en grandes cantidades en la producción de esmalte y de
vidrio translúcido; y los cristales perfectos se utilizan en la fabricación de lentes
apocromáticas. También es usada en la industria del cemento para incorporar otros
materiales al clinker (Korvell & Novak, 1999).
En los últimos años una serie de estudios (González-Partida et al., 2002, 2003;
Ramos-Rosique et al., 2005; Puente-Solís et al., 2005, Tritlla et al., 2004, 2005, 2006;
Levresse et al., 2006) han sugerido que muchos de los yacimientos de baja temperatura
con F, Sr, Ba, Pb y Zn que se encuentran en el NE de México, principalmente
encajonados en rocas sedimentarias mesozoicas, son muy similares al tipo MVT
(Mississippi Valley-Type).
1.1 Planteamiento del Problema y Objetivos Generales
Al estudiar un depósito mineral se busca integrar un conjunto de información
geológica (geología regional, geología estructural, mineralogía, etc.) y geoquímica
(temperaturas de formación, geoquímica de fluidos, isotopía, etc.) para lograr
comprender tanto espacial como temporalmente una secuencia de eventos que han dado
3

lugar a la acumulación anómala de ciertos elementos químicos que, en determinado
momento, puede ser de interés económico para el ser humano. El estudio y la
integración de toda esta información va encaminada a crear un modelo coherente de
formación del depósito del que se han de derivar ideas que permitan prever la
posibilidad de encontrar otras acumulaciones anómalas similares en ambiente
geológicos análogos, es decir, que permitan prospectar nuevos depósitos minerales de
una tipología determinada.
En el estudio del depósito de El Tule se ha buscado un doble objetivo. Por una
parte determinar la morfología del cuerpo mineralizado, su sucesión mineral, las
características de temperatura de formación, composición de las soluciones
mineralizantes, su salinidad total, su composición en gases y la presión de formación de
los depósitos para derivar de ello un modelo coherente de formación del depósito. El
segundo objetivo, básico para una tesis de licenciatura, ha consistido en la aplicación de
los conocimientos adquiridos durante los estudios universitarios a un problema
específico, adquiriendo a la vez nuevas habilidades tanto técnicas como de método
científico aplicadas a dicho problema.
1.2 Objetivos específicos
1. Realizar una compilación de la información geológica y geoquímica existente
sobre estos depósitos.
2. Definir los controles geológicos de la mineralización y su secuencia
paragenética
3. Estudiar la geoquímica de sus fluidos.
4. Proponer un modelo coherente de génesis y evolución del depósito.
5. Integrar el conocimiento adquirido en el marco de los depósitos estratoligados,
de baja temperatura en carbonatos del NE de México.
1.3 Ubicación Geográfica
El área de estudio se localiza en el extremo NE de México, más concretamente
en el municipio de Zaragoza, situado en la porción norte-central del estado de Coahuila,
aproximadamente a 67 kilómetros al norte de la ciudad de Muzquiz. Esta área está
delimitada entre las coordenadas Longitud 28°33’30” y 28°31’10” y la Latitud
101°34’30” y 101° 28’50” (Figura 1.1).
4

Fig. 1.1 Ubicación geográfica del distrito minero “El Tule” (Tritlla et al., 2006)
Esta área se encuentra comprendida en la carta Topográfica del INEGI “El Tule”
H14C62, escala 1: 50,000 del estado de Coahuila. Geomorfológicamente, el distrito
minero “El Tule” se encuentra en una zona de valles del mismo nombre, limitada por la
Sierra del Burro al norte, la Sierra de El Carmen-Infante al NW y la Sierra de Santa
Rosa al SW. Geológicamente, este depósito se encuentra encajonado en rocas
carbonatadas mesozoicas al N de la Cuenca de Sabinas, en la plataforma Burros-Salado.
En el área solo afloran rocas calizas de las formaciones Buda y Georgetown del
Cretácico superior.
5

6

Capitulo II
Metodologías y Técnicas Analíticas
7

8

2.1 Introducción al estudio microtermométrico de las inclusiones
fluidas
2.1.1 Introducción
Las inclusiones fluidas son pequeñas cantidades de fluido (líquido y/o gas), que
aparecen atrapadas como imperfecciones formadas, tanto durante el crecimiento de los
minerales como posteriormente a estos, y que ocasionalmente pueden presentar sólidos
en su interior (precipitados o atrapados). Si estas inclusiones quedan selladas
completamente y no son afectadas por fenómenos posteriores (deformación,
calentamiento, descompresión), tanto su composición química como sus características
termodinámicas (densidad, presión interna) representan las características originales que
tenían los fluidos en el preciso momento de su atrapamiento.
Históricamente, estas pequeñas imperfecciones incluidas en minerales
originaron el interés de algunos científicos naturalistas. Así, Abú Reikhan al-Beruniy,
hombre de ciencia del antiguo Imperio Árabe, hizo las primeras observaciones
registradas en la historia sobre inclusiones fluidas en cristales entre el siglo X y XI. Los
primeros trabajos verdaderamente analíticos para determinar las composiciones de las
inclusiones fueron realizados por Breislak (1818), Davy (1822), Brewster (1823) y
Nichol (1828) (in Shepherd et al., 1985).
No fue hasta Henry Clifton Sorby, en 1858, que el estudio de las inclusiones
fluidas adquiere el rango de disciplina científica (Shepherd et al., 1985). Sorby propuso
la hipótesis de que la burbuja presente en la mayoría de las inclusiones fluidas aparece
por contracción diferencial del líquido durante el enfriamiento, desde su temperatura de
formación y atrapamiento hasta la temperatura ambiente de observación. Su
razonamiento lo llevo a establecer que la temperatura de atrapamiento puede estimarse
calentando la muestra hasta el punto en el que la burbuja desaparece (temperatura de
homogeneización o Th). Esta hipótesis es hasta la fecha, con algunas modificaciones, el
principio en el que se basan todos los estudios microtermométricos en inclusiones
fluidas. La mayoría de los trabajos desde la época de Sorby hasta la década de 1950 son
meramente descriptivos y, en algunas pocas ocasiones, cualitativos. Pese a las
incipientes técnicas y tecnología utilizada, sus observaciones continúan siendo validas y
estos trabajos son referenciados continuamente (Shepherd et al., 1985).
9

2.1.2 Clasificación
En la actualidad, la clasificación mas utilizada es la que propuso Roedder (1976,
1981, 1984). Esta agrupa a las inclusiones fluidas de acuerdo con parámetros
geométricos y morfológicos, a la vez que da una idea aproximada de su cronología.
2.1.2.1.- Clasificación genética
Genéticamente se distinguen en 3 grupos (Roedder, 1984):
a) Inclusiones Primarias
Estas inclusiones se atrapan durante el periodo de crecimiento del mineral. Su
distribución puede ser tanto aleatoria dentro del cristal como siguiendo las bandas de
crecimiento del mismo (Figura 2.1). Estas inclusiones en principio representarían las
condiciones termodinámicas originales de los fluidos a partir de los cuales se formaron
los minerales que las contienen. Watanabe (1987) observó que la abundancia de las
inclusiones primarias es función de la velocidad de crecimiento de los cristales. Así, en
los cristales de corindón en los que se apreciaba un crecimiento rápido se encontraban
más inclusiones que en los de formación lenta (Mangas, et al., 1991).
Fig. 2.1.- Mecanismos de captura de inclusiones fluidas primarias. (a) El crecimiento rápido
dendrítico es cubierto por un re-crecimiento mineral. (b) La disolución parcial de un cristal
preexistente origina una zona de corrosión y una superficie curva; ambas facilitan la captura
de inclusiones fluidas durante el crecimiento posterior del mineral. (c) Las inclusiones son
capturadas entre espirales de crecimiento individuales y a veces en el centro de ellas. (d) El
crecimiento sub-paralelo de cristales provoca la captura de inclusiones. (e) Una fractura en
la superficie de un cristal en crecimiento provoca desarrollo imperfecto y captura de
inclusiones. (f) Cualquier objeto sólido en la superficie de un cristal en crecimiento, puede
ser englobado como inclusión sólida y puede también entramparse algo de fluido con el.
(según Mangas et al., 1991).
10

) Inclusiones Secundarias
Son todas aquellas inclusiones que se atrapan normalmente a favor de fracturas,
planos de expoliación o cualquier discontinuidad originada después de la formación del
cristal. A través de estos planos de discontinuidad un fluido puede penetrar por efectos
de capilaridad, disolución y recristalización, y quedar atrapado bajo la forma de
inclusiones fluidas (Figura 2.2). En principio, no representan las condiciones de
formación del mineral que las contiene, aunque pueden ser representativas del fluido
que ha precipitado otro mineral posterior en la secuencia de formación, por lo que no se
puede descartar su estudio a priori. Su posible utilidad viene condicionada por la
profundidad y precisión del estudio petrográfico previo de inclusiones fluidas
(Mangas et al., 1991).
Wilking y Barkas (1978) establecieron dos criterios para subdividir las
inclusiones secundarias. La primera categoría viene dada por aquellas inclusiones
atrapadas durante un episodio de fracturación frágil, mediante la cicatrización de las
fracturas; la segunda categoría agrupa a las inclusiones que, durante un episodio de
deformación dúctil, son expulsadas del interior del cristal y migran hacía la periferia de
los mismos.
Fig. 2.2 Cicatrización de una fractura en un cristal de cuarzo que da lugar a la formación de
inclusiones secundarias. Si este proceso ocurre al tiempo que desciende la temperatura, las
inclusiones individuales pueden tener relaciones gas/líquido variables (Roedder, 1984, en
Mangas et al., 1991).
c) Inclusiones Pseudosecundarias
Llamadas previamente “primario-secundarias” por la antigua literatura soviética,
estas inclusiones representan un proceso intermedio de formación entre las inclusiones
primarias y las secundarias.
11

Si durante el crecimiento de un cristal este se fractura, esta última puede ser
rellenada por el mismo fluido involucrado en la precipitación del mineral. Al continuar
su crecimiento, este puede sellar la fractura, atrapando el fluido (Figura 2.3). La
paradoja consiste en que el fluido atrapado podría ser considerado como primario, pero
estará incluido en un plano de fractura (Mangas et al., 1991).
Fig. 2.3 Inclusiones pseudosecundarias (Ermakov, 1950): a) Confinadas a la superficie de
soldadura de un cristal (sectores AD y BC). O bien singenéticas, con inclusiones primarias
regeneradas (sectores AB y CD) restringidas en este último caso o superficies débilmente
corroídas. E y F espacios primarios, asociados con corrosiones globulares múltiples. b)
Confinadas a superficies de corrosión planas. c) Asociadas con superficies de corrosión
debidas a la exfoliación (en Mangas et al., 1991)
2.1.2.2.- Clasificación según el número de fases.
Junto con la clasificación anterior y de forma complementaria, se utiliza una
segunda clasificación basada en el número de fases presente en la inclusión a
temperatura ambiente (Fig. 2.4; Mangas et al., 1991):
• Monofásica, si sólo presenta una fase.
• Bifásica, si presenta 2 fases (líquido y gas).
• Trifásica, si presentan 3 fases (líquido, un sólido atrapado o precipitado y una
burbuja de vapor/gas).
• Polifásica, presentan más de 3 fases, combinaciones de diferentes líquidos y/o
sólidos.
2.1.2.3.- Otras clasificaciones
12

También se ha tratado de clasificar morfológicamente a las inclusiones fluidas
(Mangas et al., 1991) para limitar las ambigüedades en su estudio, aunque en muchos
casos la morfología de las inclusiones viene controlada por la estructura cristalina del
mineral huésped. En ocasiones, la forma de las inclusiones no obedece a la forma
original de la inclusión durante su atrapamiento; se han observado grandes inclusiones
de forma irregular que, con el tiempo, se fragmentan y cambian a inclusiones más
pequeñas y redondeadas (Bodnar, 1985).
Asimismo, se ha observado experimentalmente que algunas inclusiones fluidas
atrapadas en cristales de cuarzo sufren modificaciones en su morfología, debido
principalmente a los cambios en las condiciones termobarométricas que han ocurrido
desde su atrapamiento hasta las condiciones actuales. Este fenómeno es conocido como
reequilibrio. Se observó que a temperatura (370°C) y presión (400 bars) constante
durante 5621 horas, la inclusión cambió de una forma irregular a una en forma de cristal
negativo (Bodnar et al., 1989).
Fig. 2.4 Varios tipos de inclusiones fluidas. 1) Inclusiones monofásicas gaseosas en
cuarzo; 2) inclusión bifásica, constituida por una fase líquida (L) y otra de vapor (V), en
calcita; 3) inclusión polifásica, constituida por una fase líquida (L), una fase vapor (V) y un
cristal de halita (H) como mineral hijo, en cuarzo; 4) Inclusión trifásica con dos fases
líquidas inmiscibles (L1) y (L2) y una de vapor (V), en cuarzo. (en Van de Kerkhof, et al.,
2000)
13

Clasificar tanto el carácter primario o secundario como la variación morfológica
en las inclusiones fluidas en estudio es un paso previo indispensable para la integración
de la información obtenida en la historia geológica y de flujo de fluidos
Las observaciones que se efectúan sobre las inclusiones fluidas con vistas a la
utilización de las clasificaciones anteriores se han de realizar a temperatura ambiente
(25 ºC) y siempre antes de su análisis. Este tipo de estudio se conoce como petrografía
de las inclusiones fluidas.
2.1.3 Hipótesis de Estudio
El estudio de las inclusiones fluidas parte de dos razonamientos hipotéticos que
sientan y condicionan las bases de su estudio (Roedder, 1984, en Mangas et al., 1991):
1. Que el fluido atrapado representa la solución a partir de la cual el mineral precipitó
y creció.
2. Que una vez que este fluido queda atrapado, la cavidad está hermética y
químicamente sellada y aislada hasta la actualidad. Si esto ocurre, se conserven las
características fisicoquímicas originales del fluido (composición, densidad, etc.).
No obstante, se deben tener en cuenta una serie de fenómenos que pueden
presentarse en muchas inclusiones y que son contrarios a la completa validez de estas
hipótesis. Los más importantes son (Mangas et al., 1991):
2.1.2.1.- Cambio del emplazamiento y la morfología.
Muchas inclusiones presentan formas diferentes a las que tenían en el momento
del atrapamiento. Así, cuando el mineral tiene una solubilidad finita en el fluido
atrapado, los procesos de recristalización pueden producir estrangulamiento (necking
down; Fig. 2.5).
14

Fig. 2.5. Inclusión con estrangulamiento (necking down; Mangas et al., 1991).
Resultado de ello es el cambio de forma o la creación de inclusiones más
pequeñas. La variación de la forma será mínima si el enfriamiento es rápido, si la forma
original es estable, o si la solubilidad del mineral es muy baja.
Sin embargo, cuando se produce un cambio de fases en la inclusión antes del
estrangulamiento el resultado de este proceso puede dar lugar a nuevas inclusiones con
características diferentes a las del fluido inicial, para lo que la interpretación físicoquímica
puede ser errónea.
Si las paredes de la inclusión son más solubles de un lado que de otro, el
material se disolverá y recristalizará diferentemente, produciéndose un movimiento de
la inclusión en el cristal. Esta diferencia de la solubilidad se debe a gradientes de
temperaturas, gravedad, o esfuerzos dirigidos (Roedder y Belkin, 1979 y 1980).
Algunos cambios irreversibles de volumen pueden aparecer por varios
mecanismos:
a) Nueva cristalización de las paredes de las inclusiones.
b) Contracción del mineral que contiene las inclusiones al descender la
temperatura.
c) Cambios de dilatación debido a presiones internas o externas.
Las inclusiones pueden sufrir una rotura con cambio de volumen si la presión
interna del fluido llega a ser mayor que la presión de confinamiento externa. En este
caso, el mineral se fractura, hay una relajación de la presión, y las inclusiones
decrepitan totalmente. Esta fracturación total se reconoce con facilidad, y se produce
tanto en la naturaleza tanto por sobrecalentamiento durante su calentamiento durante la
historia geológica como en el laboratorio, debido a la mala preparación de la muestra. Si
la rotura de la inclusión no llega a la superficie externa y posteriormente recristaliza, se
15

forma un halo de inclusiones secundarias más pequeñas alrededor de la inclusión
original. Este fenómeno se denomina decrepitación parcial y ha sido descrito por
numerosos autores en diferentes ambientes geológicos (Lemmlein, 1956; Touret, 1977;
Bilal, 1976; Swanenberg, 1980).
Por lo tanto, antes de llevar a cabo el estudio microtermométrico es fundamental
observar cuidadosamente las muestras para distinguir, entre otros fenómenos, la
presencia de estrangulamientos, decrepitaciones, y otros efectos mecánicos debidos a
tensiones. Estos fenómenos perturbadores son susceptibles de producir interpretaciones
parciales o totalmente erróneas. No obstante, si estos casos especiales pasan
desapercibidos, pueden ser puestos en evidencia al efectuar el estudio estadístico de los
diferentes grupos de inclusiones.
2.1.4 Termodinámica de las Inclusiones Fluidas
2.1.4.1.- Introducción
Con anterioridad a la década de los 60 del siglo pasado (Mangas et al., 1991), las
técnicas analíticas y microtermométricas eran demasiado primitivas para poder estudiar
los diferentes sistemas acuosos y determinar la composición de estos. Las inclusiones
sin fase vapor eran estudiadas usando el diagrama PVTX del agua (Cf. Kennedy 1950,
Skinner 1953, Kalyuzhnyy 1960) y en base a estos, en ocasiones, se podía inferir la
composición de las fases acuosas.
En los años siguientes, el interés por el estudio de las condiciones PVT en el
sistema H 2 O-NaCl, junto con el estudio a detalle de los cambios de fase que ocurren en
las inclusiones durante su congelación y fusión controlada (Roedder 1962, 1963), así
como el incremento en los trabajos de análisis destructivos (crush-leach) (Roedder
1958), condujeron al establecimiento de técnicas más precisas para estimar las
salinidades de las inclusiones acuosas (Shepherd, et al., 1985).
Los trabajos sobre los diagramas de Presión, Volumen y Temperatura del
sistema NaCl-H 2 O ayudaron a interpretar los resultados de inclusiones fluidas que no
mostraban la presencia de una fase gaseosa durante los estudios microtermométricos y
de “crush–leach”, al igual que en las inclusiones que mostraban temperaturas eutécticas
cercanas a los –21.2°C. Las propiedades PVT de este sistema se comenzaron a usar
durante los últimos tiempos para comprender e interpretar las inclusiones que
presentaban temperaturas eutécticas inferiores o superiores a las del sistema NaCl- H 2 O,
16

Sólido + Líquido
S + L
indicativo de la existencia de otras sales en solución y, por lo tanto, de otros sistemas
naturales como el H 2 O-NaCl-KCl, H 2 O-NaCl CaCl 2 , H 2 O-CO 2 -NaCl, etc. (Mangas et
al., 1991).
2.1.4.2.- Fundamentos
De acuerdo con las consideraciones originales de Sorby (1858), las burbujas
en las inclusiones fluidas son el resultado de una contracción diferencial de un fluido
durante el enfriamiento, desde la temperatura de atrapamiento hasta la temperatura
ambiente, por lo que la temperatura mínima de formación podría ser estimada mediante
el calentamiento progresivo de la muestra, hasta que la burbuja de gas desapareciera. A
esta temperatura en la que dos fases distintas se transforman en una fase única se conoce
como temperatura de homogeneización ó Th. Al conocer la composición del fluido
contenido en la inclusión junto con su temperatura de homogeneización, se puede
deducir la densidad del fluido atrapado mediante la construcción de un diagrama PVT
(Presión, Volumen y Temperatura) considerando que los valores de masa y volumen
son constantes (Mangas et al, 1991).
P.C.
Gas
Hipercrítico
P.C
Líquido
L
Presión
Sólido
Líquido + Vapor
Sólido + Vapor
Volumen Molar
Vapor
Temperatura
S
S + V
P.T
T
V
P
Fig. 2.6.- a) Bloque diagrama esquemático PVT de las fases en equilibrio en un cuerpo
puro. b) Proyección plana P-T. S = sólido. L = liquido. V = vapor. PC = punto crítico. P-T
= punto triple. P = presión. T = temperatura. (según Burrus, 1981).
Al considerarse las inclusiones fluidas como sistemas cerrados, se asume que los
cambios de fase se realizan a volumen constante. Si se considera una sección del
17

sistema PVT paralela al plano P-T (Fig. 2.6) el equilibrio entre el vapor y el líquido
viene representado por la curva de L+V-V, la cual termina en el punto crítico PC. El
equilibrio entre la fase líquida y la sólida está indicado por la curva de fusión. Estas dos
curvas se cortan en el punto PT, el llamado punto triple, cuyas coordenadas son
invariantes para cada cuerpo puro. En este punto hay coexistencia de las tres fases:
sólido, líquido y vapor. El equilibrio entre los estados sólidos y vapor está representado
por la curva de sublimación, que pasa también por el punto triple (Mangas, et al., 1991).
A temperatura ambiente, una inclusión bifásica (líquido-vapor) estará situada
dentro del campo de L-V. Durante el proceso de calentamiento esta inclusión se
homogeneiza, y abandona dicho campo cuando su contenido se hace monofásico
(líquido, vapor o PC), de densidad constante. La temperatura de homogeneización es
aquella a partir de la cual el contenido de la inclusión evoluciona a lo largo de una
isocora, una línea univariante que representa las condiciones de P y T para ese fluido a
una densidad constante (Fig. 2.7).
Fig. 2.7.- Diagrama P-T a volumen constante, en el que se indican los cambios de fases
para dos composiciones determinadas (curso J. Pironon).
Las condiciones termobarométricas de atrapamiento del fluido están representadas
por un punto de esa isocora. Si la presión de atrapamiento no es superior a la presión de
vapor del fluido, es decir, si los fluidos están en ebullición, se considera que la
18

temperatura de homogeneización corresponde a la temperatura de atrapamiento. En caso
contrario, las verdaderas condiciones termobarométricas imperantes durante la captura
del fluido están representadas por un punto de la isocora que puede determinarse
únicamente cuando se conozcan en forma independiente la presión o la temperatura
reinantes durante el atrapamiento, utilizando un geotermómetro o un geobarómetro
independientes.
2.1.5 Microtermometría de inclusiones fluidas.
Después de hacer un análisis petrográfico a detalle para determinar el grupo de
inclusiones más representativo del fluido original (en función del objeto de estudio), la
inclusión fluida se somete a los procesos de calentamiento y/o enfriamiento controlados
mediante la utilización de una platina microtermométrica para identificar los cambios de
fase y sus respectivas temperaturas (Mangas et al, 1991):
a) Cambios de fase a baja temperatura para el sistema NaCl-H 2 O (Fig. 2.8):
• Temperatura de comienzo de fusión o eutéctica (Te). Define el punto eutéctico del
sistema y se determina la composición del fluido (sistema).
• Temperatura de fusión de la hidrohalita (Th H ).
• Temperatura de fusión final del hielo (Tf). Estos valores permiten conocer con cierta
aproximación la salinidad de los fluidos atrapados.
19

Fig. 2.8 Cambios de fase desde baja temperatura a temperatura ambiente para el sistema
NaCl- H 2 O. (Curso J. Pironon)
b) Cambios de fase durante el calentamiento de la inclusión (hasta la Th; Fig. 2.9)
• Temperatura de homogeneización (Th) de la fase líquida, comprendiendo agua,
salmuera, CO 2 , etc.
• Temperatura de disolución de los cristales hijos (Ts), necesaria para conocer la
salinidad total de la inclusión en un sistema saturado en NaCl.
20

2.1.6 Fluidos Acuosos
El líquido contenido en las inclusiones fluidas contiene en disolución diferentes
variedades de sales. Estas suelen ser comunes a diferentes ambientes geológicos. En la
mayoría de los ambientes aparecen NaCl, CaCl 2 y KCl como los compuestos más
abundantes (en este mismo orden), salvo en algunos ambientes geológicos particulares
en los que se pueden presentar concentraciones importantes de MgCl 2 , CaO 2 o LiCl y de
volátiles como el CO 2 (Bodnar, 2003)
Fig. 2.9 Cambios de la relación líquido-vapor durante el proceso de calentamiento de una
inclusión fluida para el sistema NaCl- H 2 O. (Curso J. Pironon).
2.1.6.1 Propiedades generales del sistema NaCl- H 2 O
2.1.6.1.1 Observaciones a baja presión y temperatura
Dependiendo de las condiciones P-T que afecten a este sistema se comportará de la
siguiente manera (Mangas et al., 1991; Fig. 2.10):
• Pueden aparecer tres fases sólidas (hielo, halita e hidrohalita) y no existe
inmiscibilidad de líquidos.
• Las curvas de solubilidad y críticas son continúas.
• El punto eutéctico se sitúa a –20.8°C. Las inclusiones con composiciones entre 0 y
61.9 % de peso equivalente. de NaCl comienzan a fundir a la temperatura eutéctica.
• El Sistema tiene un eutéctico metaestable a –28°C.
21

2.1.6.1.2.- Inclusiones fluidas acuosas subsaturadas
Estas inclusiones fluidas presentan, a temperatura eutéctica (-20.8°C), tres fases:
hidrohalita + hielo + vapor. La temperatura de inicio de fusión (Te) es importante, pues
es característica de cada sistema. Si la Te es inferior a –20.8°C, esto significa que la
solución estudiada es un fluido que contiene otras sales, aparte de NaCl. Por debajo de
esta temperatura, el nuevo equilibrio univariante hielo + líquido + vapor es estable en
las condiciones termobarométricas que señala la curva en el plano P-T. La
determinación exacta de la temperatura de comienzo de fusión de la hidrohalita (Te) es
importante, pues determina la composición del sistema. Si la temperatura (Te) es
inferior a – 20.8ºC, esto significa que la solución estudiada es un fluido más complejo
que el simple NaC1-H 2 O, lo que indica que se debe comprobar la presencia de otros
iones, tales como Ca 2+ y Mg 2+ (Mangas et al., 1991).
Fig. 2.10. Diagrama de estabilidad de las fases presentes en el sistema NaCl-H 2 O
(Shepherd, 1985).
La tensión del vapor de agua es débil a baja temperatura y presión, por lo que se
puede considerar nula la salinidad del vapor que coexiste con el líquido o el sólido que
sucesivamente se forma en la inclusión. Teniendo en cuenta esto, se interpreta que la
salinidad de la inclusión viene dada por la medida de la temperatura de fusión (Tf).
22

Al calentar la inclusión esta homogeneiza, y el fluido evoluciona a lo largo de
una trayectoria P-T a volumen constante (isocora). Un incremento de la salinidad del
sistema va acompañado de una débil disminución de la presión de vapor a baja
temperatura, y de un incremento de la temperatura y presión en el punto crítico. Cuando
la densidad de un fluido disminuye la pendiente de las isocoras aumenta (Mangas et al.,
1991).
Uno de los cálculos que se realiza a partir de las mediciones microtermométricas
es la presión de homogeneización, considerada como la presión mínima reinante durante
el atrapamiento de la inclusión, aunque la presión de captura es normalmente superior.
Esta presión junto con la temperatura de homogeneización, da el punto inicial de la
isocora de un diagrama P-T. Para su cálculo existe un diagrama y una ecuación
experimental definidas por Talanstev 1979 (en Mangas et al., 1991). Actualmente estos
cálculos se realizan mediante software especializado que utiliza las diferentes
ecuaciones de estado propuestas para cada uno de los sistemas.
Con este mismo diagrama se puede calcular la presión mínima necesaria para
que no se llegue a producir la ebullición. Con los datos referentes a las temperaturas de
homogeneización y salinidades, se puede calcular la profundidad de atrapamiento
aplicando el ábaco de Haas (1971) (en Mangas et al., 1991). Ahmad y Rose (1980)
construyeron un ábaco para calcular aproximadamente la densidad de la solución más el
vapor (Mangas et al., 1991). Estas profundidades solo son válidas para el caso en que el
gradiente de presión sea hidrostático y existan pruebas geológicas para confirmarlo.
En el caso de que la presión durante la captura hubiera sido mayor a la presión
de vapor de la solución, es necesario hacer una corrección de la temperatura de
homogeneización basándose en las propiedades volumétricas de la solución y en la
aplicación de datos de P o T estimados mediante geotermómetros o geobarómetros
independientes (Mangas et al., 1991).
2.1.6.1.3-Inclusiones acuosas sobresaturadas
Durante el enfriamiento natural de las inclusiones con soluciones altamente
concentradas en NaCl se puede producir la nucleación de un cubo de halita. Si se
calienta esta inclusión, la temperatura de disolución del cubo de halita (Tm NaCl ) permite
obtener directamente la concentración de NaCl en la solución. Generalmente, después
23

se observa la homogeneización, pero puede ocurrir que tanto la burbuja como el sólido
desaparezcan al mismo tiempo. Este caso se interpreta como signo de ebullición.
Cuando la temperatura de disolución es superior a la temperatura de homogeneización,
la diferencia Th–Tm NaCl , permite hacer una estimación aproximada de la presión de
atrapamiento (Mangas et al., 1991).
2.1.6.2 Propiedades Generales del Sistema H 2 O-NaCl-CaCl 2
Las inclusiones fluidas pertenecientes a este sistema son muy comunes en
muchos ambientes, incluyendo cuencas sedimentarias y rocas de medio a alto
metamorfismo. Este tipo de inclusiones usualmente son identificadas durante su análisis
microtermométricos debido a su baja temperatura eutéctica (aproximadamente –52°C)
y por que la temperatura de fusión de la hidrohalita está por debajo de –21°C.
Fig. 2.12.- Diagrama de Oakes para determinar salinidad y las relaciones de Ca y Na.
(Oakes et al, 1990, en Levresse et al., 2006).
Las inclusiones bifásicas (líquido + vapor; no saturadas) pertenecientes a este
sistema, al congelarse forman una mezcla de hielo, hidrohalita, antarcticita (CaCl 2 6
H 2 O) y vapor. Salvo para composiciones muy ricas en CaCl 2 , la antarcticita funde a la
temperatura del eutéctico del sistema, restando una mezcla de pequeños cristales de
hielo e hidrohalita. Al continuar el calentamiento, la hidrohalita se va fundiendo
aumentando la cantidad de líquido en la inclusión hasta la temperatura de fusión del
24

ultimo cristal de hidrohalita, que depende de la relación CaCl 2 /NaCl, restando hielo +
liquido + vapor en la inclusión.
Al continuar calentando la inclusión, se obtiene la temperatura final de fusión
del hielo. Utilizando todas las temperaturas de fusión de las diferentes fases
(temperatura del eutéctico, la temperatura de fusión de la hidrohalita y la temperatura de
fusión del último cristal de hielo) y su secuencia (diagrama Fig. 2.12), se puede calcular
la relación en porcentaje de CaCl 2 /NaCl. Se toma la isotermas de la temperatura del
eutéctico hasta que intersecte la isoterma de la temperatura de fusión de la hidrohalita.
En este punto se dibuja una línea recta entre el punto de la temperatura de fusión del
último cristal de hielo con el punto en que se intersectan la Te y Tfh y se extrapola hasta
la base del diagrama. La forma mas exacta para calcular la salinidad es mediante la
ecuación matemática del sistema, pero para utilizarla es necesario determinar mediante
el diagrama la relación porcentual de la concentración de sales.
25

2.1 Generalidades sobre los depósitos tipo MVT
2.1.1 Introducción
Los depósitos de tipo Mississippi Valley o MVT son yacimientos minerales de
origen epigenético que se encuentran distribuidos por todo el mundo. Son denominados
así por su localidad tipo en los grandes yacimientos minerales de Pb y Zn de la cuenca
del Valle de Mississippi en el centro de los Estados Unidos, donde fueron definidos
hace 68 años (Bastin, 1939).
En los últimos 25 años, se han llevado a cabo una serie de estudios que
identificaron la estrecha asociación entre los yacimientos MVT y los procesos
diagenéticos tardíos que sufren las series sedimentarias principalmente carbonatadas.
Estos estudios sugieren que los depósitos MVT son producto de enormes sistemas
hidrotermales relacionados a grandes deformaciones corticales (e.g., Leach 1973;
Garven 1985; Leach y Rowan 1986; Oliver 1986; Bethke y Marshak 1990; Oliver 1992;
Symons et al. 1993, 1996b).
En general estos yacimientos son una variada familia de depósitos epigenéticos
encajados en rocas carbonatadas de plataforma, a menudo dolomías. Los cuerpos
mineralizados son normalmente estratoligados, aunque pueden existir cuerpos
discordantes o chimeneas de disolución mineralizadas. Se forman a partir salmueras de
cuenca con salinidades medias a altas, a temperaturas y presiones bajas (Tritlla et al.,
2006).
2.1.2 Depósitos MVT
Históricamente los depósitos MVT llamados “clásicos” son aquellos que se
encuentran en el centro de los EEUU. Los mas nombrados son el de Tri-State, entre los
estados de Missouri y Oklahoma (Hagni, 1976), los del SW de Winsconsin e Illinois
(Heyl & West, 1982), los del centro y este de Tennessee (Main, 1976; Hoagland, 1976;
Rhodes et al, 1984). Sin embargo pueden localizarse depósitos similares por todo el
mundo (Fig. 6.1) (Leach et al., 2001).
Los distritos MVT pueden estar formados desde varias decenas a centenas de
depósitos conteniendo en tonelaje (promedio) entre 300,000 y 3,000,000 toneladas de
mineral por depósito, teniendo el mas grande hasta 18,000,000 toneladas de mineral
bruto, con leyes de hasta un 65% con un promedio entre 10% y 15% de mineral
26

(Sangster, 1990).
El origen de los depósitos MVT ha estado sujeto a muchas discusiones, en parte
debido a su gran importancia económica ( 65% y 77% de la reserva mundial de Pb y Zn,
Tikkanen, 1986), a lo poco conocidos que son los procesos que actúan en su formación
y a la ambigüedad con la que se presentan algunas de sus características entre los
diferentes distritos.
Fig. 2.1.- Distribución mundial de algunos de los depósitos MVT mas importantes (Leach
et al., 2001)
Todos los yacimientos de tipo MVT presentan una asociación mineral
considerada típica de estos depósitos (esfalerita, galena, barita y fluorita), sin embargo
en manera general los distritos mineros contienen un enriquecimiento de un mineral en
particular sobre los demás. Los distritos conocidos como del Valle Alto del Mississippi
y el Tri-State se encuentran caracterizados por tener una relación de contenido de
minerales de Zn > Pb > Ba o F. Para los distritos del SE de Missouri la relación cambia
y se tienen Pb > Zn >>Ba o F. Los distritos del centro de Missouri tienen una relación
Ba > Pb o Zn > F y los distritos de Kentucky – Illinois están enriquecidos por Fluorita
con una relación de F > Zn o Pb o Ba (Sverjensky, 1989).
Algunas características encontradas en los distritos MVT como son las altas
salinidades de sus fluidos, temperaturas moderadas, las composiciones isotópicas en δD
y δ 18 O, y la composición de los elementos mayores, son muy similares a aquellos
encontrados en las salmueras de los campos petroleros actuales (Carothers y Kharanka,
1978, 1980; Carpenter et al., 1980; Roedder, 1967, 1977; Hanor, 1979; Kharaka et al.,
27

1980; Sverjensky, 1968, 1974, 1981; Tritlla et al., 2006).
Estas similitudes condujeron a la formación de la idea de que los fluidos
mineralizadores en realidad son verdaderas salmueras de cuenca (White, 1958; 1968;
Ohle, 1980; Sverjensky, 1984; Tritlla et al., 2006). Estas ideas establecen que fluidos
salinos de alta temperatura, similares a las salmueras de los campos petroleros, migraron
fuera de las cuencas sedimentarias, hasta encontrar trampas estructurales, químicas o
térmicas en la que eventualmente precipitaron minerales, recorriendo distancias de hasta
varios cientos de kilómetros.
2.1.3 Características Regionales
Los depósitos MVT se encuentran ligados a secuencias de plataforma que
circundan cuencas sedimentarias. Suelen formarse durante las fases de deformación del
orógeno o durante las fases de relajación tectónica subsiguiente (Tritlla et al., 2006,
2007)
En general, los depósitos son epigenéticos y aparecen encajonados en secuencias
carbonatadas de aguas someras, distribuyéndose espacialmente en cientos o miles de
kilómetros cuadrados,
Algunos depósitos se encuentran en asociación con arrecifes. Estos suelen
situarse en altos del basamento como en el distrito Gayna River en Canadá (Akande et
al. 1984); atolones rodeando altos del basamento como los distritos del sur este de
Missouri (Larsen, 1977), en las líneas de máxima curvatura de pliegues, que pueden ser
controlados por el basamento como en Pine Point (Rhodes, 1984) o en Gayna River
(Hewton, 1982). La asociación con arrecifes radica en rápidos cambios de fácies
laterales en la roca de caja (Sangster, 1990).
Establecer las relaciones tectónicas entre los yacimientos de tipo MVT y el
marco regional que lo rodea ha sido difícil de llevar a cabo. Muchos de los casos han
sido complicados debido al pobre control que se tiene en las edades de la
mineralización. (Bradley et al., 2003) debido a que los depósitos MVT se caracterizan
por contener minerales con bajos contenidos en elementos que sean susceptibles de ser
utilizados para fechamientos isotópicos. Cuando es posible establecer algún tipo de
edad (fechamiento isotópico o paleomagnético) las discrepancias debido a los rangos de
error llegan a ser muy importantes (±10 a 20 Ma.; Leach et al., 2001 a). Cuando no es
28

posible fechar dichos depósitos, se ha tenido que optar por utilizar evidencias
geológicas (sucesiones geológicas, emplazamientos, fracturas etc.), poniendo así la
mineralización en el marco tectónico regional (Bradley & Leach, 2003).
2.1.4 Características Generales de los depósitos MVT
Estas son las características que se consideran comunes a todos los depósitos
MVT alrededor del mundo (Sverjensky, 1986, 1989; Anderson y Macqueen, 1982;
Leach et al., 1986a, b; Leach y Sangster, 1993; Tritlla et al. 2006):
1) Suelen encajarse en series carbonatadas de plataforma, con espesores variables.
2) Son mineralizaciones epigenéticas, constituidas por la acumulación de diferentes
minerales como esfalerita, galena, pirita, marcasita, calcita, dolomita, barita,
fluorita, celestina, calcopirita y cuarzo.
3) Se forman a poca profundidad, en los bordes de altos del basamento, normalmente
rodeando cuencas sedimentarias.
4) Los depósitos se encuentran acompañados por materia orgánica, tanto hidrocarburos
como bitumen tanto libres como atrapados bajo la forma de inclusiones fluidas en
los minerales constituyentes del depósito.
5) Poseen una morfología muy variada, y consisten en mantos de reemplazamiento, de
masivos a bandeados; rellenos de bolsadas en ocasiones de origen kárstico (karst
hidrotermal); cementando brechas hidráulicas o de colapso; rellenando fracturas o
filones; etc. Suelen estar limitados a un solo nivel estratigráfico.
6) Los distritos suelen estar formados por un numero elevado de depósitos de pequeño
tonelaje, con unas leyes promedio del 10% de Zn+Pb. La distribución de estos
depósitos suele estar controlada por elementos estratigráficos, estructurales o la
combinación de ambos, localizándose siempre en unos niveles determinados, de ahí
su carácter estratoligado.
7) Cubren áreas muy extensas de cientos a miles de kilómetros cuadrados; formando
en ocasiones, provincias metalogenéticas.
8) Texturalmente, los sulfuros muestran una gran variedad textural que va desde
reemplazamientos coloidales de grano muy fino hasta grandes cristales (de hasta
decenas de centímetros) ocupando grandes cavidades. Las texturas son indicativas
29

de precipitación rápida (coloformes, dendríticas, esqueléticas) y pueden ser las
predominantes en algunos depósitos.
9) En su mayoría aparecen encajonados en series estratigráficas carbonatadas,
generalmente dolomitizadas. No obstante existen algunos depósitos que encajan en
rocas siliciclásticas: Laisvall en Suecia (Rirckard, 1983; Lindblom, 1986),
Largentiére y St Sébastien d´Aigrefeuille en Francia (Ngoyanadji, 1988), Yava y
George Lake en Canadá (Sangster & Vaillancourt, 1990) etc.
10) Genéticamente, no están asociados a rocas ígneas.
11) Están asociados en la mayoría de los casos a regímenes tectónicos tanto
compresionales como extensionales.
12) Se encuentran dispersos en el tiempo geológico sin una disposición particular.
13) Estos depósitos se han formado a partir de soluciones de cuenca similares a las
aguas de formación petroleras, con temperaturas, determinadas mediante inclusiones
fluidas. El mecanismo más viable para el transporte de Zn y Pb es mediante
complejos clorurados; el F se puede transportar mediante complejos de Mg y Ca
(Spirakis, 1984; Tritlla et al. 2004). A menudo, los fluidos acuosos están
acompañados por metano, hidrocarburos líquidos y bitumen.
14) La composición isotópica del oxígeno y del carbono de las rocas encajonantes está
ligeramente empobrecida con respecto a las rocas regionales, hecho que indica que
recristalizaron en presencia de un fluido.
15) Las composiciones isotópicas de oxigeno y deuterio de las aguas contenidas en las
inclusiones fluidas son similares las de los fluidos presentes en las cuencas
sedimentarias.
16) Los datos isotópicos de plomo, muy radiogénicos, sugieren un origen crustal para
los metales, que muy probablemente fueron lixiviados de los materiales
sedimentarios de la misma cuenca, o bien de materiales presentes en el zócalo. El
origen del azufre está casi siempre asociado a una fuente evaporítica (evaporación
de agua marina; lavado de evaporitas), aunque el amplio rango de composiciones
que suelen observarse en algunos depósitos sugiere que esta composición puede
estar modificada por procesos de oxidación/reducción en presencia de materia
orgánica.
30

17) La reconstrucción del grosor total de sedimentos por encima de la mineralización en
el momento en que esta se formó, junto con un gradiente geotérmico anómalo,
permiten calcular temperaturas en el área mineralizada que siempre son inferiores a
las encontradas mediante inclusiones fluidas.
2.1.5 Texturas.
Las texturas presentes en las mineralizaciones MVT son muy variables. En
algunos distritos se aprecian texturas relacionadas con relleno de cavidades producidas
por la propia diagénesis (geodas, drusas, cavidades karsticas, etc.) o por los procesos de
mineralización (“karst hidrotermal”, Dzulinski & Sass-Gustkiewickz, 1985), generando
así minerales que van desde grandes cristales idiomórficos hasta estructuras bandeadas
botroidales de pequeños cristales alotriomórficos (Tritlla y Canals, 1997; Tritlla et al.,
2006). Se encuentran también de forma característica en estos depósitos las brechas
gravitacionales, formadas por colapsos de cavidades (Ohle, 1985; Tritlla et al., 2006,
2007).
La dolomita en “silla de montar” es una textura típica que aporta información
sobre las condiciones de precipitación, Machel (1987) menciona que son producto
típico de la reducción termoquímica del sulfato (TSR). Se presenta en forma de cristales
idiomórficos con colores, blanco, aperlado, nacarado, con extinción ondulante y gran
cantidad de inclusiones fluidas (Tritlla et al., 2006).
Las ritmitas también conocidas como texturas “cebra” o “laminadas”, son
debidas a la alternancia de bandas oscuras y claras. Según Fontboté (1993) la
disposición en forma de bandas corresponde a un reemplazamiento parcial (bandas
oscuras) y completo (bandas claras) de los carbonatos por la mineralización. Estas
texturas se presentan en una variada cantidad de minerales como: baritina, fluorita,
ankerita, siderita, magnesita, dolomita, pirita, esfalerita, celestina, yeso, entre otros
(Tritlla y Canals, 1997; Tritlla et al. 2006).
2.1.6 Génesis
Se han propuesto un conjunto de modelos genéticos en la literatura para explicar
algunos de los fenómenos que dan lugar a los depósitos MVT. Estos incluyen el origen
de los fluidos, la fuente de los metales, la relación de los fluidos mineralizadores con las
31

salmueras de las cuencas petroleras, etc. Las ideas propuestas sobre estos fenómenos
varían de distrito a distrito y en general algunos autores han aceptado solo unos pocos
modelos de flujo de aguas y sobre los mecanismos de transporte y precipitación de los
minerales.
Modelos de circulación
De los modelos propuestos sobre la circulación de los fluidos, los más aceptados
son (ver Tritlla et al., 2006):
1) Flujo activado por movimientos tectónicos (“Tectonically-driven flow”, Oliver
1975), la corteza es sometida a esfuerzos, los cuales con el paso del tiempo forma
patrones de flujo de aguas. Debido a que la deformación tectónica es muy lenta, las
velocidades de flujo son lentas.
2) Flujo por bombeo sísmico (Sibson et al., 1975). Este tipo de flujo genera
velocidades de circulación altas a escalas locales, como en los yacimientos de Hg
encajados en rocas carbonatadas en Castellón, España (Tritlla y Calderach, 1997).
3) Flujo debido a procesos diagenéticos (Sharp, 1978), en caso de cuencas
sobrepresurizadas, el rápido acumulamiento de sedimentos y la subsidencia, genera
presiones hidrostáticas suficientes para la expulsión de las aguas intraformacionales
(connatas), en caso de que no exista sobrepresión en la cuenca el modelo generará
velocidades de circulación muy bajas perdiendo así temperatura, lo cual bajo estas
circunstancias este modelo no es propicio para la circulación de fluidos
mineralizadores.
4) Flujo debido a gradiente topográficos (“Gravity-driven flow”, Garven y Freeze,
1984), en el cual las aguas meteóricas infiltradas dentro de los edificios orogénicos
fluyen por acción de la gravedad a las zonas bajas de las cuencas foreland asociadas.
Este modelo permite velocidades relativamente altas de circulación (hasta 10 metros
por año) por largos periodos de tiempo y es el más aceptado para los yacimientos
MVT.
32

Mecanismos de transporte y precipitación
Algunos mecanismos aceptados para el transporte y la precipitación son:
1) Anderson & Macqueen (1982) proponen que los fluidos lixivien y transportan los
metales y otras soluciones durante su paso por las rocas.
2) Sverjensky (1984) propuso el modelo del acuífero, el cual establece que durante la
migración de los fluidos la interacción agua-roca provoca reacciones químicas y
termodinámicas que libera metales de la roca y son transportados en forma iónica.
Este fluido contiene azufre en forma reducida junto con los metales como en los
depósitos Sedex, y es precipitado por cambios en el pH, dilución y descenso en la
temperatura (Lydon, 1983).
3) Barton (1967), Anderson (1983) y Anderson & Graven (1987) crean un modelo de
Reducción de sulfato, a diferencia de Beals y Jackson, consideran que los sulfatos y
los metales son transportados en solución por el mismo fluido y la precipitación se
da por la reducción del sulfato por agentes reductores como la materia orgánica
dentro de las rocas cercanas al depósito.
4) Barnes (1983) propone que los metales son transportados formando complejos con
la materia orgánica en fluidos neutros o alcalinos y la precipitación se da a
consecuencia de una disminución del pH o por oxidación.
5) Beals & Jackson (1966, 1967), y Anderson (1975) establecen que la precipitación de
los minerales se da por la mezcla de dos fluidos diferentes, un fluido clorurado con
los iones metálicos en suspensión que luego se mezcla con otro fluido con azufre
reducido H 2 S de origen bacteriológico. Este es el modelo mas aceptado para la
precipitación de minerales en los depósitos MVT
Los fluidos involucrados en el transporte, en su mayoría, tienen características
en común, pero las pequeñas diferencias en el comportamiento geoquímico, en sus
zonas de flujo y recarga de minerales, así como en los procesos operantes en el sitio de
precipitación y deposito, resultan en diferencias importantes entre un yacimiento y el
otro (por Ej. Sverjensky, 1984).
33

34

Capitulo III
Metodología, Técnicas y Equipos
35

36

3.1 Metodología
3.1.1 Selección de las muestras
A partir de un levantamiento geológico y un muestreo detallado se llevó a cabo
la descripción macroscópica de las muestras, su corte y laminación. Para los estudios
petrológicos y de secuencia paragenética se utilizaron láminas delgadas standard; para
el estudio de inclusiones fluidas se obtuvieron láminas gruesas (100-150 μm)
doblemente pulidas.
El estudio petrológico consistió en la determinación de la sucesión mineral, la
determinación de los tipos texturales presentes y la secuencia de eventos en el depósito.
Para el análisis microtermométrico de inclusiones fluidas se obtuvieron muestras
de los cristales más transparentes y menos deformados, tanto de fluorita como de
celestina, para evitar problemas de modificación post-atrapamiento de las inclusiones
fluidas.
3.1.2.-Descripción Macroscópica
De las muestras obtenidas se hicieron bosquejos generales y fotografías para
determinar la disposición de los minerales, se determinó la secuencia de texturas
macroscópicas, la morfología y disposición de los cristales, los tipos porosidad y/o
cavidades y el grado de reemplazamiento de la roca encajonante. En base a estas
observaciones se seleccionaron las mejores y más representativas muestras para su
estudio petrográfico, así como para la realización de las superficies doblemente pulidas
para el estudio microtermométrico de inclusiones fluidas. Durante esta etapa se utilizó
una lupa de mano de 10X, ácido clorhídrico (HCl) al 10% y una cámara fotográfica
digital.
3.1.3.- Laminación
La laminación se llevó a cabo en el Taller de Laminación del Centro de
Geociencias de la UNAM (Juan Tomás, laminador). Las muestras de gran formato se
cortaron inicialmente con sierras de disco diamantado refrigeradas mediante agua; las
muestras ya con formato para laminación se cortaron mediante una sierra diamantada de
baja velocidad lubricada por agua Struers Minitom. Se realizaron dos tipos diferentes de
láminas:
37

3.1.3.1.- Laminas Delgadas (L.M.)
Una vez obtenido el dado de roca, este se prepara mediante el pulido de una de
sus caras a mano mediante el empleo de polvos abrasivos de carborundum de tamaños
de grano sucesivamente más finos. Una vez obtenida una superficie regular, esta
muestra es pegada a un portaobjetos de vidrio libre de tensiones y de tamaño estándar
mediante una resina de curado UV que presenta un índice de refracción similar al
bálsamo de Canadá. Este conjunto roca-lámina es desbastado hasta un espesor
aproximado de 100 micras utilizando una laminadora Petrothin Buehler. El acabado
final de la muestra se realizó a mano utilizando polvo abrasivo de carborundum hasta
obtener una lámina de aproximadamente 33 micras de grosor (carbonatos con colores de
cuarto y cuarzo con colores de primer orden según la tabla de Michel-Levy). Las
láminas así obtenidas fueron cubiertas mediante un cubreobjetos de vidrio pegado con la
misma resina de curado UV. Se laminaron 20 muestras entre la roca encajonante,
celestina y fluorita.
3.1.3.2.- Laminas doblemente pulidas para microtermometría
Las muestras seleccionadas para el estudio de inclusiones fluidas fueron
incluidas en resina de baja temperatura de curado, para facilitar su posterior
manipulación. La baja temperatura de curado es crucial para no sobre calentar las
inclusiones que pudiesen contener estas muestras, provocando la modificación de las
propiedades volumétricas de las mismas (decrepitación). Una vez obtenido la inclusión
con resina, se desbasta una cara de la muestra mediante abrasivo de carborundum, y se
prepara para su pulido metalográfico. Este se realiza mediante una pulidora
metalográfica Discoplan CS Struers y abrasivo de diamante de 3 y 1 μ de diámetro. Una
vez se ha obtenido una superficie con brillo “espejo”, la muestra se pega a un
portaobjetos por la cara pulida mediante una resina que sea soluble en acetona. La
muestra se corta y se desbasta hasta un grosor que depende del grado de transparencia
de la misma. Cuanto más gruesa sea la lámina, más posibilidades de encontrar
inclusiones fluidas abundantes. No obstante, cuanto más gruesa, también será menos
transparente, por lo cual es importante llegar a un buen equilibrio entre ambos
parámetros.
A continuación, se pule la nueva cara de la muestra así obtenida, a grado espejo.
Para el estudio microtermométrico se separaron en una caja de petri con acetona las
38

muestras del portaobjetos, se limpian de resina ya que estas se degradarían durante su
calentamiento. Y se fracturan para que puedan ser introducidas en las cápsula de vidrio
de cuarzo de la platina microtermométrica. Antes del despegado de la muestra, es
necesario realizar su estudio petrográfico.
Se laminaron 9 muestras de las cuales 8 fueron utilizadas para microtermometría
de inclusiones fluidas acuosas y una para el estudio de inclusiones fluidas con
hidrocarburos.
3.1.3.3.- Petrografía
Las laminas delgadas a 33 micras, fueron estudiados mediante microscopía
óptica de polarización con un microscopio Leica DML-P triocular, con objetivos de 5X,
10X, 20X y 40X, una fuente halógena de 100 w, duplicador de aumentos y cámara
fotográfica digital Olympus DP11 del laboratorio de Geoquímica de Fluidos Corticales
del Centro de Geociencias de la UNAM (Querétaro). Se obtuvieron fotografías de todas
la láminas delgadas (con y sin analizador) a la vez que se realizó el estudio petrográfico,
realizándose un bosquejo general de cada una de las láminas.
3.1.3.4.- Petrografía de las inclusiones fluidas
Se realizó un bosquejo de la situación de las inclusiones fluidas en las muestras
seleccionadas, para así definir su carácter (primario, secundario o pseudosecundario); la
situación general de las inclusiones, su grado de relleno, la presencia de hidrocarburos,
cristales atrapados o cristales hijos, fracturas visibles. Esto se utiliza para determinar las
relaciones de las inclusiones fluidas con la sucesión paragenética y los pulsos de fluidos
que originaron los minerales y a su vez para la localización física de las inclusiones
fluidas que se pretendan estudiar. El equipo fue el mismo que se utilizó para la
petrografía de láminas delgadas del laboratorio de Geoquímica de Fluidos Corticales del
Centro de Geociencias de la UNAM.
3.2.- Técnicas y Equipos
3.2.1.- Microtermometría
Es el método más utilizado para el estudio de las inclusiones fluidas y se basa en
el estudio de las temperaturas a las que se ocurren cambios de fase en los fluidos que
39

contienen las inclusiones. Las temperaturas de fusión dan valores indicativos sobre la
naturaleza del fluido así como de su composición química, la cual puede calcularse
debido a que el punto de fusión de un fluido se encuentra intrínsecamente relacionado
con el contenido de sales y disminuye a medida la temperatura de fusión (Tf)
proporcionalmente con el aumento de las sales en el medio acuoso (Ley de Raoult).
Las temperaturas de homogeneización se consideran como temperaturas de
formación de las inclusiones, siempre que la presión durante su captura no haya
excedido la presión de vapor de equilibrio de la solución (ebullición). En el caso
contrario será necesario introducir correcciones de temperatura debidas a la presión
(Shepherd, 1985). Las temperaturas de homogeneización permiten estimar temperaturas
de atrapamiento, siempre y cuando la presión de captura no haya excedido la presión del
vapor, en caso de contrario ha de introducir una corrección por presión, estimada
mediante un geobarómetro o geotermómetro independiente. También estas temperaturas
permiten estimar la densidad del fluido, teniendo en un principio la composición
química dada por la temperatura de fusión. El rango de estudio (según cada aparato) de
este método va desde los –180 a 600°C aproximadamente (Mangas, et al., 1991)
3.2.1.1.- Instrumental
El análisis se realiza con la ayuda de un microscopio petrográfico de luz
transmitida sobre cuya platina se coloca una platina térmica que permite el
calentamiento de muestras hasta +600°C y el enfriamiento hasta cerca de los -196°C
mediante la utilización de nitrógeno líquido. Dicha platina está conectada a una consola
de medida y regulación electrónica en la que las variaciones de temperatura son
controladas automática o manualmente. El estudio se realizo en el laboratorio de
Geoquímica de Fluidos Corticales del Centro de Geociencias de la UNAM. Se
utilizaron dos equipos para el estudio microtermométrico de las inclusiones fluidas.
3.2.1.1.1-Platina Chaixmeca
Esta platina térmica consiste en un bloque cilíndrico de latón que se coloca
sobre la platina del microscopio. El cilindro posee un solenoide hueco que permite la
circulación del nitrógeno líquido para descensos de temperatura, una resistencia para
aumentos de temperatura, y una ventana de observación por la que cruzan los rayos del
microscopía hacia los objetivos. Posee un regulador termopar que mide instantánea y
40

continuamente la temperatura de la muestra el cual aparece en un tablero digital de
cuatro dígitos con una resolución de ± 0.1ºC (Fig. 3.1).
Fig. 3.1 Corte esquemático de la platina calentadora-refrigeradora Chaixmeca (Poty et al.,
1976): 1) Sonda de resistencia de platino. 2) Cámara en la que se deposita la muestra. 3)
Condensadores ópticos. 4) Solenoide hueco para la circulación de nitrógeno líquido. 5)
Filtro de rayos infrarrojos. 6) Resistencias eléctricas, para producir el calentamiento
(Mangas et al., 1991).
El censor de la platina está desplazado ligeramente con relación a la muestra,
debido a que no podría existir una ventana por la que se pudiera observar la muestra.
Esto causa gradientes térmicos desiguales, al ser la temperatura de a la que se encuentra
la muestra diferente a la del censor. Para realizar la calibración necesaria se utilizan dos
patrones de comparación: (1) inclusiones fluidas sintéticas (H 2 O pura, CO 2 puro y
soluciones salinas), cuyos valores de temperatura de homogeneización y fusión son
conocidos, (2) compuestos sintéticos (Ej. urea). Se colocan dentro de la platina estos
compuestos con inclusiones sintéticas cuyo punto de fusión ya es conocido. Se congelan
y luego se dejan regresar a la temperatura ambiente para observar el punto de fusión.
Una vez observado el punto de fusión se elabora una gráfica con los puntos de fusión
reales y los observados.
El calentamiento mediante la platina Chaixmeca se realiza por medio de una
resistencia eléctrica (18 v / 8.5 A) incorporada a la platina, la temperatura se controla
con un reóstato situado en la consola. Para que el objetivo no se caliente durante la
41

observación, se le rodea con un serpentín de refrigeración por el que pasa una corriente
de agua. Es necesario un calentamiento lento para que no se produzca un desequilibrio.
La muestra se congela mediante la circulación de nitrógeno líquido proveniente
de un dewar presurizado, conectado a una bomba de presión, en el cual se introduce una
resistencia eléctrica controlada por un transformador de regulación continua (Fig. 3.2).
Con este método se consigue alcanzar temperaturas próximas a –150ºC, pero con un
gran consumo de nitrógeno líquido. La muestra y el objetivo están aislados de la
atmósfera por la cubierta metálica y un tubo de plástico que enlaza el objetivo con la
platina. Para lograr un cierre hermético se coloca un aislante de plástico alrededor del
objetivo, y para evitar la condensación de agua sobre la preparación, se ponen varios
granos de gel de sílice a su alrededor.
Fig. 3.2 Fotografía del equipo térmico Chaixmeca. a) Dewar contenedor de nitrógeno. b)
Bomba conductora de nitrógeno. c) Microscopio con platina térmica montada. d)
Regulador termopar (Laboratorio de geoquímica de fluidos corticales, CGEO, UNAM).
3.2.1.1.2-Platina Linkam THMSG-600
Este es un modelo de platina enfriadora y calentadora mas sofisticada y fue creada
para tener un mayor control en los procesos de calentamiento y enfriamiento. La muestra
se posiciona directamente sobre un bloque pequeño de plata que contiene una ventana
cubierta por una lámina de cuarzo cortado paralelamente al eje cristalográfico C, en el
centro de una celda térmica de aluminio desmontable. Este bloque de plata contiene una
42

esistencia de platino para calentarlo, y un termopar que permite medir la temperatura
dentro del bloque de plata, no en la superficie de la lámina de cuarzo. En su interior existe
una cavidad con forma solenoide conectada a dos tubos de acero inoxidable conectados a
la entrada y salida de nitrógeno líquido y que, a su vez, mantienen el bloque de plata
elevado, sin tocar las paredes inferior y superior de la cámara de la platina.
Esta platina posee dos secciones desmontables con dobles ventanas de un vidrio
muy fino para dejar pasar la luz del microscopio y dejar totalmente aislado la platina del
exterior. El aire que queda atrapado dentro de la cámara de la platina puede ser extraído
utilizando nitrógeno gas, el cual se inyecta a la platina y por diferencia de densidades
desplaza al aire dentro de la platina. Cuenta con dos tornillos de movimiento en los ejes
X – Y, lo cual permite estudiar muchos puntos dentro de la misma muestra, haciendo su
uso más cómodo.
Fig. 3.3.- Platina térmica Linkam THMS600 (www.linkam.co.uk).
La platina modelo THMSG600 (Fig. 3.3) tiene 3 conexiones directas, una para el
tubo capilar que lo conecta con el dewar que contiene el nitrógeno, otra que se conecta
al controlador de temperatura conecta a la resistencia que controla la temperatura y uno
tercero que se conecta a la bomba de vació que controla el flujo de nitrógeno. La platina
posee 2 conexiones extras que funcionan como sistema de purgación del aire contenido
dentro de la platina. Uno se conecta a la bomba de vació, el cual bombea aire hacia la
platina y otro que sirve como válvula que se abre o cierra dependiendo del sentido de la
purgación.
43

Posee 3 controladores digitales:
1) Controladora (TMS94) programable para descensos y aumentos de temperatura
(manuales o automáticos), que puede programarse directamente sobre el aparato o por
medio de una computadora conectada a la interfase de control térmico. El sistema de
control digital térmico, maneja los cambios en la temperatura por medio de una
resistencia de platino acoplada a un termopar que está colocada dentro del bloque de
plata.
2) Control de bombeo del nitrógeno (THM-LNP94) (Fig. 3.4), el cual al encenderse
genera un vació que por efecto Bernoulli extrae en 4 velocidades diferentes nitrógeno
del dewar que lo contiene manual o automáticamente. El envase térmico es un dewar
LNP94/2 (Fig. 3.4) con capacidad para 3 litros de nitrógeno liquido, posee un tubo
capilar protegido con una recubrimiento de poliuretano para su aislamiento, el cual
se conecta directamente a la platina.
3) Mezcladora de video (TMS94) y una cámara de video montada sobre el
microscopio, a través de los cuales se pueden observar los análisis térmico en un
monitor y grabar en video simultáneamente la imagen real de la muestra bajo
observación mezclada con el termómetro del aparato (Shepherd, 1981).
Fig. 3.4.- Controladora de temperatura (TMS94), bomba de nitrógeno y dewar (THM-
LNP94/2) (www.linkam.co.uk)
Al poder controlar los cambios de temperatura y poder ser grabado, la platina
Linkam se utiliza para trabajos de mayor detalle, en los que es mas probable encontrar las
fases que en la Chaixmeca son difíciles de observar como la temperatura del eutéctico,
44

temperatura de fusión de la hidrohalita, así como las fases de los hidratos de gas
(clatratos). Los rangos de precisión son mucho mejores (+-0.1°C) y la posibilidad de
controlar el flujo del nitrógeno es mas precisa, lo cual permite un mejor consumo y un
mejor aislamiento térmico.
Para el caso “El Tule” se utilizó esta platina para apreciar los cambios de fase
difíciles de observar en la platina Chaixmeca. La platina utilizada cuenta con una
cámara de video Sony Digital Color Camera acoplada al microscopio (Fig 3.5). Esta
platina esta montada en un microscopio petrográfico Leica DML-P, con objetivos de 5x,
10x, 20x y uno PLAN-fluorita de ultra larga distancia de trabajo 50x, una fuente de luz
de halógeno de 100 w y duplicador de aumentos.
Fig. 3.5 Equipo Linkam del Laboratorio de geoquímica de fluidos corticales del CGEO,
UNAM.
3.2.2.- Microscopía UV (fluorescencia ultravioleta, UVF)
La fotoluminiscencia se origina por la excitación de una molécula mediante
fotones y dependiendo del grado de excitación se desarrollan ciertas propiedades como
la fluorescencia (respuesta de luz inmediata) y la fosforescencia (respuesta retardada de
la luz). La fluorescencia se utiliza en el estudio de inclusiones fluidas con petróleo
debido a que la mayoría de los hidrocarburos al ser excitados emiten luz en el rango
visible (400-700 nm.). Esta emisión de fluorescencia de las moléculas orgánicas se debe
a la vibración de moléculas con doble enlace de carbono (Munz, 2001).
45

Como fuente de excitación se utiliza una lámpara de mercurio a alta presión así
como filtros para limitar la longitud de onda de la fluorescencia de los hidrocarburos
(aproximadamente 480 nm). El espectro de luz emitida puede ser cuantitativamente
determinado por un espectrómetro, o cualitativamente determinado por observación del
color de la luz fluorescente. La relación entre los colores de fluorescencia y la
composición es altamente compleja. Los principales componentes químicos que
provocan la fluorescencia son los hidrocarburos aromáticos (Munz, 2001), sin embargo,
la existencia de compuestos dominados por N, S u O pueden alterar la fluorescencia
bajo ciertas longitudes de onda (Khavari Khorasani, 1987), efecto que para evitarse
deben de utilizarse filtros adecuados.
Absorción UV
Electrón Excitado
Emisión de Luz
Espectro de luz blanca
Longitudes de onda visibles
Fig. 3.5.- Principio de fluorescencia. El electrón absorbe los rayos UV, es excitado y
cambia su nivel de energía y luego es liberado en forma de luz visible. (Curso J. Pironon)
En la mayoría de los casos la composición de los hidrocarburos y, por lo tanto,
su fluorescencia dependen en mucho del origen, madurez térmica y ciertos aspectos de
migración y degradación biológica. Así ciertas propiedades como la gravedad API
pueden determinarse (cualitativamente) por el color de la fluorescencia. Los aceites
pesados muestran emisiones a mas altas longitudes de onda que los aceites ligeros (Fig.
46

3.7), lo cual dependiendo de los filtros utilizados, serían colores amarillos y rojos para
los aceites pesados, y azules o blancos para los aceites ligeros (Munz, 2001).
Fig. 3.6.- (Izquierda) Equipo utilizado para la microscopía UV del laboratorio de
Geoquímica de fluidos corticales del Centro de Geociencias, UNAM, Campus Juriquilla.
(Derecha) Equipo utilizado para la microscopía UV del Laboratorio CREGU en Nancy,
Francia.
Para este estudio se utilizó un microscopio Olympus BX 51 con objetivos de 5x,
10x y 50x de ultra largo alcance, con cámara digital integrada Evolution MP Color de
Media Cybernetics (Fig. 3.6), con una fuente UV Olympus de longitud de onda de 480
n.m.
A
B
Fig. 3.7.- Imágenes de inclusiones fluidas con petróleo tomadas bajo luz transmitida
(izquierda) y bajo fluorescencia UV (derecha). a) Fluorescencia azul de una inclusión con
47

aceites ligeros. b) Fluorescencia naranja de una inclusión fluida con aceites pesados
(Pironon et al., 2004)
3.2.3.- Microespectroscopía Raman
El efecto Raman es un proceso en el que se produce una dispersión inelástica
durante la interacción de un fotón en un medio. El fotón es absorbido por las moléculas
del medio, y este emite otro fotón con diferente frecuencia (energía). El cambio de
frecuencia del fotón está relacionado con las transiciones de energía en la molécula que
absorbe el fotón. En el caso de que el fotón sea liberado con la misma energía con la
que incide se le determina como una dispersión elástica y será clasificado como
dispersión Rayleigh (Fig. 3.8; Burke, 2001).
Hay dos tipos de procesos de dispersión Raman (Burke, 2001; Fig. 3.9):
• Dispersión Stokes - cuando el fotón pierde energía, y la molécula absorbe dicha
energía, hasta llegar a un estado excitado. La frecuencia del fotón emitido es menor
que la frecuencia del fotón incidente.
• Dispersión anti-Stokes - cuando el fotón recibe energía de la molécula. La
frecuencia del fotón emitido es mayor que la frecuencia del fotón incidente.
Las variaciones de frecuencia observadas en el fenómeno de dispersión Raman,
son equivalentes a variaciones de energía. Los iones y átomos enlazados químicamente
para formar moléculas y redes cristalinas, están sometidos a constantes movimientos
vibracionales y rotacionales; estas oscilaciones se realizan a frecuencias determinadas
en función de la masa de las partículas que intervienen y del comportamiento dinámico
de los enlaces existentes. A cada uno de los movimientos vibracionales y rotacionales
de la molécula le corresponderá un valor determinado de la energía molecular
(Contreras, 1987).
Cada material posee un conjunto de valores característicos de su estructura
poliatómica y de la naturaleza de los enlaces químicos que la forman. El espectro
Raman recoge estos fenómenos representando la intensidad óptica dispersada en
función del número de onda que se produce y como es especifico para cada molécula se
utiliza para conocer la composición de materiales, minerales, sustancias y gases
(Contreras, 1987).
48

Estado virtual
de energía
Dispersión
Raman
Stokes
Disperción
Rayleigh
Dispersión
Raman
Anti-Stokes
Absorción IR
Estado vibracional
de energía
Fig. 3.8. - Dispersión Rayleigh, Raman Stokes y Raman Anti-Stokes. Se observa como al
absorber el fotón de energía la dispersión Rayleigh conserva el mismo estado de energía, en
el caso de Raman Stokes y Anti-Stokes se gana y se pierde un nivel de energía
respectivamente.
La aplicación de esta técnica al estudio de inclusiones fluidas se realiza bajo el
mismo principio, tomando un haz láser que se focaliza a través de la óptica de un
microscopio, incide sobre la muestra, la respuesta es captada por la propia óptica del
microscopio y enviada mediante un espejo oblicuo a un fotmultiplicador que mide la
respuesta Raman. Los diferentes componentes –tanto fluidos como sólidos- se
reconocen por la posición e intensidad de la radiación Raman (Burke, 2001).
Dispersión Rayleigh
Dispersión Raman
Fig. 3.9. - Espectro Raman Stokes y Anti-Stokes. (J. Pironon, Apuntes).
49

La intensidad de la dispersión Raman varía de acuerdo a la posición de la
inclusión en la muestra, las inclusiones que se encuentran en la superficie presentarán
una señal más fuerte que las localizadas a distancias mayores de 50 micras. Debido a
esto, imperfecciones en el pulido de la muestra, la composición del mineral, algunos
tipos de hidrocarburos o incluso hasta una pequeña mancha de huellas dactilares pueden
alterar la dispersión Raman con algunos efectos de fluorescencia. La energía producida
por la fluorescencia es en varios ordenes de veces mayor que algunos casos de una
dispersión Raman débil, por lo tal la señal queda totalmente cubierta por la
fluorescencia.
Fig. 3.10.- Equipo utilizado para microespectroscopía Raman. (Laboratorio CREGU,
Nancy, Francia)
La microsonda Raman está constituida por una fuente láser, un conjunto de
rejillas de difracción, un microscopio óptico triocular equipado con un espejo
semitransparente, una CCD con foto multiplicador y una computadora que controla todo
el conjunto. Se utilizó la microsonda Raman LABRAM (@ Dilor), con filtro @NOTCH
y enrejado de 1800 estrías por mm. El detector, que se mantiene enfriado a -30°C, es del
tipo CCD. La excitación de la radiación es debido a un láser de Argón del tipo
Espectroscopia @ 2020. La resolución espectral es de 2 cm -1 . La microespectroscopía
Raman colecta información en una ventana de 2800 y 3600 cm -1. Montados en un
microscopios Olympus BX 51 con objetivos de 5x, 10x y 50x de ultra largo alcance,
50

con cámaras de video Sony Exwave Had3 a color (Fig. 3.10) (Laboratorio CREGU,
Nancy, Francia).
La determinación de la concentración de cada especie gaseosa en una inclusión
se analiza en la inclusión fluida homogeneizada. El contenido de metano se utiliza para
el cálculo de la isopleta y del punto de arranque de las isocoras para fluidos acuosos
saturados en metano. Los gases más usuales presentes en las inclusiones son el CH 4 ,
CO 2 , H 2 S y N 2 especialmente en soluciones acuosas relacionadas con la migración de
hidrocarburos.
3.2.4.- Microespectrometría infrarroja con transformada de Fourier (FT-IR)
Este tipo de espectroscopia vibracional estudia la interacción entra la radiación
infrarroja (longitudes de onda de 0.75 a 1,000 mm.) y la materia. Se analiza la cantidad
de radiación infrarroja absorbida o transmitida por la muestra. El registro gráfico o
digital de la intensidad de radiación infrarroja transmitida o absorbida por una muestra
en función de su número de onda es lo que se conoce como espectro infrarrojo (Burke,
2001).
Fig. 3.11.- Espectrómetro FT-IR de una inclusión fluida de petróleo. Cada estructura
molecular posee una longitud de onda característica dependiendo del tipo de enlace.
51

En muchos casos, debido a la combinación de compuestos, o a la respuesta
especifica de ciertos elementos a la radiación infrarroja (algunas familias de los
hidrocarburos), se crean interferencias dentro del espectro obtenido, para lo cual se
utiliza la Transformada de Fourier (FTIR) para eliminar la interferencia en el espectro.
En el caso del estudio de inclusiones fluidas con hidrocarburos, se analizan las
relaciones entre CH 4 /alkanos y CH 4 /CO 2 , para así obtener las concentraciones molares
de cada uno de estos compuestos (Pironon, Curso UNAM-PEMEX).
Se analizan las bandas de absorción a detalle pues los intervalos de número de
onda, la intensidad del área máxima, anchura media, perfil etc., permiten obtener datos
fisicoquímicos moleculares. Dado que, cada molécula o especie química tiene un
espectro infrarrojo característico, las aplicaciones de esta técnica son muy amplias
(Burke, 2001).
Fig. 3.12.- Microscopio Bruker (izquierda) y espectrómetro Bruker Equinos 55 (derecha).
(Laboratorio LEM, Nancy, Francia)
Se utilizó para este trabajo un espectrómetro Bruker Equinox 55 acoplado a un
microscopio Bruker el cual focaliza el haz infrarrojo mediante objetivos 15x y 36x (Fig.
3.12) (Laboratorio LEM, Nancy Francia). El haz infrarrojo incide sobre la muestra, la
cual absorbe cierta cantidad de energía de acuerdo a su estructura molecular y el haz
infrarrojo refractado es recibido por un detector MCT (mercurio, cadmio y telurio) que
funciona como amplificador de la señal para en análisis de frecuencias.
3.2.5.- Microscopía láser confocal de barrido (Confocal Láser Scanning
Microscopy)
La microscopía confocal láser se utiliza para la reconstrucción tridimensional
(volumétrica) de estructuras fluorescentes bajo ciertas longitudes de onda. La
52

confocalidad se basa en que la luz emitida o reflejada por una muestra se concentra en
un solo plano focal e impide que luz que sea emitida de otro punto que no sea el focal
no sea tomada en cuenta (Alpin et al., 1999).
En un barrido confocal (laser scanning), las lentes del microscopio enfocan la
luz láser sobre un solo punto de la muestra (el punto focal). La fluorescencia y la luz
reflejada por la muestra vuelven atravesando el objetivo. El microscopio y el sistema
óptico del módulo de barrido enfocan la luz emitida por el punto focal sobre un segundo
plano, el punto confocal (pinhole). A través de la pequeña abertura de este punto, la luz
del punto focal llega hasta el detector. La luz que no procede de este punto no atraviesa
la abertura (Pironon et al., 1998).
El principio confocal se representa de forma esquemática (Fig. 3.13) para la
microscopía de epifluorescencia, es decir se utiliza al mismo tiempo el microscopio
como condensador y como objetivo. Este aparato funciona mediante la interacción de
un difusor de rayos (un espejo dicroico) que refleja un rayo láser colimado y polarizado
que a su vez es introducido a través de una ranura sobre la parte trasera de la lente del
objetivo y lo enfoca sobre la muestra.
La luz que refleja la muestra vuelve a atravesar la misma lente. El rayo de luz se
enfoca a través del pinhole (es decir, la ranura confocal) para excluir, de esta forma, la
luz extrafocal (luz emitida por zonas de la muestra que están por encima o por debajo
del plano focal). El volumen del corte óptico depende de diferentes parámetros como el
diámetro (variable) de la abertura y la longitud de onda. Un detector sensible a la luz
(por ejemplo un fotodiodo) colocado tras la abertura confocal registra los datos
intrafocales de cada punto de la muestra. La señal de salida analógica se digitaliza y se
transmite a una computadora (Pironon et al., 1998).
Se utiliza como detector a un puntual que sólo recibe la luz de un punto de la
muestra. De esta forma, el microscopio confocal permite observar sólo un punto de la
muestra en cada momento, a diferencia del microscopio convencional con el que puede
verse una zona mayor de la muestra. Así, la imagen completa de la muestra sólo se
consigue mediante la exploración punto por punto de ésta, para lo cual debe desplazarse
el punto luminoso o la muestra (Alpin et al., 1999).
Mediante un motor (automático y programable) de movimiento vertical (eje Z)
se hace mover la platina del microscopio confocal. Así cada determinada distancia el
aparato toma imágenes del punto confocal (Aplin et al., 1999).
53

Fig. 3.13.- Diagrama esquemático del principio de microscopía confocal. (Ramos-Rosique
et al., inédito).
De lo anterior se obtienen imágenes bidimensionales (cortes) seriados de la
inclusión en dirección del eje Z. Como se conoce la distancia entre los cortes, es posible
reconstruir tridimensionalmente la morfología de la inclusión y de su burbuja. Con esto
se genera un sólido 3D y se calcula a partir de los voxels (pixels en 3D) el volumen
general de la inclusión y su relación volumétrica con la burbuja de gas a la temperatura
ambiente. Generalmente se considera que la relación gas/hidrocarburo en una inclusión
a temperatura ambiente es una característica “única” de la composición del
hidrocarburo. Así se puede estimar el volumen de la cavidad de la inclusión fluida y
restar el volumen del hidrocarburo líquido con una exactitud superior al 95% y con una
resolución espacial inferior a 0.5 micras (Pironon et al., 1998).
54

Fig. 3.14 Microscopio Confocal de Barrido. (Laboratorio CREGU, Nancy, Francia).
Se utilizaron 2 equipos para diferentes partes del trabajo. Para los análisis
realizados en el Instituto de Neurobiología de la UNAM (Campus Juriquilla, Qro.) se
utilizó un Microscopio confocal PCM 2000 modelo Eclipse E-600 marca Nikon con dos
lásers, uno de He-Ne Uniphase modelo 1208-1; y otro láser Argón Spectra-Physics
modelo 263-C04, el equipo viene con una lámpara de fluorescencia marca Nikon y
micrómetro marca Nikon. El software de captura es Simple PCI versión 4.0.6 Compix
Inc., proporcionado por Imaging Systems.
Para el trabajo realizado en el laboratorio CREGU en Nancy, Francia, se utilizó
un microscopio confocal MRC 1024 BIO-RAD, con un láser Kriptón-Argón a 488 nm
con un microscopio Nikon Diaphot 300 y un sistema de control por computadora.
Modelado por el método PIT y DUAN-EOS.
Toda la información recolectada por las técnicas microtermométricas y
espectroscópicas se utiliza junto con estos 2 programas para la modelización
termodinámica de las inclusiones fluidas. El PIT (Petroleum Inclusión
Thermodynamics) se aplica en inclusiones fluidas con hidrocarburos; el AIT (Aqueous
Inclusión Thermodynamics) se utiliza para modelizar las inclusiones fluidas acuosas.
Este software está desarrollado y es propiedad del Laboratorio PAIR, del CREGU en
Nancy (Francia).
PIT
Todos los aceites en estado natural que tienen una misma composición química
poseen una misma relación volumétrica. De esta forma si se utiliza el grado de relleno
de la fase vapor en las inclusiones fluidas con hidrocarburos, combinado con los datos
55

de las temperaturas de homogeneización (Thiéry et al., 2000) se pueden caracterizar los
diversos tipos de hidrocarburos para: (1) reconstruir las condiciones termobarométricas
de los aceites; (2) modelizar la composición química de los hidrocarburos; y (3)
comprender los procesos previos o posteriores al atrapamiento que afectan a las
inclusiones fluidas (agrandamiento, mezcla de aceites, mezcla de gases y líquidos,
lixiviación de aceites por gases).
AIT
Debido a que no existe una ecuación de estado para el sistema el sistema CH 4 -
H 2 O-NaCl, para generar una isocora de una inclusión fluida arriba de la temperatura de
homogeneización se utiliza para este método una combinación de técnicas. Se determina
la concentración de metano en las inclusiones mediante microespectroscopía Raman por
encima de la temperatura de homogeneización usando una curva de calibración (T,
mNaCl). La isopleta se calcula usando el modelo termodinámico de Duan et al. (1992) y
la isocora se infiere dibujando una recta paralela entre la isocora del metano (la
concentración de metano afecta directamente a la presión de homogeneización) y las
condiciones P-T del atrapamiento de inclusión acuosa (Pironon et al., 1998)
Al utilizar estos métodos por separado se obtienen en las gráficas P-T una
isopleta que modela la relación de las fases presentes en una inclusión fluida con una
isocora que representa la temperatura mínima de atrapamiento. Sin embargo al conjugar
la información de las inclusiones acuosas con las de petróleo (si son sincrónicas ambas)
y cruzando las isocoras de ambos modelos, se puede establecer una temperatura y una
presión real de atrapamiento.
56

Capitulo IV
Marco Geológico
57

58

4.1 Geología Regional
La evolución geológica del NE de México a principios del Mesozoico está
dominada por el desarrollo de un margen pasivo asociado a la apertura del Golfo de
México. En el NE de México afloran principalmente rocas carbonatadas marinas del
Jurásico y del Cretácico, cubiertas por sedimentos terrígenos del Terciario relacionados
con la erosión del frente orogénico Laramídico. (Salvador, 1987, 1991 a, b y c; Pindell,
1985, 1993; Ross and Scotese, 1988; Pindell et al., 1988; Pindell & Barrett, 1990;
Bartok, 1993; Marton and Buffler, 1993).
Durante la apertura del golfo de México (Triásico–Jurásico) el basamento fue
fracturado y separado en varios bloques por fallas normales de desplazamiento lateral
(Falla La Babia, San Marcos y Mojave-Sonora) (Eguiluz, 2001). La separación y
subsidencia de los bloques conformaron los elementos paleogeográficos conocidos
como los bloques de Coahuila, Burro-Salado, Tamaulipas, la Mula y Monclova
(bloques levantados), y las cuencas de Sabinas, Burgos, Popa-Parras y Tampico–
Mizantla (bloques hundidos). Estos elementos tectónicos controlarán los patrones de
sedimentación posteriores a finales del Jurásico y Cretácico (Padilla y Sánchez, 1986;
Wilson, 1990, Goldhammer, 1999; Eguiluz, 2001).
4.2 Serie Estratigráfica
La deformación laramídica dejó expuesta gran parte de las unidades depositadas
desde el Jurásico Temprano. La columna estratigráfica del NE de México ha sido
compilada a partir de información obtenida en superficie y también del subsuelo
(Eguiluz, 2001), así como por correlaciones estratigráficas del N del Golfo de México y
del Sureste de Texas (Goldhammer et al. 1991, 1999). Algunas de las formaciones más
antiguas no afloran en todo el NE y ha sido inferida su existencia por estratigrafía o por
pozos petroleros de las cuencas productoras (Charleston, 1973; Márquez, 1979;
González, 1984; Eguiluz, 1996, 1997).
Durante la apertura del Golfo de México (Triásico-Jurásico) se depositaron
lechos rojos y sedimentos vulcanoclásticos en los bloques bajos de los sistemas de fallas
(Stone, 1975, Todd & Mitchum, 1977; Salvador, 1987, 1991 a, b). En el NE a estos
depósitos continentales Mixon et al. (1959) los denominaron como Grupo Huizachal.
Estos mismos autores dividen el grupo en dos unidades formacionales, Formación La
Boca (Carniano–Pleinsbachiano) como miembro inferior y Formación La Joya
(Bathoniano–Calloviano) como miembro superior.
59

Fig. 4.1.- Elementos paleogeográficos del NE de México (Modificado de Puente-Solís et al,
2005).
La Formación La Boca es correlacionable con la formación Eagle Mills de
Texas (Stone, 1975; Todd & Mitchum, 1977; Salvador, 1987, 1991 a, b) y consiste de
lechos rojos continentales, arkosas y sedimentos vulcanoclásticos, restringidos
60

únicamente a cuencas de Rift (Stone, 1975; Wilson, 1990). La Formación La Joya
sobreyace discordantemente sobre la Fm. anterior y la conforman sedimentos lacustres,
terrígenos siliciclásticos costeros y calizas de agua dulce (Corpstein, 1974; Padilla
Sánchez, 1982; Michalzik, 1988). Este grupo aflora únicamente en el anticlinorio
Huizachal–Peregrina al oeste de Cd. Victoria (Corpstein, 1974), y su distribución por
todo el NE de México es inferida por pozos petroleros y correlaciones estratigráficas
con el S y SE de Texas.
Durante el Calloviano el agua marina comienza a incursionar a las cuencas
continentales producto de la apertura (rifting), depositándose grandes espesores de
evaporitas (yesos esencialmente). Este paquete evaporítico ha sido denominado como
Formación Minas Viejas y aflora en el área Monterrey-Saltillo (Weidie & Martínez,
1970; Laudon, 1984). Esta formación sobreyace discordantemente al Grupo Huizachal
(Formaciones La Boca y La Joya) y al basamento Paleozoico. Su espesor estimado
aproximado es de 1000 metros y se le correlaciona con la Formación Louann del SE de
Texas (Humphrey, 1856; Weidie & Wolleben, 1969; Oivanki, 1974; Stone, 1975;
Meyer & Ward, 1984, Wilson et al., 1984; Finneran, 1986).
La transgresión marina comienza hacía el Oxfordiano, depositándose sedimentos
terrígenos costeros que cambian transicionalmente a fácies marinas someras de
carbonatos y rampas de grainstones de alta energía hacia mar abierto.
La Formación La Gloria del Oxfordiano temprano (Imlay, 1936) está
conformada por sedimentos terrígenos costeros y representa la etapa transgresiva
clástica de la Formación Zuloaga de mayor profundidad (Imlay, 1936; Stone, 1975;
Oivanki, 1974). Cambia lateralmente hacia la cuenca a un paquete de areniscas de grano
grueso de ambiente de playa, a clastos mas finos de ambientes marinos de aguas
someras donde se intercalan con los carbonatos de la Formación Zuloaga (Oivanki,
1974). Tiene un espesor promedio de 50 a 100 metros llegando hasta los 700 en los
bloques mas profundos (Oivanki, 1974). Sobreyace discordante a la Formación Minas
Viejas, al Grupo Huizachal (Formaciones La Boca y La Joya) y al basamento
paleozoico (Goldhammer y Johnson, 1999).
La Formación Zuloaga de edad Oxfordiano (Imlay, 1936) se correlaciona con la
Formación Smackover que aflora al N del Golfo de México, marcando el
establecimiento de condiciones de mar abierto en el mismo (González-García, 1976;
Zwanziger, 1979; Padilla Sánchez, 1986). Esta Formación varía lateralmente hacia la
61

Formación La Gloria en los flancos de los elementos paleogeográficos positivos
(Bloque de Coahuila, Archipiélago de Tamaulipas; Goldhammer, 1999). La
composición de las rocas de esta formación cambia de fácies lateralmente, desde
mudstones pelágicos a wackstones, packstones de oolitas y pelitas, así como evaporitas
en las zonas proximales a las paleoislas (Michalzic, 1988; Johnson, 1991).
La Formación Olvido se encuentra dividida en dos fácies, una inferior de edad
Kimmeridgiano temprano formada por evaporitas (anhidrita y yesos) y arcillas rojas,
correlacionable con la Formación Búnker del N del Golfo de México; y una superior
también de edad Kimmeridgiano, formada por carbonatos con cambios laterales a
siliciclastos cerca de los elementos positivos paleogeográficos, y que se correlaciona
con la formación Haynsville del sur de Texas (Stone, 1975; Carrillo-Bravo, 1963, Todd,
1972; Padilla Sánchez, 1982; Salvador, 1987, 1991a, b; Wilson 1990). La Formación
Olvido se dispone concordantemente a la formación Zuloaga. El nivel evaporítico
típicamente presenta un espesor de entre 20 y 50 metros, y la fase carbonatada entre los
100 y 200 metros (Stone, 1975; González-García, 1976; Padilla Sánchez, 1986).
La Formación La Caja se depositó entre el Kimmeridgiano y el Berriasiano
medio. Está formada por intercalaciones rítmicas de arcillas carbonosas, limonitas y
areniscas de grano fino, con espesores que varían entre los 25 y los 150 metros
(Fortunato, 1982; Padilla Sánchez, 1986; Salvador, 1987, 1991a, b,). Contiene mantos
de fosfatos con grandes concreciones de micrita fosfática con amonites. Esta formación
se encuentra distribuida cerca del bloque Burros-Salado y del Archipiélago de
Tamaulipas, indicando un levantamiento en el nivel del mar.
La Formación La Casita (Kimmeridgiano Tardío – Hauteriviano) representa un
periodo de aumento en el aporte de terrígenos (Stone, 1975; Fortunato, 1982; Fortunato
y Ward, 1982; Smith, 1987; Salvador, 1987, 1991 a, b; Mizchalzik y Schumann, 1994).
Su espesor de entre 650 a 800 metros, varía en función de la posición que ocupa con
respecto al bloque de Coahuila, que fue la principal fuente de terrígenos. Esta
Formación se correlaciona con el Grupo Cotton Valley (McFarlan y Stone, 1977; Todd
y Mitchum, 1977). Litológicamente, está constituida por margas oscuras, limolitas,
areniscas que progradan de finas a gruesas, con intervalos de conglomerados, e
intercalaciones de carbonatos con arenas y lutitas negras hacia las zonas más profundas
(Fortunato y Ward, 1982).
62

Fig. 4.2. - Columna crono-estratigráfica de la cuenca de Sabinas (modificado de
Goldhammer et al., 1999 por Puente-Solís et al., 2005).
La Formación Taraises (Berriasiano-Hauteriviano) corresponde a las fácies de
mar profundo de la Formación La Casita (Smith, 1981; Blauser, 1981). Esta formación
se correlaciona con la Formación Houston del N del Golfo de México (McFarlan y
Stone, 1977; McFarlan y Menes, 1991), y sobreyace concordantemente a la Formación
La Caja. La Formación Taraises está representada por intercalaciones rítmicas de
lutitas y margas oscuras con sus espesores de entre 135 y 500 metros, en función de su
63

posición geográfica con respecto al bloque de Coahuila (Blauser, 1981). Hacia la
localidad de Potrero Minas Viejas y el Cañón Cortinas, en la cima de la Formación
Taraises aparece una delgada capa (20 metros) de calizas arrecifales, llamadas San
Juan, correlacionables al N de Golfo de México con la Formación Knowles.
Del Barremiano al Aptiano temprano, en el bloque de Coahuila se sedimentaron
depósitos de clásticos gruesos proximales (Formaciones Arcosa Pátula y La Mula)
producto de la disgregación continua del mismo bloque. Estos clásticos cambian a
fácies de evaporitas marinas restringidas y a los carbonatos marinos de la Formación La
Virgen, dispuestos en el interior de la plataforma (Golhammer, 1999; González, 1976,
1977; Lehmann et al, 1999; Padilla y Sánchez, 1986; Wilson & Ward, 1993).
Desde el Hauteriviano hasta mediados del Aptiano se forma una extensa
plataforma carbonatada rodeada de arrecifes que recibe el nombre de Formación
Cupido (Bebout & Loucks, 1977; Winker & Buffler, 1988; McFarlan y Menes, 1991).
Esta Formación está representada por un grueso paquete de calizas grises y arrecifales
con espesores de entre 700 y 1200 metros (Imlay 1936; Humphrey, 1956; Conklin y
Moore, 1977; Wilson & Pialli, 1977; Golhammer et al., 1991; Lehmann, 1997;
Lehmann et al., 1998; Lehmann et al., 2000). Hacia el este de esta Formación se
depositaron fácies de mar abierto en secuencias de calizas micríticas y arcillas
conocidas como la Formación Tamaulipas Inferior (Ross, 1981).
La Formación La Peña (Aptiano Tardío) sobreyace concordante a la Formación
Cupido. Se distribuye por casi todo el NE de México y cambia a fácies mas profundas
hacia el Este (Formación Otates). La Formación La Peña está constituida por una serie
de capas de caliza con algunas interestratificaciones de arcillas, de limolitas y arcillas.
Su espesor promedio es de 200 metros y varía dependiendo del relieve topográfico
preexistente (Formación Cupido o Formación Tamaulipas Inferior) (Tinker, 1982).
En el NE de México y durante el Albiano se formaron grandes plataformas
carbonatadas de mar abierto. Sobre la cuenca de Sabinas, los carbonatos marinos
someros cubrieron (Fm. Acatita) y rodearon (Fm. Aurora) el bloque Coahuila. La
Formación Acatita (Albiano Temprano a Medio) está representada por fácies lagunares
de carbonatos, anhidritas y yesos (Humphreys, 1956). Las evaporitas depositadas
representan el relieve topográfico todavía imperante del bloque Coahuila, hacia los
márgenes de la formación cambian a fácies mas carbonatadas de calizas y dolomías.
64

La Formación Aurora (Albiano Temprano a Medio) marca la segunda mayor
fase de deposición de carbonatos de plataforma del NE de México (Wilson, 1975;
Smith, 1981, Goldhammer & Johnson, 1999). Yace concordantemente sobre la
Formación La Peña y posee espesores constantes entre los 500 y 700 metros. Consiste
de una plataforma carbonatada de bajo ángulo con bancos de rudistas en sus limites
arrecifales y cambia a fácies mas profundas hacia el E de la Cuenca de Sabinas con el
nombre de Formación Tamaulipas Superior.
Hacia el Cenomaniano temprano ocurrió otro evento de inundación, formándose
un conjunto de depósitos carbonatados de plataforma (Formación Georgetown) sobre la
península de Burro-Salado; lutitas y calizas delgadas (Formación Del Río), además de
calizas arrecifales y margosas (Formación Buda) sobre el talud de la plataforma, hacia
la cuenca. En el Cenomaniano tardío se depositaron hacia la cuenca calizas lodosas
(Fm. Cuesta del Cura) y lutitas (Formación Indidura) (Golhammer, 1999; Lehmann el
at., 1999; McFarlan & Menes, 1991; Padilla y Sánchez, 1986; Wilson & Ward, 1993).
A finales del Cretácico, la provincia del Oeste de México experimenta el
levantamiento laramídico con orientación hacia el Este. Este causa la aparición de una
cuenca de antepaís en la que se depositaron gran cantidad de sedimentos terrígenos
durante el Terciario que medida que se erosionaba el frente orogénico de la Sierra
Madre Oriental.
4.2 Evolución Sedimentaria
La evolución sedimentaria del NE de México esta representada por 3
supersecuencias deposicionales relacionadas con: (1) la apertura del Golfo de México;
(2) la deriva del mismo y la transgresión marina; y (3) la formación y colmatación de
una cuenca de antepaís (Eguiluz, 2001).
4.2.1 Primera Supersecuencia (Pre Calloviano – Oxfordiano)
Se caracteriza por la deposición de secuencias de ambiente continental y costero.
Consiste en conglomerados, evaporitas y terrígenos de ambiente costero con un total de
2500 m de potencia (Eguiluz de Antuñano, 2001). De acuerdo con su posición
estratigráfica se le otorgan edades a este periodo deposicional de Calloviano (?) y
Oxfordiano Inferior (Goldhammer et al., 1991). Estas unidades, principalmente salinas,
65

corresponden a la Formación Minas Viejas (Humphry & Díaz, 1956) y se desarrollan
principalmente en el centro de la cuenca.
Hacia el bloque Burro–Salado las evaporitas decrecen en espesor y en ocasiones
desaparecen, para ser reemplazadas por anhidritas o carbonatos con espesores de hasta
500 m, identificadas como Formación Olvido (Heim, 1926). Esta está constituida por
una mezcla de litologías, en sus primeras dos terceras partes anhidrita y carbonatos, y la
parte superior carbonatos de alta energía, indicadores de un cambio de supersecuencia
deposicional.
Hacia los flancos de la cuenca en la costa estas fácies evaporíticas cambian a
sedimentos terrígenos costeros de la Formación La Gloria (Imlay, 1936). Estas
secuencias terrígenas se encuentran bien controladas hacia los bordes de los bloques
emergidos Coahuila, la Mula y Monclova hacia el SO de la cuenca, los cuales son
evidencias de transgresión marina. El ciclo deposicional correspondiente a la primera
supersecuencia se desarrollo en condiciones costeras y de sabkha. Se puede agrupar
toda esta primera supersecuencia a un ciclo transgresivo (evaporitas y carbonatos de
baja energía Fm. Minas Viejas y Fm. Olvido) y regresivo (terrígenos de la Fm. La
Gloria).
4.2.2 Segunda supersecuencia (Kimmeridgiano- Cenomaniano)
El límite transicional marcado por los carbonatos de alta energía de la
Formación Olvido marca el inicio de la segunda supersecuencia relacionada a las
condiciones de subsidencia y deriva continental. Esta etapa se encuentra dominada
principalmente por periodos de levantamiento eustático (Todd & Mitchum, 1977; Vail
et al., 1984; Haq et al., 1987; Scott et al., 1988; Goldhammer et al., 1991; 1998 a, b;
Scott, 1993; Yurewicz et al., 1993; Lehmann et al., 1998).
La parte superior de la Formación Olvido consiste en carbonatos con nódulos de
evaporitas, calcarenitas y grainstones oolíticos de alta energía, con una potencia de hasta
400 metros. Estos carbonatos marcan el inicio de la transgresión (Transgresive System
Tract, TST; Haq et al., 1987) y cubren los sedimentos terrígenos de la Formación La
Gloria.
Las lutitas calcáreas oscuras de la Formación La Casita (Kimmeridgiano–
Hauteriviano) marcan la superficie de máxima inundación (Maximum Flooding Surface,
MFS; Haq et al., 1987), cubriendo un área mayor que la supersecuencia anterior. En la
66

Cuenca de Sabinas, la Formación La Casita consiste en 3 miembros: (1) el inferior
conformado por lutitas; (2) el intermedio, formado por areniscas intercaladas con
carbonatos; y (3) uno superior formado por sedimentos arcillosos. Durante este tiempo,
el límite NO de la cuenca fue inundado y el bloque La Mula fue rodeado por el océano.
El espesor de esta formación varía desde los 60 m en los flancos hasta los 800 m en el
centro de la cuenca. Hacia el SE de la cuenca en condiciones mas profundas se
depositaron fácies mas carbonatadas de la Formación Taraises siguiendo bajo el mismo
sistema transgresión – regresión.
La subsidencia de la cuenca continúa durante el Hauteriviano y el Barremiano,
en donde se observa un cambio gradual en al sedimentación. Las fácies carbonatadas de
la Formación Cupido y Formación La Virgen representan el inicio de las condiciones
de plataforma (Imlay, 1940). La Formación La Virgen consiste en evaporitas
depositadas en un ambiente de laguna, mientras la Formación Cupido representa el
establecimiento de una barrera arrecifal (Murillo-Muñeton, 1999) que restringió la
entrada normal de agua marina y controlo la salinidad de dicha laguna. Estas fácies
representan un sistema progradantes durante un periodo de alto nivel marino (Higshtand
System Tract, HST). Ambas formaciones (Cupido y La Virgen) poseen espesores de
entre los 600 y 800 m. y cambia lateralmente a fácies de terrígenos de las Formación
Houston y San Marcos hacia los bordes de los bloques no inundados. La caliza Cupidito
(Wilson, 1977) es un desarrollo gradacional de la parte superior del arrecife de la
Formación Cupido, extendiéndose hacia la Cuenca de Chihuahua al oeste. Hacia el este
fue reemplazada por fácies carbonatadas micríticas de la Formación Tamaulipas
Inferior. La Caliza Cupidito posee espesores de 250 m adelgazándose hasta los 5 m
hacia la Cuenca de Chihuahua indicativo de un periodo de transgresión TST (Eguiluz,
2001).
Las lutitas y calizas arcillosas de la Formación La Peña (Imlay, 1936;
Humphrey, 1949), representan la continua subsidencia e incremento en el nivel del mar
hasta el grado de formar una superficie de máxima inundación que se extendió por toda
la cuenca y el bloque Burros-Salado. Hacia el bloque de Coahuila, que no fue inundado
por completo, se depositó la Formación Las Uvas, compuesta por fácies terrígenas
arenosas (Eguiluz, 1994).
La transgresión marina se mantiene para el Albiano y hasta entrado el
Cenomaniano se desarrollaron carbonatos de cuenca y lutitas, con la deposición de
67

diferentes unidades, la Formación Tamaulipas Inferior en la Cuenca de Sabinas; La
Formación Acatita, Formación Aurora, en la Cuenca de Sabinas y el bloque de
Coahuila; y la Formación Kiamichi, La Formación Georgetown y la Formación Buda y
la Formación del Río hacia en la plataforma Burro Salado.
4.2.3 Tercera supersecuencia (Cenomaniano – Paleógeno)
Este ciclo corresponde a una etapa regresiva y de deposición de terrígenos en
una cuenca de antepaís relacionada con la erosión del frente orogénico laramídico. En la
Cuenca de Sabinas, los sedimentos terciarios se encuentran totalmente erosionados.
Del Cenomaniano en adelante, el régimen eustático cambia y se depositan
secuencias regresivas con altos contenidos en terrígenos, como la Formación Eagle
Ford (Roemer, in Sellards et al., 1932), la Formación Austin (Shumard, in Sellards et al.
1932) y la Lutita Upson (Dumble, 1892). Hacia el SE de la cuenca hubo un ligero
cambio deposicional y se deposito la Formación San Felipe.
Los rangos de acumulación de sedimentos varían considerablemente a lo largo
de las tres mega secuencias, encontrando durante la etapa de apertura “sinrift” cerca de
2500 m. de sedimentos entre el Calloviano y el Oxfordiano, con promedios de
sedimentación de 0.178 mm. anuales (Goldhammer et al., 1999). Del Oxfordiano al
Albiano se acumularon un 40% menos de sedimentos promediando 0.10 mm. anuales.
Del Cenomaniano hasta el Paleógeno la tasa de sedimentación fue aun menor
promediando cerca de 0.039 mm. anuales de sedimentos depositados (Eguiluz, 2001).
Aunque de acuerdo con Goldhammer y Johnson (1999), el espaciamiento requerido para
la deposición de las grandes cantidades de sedimentos encontrados en la Cuenca de
Sabinas no puede ser totalmente explicado por la subsidencia de la cuenca y a su vez el
establece 4 supersecuencias deposicionales dentro de un espacio similar de tiempo,
relacionando estrictamente los cambios de sedimentación a los niveles relativos del mar.
Esta zona representa un lugar crítico para la comprensión del contexto tectónico
regional de México, puesto que muestra el desarrollo del margen pasivo del Golfo de
México y el margen convergente de arcos del Pacifico que marca el origen de la
deformación laramídica. El marco estratigráfico y tectónico de la región establece las
condiciones preferentes –más no condicionales – para el desarrollo de los yacimientos
del tipo MVT en las plataformas carbonatadas del NE de México.
68

4.4 Marco Geológico del Distrito Minero “El Tule”
El distrito minero “El Tule” se ubica al NE de la Cuenca de Sabinas, en el borde
del paleo-bloque Burros-Salado en la porción norte-central de Coahuila, 70 Km. al norte
de la ciudad de Muzquiz. En la totalidad del distrito minero solo afloran dos unidades
formacionales pertenecientes al Grupo Washita de edad Cretácico Superior.
4.4.1 Grupo Washita
Humphrey (1956) le da el nombre de Grupo Washita a las unidades de
sedimentos finos y rocas carbonatadas del Albiano Tardío que se encuentran al NE de
México en el bloque Burros - Salado. Tiene su localidad tipo en Fort Wachita en el
estado de Oklahoma.
Se separan de este grupo las 3 unidades formacionales siguientes:
4.4.2 Formación Georgetown
Fue definida por Humphrey (1956). Está formada por una secuencia de calizas
claras a negras de estratos delgados que varían en potencia de 0.15 a 2.0 m. Algunos de
estos estratos contienen nódulos de hematita y pedernal, presentan rudistas y trazas de
equinoideos como fauna. La localidad tipo se encuentra en Fort Washita en el NE del
condado de Marshall, Oklahoma, de donde deriva su nombre. Aflora a lo largo del NE
de México en el bloque Burro-Salado y más al N en Texas
Dada su posición estratigráfica y faunística, se le asignó una edad del Albiano
Superior. Se puede correlacionar por su posición estratigráfica con las calizas Cuesta
del Cura. Según Humphrey y Díaz (1956) los sedimentos se depositaron en un ambiente
de plataforma abierta pelágica con subsidencias lentas y continuas.
En Texas esta formación es generadora y almacenadora de hidrocarburos (Illich
et al., 1999). En el campo petrolero de Giddings hacia el centro de Texas posee rangos
de porosidad y permeabilidad del orden de 1 al 5 porciento y de los 0.003 a los 0.03
milidarcys (Kim et al., 2003).
4.4.3 Formación Del Río (Cenomaniano Temprano)
Descrita por Hill y Vaughn (1898) como la extensión al suroeste de Texas de la
formación Grayson (Gracig, 1894). Humphrey (1956) la define como lutitas de color
69

gris a verde olivo claro, nodular y laminado con estratos arcillosos calcáreos
intercalados, con amonites y equinoideos. La roca intemperiza a un material calichoso
blanquecino. Su localidad tipo se encuentra hacia el N en el Valle del Río Grande cerca
del Río Texas, E.U.A. Estratigráficamente, yace concordantemente sobre la caliza
Georgetown y subyace a una delgada sección de calizas correspondientes a la
Formación Buda. El espesor varía, con su localización en Coahuila, entre 15 a 30
metros. Aflora a lo largo del NE de México en el bloque Burro-Salado y más al N, en
Texas. Por su posición estratigráfica y su contenido de amonites y equinoideos se le
atribuye una edad del Cenomaniano Temprano. Humphrey y Díaz (1956) indican que
los sedimentos se depositaron en un ambiente de plataforma abierta pelágica, con
subsidencia lenta y contínua.
4.4.4 Formación Buda (Cenomaniano Temprano)
La Formación Buda fue descrita por Hill (1891) y Vaughn (1900) como
referencia a las calizas de color gris claro antiguamente conocida como Caliza Burnt y
Caliza Vola (Adkins, 1933; Humphrey 1956) del centro de Texas. Presenta
intercalaciones delgadas de lutitas arcillo-arenosas regularmente estratificadas,
compactas y con pequeños nódulos de hematita y una gran abundancia de Gasterópodos
y Pelicípodos. Corresponde a los cuerpos superiores del Grupo Washita, o bien a las
calizas de la Formación Cuesta del Cura. La localidad tipo se encuentra en Shoal
Creek, Austin Texas.
Aflora a lo largo del NE de México en el bloque Burro-Salado y más al N en
Texas. En la región de “El Tule” la caliza Buda ha sido subdividida en tres horizontes:
el inferior de color gris, estratos gruesos, grano fino, la zona media es caliza gris,
estratos delgados, fosilíferos, y la unidad superior gris clara a blanca porcelanizada, de
estratos gruesos (Torres-Hernández, 2003). La Formación Buda está cubierta por la
Formación Cuesta del Cura.
Por su posición estratigráfica se le asignó una edad del Cenomaniano Temprano,
correlacionable a los cuerpos superiores del Grupo Washita y de la Formación Cuesta
del Cura (Humphrey y Díaz, 1956). Los sedimentos se depositaron en un ambiente de
plataforma abierta pelágica con subsidencia lenta y continua.
70

Hacia el centro y sur de Texas algunas fácies de la Formación Buda se
encuentran como roca almacenadora de hidrocarburos que podrían ser aceites migrados
de la Formación Eagle Ford (Illich, et al. 1999). Al igual que la Formación
Georgetown hacia el sur y centro de Texas la Formación Buda posee porcentajes de
porosidad entre los (1-5%) y permeabilidades del orden de 0.003-0.03 milidarcys (Kim
et al., 2003).
71

72

73
Capitulo V
Distrito Minero El Tule

74

5.1 Antecedentes de los depósitos de El Tule
Una de las primeras menciones en la literatura sobre el Distrito Minero de El
Tule es el trabajo de Gillson (1960). Este autor indica superficialmente las
características geológicas del distrito, describiéndolo como una sucesión de mantos
horizontales discontinuos emplazados cerca de la cima de la Caliza Georgetown
(Cretácico Inferior) que subyace a la Arcilla Del Río o a la Caliza Buda cuando no se
presenta la anterior. Según este mismo autor, los mantos presentan leyes variables desde
menos del 50 a más del 80% en CaF 2 , y espesores comprendidos entre 50 cm. y 2
metros. Hasta 1958 este distrito minero había producido 50,000 toneladas de fluorita en
bruto con destino a las plantas de flotación de la compañía Fluorita de México en
Muzquiz, Coahuila (Gillson, 1960).
Van Alstine (1962), en un informe para el Consejo de Recursos Naturales No
Renovables, realizó un estudio sobre los principales distritos de fluorita de México. Este
estudio provee información básica sobre la geología y la de los mayores distritos
mineros que hasta 1959 habían sido explotados por fluorita en todo el país. Este autor
indicó que las dos terceras partes de los depósitos de fluorita en México encajan en
calizas del Cretácico Inferior, mientras que el resto se encuentran ubicados en lutitas o
rocas volcánicas y cerca de intrusivos riolíticos terciarios. Asimismo, indicó que estos
yacimientos aparecen bajo la forma de mantos, vetas, chimeneas, cuerpos cónicos,
cuerpos tabulares e irregulares de reemplazamiento, así como en cavidades por brechas
de colapso. Los depósitos en mantos generalmente son más pequeños y contienen
minerales de grado mayor a los demás. Las reservas de fluorita en estos distritos fueron
estimadas en 5 millones de toneladas con un promedio de 65% de CaF 2 (Van Alstine,
1963).
Tempe y Grogan (1963) realizaron los primeros estudios sobre la geología de los
yacimientos de fluorita del N de México. En este trabajo establecen las relaciones
estructurales de la mineralización de los principales distritos mineros en mantos de
Coahuila. Estos mismos autores propusieron que los distritos mineros de fluorita son
esencialmente monominerálicos y que se emplazaron en carbonatos del Cretácico
Inferior hacía los límites de la Formación Georgetown con la Formación Del Río y
Buda (cuando las arcillas Del Río no se encontraban presentes por falta de deposición).
En el mismo trabajo (Tempe y Grogan, 1963), sugirieron que la mineralización del
distrito minero de La Encantada Buenavista y otros distritos como El Tule está
75

elacionada con los cuerpos intrusivos riolíticos terciarios que afloran en sus
alrededores. Sin embargo para el distrito El Tule no encontraron evidencias de
magmatismo superficial para lo cual propusieron que el origen del fluor debería ser
considerado como un posible fluido residual de la actividad hidrotermal posterior al
emplazamiento de los cuerpos riolíticos. Estos mismos autores, en la mina San Miguel
del distrito minero de El Tule realizaron secciones estructurales cruzando los mantos. A
partir de estas secciones concluyeron que las soluciones mineralizantes se focalizaron a
través de límites de permeabilidad causados por la presencia de las arcillas de la
formación Del Río. Así, según los mismos autores, la mineralización continuó
reemplazando los carbonatos de esta formación lateralmente, siguiendo los límites de
permeabilidad de las arcillas Del Río, hasta el límite entre las Formaciones Georgetown
y Buda, en la cual los fluidos mineralizantes comenzaron a reemplazar la formación
Buda. Al mismo tiempo las arcillas Del Río comenzaron a ser sustituidas por fluorita
masiva, al grado de perder volumen y colapsar dejando espacios abiertos, que fueron
posteriormente rellenados por celestina (Fig. 5.2). Esta descripción y conclusiones,
como se verá, son erróneas.
Cárdenas y Cerrón (1970), en un informe para el Consejo de Recursos Minerales
sobre los yacimientos de fluorita de Coahuila, recopilaron información sobre el
potencial de explotación de la fluorita en dicho Estado así como realizaron una
descripción de las características geológicas de dichas mineralizaciones. Establecen
como uno de los distritos más importantes en producción al distrito minero El Tule y
proponen como reservas totales para estas minas cerca de 378,405 toneladas, con una
ley promedio del 60% de CaF 2 .
Posteriormente, Van Alstine (1976) propuso que los distritos mineros de fluorita
conservaban relaciones morfoestructurales asociadas a fallas normales profundas, las
cuales facilitaron un movimiento de grandes volúmenes de fluidos con F hacia las rocas
carbonatadas de la región. Lo anterior reafirmó la idea que atribuía a los cuerpos
magmáticos como fuente directa de la mineralización.
En otro trabajo para el Consejo de Recursos Minerales, Kesler (1974) hace un
estudio sobre inclusiones fluidas en muestras de fluorita tomadas en yacimientos de F-
Pb-Zn-Ag. Este trabajo tuvo como objetivo buscar relaciones genéticas entre la fluorita
como mineral guía de mineralizaciones con sulfuros. Determinó temperaturas de
formación de alrededor de 150°C para los yacimientos de fluorita (Pico Etéreo, San
76

Miguel, San Vicente, El Tule y la Encantada – Buenavista) y de entre 270° y 350°C
para los yacimientos de sulfuros (Distritos Muzquiz, Boquillas y Cuatro Palmas). Las
salinidades reportadas son de entre un 10 a 15% eq. en peso de NaCl en los
yacimientos de fluorita y de un 26% eq. en peso de NaCl en los yacimientos de sulfuros,
estas últimas salinidades inferidas a partir de la presencia de cristales hijos de halita,
pero sin realizar ningún tipo de estudio microtermométrico o geoquímico. Según el
mismo autor, estas diferencias podían estar ligadas a que los fluidos fueron producto del
emplazamiento de intrusivos riolíticos y que la fluorita precipitó en aureolas de
metasomatismo lejos de los cuerpos intrusivos, mientras que los sulfuros precipitaron en
las zonas más cercanas a la fuente.
Fig. 5.2 Dibujo representativo de la evolución genética de la mineralización de fluorita de
“El Tule” (Tempe y Grogan, 1963).
Posteriormente, Kesler (1977) realiza uno de los primeros estudios geoquímicos
en los yacimientos de fluorita del NE de México, utilizando las técnicas de
microtermometría e isotopía estable de S en muestras de los principales distritos
mineros del estado de Coahuila. Este autor estudió mediante microtermometría una gran
cantidad de inclusiones fluidas en cristales de fluorita tomados en mantos, vetas y las
77

“aureolas” de mineralización en contacto con los cuerpos riolíticos. La mayor parte de
las inclusiones estudiadas eran secundarias, de pequeño tamaño y de formas poco
regulares, bifásicas y monofásicas (L-V y V). Las inclusiones fluidas que presentaron
únicamente fase vapor fueron explicadas bajo fenómenos de ebullición periódica
(Kesler, 1981). En algunas inclusiones encontró hidrocarburos en forma liquida, aunque
no explicó su origen o significado. Los sólidos encontrados en las inclusiones primarias
en los mantos mineralizados correspondieron a cristales pequeños e irregulares,
incoloros y con una alta birrefringencia (no fueron identificados). La microtermometría
se centro únicamente en fluorita y as inclusiones contenidas en los cristales de celestina
y yeso de algunos de los distritos no fueron estudiadas.
Los resultados microtermométricos arrojaron temperaturas de homogeneización
de entre 130° y 437°C, con salinidades de 8 a 40 eq. en peso de NaCl, donde los
valores más bajos en Th y salinidad provenían de los mantos estratoligados, y los más
altos de las vetas directamente en contacto con los cuerpos intrusivos riolíticos.
Los resultados de isotopía de S tomadas de muestras de sulfatos (celestitas)
sugirieron que la composición isotópica del S (δ 34 S) es más pesada hacia los cuerpos
riolíticos que hacia las rocas carbonatadas. Kesler (1977) concluye que los datos, pese a
ser similares a los encontrados en distritos mineros del tipo MVT en el Valle del
Mississippi, en Coahuila se comportan de forma mas ambigua, guardando una relación
mas estrecha con el magmatismo riolítico, y que los cambios en temperatura y salinidad
se debieron a las distancia con la fuente del flúor y los fluidos. Este autor concluye que
las mineralizaciones se forman en el instante en que los magmas riolíticos interceptan
aguas formacionales contenidas en las calizas, calentándoles y enriqueciéndolas en F y
S.
Kesler (1981, estudió la isotopía estable de S y Sr en depósitos de celestina,
barita y yeso de esta área, sosteniendo que probablemente que estos depósitos fueron
formados por elementos derivados de la cuenca debido a procesos diagenéticos (Kesler,
1977). Mientras el S en celestina parece ser derivado de las rocas carbonatadas locales,
el Ba y el Sr encontrados en la barita y celestina pudieron ser derivados de rocas
clásticas (Arcosa Pátula y Arcosa San Marcos). La celestina de el Tule fue considerada
tiempo después como un producto diagenético derivado de materiales salinos de la
formación McKnight (Fm. Aurora – Acatita) (Magliola-Mundet, 1989).
78

Kesler (1983) realizó un estudio sobre la geoquímica del Sr, analizando la
relación isotópica 87 Sr/ 86 Sr en estos depósitos. Este autor indica que la composición
isotópica del Sr en las fluoritas del NE de México se puede interpretar a partir de una
mezcla de Sr proveniente de cuerpos riolíticos emplazados durante el terciario con Sr
derivado de las rocas carbonatadas del Cretácico. A su vez sugiere que son las calizas
en las que se emplaza la mineralización la fuente principal del Sr para la mayoría de las
muestras tomadas de los distritos mineros de Coahuila. La roca caliza presentó valores
de 600 ppm de Sr en promedio mientras que la riolita solo un promedio de 20 ppm de
Sr. Indicando así que entre el 70 y el 98% del Sr encontrado en las muestras proviene de
los carbonatos y de igual forma entre el 70 y el 98% del F proviene de las rocas
riolíticas (Kesler et al., 1983).
No es hasta los estudios realizados por el Programa de Geofluidos del Centro de
Geociencias de la UNAM (González-Partida, 2002, 2003; Lamadrid et al., 2006;
Levresse et al., 2006; Puente-Solís et al., 2005a, 2005b; Ramos-Rosique, 2004; Ramos-
Rosique et al., 2005; Tritlla et al. 2004a y b, 2005, 2006a y b; 2007; Víllareal-Fuentes
et al., 2005;) que se ha sugerido que este distrito junto con otros de iguales
características son comparables con la tipología MVT (Mississippi Valley-Type
deposits).
González-Partida et al. (2002), mediante el análisis microtermométrico,
petrográfico y de fluorescencia UV en muestras de fluorita provenientes de los mantos
de la mina La Purísima del distrito La Encantada – Buenavista, encuentra rangos de Th
obtenidos en inclusiones fluidas acuosas de entre 80° y 170°C y salinidades de entre 7.8
y 18.1% eq. en peso de NaCl, así como la presencia de inclusiones fluidas con
hidrocarburos (Th entre 50° y 150°C). También sugieren que los resultados tan
dispersos de Th obtenidos por Kesler (1977) correspondieron a muestras de fluorita
tomadas cerca de las aureolas de decrepitación por calor debidas al emplazamiento de
cuerpos riolíticos (distrito minero Pico Etéreo). Concluyeron que la fuente del F fue
probablemente producto de la movilización de fluidos corticales que lixiviaron las rocas
de la provincia alcalina magmática Trans-Pecos. Estos mismos fluidos movilizaron
hidrocarburos provenientes de las rocas sedimentarias de la cuenca, los cuales quedaron
atrapados durante la mineralización en forma de inclusiones fluidas.
Mediante estudios de microtermometría, fluorescencia UV, espectroscopia
Raman e infrarroja así como CLSM, González-Partida et al. (2003) aportaron un mayor
79

número de datos e interpretaron a este y otros distritos mineros de Coahuila como
similares a los del tipo MVT. Este distrito posee mantos estratoligados que abarcan
varios kilómetros cuadrados de mineralización sobre rocas del grupo Washita.
Encontraron que la mineralización no posee características que los ligue directamente
con el magmatismo terciario abundante en toda la zona. La modelización P-T realizada
con los datos presentados en inclusiones de hidrocarburos y acuosas, permitió
interpretar la evolución de los fluidos. Estos parecen estar estrechamente ligados a
salmueras de cuenca con altos contenidos de materia orgánica típicas de los yacimientos
tipo MVT. Propusieron que estos fluidos removilizaron el F en su paso por el paquete
sedimentario hasta encontrar una trampa estructural (carbonatos mesozoicos) en la que
las condiciones químicas fueron propicias para su precipitación.
Fig. 5.3.- Relación de halógenos Na/Br vs. Cl/ Br. En inclusiones fluidas de fluorita del
depósito La Encantada (Tritlla et al., 2004a)
Tritlla et al. (2004a) retoman la discusión sobre le origen del F y los mecanismos
de precipitación de fluorita. Llegan a la conclusión de que la fluorita es producto de la
mezcla de dos fluidos diferentes, uno de baja salinidad y otro de alta salinidad
probablemente agua marina evaporada y muy evolucionada. Las inclusiones fluidas de
80

hidrocarburos se encontraron compuestas por aceites pesados y bitumen, indicativos de
una alta degradación térmica. Las temperaturas en inclusiones acuosas y de
hidrocarburos (Th 50° y 150°) junto con la degradación térmica observada, indica la
presencia de un proceso de termorreducción de sulfato (TSR) provocando la
maduración “in situ” de los hidrocarburos. El proceso de maduración orgánica produjo
una gran cantidad de gases, lo cual aumentó la presión del fluido y se formaron así
brechas por fracturación hidráulica. Este trabajo propuso que la precipitación del F fue
producto de un desequilibrio químico en los fluidos, en el que complejos de MgF +
reaccionaron con el CO 2 producto de la degradación térmica de la materia orgánica y
precipitaron formando fluorita (Tritlla et al. 2004a).
En Tritlla et al. (2004b) se utilizó la geoquímica de halógenos para determinar
origen de los fluidos responsables de la mineralización de los yacimientos de fluorita y
celestina en Coahuila. Los datos obtenidos en celestina fueron interpretados como una
salmuera que proviene de la mezcla de dos fluidos, uno de alta salinidad que sufrió
evaporación y que posteriormente se diluyo con otro fluido (Fig. 5.3). Esta idea de la
mezcla también se apoya en datos microtermométricos (Tritlla et al., 2004a), puesto
que las salinidades calculadas son mucho menores al las salinidades que les
correspondería por su composición en halógenos.
Las técnicas utilizadas durante los trabajos realizados al distrito minero La
Encantada – Buenavista, se aplicaron en otros distritos de fluorita, celestina, barita y
metales base Pb-Zn del NE de México que poseen características similares a los de la
Encantada – Buenavista (Puente-Solís et al, 2005; Ramos-Rosique, et al, 2005; Tritlla et
al., 2005, 2006, 2007) los cuales en conjunto presentan las siguientes características:
1. Se alinean paralelos a los bordes de las estructuras paleogeográficas mayores,
mostrando tener una alta relación con sistemas hidráulicos emplazados durante
periodos de deformación. (González-Partida et al., 2003; Lamadrid et al., 2006;
Levresse et al., 2006; Puente-Solís et al, 2005; Ramos-Rosique, et al, 2005;
Tritlla et al., 2004a y b, 2005, 2006a y b, 2007).
2. Suelen aparecer como mantos de reemplazamiento concordantes con la
estratificación, encajonados en rocas carbonatadas de plataforma a diferentes
niveles estratigráficos: la barita encaja en rocas de plataforma del
Kimmeridgiano en la Formación Olvido y del Barremiano en la Formación
81

Cupido; la fluorita en las fácies de plataforma del Albiano Formación
Georgetown y Buda hacia la Plataforma Burros-Salados; y la celestina hacia la
Formación Aurora de la Cuenca de Sabinas y la Formación Acatita en la
Plataforma de Coahuila (Puente-Solís, 2005)
3. Estas mineralizaciones pueden presentar alteraciones hidrotermales de baja
temperatura, como dolomitización (Tritlla et al., 2005, 2006, 2007) y
silicificaciones incipientes rodeando los mantos estratiformes. Se encuentran
texturas epigenéticas como bandas rítmicas de tonos claros y oscuros, radiales
en “abanico”, reemplazamientos coloidales de grano fino, hasta cristales
euhedrales a subhedrales de varios centímetros (Tritlla et al., 2006; 2007).
4. Suelen presentar olor fétido debido a la presencia de H 2 S, materia orgánica en
forma de bitumen e hidrocarburos en las inclusiones fluidas ( González-Partida
et al., 2002, 2003; Kesler, 1977; Lamadrid et a., 2006, Ramos-Rosique et al.,
2005; Tritlla et al., 2004, 2005, 2006, 2007).
Varios autores han reportado datos estudios microtermométricos de inclusiones
fluidas en los yacimientos de F, Ba, Pb-Zn y Sr de la zona arrojando resultados
similares en temperaturas de homogeneización (Th) y salinidades.
Autor Año Mina Mineral Th
% en peso
eq. de NaCl
Kesler 1977 El Triangulo 126-161°C
Kesler 1977 Santo Domingo 132-160°C
Kesler 1977 El Tule Fluorita 128-164°C
González-Partida
et al. 2002 La Purísima Fluorita 50-155°C 5.7-18.3%
González-Partida
et al. 2002 El Triangulo 112-138°C 11-15%
González-Partida
et al. 2003
La Encantada
Buenavista Fluorita 80-130°C ~14%
Ramos-Rosique
et al. 2005 El Venado Celestina 70-130°C 8-14%
Ramos-Rosique
et al. 2005 El Volcán Celestina 70-130°C 8-14%
Puente-Solís et al. 2005a San Marcos Celestina 64.5-105°C 6-13°C
Puente-Solís et al. 2005a Sierra de los Alamitos Pb-Zn 75-160°C 6.8-21.5%
Villarreal-Fuentes
et al. 2005 Sierra de los Alamitos Celestina 64-120°C 4-16%
Puente-Solís et al. 2005b Sierra del Venado Celestina 50-120°C 4.18-14.77%
Lamadrid et al. 2006 El Tule Celestina 130-180°C 10.2-12.03%
Lamadrid et al. 2006 El Tule Fluorita 120-135°C ~20%
Tabla 5.1.- Tabla de temperaturas reportadas en trabajos anteriores.
82

Las características de los fluidos determinados a partir de los estudios de
inclusiones fluidas son muy similares a las encontradas en los campos petroleros de la
Cuenca de Sabinas (González- Partida et al., 2002, González-Partida et al., 2003, Tritlla
et al., 2004, 2005, 2006, 2007).
5.2 Distrito Minero de El Tule.
El Distrito Minero El Tule es el único reconocido hasta el momento en el NE de
México que presenta celestina y fluorita en sucesión pasiva en la misma estructura
mineralizada. La mineralización se presenta bajo la forma de mantos estratoligados
claramente epigenéticos y con gran continuidad lateral
Este yacimiento ha sido considerado por algunos autores (Tempe y Grogan,
1963; Kesler, 1977; Kesler y Jones, 1981) como un distrito minero genéticamente
relacionado a los cuerpos riolíticos terciarios, los cuales se encuentran distribuidos por
todo el NO del estado de Coahuila. Esta idea surge en parte porque en otras zonas
mineralizadas, como en el distrito de La Encantada-Buenavista en el NO de Coahuila,
se encuentran potentes mantos de fluorita (mineralógicamente muy similar a la
encontrada en el Tule, Levresse et al., 2006) cortados por cuerpos riolíticos y otros
cuerpos de fluorita en forma de skarns también relacionados a los intrusivos riolíticos
(Kesler, 1977). Sin embargo algunos autores ( Lamadrid et al., 2006; Tritlla et al., 2005,
2006, 2007) han sugerido que la génesis de estos yacimientos no esta controlada por
magmatismo alguno debido a que en el distrito de El Tule no se ha observado la
presencia de cuerpo ígneo alguno o de sus efectos.
5.3 Estructura del Yacimiento.
El depósito “El Tule” esta constituido por un manto estratoligado de celestina y
fluorita que varía en espesor desde unos pocos centímetros hasta unos 2 m como
máximo. Algunos autores (Kesler, 1977; Kesler y Jones, 1981) indican que el cuerpo
mineralizado se encuentra encajado en la Formación Georgetown, utilizando a la
formación del Río como limite de permeabilidad superior. No obstante, las últimas
interpretaciones indican que el manto mineralizado se encuentra exclusivamente
encajonado en los carbonatos de la Formación Buda (S. Baca, com. per. en Tritlla et al.,
2006).
83

Durante el presente estudio realizó un muestreo detallado según secciones
verticales que cruzan el manto mineralizado en varios puntos del yacimiento.
Fig. 5.4 Foto panorámica de algunas de las minas del distrito minero “El Tule”.
La roca encajonante es una caliza arrecifal, porosa, en ocasiones con altos
contenidos de arcilla, y con alta permeabilidad secundaria producto de la disolución y
fracturación que presenta. Asimismo, se observan algunos nódulos de sílice (de
diferentes tamaños) de origen diagenético, claramente anteriores a la formación del
depósito.
El manto mineralizado está controlado estructuralmente por una superficie de
estratificación que ha jugado como falla sub horizontal (layer parallel slip) durante su
historia, creando espacios irregulares abiertos que han sido afectados por el proceso de
mineralización hidrotermal, ya sea por la presión del fluido, la corrosión parcial de las
paredes de la estructura, como por la fuerza de cristalización de la celestina, creando
una estructura en “chorizeras” o “pinch and swell”, parcialmente
ocupadas/reemplazadas por cristales de celestina dispuestos según ritmitas, y
ocasionalmente por cristales de fluorita.
El manto mineralizado se caracteriza por la presencia de diferentes texturas que
se encuentran distribuidas en vertical (zoneamiento) con respecto al manto
mineralizado. Hacia las paredes del manto (limites superior e inferior) se observa un
84

eemplazamiento incipiente de la roca por cristales de celestina, formándose ritmitas de
este mismo mineral de grano fino. En el centro del manto coexisten cristales
deformados de celestina, con cristales idiomórficos grandes no deformados (posteriores)
que crecen en abanico, sugiriendo un crecimiento en espacio vacío. Esta celestina no
ocupa completamente dicha porosidad, que es posteriormente utilizada por una
generación tardía de fluorita.
Fig. 5.5.- Estructura del manto, siguiendo la estratificación.
La presión del fluido y la fuerza de cristalización de la celestina, así como las
superficies de deslizamiento permitieron durante el crecimiento crear estas cavidades
(del tipo “pinch and swell”). A mediana escala se aprecian, en los lugares donde el
manto aumenta su espesor, como los grandes cristales no deformados de celestina
presentan bandeamientos en decimétricos en tonalidades de blanco, los cuales se
disponen según ritmitas de mayor escala.
La fluorita aparece siempre de forma muy subordinada, presentándose como la
última fase en precipitar, siempre posterior a la celestina. La fluorita se presenta bajo la
forma de cristales subhedrales a euhedrales de colores blanco, morado o incoloro con
algunos horizontes oscuros debido a la presencia de materia orgánica. Las mayores
cantidades de fluorita siempre se localizan a favor de las cavidades más tardías que no
fueron ocupadas completamente por celestina, apareciendo en forma de grandes
85

cristales de subhedrales a euhedrales. El resto de la fluorita aparece en pequeñas
cantidades alrededor de todo el yacimiento en diferentes niveles del manto.
A
Fig. 5.6 Bandeamientos rítmicos (ritmitas). A) Horizontes de ritmitas en bolsada,
intercalación de bandas blancas y oscuras. B) Muestra de mano donde se observan las
bandas de cristales más grandes (blanco) con bandas de cristales pequeños mal
desarrollados (oscuro).
Una de las características principales de este distrito es la coexistencia de
celestina y fluorita en el mismo nivel mineralizado, a diferencia de otros distritos
mineros estratoligados (p.e. La Encantada-Buenavista), en el que se aprecian varios
niveles de mineralización monominerálica controlados estructuralmente por la
intersección de barreras de baja permeabilidad y fallas de bajo ángulo (“layer-parallel
slip”; Tritlla et al., 2004).
C
B
D
A
Fig. 5.7.- Cristales de celestina y fluorita rellenando espacios. Izquierda: grandes cristales
de celestina no deformada y fluorita (morada) rellenando espacios . Derecha: a) Celestina
microcristalina; b) Cristales tabulares de celestina deformada; c) Cristal centimétrico de
celestina sin deformar; d) Cristal de fluorita rellenando espacios entre cristales deformados
de celestina .
5.4 Petrografía y Mineragrafía
Se realizó un muestreo detallado en el distrito (122 muestras), tanto cortando el
nivel mineralizado como en los alrededores del yacimiento, para determinar la
86

mineralogía y petrografía, las texturas de reemplazamiento en la roca de caja, así como
su sucesión mineralógica.
5.4.1 Roca Encajonante.
La roca mineralizada es una fácies arrecifal de la Formación Buda. Está
constituida por calizas porosas con alto contenido de fósiles, las cuales van de
mudstones a packstones, con terrígenos arcillosos. Aparecen abundantes zonas de
disolución, con la formación de pequeños espelotemas y la generación de una alta
porosidad. Es común la presencia de nódulos de sílice microcristalina, en texturas
coloformes. Estos nódulos de sílice (silex) claramente predatan la mineralización, y
muy probablemente se formaron durante las tapas diagenéticas tempranas que afectaron
a estos carbonatos.
Cabe destacar que en el área estudiada no se han observado niveles evaporíticos
que serían esperables en rocas de plataforma. No obstante, si que se han observado
moldes de evaporitas (porosidad móldica) al microscopio, porosidad que ha sido
ocupada por los minerales presentes en el depósito. (Fig. 5.10).
Fig. 5.8.- Roca Encajonante y Fósiles. Caliza micrítica con alta porosidad
secundaria, algunos de estos poros presentan hábitos de cristales anteriores
(moldes de anhidritas) (izquierda). Fósiles reemplazados por cristales de
celestina (derecha).
5.4.2 Manto mineralizado
La mineralización presenta texturas que observan claros patrones de
reemplazamiento (celestina) y de crecimiento en espacios abiertos (celestina y fluorita),
que difieren con las observaciones realizadas por autores anteriores (Kesler, 1977;
87

Tempe & Grogan, 1963). A continuación se presenta una revisión textural y
mineragráfica de los minerales económicos presentes en el manto.
5.4.2.1.- Celestina
La celestina se formó en el primer estadio de la mineralización donde la primera
generación de celestina se caracteriza por aparecer bajo la forma de cristales
subhedrales pequeños y deformados, dispuestos bajo la forma de ritmitas pasando a
cristales subhedrales a euhedrales ya centimétricos también deformados. Esta
generación de celestina da paso a la principal (volumétricamente hablando), constituida
por cristales euhedrales decimétricos sin deformar.
En todos los casos, la celestina se observa al microscopio de polarización
(nícoles paralelos) como cristales prismáticos de colores traslucidos, amarillos y
blancos, con un relieve apenas superior al del medio de montaje (resina UV). Bajo
nícoles cruzados posee una baja birrefringencia, con colores de interferencia de primer
orden gris, amarillo y azul y extinción simétrica. Se han observado las siguientes
texturas:
Caracterìsticas texturales presentes en la celestina
Ritmitas
Las ritmitas son fácies constituidas por la alternancia rítmica de dos litologías
diferentes, en el caso de los yacimientos minerales se refiere a una sucesiva
intercalación de dos o más horizontes de minerales dispuestos en bandas. En el
yacimiento El Tule se observa esta sucesión hacia las paredes de la estructura
mineralizada (y en las zonas de menor grosor del manto), en contacto con roca
encajonante “fresca” a escala micrométrica (observables bajo lámina delgada, Fig. 5.9)
y hacia el interior del depósito, estas ritmitas son de escala centi-decimétrica (Fig. 5.6).
Estas intercalaciones rítmicas (micrométricas) están constituidas por cristales
pequeños y deformados de celestina (horizontes claros) con restos de la roca caliza
encajonante parcialmente corroida (horizontes oscuros). Esta ritmicidad celestina-roca
está mimetizando un bandeamiento (figura 5.9) previo de origen diagenético,
determinado por la disposición en bandas subparalelas de moldes evaporitas (anhidrita),
actualmente substituidos por celestina y calcita (este último posterior a la
88

mineralización económica). La fuerza de crecimiento de la celestina, nucleada a partir
de las antiguas anhidritas, es la que finalmente genera la disposición ritmítica, tanto al
“separar” la roca como al incluir parcialmente fragmentos de la misma (cristales
poiquilíticos) (Fig. 5.9).
Fig. 5.9.- A) Ritmitas a escala micrométrica donde se observan los cristales de celestina
siguiendo a los moldes de anhidrita (en color gris turbio). B) Ampliación de la fotografía
donde se observan los moldes de anhidrita con cristales de celestina creciendo dentro. C)
Restos corroidos de anhidrita dispuestos poikeliticamente en un cristal de celestina.
Obsérvese que estos colores son muy similares a los que presenta la anhidrita en estado
natural. D) Microfotografía de cristales de anhidrita en una secuencia sedimentaria del
Golfo de México (arriba a la derecha).
Estas ritimitas adquieren mayor dimensión a medida que nos movemos hacia el
centro de la estructura mineralizada, al ir aumentando paralelamente el tamaño de los
cristales de celestina, disminuyen los restos de roca encajonante, encontrándose ya
completamente corroida en algunos sectores. La ritmicidad en esta zona viene dada
tanto por la sucesión de cristales de celestina creciendo en abanico hacia el interior de la
estructura, así como por los cambios de color debido a los diferentes pulsos de fluido.
En este caso, la ritmicidad no es producto de la substitución de una estructura previa
(evaporitas), si no es debida a un régimen pulsatil de fluidos a partir del cual precipitó
89

esta generación de celestina. Este régimen pulsatil provoca pequeñas diferencias en la
composición del fluido así como en la velocidad de nucleación (Fig. 5.9).
Los cristales de calcita que reemplazan fantasmas de cristales previos en textura
fenestral encontrados en la roca encajonante podrían representar cristales de anhidrita
que durante el flujo hidrotermal fueron removidos y corroidos para posteriormente
reprecipitan en forma de celestina con algunas inclusiones de lo que quedo de este
mineral. Esto explica porque la mineralización se concentra en un solo manto
mineralizado y un solo nivel estratigráfico en la zona.
Cristales Subhedrales deformados de celestina
Una característica única de este yacimiento es que las primeras generaciones de
celestina en precipitar aparecen deformadas por lo que son, al menos, sincrónicas con la
generacion y movimiento de la estructura mayor. Estas celestinas se presentan bajo la
forma de cristales prismáticos con extinción ondulante por deformación, tal y como se
pone de manifiesto por la distribución de las inclusiones fluidas, dispuestas según zonas
de crecimiento de la celestina, también deformados. En todo caso, la deformación puede
deberse debido a que la celestita simula cementos sin-cinemáticos (que han crecido a la
vez que se da la deformación), o que esta deformación es posterior a la formación de la
celestina, probablemente debido a la cinética de precipitación de este mineral.
Fig. 5.10.- Cristales deformados de celestina, la extinción ondulante del cristal así como la
falta de fracturas indican que la deformación se llevó a cabo durante el crecimiento del
cristal. Se observa el gran contenido de inclusiones fluidas que siguen planos paralelos al
cristal (eje c).
90

Cristales Euhedrales decimétricos no deformados de celestina.
Se encuentran como la tercera generación de celestina conformada por cristales
idiomórficos de centimétricos a decimétricos no deformados dispuestos hacia el centro
del manto. Estos cristales son de euhedrales a subhedrales y son los mas grandes vistos
en el distrito. Se localizan en acumulaciones irregulares dentro de la superficie de
corrimiento sub-horizontales similar al tipo pinch & swell creciendo en espacios vacíos.
Haciendo un análisis individual de los cristales de celestina se observaron
inclusiones de cristales subhedrales corroidos que presentan altos colores de
interferencia y son similares a la anhidrita, mineral común en cuencas sedimentarias
producto de la deshidratación de los niveles evaporíticos en rocas de plataforma.
Fig. 5.11.- Cristales euhedrales de celestina sin deformación (izquierda). Cristal de
celestina sin deformar (color blanco) creciendo en un molde de anhidrita (café claro) que
conserva relinctos de la anhidrita, junto con matriz microcristalina (café oscuro) de cristales
de cuarzo bipiramidal que corroen el cristal no deformado de celestina.
5.4.3 Fluorita:
En el yacimiento aparece siempre como mineral tardío, llenando espacios vacíos
dejados por las superficies de desplazamiento horizontal y que no fueron rellenados por
la celestina. Es de destacar que no se encuentran inclusiones de celestita dentro de los
cristales de fluorita lo cual es una evidencia de que no existió co-precipitación (Tritlla et
al., 2005; Fig. 5.13). Se observo que los cristales de fluorita rellenan los huecos dejados
tanto por la roca encajonante como entre los cristales subhedrales deformados y los
cristales euhedrales y subhedrales de celestina no deformados.
91

La fluorita al microscopio se observa como cristales cúbicos incoloros con
zoneamiento por disposición de bandas de color. Es un mineral isotrópico (al cruzar
nícoles no presenta comportamiento óptico) euhedral y el con exfoliación perfecta.
Fig. 5.12.- Cristales de fluorita. Los cristales de fluorita son incoloros bajo luz normal
(izquierda). La fluorita es un mineral isotrópico que al cruzar los nícoles se observa de color
negro con líneas de clivaje de colores de alto orden (derecha).
Cuarzo bipiramidal
Dentro de los cristales de fluorita se observan inclusiones de cuarzo bi-piramidal
junto a acumulaciones de materia orgánica de colores amarillo, café y negro y caolinita
siguiendo en ocasiones los planos de crecimiento. La materia orgánica pasa de material
sólido a líquido, incluyendo aceite atrapado en forma de inclusiones fluidas. Se observa
que estos cristales de cuarzo forman una matriz microcristalina que corroe a cristales de
celestina y fluorita (Fig. 5.11).
Esto mismo que se observa en cristales de fluorita de distritos mineros similares
al del Tule como el de Kentucky-Illinois. Las diferentes texturas y colores de la materia
orgánica (bitumen) aparentan haber sufrido varios episodios de degasificación y
variación térmica (Richardson & Pinckney, 1984).
5.4.4 Secuencia Mineral (Paragénesis)
La estructura mineralizada presenta 3 episodios de precipitación que conservan
características petrográficas distintivas entre ellas. El primer episodio se representa por
la formación de ritmitas micrométricas (celestina 1) y macrométricas (celestina 2) de
cristales subhedrales y anahedrales con evidencias de deformación. Un segundo
92

episodio (celestina 3) de cristales de subhedrales a euhedrales de celestina sin deformar,
que crecen en espacios vacíos (mayor abundancia en el distrito). El último episodio está
constituido por cristales de fluorita también sin deformar creciendo entre los cristales de
las anteriores generaciones. Sincrónicamente a estos se observa la precipitación de
cristales bipiramidales de cuarzo (típicos de sistemas hidrotermales de baja
temperatura).
Fig. 5.13.- Secuencia paragenética del distrito minero “El Tule”
5.5 Resultados de Geoquímica
5.5.1 Inclusiones Fluidas
5.5.1.1 Petrografía
Se seleccionaron 8 muestras para el estudio microtermométrico. A tal efecto, se
realizó un bosquejo general de la cada una de las muestras. Se localizaron los minerales
presentes, la posición de las fracturas y las zonas de mayor abundancia de inclusiones
fluidas. Una vez descrita la muestra, se describieron y clasificaron las inclusiones
fluidas según su posición, morfología, grado de relleno, color y tamaño.
Una vez localizadas las inclusiones a estudiar, se descartaron aquellas que
presentasen fenómenos de modificación post-atrapamiento, como decrepitación,
93

“necking down” y pérdida de fluido (“leakage”), puesto que estos fenómenos alteran los
resultados analíticos, tanto la salinidad como las temperaturas de homogeneización.
En general, solo se estudiaron aquellas inclusiones fluidas primarias que no
presentasen indicios “a priori” de modificación, puesto que son las que representan a las
condiciones y composición de los fluidos que dieron origen al depósito.
Fig. 5.14.- Inclusiones fluidas en celestina (izquierda) y fluorita (derecha).
Una vez encontradas y localizadas las inclusiones, se procedió a la separación de
las laminas doblemente pulidas del portaobjetos, para lo cual se utilizó una caja de petri
y acetona para despegar la muestra. Durante este proceso las muestras se rompen
dependiendo de las zonas de fractura y de crecimiento cristalográfico, para lo cual la
localización previa de las inclusiones fluidas mediante dibujos, fotografías o croquis
evita mucho trabajo de recuperación de las muestras.
5.5.1.2 Inclusiones fluidas en Celestina
Tipos de Inclusiones Fluidas
En todas las muestras de celestina que se han estudiado, se ha puesto en
evidencia la presencia de inclusiones primarias bifásicas (L-S, L-V) y trifásicas (L-V-
S). Asimismo, se localizaron inclusiones monofásicas (L) secundarias, posiblemente
muy tardías con respecto a la formación del depósito. La presencia de estas inclusiones
monofásicas es común en la celestina debido a que esta presenta planos de exfoliación
perfectos que pueden atrapar agua de cualquier origen por capilaridad.
Se escogieron para el estudio aquellas inclusiones fluidas bifásicas y trifásicas
localizadas en zonas con un mayor número de inclusiones fluidas y con relaciones
94

volumétricas (L/V) consistentes. Se observaron petrográficamente los sólidos dentro de
estas inclusiones para determinar por métodos ópticos si eran cristales atrapados o
cristales hijos. Esto se comprobó posteriormente durante los análisis
microermométricos.
Fig. 5.15.- Inclusiones fluidas en celestina. Se observa una inclusión bifásica (L-V) con
textura regular semi circular y una relación de líquido de 0.95.
Para las muestras de “El Tule” se utilizo una platina calentable y enfriable
Chaixmeca montada en un microscopio Zeiss con objetivos de 5x y 20x de largo
alcance. Debido a su practicidad y facilidad de manejo se utilizó para medir en todas las
muestras temperaturas de homogeneización (Th) y de fusión del ultimo cristal de hielo
(Tf). Para congelar las muestras se utilizó nitrógeno líquido proveniente del almacén de
gases del Instituto de Neurobiología.
Resultados microtermométricos.
Para el estudio microtermométrico se escogieron 4 muestras (números 02, 12, 43
y 79) que representaran los 2 episodios de mineralización de la celestina. Las muestras
02 y 79 corresponden el primer episodio de mineralización. La muestra 02 fue tomada
del borde superior del manto, y se caracteriza por presentar una serie de pequeños
cristales alargados y deformados; la muestra 79 forma parte de la segunda generación y
es parte de un gran cristal subhedral deformado de este mineral. Las muestras 12 y la 43
son parte del tercer episodio de mineralización y fueron tomadas del centro de la
mineralización de grandes cristales decimétricos no deformados.
95

Se midieron 162 inclusiones fluidas en celestina, de las cuales 95 corresponden a
inclusiones de los primeros episodios de mineralización (muestras 02 y 79),
caracterizadas por la presencia mayoritaria de inclusiones fluidas bifásicas (solo 5
trifásicas) con un grado de relleno (L/V) de entre 0.7 y 0.9. Asimismo, se midieron 67
inclusiones fluidas correspondientes al segundo episodio de mineralización, de las
cuales 12 fueron inclusiones trifásicas y el resto bifásicas, con un grado de relleno (L/V)
alrededor de 0.9.
Los resultados obtenidos del análisis microtermométrico indican temperaturas
eutécticas del sistema cercanas a los –40°C (en las inclusiones que se logro identificar),
con temperaturas de fusión de la hidrohalita entre los –18°C y los -14°C. Las
temperaturas de fusión del último cristal de hielo varían entre los –12°C y los 0°C, y las
temperaturas de homogeneización se sitúan entre los +80°C y los +220°C.
La temperatura del eutéctico alrededor -40°C sugiere la presencia de CaCl 2 en la
solución; no obstante, las temperaturas de fusión de la hidrohalita (entre –18°C y los -
14°C) indican sin lugar a dudas que dicha salmuera está dominada por NaCl como sal
mayor en solución. Así, la salinidad para cada inclusión fué calculada mediante el
programa MacFlinCor (Brown y Hageman, 1994) considerando el sistema NaCl-H 2 O y
a partir de las temperaturas de fusión del último cristal de hielo. Las salinidades así
calculadas se encuentran entre el 0 y el 14% en peso equivalente de NaCl.
Durante los ensayos microtermométricos se intentaron homogeneizar los sólidos
presentes en las inclusiones fluidas para determinar si eran cristales hijos o sólidos
atrapados. Estos no homogeneizaron ni a altas temperaturas, por lo que se les ha
considerado como cristales atrapados durante la precipitación de la celestina.
Inclusiones fluidas en la celestina deformada.
Las muestras de los cristales precipitados en el primer episodio de
mineralización de la celestina (muestras 02 y 79) presentan una gran dispersión en las
temperaturas de homogeneización (80°C hasta los 200°C) y en salinidad (0 al 17%). En
el diagrama Th vs. Salinidad se observa una dispersión de las familias de datos hacia
valores de Th mayores a igual salinidad sugiriendo que han sido afectadas por
deformación o calentamiento, aumentando su volumen original (stretching) y, por tanto,
su Th. Además, es posible que también existan pérdidas de fluido (“leakage”), que
originarían una dispersión similar a la de una mezcla de fluidos.(Fig. 5.17). Pese a esta
96

dispersión en los datos, se puede observar que la mayoría de las inclusiones presenta
temperaturas de homogeneización a los 130°C y una salinidad entre el 10 y el 13%.
La celestina es un mineral con poca dureza (3.5 en la escala de Moss) el cual al
estar sometido a un esfuerzo tiende a romperse. Al crecer bajo un esfuerzo constante los
minerales tienden a deformarse plásticamente, modificando así sus condiciones
originales de atrapamiento.
20
15
Stretching
% de wt. en NaCl
10
5
0
12
10
8
6
4
2
Frecuencias
2
4
6
8
10
50 100 150 200 250
Temperatura de homogeneización (Th)
Fig. 5.16.- Diagrama Th vs. salinidad junto con sus histogramas de frecuencia para la Th y
salinidad (% eq. en peso de NaCl). En círculos negros se observan los datos para la muestra
2 y en triángulos rojos los datos representativos de la muestra 79.
Celestina no deformada
Las muestras estudiadas representativas del segundo episodio de mineralización
(muestras 12 y 43) tomadas de cristales de celestina euhedrales y sin deformar,
muestran rangos de temperatura de homogeneización entre los 110° y los 220°C, con un
máximo de frecuencia entre los 130° y los 140°C. Las salinidades calculadas varían
entre 0-12 % en peso equivalente de NaCl, con un máximo de frecuencia entre 7-9% en
peso equivalente de NaCl.
97

Pese a observarse incrementos de temperatura producidos por cambios postatrapamiento
(stretching), los datos encontrados en los cristales no deformados
pertenecientes al segundo episodio de mineralización (muestras 12 y 43) son presentan
una distribución que indica que sus características iniciales se han conservado mejor
que en el caso anterior. Así, a partir de la distribución de los datos, una vez filtrados, es
posible determinar que uno de los mecanismos de precipitación que actuó para la
formación del depósito es la mezcla de soluciones, posiblemente entre un fluido de
menor salinidad y temperatura con otro de mayor salinidad y temperatura.
20
15
% de wt. en NaCl
10
5
Stretching
0
10 8 6 4 2
Frecuencias
1
2
3
4
5
6
7
8
50 100 150 200 250
Temperatura de homogeneización (Th)
Fig. 5.17.- Diagrama Th vs. Salinidad junto con los correspondientes e histogramas de
frecuencia para la Th y salinidad. Los círculos rojos representan los datos de la muestra 12
y los triángulos negros a la muestra 43. La distribución sugiere una posible mezcla entre un
fluido de menor salinidad y temperatura con otro de mayor salinidad y temperatura.
Es importante resaltar la ausencia de inclusiones fluidas con hidrocarburos en
estos cristales de celestina. Estos son usualmente comunes en minerales en cuencas
sedimentarias y ya observados en distritos minerales de la zona del estado de Coahuila
(González-Partida et al., 2003; Puente-Solís et al., 2005; Ramos-Rosique et al., 2005;).
98

20
15
% de wt. en NaCl
10
5
0
20
15
10
5
Frecuencias
2
4
6
8
10
12
50 100 150 200 250
Temperatura dehomogeneización (Th)
Fig. 5.18.- Diagrama compuesto de las muestras de celestina con procesos de deformación
(2 y 79 en rojo) y sin deformar (12 y 79 en negro). Se observa en el campo redondeado
donde coinciden el mayor numero de datos a los 130°C y entre los 7-9% de salinidad.
5.5.1.3 Fluorita
Tipos de Inclusiones Fluidas
Inclusiones Acuosas
La fluorita representa el último episodio de mineralización en la zona. Se
escogieron 4 muestras de cristales grandes y translucidos (muestras 13a, 13b, 77a y 77b)
para los estudios de microtermometría. Se estudiaron un total de 123 inclusiones fluidas
de las cuales las más abundantes fueron bifásicas (87) y algunas trifásicas (36). La
morfología de estas inclusiones es en su mayoría regular, de formas redondeadas salvo
algunas que presentan formas irregulares y que probablemente representen inclusiones
fluidas reequilibradas (Fig. 5.20), al estar rodeadas de “nubes” constituidas por
abundantes inclusiones fluidas mucho más pequeñas. Las relaciones volumétricas
observadas se sitúan entre 0.8 0.9 (L/V). En su mayoría las inclusiones primarias
encontradas se distribuyen principalmente siguiendo los planos de crecimiento del
99

cristal. Se encontraron a su vez inclusiones bifásicas y trifásicas claramente secundarias
que siguen planos de fractura.
Las inclusiones trifásicas encontradas en fluorita presentaban uno o varios
sólidos atrapados pero, debido al tamaño tan pequeño del cristal resultó muy difícil
observar algunas de sus propiedades ópticas que pudiesen dar pistas sobre su
composición. No obstante, la alta birrefringencia observada en algunos cristales así
como la forma de los mismos indican que pudiese tratarse de carbonatos (calcita o
dolomita). Se observaron que algunos de estos cristales (los mas pequeños) quedaban
atrapados por tensión superficial entre los contactos de la fase vapor y la fase liquida
dando apariencia en ocasiones de una doble burbuja.
Fig. 5.19 (Izquierda) Inclusión fluida en fluorita que presenta un sólido en suspensión
dentro entre la fase vapor y la fase líquida. (Derecha) Inclusión con un sólido
probablemente dolomita o calcita que observa un proceso de reequilibrio con nubes de
inclusiones fluidas muy pequeñas.
Microtermometría
Se identificaron las temperaturas del eutéctico para la fluorita cerca de los –80°C
lo cual indica que el fluido se encuentra en el sistema CaCl 2 . Las temperaturas de fusión
para la hidrohalita (Tfh) varían entre los –28°C y los –22°C. Las temperaturas de fusión
del último cristal de hielo varían desde los -14°C hasta los 0°C con un mayor número d
inclusiones que fusionan entre los -10°C y los -8°C. La salinidad presenta dos rangos
de valores, el primero entre 0.5-3% y uno segundo, representado por una mayor
cantidad de datos, que va de los 11.5-15% en peso equivalente de de NaCl, con un
máximo de distribución entre 13-13.5%.Al igual que en la celestina los sólidos
100

encontrados en las inclusiones de fluorita son cristales atrapados durante la
precipitación del mineral.
Estas inclusiones fluidas presentan la homogenización a temperaturas entre los
120 y los 155 grados, con un máximo de distribución entre 130-135°C.
20
15
% de wt. en NaCl
10
5
0
35
30
25
20
15
10
Frecuencias
5
5
10
15
20
25
30
35
50 100 150 200 250
Temperatura de homogeneización (Th)
Fig. 5.20.- Gráfica de Th vs. Salinidad de las muestras de fluorita. El grupo de mayor
salinidad presenta una distribución que sugiere la mezcla de fluidos. El grupo similar
temperatura de homogeneización pero mucha menor salinidad podría representar la
invasión del sistema por fluidos poco o nada salinos, de origen meteórico.
Se observaron dos grupos de datos en un diagrama Th vs. salinidad (fig. 5.21)
caracterizados por diferencias importantes en salinidad, aunque Th similares.
El grupo de mayor salinidad representa las inclusiones fluidas claramente
primarias, y se distribuyen según una línea de mezcla de fluidos, al igual que en el caso
de las inclusiones fluidas en celestina no deformada. Es de destacar la nula dispersión
de los datos que refleja la ausencia de fenómenos post-atrapamiento.
El segundo grupo, también muy bien definido, lo constituye un grupo de
inclusiones fluidas de similar temperatura de homogeneización que el caso anterior
(140-150°C) pero aun más baja dispersión, y salinidad prácticamente nula. Estas
101

inclusiones representarían inclusiones fluidas secundarias que no detectadas como tales
durante el estudio petrográfico. Este comportamiento podría representar la invasión del
sistema por fluidos poco o nada salinos, de origen meteórico.
Inclusiones fluidas con Hidrocarburos
En el muestreo de campo se encontraron horizontes dentro de la mineralización
en los que se observaban cristales de fluorita de colores mas oscuros, los cuales al
romperse desprendían un olor fétido, por lo que se relacionaron con la presencia de
materia orgánica en su interior. La observación de estas muestra bajo microscopía
óptica de polarización permitió confirmar la presencia de hidrocarburos líquidos y
sólidos, bajo la forma de inclusiones fluidas, atrapados en los cristales de fluorita.. Esta
es una característica común de los yacimientos de fluorita que aparecen encajonados en
los carbonatos mesozoicos en Coahuila y, por extensión, en México. Asimismo, a nivel
mundial se ha visto que la fluorita, en los depósitos de baja temperatura, es un mineral
que suele ir asociado a materia orgánica líquida, sólida o gaseosa.
Así, se llevó a cabo un estudio específico sobre las asociaciones de inclusiones
fluidas que contenían hidrocarburos. Estos sistemas mixtos (acuosos y de
hidrocarburos) ofrecen la posibilidad de calcular las condiciones reales de atrapamiento
y registrar cambios en la presión durante la formación de los depósitos.
La coexistencia en un mismo plano cristalográfico de inclusiones fluidas acuosas
y con hidrocarburos es la prueba de su co-atrapamiento y de que, por tanto, dan
información precisa sobre un pulso de fluido. Estas inclusiones se localizaron (muestra
54) en zonas aisladas de los cristales de fluorita, en su mayoría atrapadas cerca de los
bordes exteriores, junto con cristales de cuarzo bipiramidal y agrupamientos de un
material oscuro interpretado como materia orgánica.
En su mayoría las inclusiones de hidrocarburos observadas son pequeñas
(algunas micras de diámetro), con morfología alargada y con fenómenos de reequilibrio
(inclusiones hijas más pequeñas).
Las inclusiones estudiadas son las más grandes y se encuentran coexistiendo con
inclusiones acuosas. Estas inclusiones son bifásicas a polifásicas, encontrándose
mezclas in homogéneas de agua y aceite (color amarillo-ámbar), junto con gases y
sólidos atrapados, ya sea materia orgánica degrada (bitumen) o cristales atrapados (L-V,
102

L-V-S, L 1 -L 2 -V, L 1 -L 2 -V-S, donde L 1 es agua y L 2 es aceite). Los índices de relleno en
estas inclusiones varían entre 0.90 a 0.95 de líquido en las inclusiones mas grandes (ver
Tabla). Las inclusiones fluidas acuosas y de hidrocarburo coexisten hacia el centro de
los cristales entre los bordes oscuros de materia orgánica (Fig. 5.21).
Fig. 5.23 (Izquierda) Inclusiones con hidrocarburos están rodeadas por materia orgánica
degradada junto con cristales bipiramidales de cuarzo. (Derecha) Coexistencia de
inclusiones fluidas con hidrocarburos (amarillo) e inclusiones fluidas acuosas
(translucidas).
5.5.1.5 Análisis y Modelación de Inclusiones Fluidas acuosas y con hidrocarburos
Como se vio en el capitulo de técnicas analíticas, la información que se puede
obtener del estudio de un solo sistema de las inclusiones fluidas es relativamente
limitada. Cuando es posible y existen evidencias del atrapamiento de dos fluidos
inmiscibles, resulta muy ventajoso analizar ambos. Para determinar las condiciones
reales de atrapamiento de un conjunto de fluidos y, por ende, de la precipitación del
mineral que las contiene, es necesario estudiar el las inclusiones con hidrocarburos
junto con las inclusiones acuosas. Una vez analizados ambos, es posible obtener
diagramas de P-T (Presión – Temperatura) en ambos sistemas. El cálculo de sus
respectivas isocoras permite determinar mediante su cruce las condiciones más
probables de atrapamiento.
A tal efecto, se seleccionó una muestra de fluorita en la que coexisten
inclusiones fluidas de hidrocarburos y acuosas. Se realizó un estudio de
microespectroscopía Raman, microespectrometría infrarroja (FT-), y reconstrucción
volumétrica de las inclusiones fluidas con hidrocarburos mediante microscopía confocal
láser (CLSM). Este se llevó a cabo en el Laboratorio de Investigación de Inclusiones
103

Acuosas e Hidrocarburos (Petroleum and Aquos Inclusiones Research PAIR) del
CREGU-G2R-NRs de Nancy, Francia.
Microespectroscopía Raman en inclusiones acuosas
Esta técnica se utiliza para determinar la cantidad de metano (CH 4 ) que se
encuentra fraccionado en la fase vapor de inclusiones fluidas acuosas. Esta
determinación se realiza cuando la inclusión está homogeneizada ya que así el cálculo
de la cantidad de metano se corresponde con el total del volumen de la inclusión.. En las
inclusiones fluidas acuosas medidas se obtuvieron porcentajes molales que varían
desde el 0.070 al 0.114. A partir de estos valores, se calcularon las isopletas e isocoras
para este sistema y se representaron un gráfico P-T (figura 5.28)
Mineral Inclusión Fase Th(°C) m NaCl m CH4 m H2S
Fluorita 5 L(v) 133,7 3,62 0,070 0,143
Fluorita 6 L(v) 133 2,81 0,082 0,153
Fluorita 7 L(v) 133 3,25 0,114 0,171
Fluorita 8 L(v) 133 2,91 0,093 0,155
Fluorita 9 L(v) 132,8 3,71 0,095 0,166
Tabla 5.1: Resultados del análisis de inclusiones acuosas contenidas en los cristales de
fluorita del Tule obtenidos mediante microespectroscopía Raman
Microtermometría de las inclusiones con hidrocarburos.
Las temperaturas de homogeneización de los hidrocarburos son cercanas a los
65°C, excepto en un caso con 98°C.
N° inclusión Th (°C) [CH 4 ]m [CO 2 ]m [Alk]m CH 2 /CH 3 m
HC1 82,0 29,5 1,9 68,6 5,0
HC2 67,0 38,8 0,7 60,5 5,1
HC3 71,0 30,9 0,9 68,2 5,2
HC4 98,3 48,3 1,5 50,2 7,1
Tabla 5.2 Datos obtenidos mediante con el microespectroscopio infrarrojo.
Microespectroscopía Infrarroja (FT-IR)
Las inclusiones fluidas con hidrocarburos fueron analizadas mediante
microespectroscopía infrarroja para determinar la relación CH 4 /alkanos y CH 4 /CO2 en
una inclusión fluida de hidrocarburos, permitiendo la obtención de las concentraciones
molares de CH 4 , CO 2 y alkanos en dicha muestra. El análisis reveló aceites con una
104

elación de CH 2 /CH 3 cercano a 5 molal, cerca de un 30% de CH 4 , y CO 2 en
concentración de 0.7 y 1.9 molal, todo ello indicativo de la presencia de hidrocarburos
pesados
Fig. 5.24 Inclusiones fluidas con hidrocarburos, se observan las fases liquida, gaseosa y
sólidas (bitumen y cristales atrapados).
Fig. 5.25 Espectro FT-IR, inclusión HC2. Se observa el espectro de las especies químicas
CH 2 y CH 3 así como el del agua y el CO 2
Microscopía confocal láser de barrido (CLSM)
De las 4 inclusiones medias con microespectroscopía infrarroja, se tomaron las 3
inclusiones que mostraron no haber sufrido fenómenos de agrandamiento, para s medir
105

la relación volumétrica entre el aceite y la fase vapor. Esta relación es una característica
básica para el modelado de la presión real de atrapamiento de las inclusiones con
hidrocarburos y para caracterizar el tipo de hidrocarburos atrapados.
Inclusión
Volumen
min.
(µm 3 )
Volumen
max.
(µm 3 )
Diámetro
vapor
min.
(µm)
Diámetro
vapor
max.
(µm)
Volumen
vapor
min.
(µm 3 )
Volumen
vapor
max.
(µm 3 )
%
volumen
%
volumen
min. de max. de
vapor vapor
contra el contra el
aceite aceite
HC1 209,00 260,00 3,10 3,28 15,59 18,47 5,66 8,12
HC2 322,00 470,00 3,66 3,81 25,66 28,94 5,18 8,25
HC3 86,30 99,00 2,20 2,45 5,57 7,72 5,33 8,22
Tabla 5.3: Resultados del cálculo de la relación volumétrica entre el aceite y la fase vapor
obtenidas mediante la microscopia confocal con escanéo láser para las inclusiones de
hidrocarburo en la fluorita.
Fig. 5.27 Imagen confocal de una inclusión con petróleo. a) imagen con fluorescencia. b)
imagen con luz transmitida.
106

Diagrama del modelado PIT de Inclusiones Fluidas con Hidrocarburos
El modelado de las inclusiones fluidas acuosas se basa en la aplicación de la
ecuación de estado de Duan et al. (1992) utilizando para ello los datos de salinidad (Tf)
y temperatura de homogeneización (Th) obtenidos a partir de microtermometría, y de la
concentración molar de los gases en la inclusión, estimada mediante microsonda
Raman.
Fig. 5.28 Modelado de P-T para la precipitación de fluorita. Se observa el punto en el que
se cruzan las isocoras de las inclusiones acuosas con las de hidrocarburo.
107

Para el modelado de las inclusiones fluidas con hidrocarburos se utiliza la
ecuación de estado de Peng-Robinson, utilizando los datos de Th y el % del volumen
de gas que se mide mediante CSLM y la estimación de la longitud de las cadenas de
carbono del hidrocarburo mediante FTIR. Ambos conjuntos de datos son evaluados
mediante la utilización del software llamado PIT (Petroleum Inclusion
Thermodynamics), obteniéndose diagramas P-T (presión-temperatura) que incluyen la
isopleta y la isocora de los hidrocarburos.
A partir de los datos obtenidos se ha modelizado la isopleta e isocora para cada
una de las inclusiones fluidas analizadas (acuosas e hidrocarburos) El cruce de la
isocora de las inclusiones acuosas y de la isocora de las inclusiones con hidrocarburos
indica condiciones de presión y temperaturas entre los 380 y 450 bar para temperaturas
de 135°C.
108

5.5.1.4 Evolución de los fluidos durante la formación del depósito
Si se comparan los datos obtenidos de Th y salinidad en celestina y fluorita se
puede observar que los datos de una y otra (sin tomar en cuenta la deformación de los
primeros episodios de mineralización de la celestina) corresponden a rangos muy
diferentes en salinidad, los valores para la celestina se concentran entre los 7-9% en
cambio para la fluorita se concentran entre los 13-14%. No obstante, ambos minerales
precipitaron en un rango de temperaturas similares. A partir de la disposición de los
datos en el diagrama Th vs. salinidad (Fig. 5.22) se puede observar una disposición que
indica una posible mezcla entre dos fluidos, estando representado el de mayor salinidad
por los fluidos atrapados en la fluorita y en alguna de las muestras de celestina. Cabe
recordar que la fluorita es la última fase en precipitar, hecho que sugiere que al menos el
F, quizás también el _Sr, estarían ligados al fluido de mayor salinidad y temperatura.
Fig. 5.22.- Diagrama de Th vs. Salinidad de celestina (rojo) y fluorita (negro). Pese a
presentar una salinidad distinta, los datos acoplados de celestina y fluorita observan una
clara mezcla de fluidos.
109

110

Capitulo VI
Discusión de los resultados
111

112

6.1 Generalidades sobre la celestina en sistemas de baja temperatura
Composicionalmente, la celestina es un sulfato de estroncio (SrSO 4 ) que
cristaliza en el sistema ortorrómbico. Suele presentarse bajo la forma de cristales a
menudo idiomórficos con hábito prismático o tabular, pudiendo crecer en formas
radiales, fibrosas o granulares. Aparece con colores blanco, amarillo, azul o incoloro y
posee un lustre vítreo a perlados en superficies de exfoliación. Posee una dureza de
entre 3 y 3.5 y densidad de 3.95 a 4. (Korbel y Novak, 1999).
La celestina es un mineral de gran importancia económica al ser la fuente
principal de estroncio. El Sr, bajo la forma del carbonato estroncianita (SrCO 3 ) se usa
para pigmentos, vidrios, fuegos artificiales, imanes y metalurgia. Hacia 1997, más del
75% del estroncio consumido en los Estados Unidos se utilizó como aditivo en la
construcción de pantallas para televisores como requerimiento para bloquear rayos X
(Ober 1999). Los principales productores mundiales son en la actualidad España,
México, China y Turquía.
La mayor parte de la bibliografía nos remite al hecho de que la mayoría de la
celestina se encuentra en carbonatos marinos de plataforma y evaporitas, comúnmente
sobre yaciendo sedimentos de origen clástico, de edades desde el Silúrico hasta el
Plioceno (Hanor, 2004) y se presenta en una gran variedad de yacimientos
sedimentarios (Kinsman, 1969; Baker y Bloomer 1988; Saunders et al. 1988; Esch,
1995) e ígneos (Heinrich y Vian 1967; Hatorri, 1989).
6.1.1 Geoquímica de la Celestina
El Ba, Sr y S son relativamente abundantes en la corteza terrestre. Faure (1998)
propone los valores de abundancia media de estos elementos en: Ba, 250 ppm; Sr, 260
ppm y S, 310 ppm. Se encuentran en la mayoría de las rocas ígneas o silicicásticas con
concentración entre las 200 - 900 ppm, y aumenta en la medida que el Si, el K y el C
crecen en abundancia, indicativo de su elemento relacionado con rocas ácidas. Así
mismo el Ba aumenta en concentración en las rocas mas potásicas y el Sr en las rocas
mas cálcicas debido a la relación con el radio atómico (Hanor, 2001).
El Azufre existe en la naturaleza de diferentes formas, pero en forma mayoritaria
como sulfuro S 2- 2-
, sulfato SO 4 y como azufre nativo S 0 . El azufre en la corteza terrestre
113

se encuentra controlado en su mayoría en estado de reducción, en forma de H 2 S y
sulfuros metálicos, en condiciones oxidantes se encuentra principalmente como sulfatos
disueltos y en anhidritas, yeso, celestina y barita como fases sólidas.
Debido a las condiciones anóxicas anteriores al Proterozoico, las formas
oxidadas de sulfatos como la celestina o barita son prácticamente inexistentes en rocas
antiguas, salvo algunos yacimientos muy locales y por fuentes volcánicas (en el
Arqueano; Buick & Dunlop, 1990).
La celestina suele estar presente como una fase mineral diagenética menor en
sedimentos carbonatados marinos. Una de las causas de su precipitación es a partir de la
inversión de la aragonita a la calcita, o la recristalización de carbonatos.
El Ba 2+ y el Sr 2+ son elementos que poseen un alto potencial iónico y pueden ser
transportados en fluidos acuosos en forma de cationes divalentes hidratados poseyendo
una alta solubilidad en agua. Al entrar en contacto con sulfatos la reacción produce
sólidos de una muy baja solubilidad, por lo que los fluidos acuosos pueden contener
altas concentraciones tanto de Sr y Ba como de sulfatos (SO 4 ) pero nunca aparecer en el
mismo fluido (West, 1974).
Debido a que Sr y Ba pueden estar presentes en cualquier tipo de fluidos
acuosos, tanto la celestina como la barita se forman en una gran cantidad de ambientes
tanto sedimentarios, como metamórficos e ígneos. Sin embargo las condiciones de
presión y temperatura son mas restringidas para la celestina - que posee una menor
solubilidad a mayor temperatura - que para la barita la cual precipita desde los 0 hasta
los 400°C con presiones de 1 a 2000 bares (Bowers et al., 1984).
6.1.2 Tipos de yacimientos de Celestina
La distribución de yacimientos de celestina, así como los ambientes y tipos de
yacimientos, se encuentran mucho más limitados que aquellos en los que se precipita la
barita. La barita posee una solubilidad inversa a la de la celestina, por lo que se puede
encontrar en un variado rango de ambientes de temperaturas y presiones. La celestina
solo se puede formar en algunos procesos que discriminan la precipitación del Sr sobre
el Ba ó cuando se encuentran fuentes con una relación muy alta de Sr/Ba.
114

6.1.3 Mecanismos de precipitación para la celestina
Fluidos ascendentes ricos en Sr mezclados con agua marina
Estos yacimientos son conocidos como depósitos exhalativos submarinos, los
cuales se derivan en dos clases, los depósitos volcanogénicos, cuya formación esta
directamente relacionada a la convección de fluidos por calor magmático, y los
depósitos exhalativos sedimentarios (sedex) en la que no se involucra actividad
magmática. Los fluidos ricos en Sr y Ba se derivan de la lixiviación de rocas
continentales o marinas. El sulfato que se encuentra en el agua marina sufre una
reducción parcial, alterando la composición isotópica de los minerales precipitados a
valores mas altos puesto que (Hanor, 2004).
Precipitación biológica
Existen ciertos organismos microscópicos planctónicos presentes en aguas
marinas y de aguas continentales llamados Acantharians, que utilizan el SrSO 4 como
parte de su estructura en su exoesqueleto. En la actualidad se encuentran en
prácticamente todas las aguas del mundo (Bernstain et al.1992).
Reacción de fluidos ricos en Sr con sulfato no marino
Estas reacciones son algunas que se efectúan con sulfatos de calcio en minerales
evaporíticos, aguas que contienen sulfatos por evaporación y/o disolución de evaporitas.
La mayoría de los yacimientos mas grandes de celestina en el mundo se han formado
donde los que fluidos ricos en estroncio han reaccionado con los sulfatos de ambientes
evaporíticos y carbonatados. En algunos casos remplazan yesos y anhidritas en domos
salinos.
Precipitación por cambios de presión y temperatura
De acuerdo a la química de los minerales en la serie barita-celestina, la barita es
más común a precipitarse bajo cambios de presión a temperaturas constantes o a
cambios de temperatura bajo los 100°C. La celestina por su parte es un mineral con
solubilidad inversa a la temperatura, por lo que es menos probable que precipite con
115

fluidos que sufran de enfriamiento por debajo de los 100°C, por otra parte si el fluido es
de mayor temperatura bien podría precipitarse este mineral. (Hanor, 2000).
6.1.4 Depósitos singenéticos producto de diagénesis temprana
Müller (1962) propuso que muchas de las grandes concentraciones de celestina
en el mundo se debían a procesos de evaporación de agua marina. Observó también que
en el yacimiento de Hemmelte-West en la formación Upper Malm en Alemania, la
celestina presentaba texturas megascópicas que correspondían perfectamente con
aquellas de la precipitación masiva de anhidritas. Sin embargo no se estableció si estas
texturas representaban una depositación singenética, o un reemplazamiento posterior a
la precipitación de la anhidrita.
Los argumentos que apoyan la teoría singenética de Müller eran 2 sencillas
propuestas, la celestina precipita entre las etapas de precipitación de los carbonatos y el
yeso dentro de la evaporación de agua marina; y sus cálculos de balanceo en los que se
sugiere que aproximadamente el 63% del Sr presente inicialmente en el agua marina no
se encuentran presentes por co-precipitación en ninguno de los minerales evaporíticos y
por lo tanto queda libre para la precipitación de celestina (Hanor, 2004).
Sin embargo Zherebtsova & Volkova (1966) encontraron experimentalmente
que el Sr es lixiviado posteriormente en la etapa de precipitación de la halita.
Encontraron también que el yeso y la anhidrita poseen concentraciones superiores de Sr
a las del nivel del mar (0.09-0.41% de peso en Sr), pudiendo representar el Sr faltante
en los cálculos de Müller.
La teoría singenética no explica por completo las grandes acumulaciones de
celestina que es posible encontrar en series sedimentarias, que pueden llegar a contener
hasta varios millones de toneladas de este mineral (Kesler y Jones 1981; Scholle et al.
1990).
6.1.5 Depósitos epigenéticos producto de diagénesis profunda
La mayoría de los grandes depósitos de celestina alrededor del mundo presenta
una serie de características que sugieren una génesis diferente a la singenética. Las
texturas macro y microscópicas de estos depósitos muestran evidencias físicas claras de
reemplazamientos de la roca de caja por cristales de celestina. Así mismo las
composiciones isotópicas de Sr y S de estos yacimientos no coincide con aquellas del
116

agua marina, evidenciando un fraccionamiento isotópico producto de procesos
diferentes a los encontrados durante la diagénesis temprana. (Carlson, 1987; Scholle et
al. 1990).
De acuerdo a lo anterior se supone que la mayoría de los depósitos de celestina
se han formado en respuesta al desarrollo de un régimen tectónico que moviliza fluidos
con altas concentraciones de Sr de las profundidades de las cuencas hacia la superficie,
donde las condiciones más oxidantes son propicias para la oxidación de S y su
precipitación. Los fluidos de cuenca poseen una relación preferencial de Sr/Ba y alta
salinidad, necesaria para precipitar preferencialmente de Sr sobre el Ba. Las
concentraciones isotópicas, sugieren a su vez una mezcla de fluidos entre aquellos
formados por la evaporación de agua de mar con aguas meteóricas o el agua connota
dentro de las rocas. Estas salmueras de cuenca pudieron lixiviar altas cantidades de Sr
en su interacción y búsqueda de equilibrio químico entre el agua y la roca (Hanor,
2004). Estos procesos que son muy similares a los encontrados en los depósitos tipo
MVT (Tritlla et al., 2006, 2007). Garven & Raffensperger (1997) establecen que los
fluidos tanto en las cuencas sedimentarias como en la corteza continental están sujetos a
diferentes fuerzas que pueden movilizar grandes cantidades de fluidos y grandes
cantidades de Sr, resultando en la precipitación de grandes cantidades de celestina en
estos lugares con altos contenidos de sulfatos.
6.2 Generalidades sobre la fluorita en sistemas de baja temperatura
La fluorita (CaF 2 ) o fluoruro de calcio, cristaliza en el sistema cúbico. Se
presenta en colores muy variados desde translucido pasando por amarillo, blanco, rojo,
verde, azul, negro, café y morado. Cristalográficamente se presenta en cristales cúbicos,
octaédricos y mas raramente combinaciones de cubo y rombododecaedro
(tetraquisexahedros), así como bajo la forma de agregados masivos, granulares y,
típicamente, bandeados (rimitas de tipo cebra). Posee un lustre vítreo con una densidad
aproximada de 3.2 y una dureza de 4 (Korbel y Novak, 1999)
La fluorita se puede encontrar en ambientes tanto sedimentarios como ígneos
(magmáticos y/ o hidrotermales). Algunos de los procesos involucrados en la
precipitación de fluorita durante eventos ígneos están controlados por el marco
tectónico, asimilación magmática, asociación mineralógica, contaminación del magma,
117

gradiente geotérmico, contenido de volátiles, profundidad y tiempo (Hannah & Stein,
1990).
Los depósitos de fluorita principalmente se han encontrado en ambientes
extensionales, dominados por fallas normales profundas como vías de transporte de
fluidos con contenido de F y altas temperaturas rellenando vetas en fracturas. (Worl et
al., 1973). En muchos distritos mineros se encuentran mineralizaciones que van desde
stockworks, chimeneas y reemplazamientos estratoligados, y probablemente también
ligados a estos mismos fenómenos distensivos (Rowan et al., 1996). Sin embargo
existen aun muchas interrogantes sobre la relación estrecha entre la actividad ígnea y la
mineralización (Pennines, U.k., Dunham, 1983; Illinois-Kentucky, Richardson &
Pinckney, 1984; Coahuila, México, Kesler, 1977, González-Partida et al., 2003; Tritlla
et al., 2004).
6.2.1 Origen del F en medios sedimentarios y diagenéticos
Existen diferentes teorías que han sido bien aceptadas para explicar el origen del
F en medios sedimentarios y diagenéticos. En ambientes sedimentarios, se han
encontrado hasta cientos de ppm de F en calcitas con alto Mg y aragonita (Ohde &
Gitano, 1980; Ichikuni, 1979). Sin embargo las concentraciones de F en fluidos
diagenéticos son insuficientes como para que estos puedan precipitar directamente las
grandes cantidades de fluorita que se encuentran.
6.2.2 Mecanismos de precipitación en yacimientos de baja temperatura
Diversos autores han propuesto varias hipótesis que tratan de explicar los
procesos que controlan la precipitación de este mineral, desde el simple enfriamiento
del fluido mineralizante, dilución del fluido mineralizante por agua meteórica, la mezcla
de dos salmueras distintas, hasta el incremento de los fluidos ácidos originales (Burt &
Sheridan, 1980; Ruiz et al., 1985; Richardson & Holland, 1979; Deloule, 1982).
Por Mezcla
La mezcla de una solución que contenga flúor y una solución diferente con
calcio, se ha propuesto como un posible mecanismo de precipitación de fluorita en los
yacimientos de baja temperatura (Richardson & Holand, 1979). Características como el
118

andeamiento de diferentes colores, la salinidad constante en las inclusiones fluidas y la
falta de coherencia entre de la salinidad con la temperatura, son algunas características
que se oponen a la mezcla de fluidos (Spirakis & Heyl, 1995). Richardson & Holland
(1979) mostraron que en soluciones con altas concentraciones de F, el calcio puede
encontrarse presente en pequeñas cantidades. Sin embargo al agregar una solución con
altas concentraciones de calcio, se forman complejos de CaF + los cuales aumentan la
solubilidad de la fluorita, haciendo muy difícil su precipitación, siendo necesarios
cambios bruscos en temperatura, pH o presión para su precipitación. Este mecanismo
puede no ser la única causa de precipitación, la combinación con otros mecanismos que
actúan de forma conjunta (como los de ruptura de complejos químicos, Ej. MgF + )
pueden precipitar cantidades importantes de fluorita (Tritlla et al., 2004).
Por Enfriamiento
Varios autores han propuesto este mecanismo como importante para la
precipitación de la fluorita (Putnam et al, 1983; Richardson & Holland, 1979). En los
depósitos de fluorita de baja temperatura, este proceso debería de generar temperaturas
de formación no muy homogéneas. Roedder (1968) en el depósito de Kentucky-Illinois
(USA) determino temperaturas constantes en las primeras etapas de precipitación de la
fluorita (177°C-187°C), aunque en las etapas posteriores de precipitación la temperatura
es aun mas alta (Spry et al., 1990). Estas observaciones han determinado que el
enfriamiento no es quizás el mecanismo por el cual precipite la fluorita en estos
yacimientos de baja temperatura.
Dolomitización de la roca encajonante
Los complejos de MgF + poseen una fuerza iónica superior a los complejos de
CaF + . Durante los procesos de dolomitización, la solución mineralizadora intercambia el
magnesio por el calcio de la roca, decreciendo así la solubilidad de la fluorita
permitiendo su precipitación (Richardson & Holland, 1979). Siendo este un mecanismo
apto y común en fluidos ricos en flúor y procesos de dolomitización, el volumen en los
yacimientos de baja temperatura suele ser muy superior al que puede precipitarse de
esta forma.
119

Ruptura de los complejos de MgF + por CO 2
Alternativamente a la dolomitización como medio para romper los complejos de
MgF + , Spirakis & Heyl (1988), propusieron que la adición de CO 2 por la disolución de
los carbonatos o la degradación térmica de la materia orgánica formaría complejos de
MgHCO + 3 desligando así el complejo MgF + liberando el F y favoreciendo la
precipitación de fluorita. Como la cantidad de CO 2 liberada esta en función de la
temperatura el pH, los tipos de materia orgánica y otros factores que son variables, el
flujo de dióxido de carbono y la precipitación seria variable de acuerdo a las
condiciones. Estas oscilaciones dentro de la precipitación es la que facilitaría la
redisolución de los minerales ya formados, al igual que los bandeamientos y
recristalizaciones.
6.3 Génesis del distrito minero El Tule
Introducción
Existen dos principales teorías para explicar el origen de los grandes depósitos
de celestina en el mundo:
1. precipitación singenética por evaporación de agua marina (Müller and Puchelt,
1061; Müller, 1962; Brodtkorb et al. 1982).
2. reemplazamiento epigenético de carbonatos y sulfatos de calcio por celestina
(Carlson 1987, Scholle et al. 1990).
Durante muchos años los grandes yacimientos de celestina alrededor del mundo
fueron considerados como singenéticos, formados durante las primeras etapas de
evaporación del agua marina. Mediante experimentos de laboratorio Zherebtsova y
Volkova (1966) demostraron que la celestina es reincorporada al agua marina durante
las etapas posteriores a su precipitación, por lo que la única forma de incorporar grandes
cantidades de Sr a una roca sería mediante la transformación local de aragonita a calcita
o dolomita, o por lixiviación de rocas preexistentes (Hanor, 2004).
Kesler & Jones (1981) sugirieron que los depósitos de celestina de El Tule y el resto de
los yacimientos de Coahuila, son cuerpos de reemplazamiento sobre carbonatos, que se
formaron durante los primeros momentos de la diagénesis a partir del Sr removilizado
localmente. Apoyaron su idea presentando datos sobre la composición isotópica del
120

azufre y del oxigeno en la celestina (apenas 13 muestras de todo el estado) y observaron
que se mantenía de acuerdo a los estándares internacionales de composición isotópica
del agua marina para la época (Claypool, 1980), sin tomar en cuenta el posible
reequilibrio isotópico que podían sufrir estas rocas debido a eventos geológicos
posteriores a su formación. Estos autores no análisis microtermométricos en las
muestras de celestinas e infirieron las temperaturas de formación como temperaturas
bajas similares a las encontradas en minerales evaporíticos o de diagénesis temprana.
El Tule
El estudio microtermométrico de la celestina del distrito minero de El Tule
muestra temperaturas de atrapamiento en las inclusiones fluidas de aproximadamente
130°C, temperatura que se esperaría para procesos de mayor profundidad a los
propuestos por Kesler & Jones (1981), así como una salinidad claramente superior a la
del agua marina (7-9% de peso equivalente en NaCl), indicando que los procesos de
formación de este yacimiento conlleva un enriquecimiento en sales de las soluciones
hidrotermales.
Los yacimientos de fluorita del estado de Coahuila, habían sido hasta hace
algunos años relacionados al magmatismo e intrusivos riolíticos terciarios (Tempe &
Grogan, 1963; Kesler, 1977). Las temperaturas obtenidas mediante microtermometría
marcaban temperaturas muy ambiguas que iban desde los 120°C hasta los 350°C
(Kesler, 1977). Esta ambigüedad es debida principalmente a que las muestras de mayor
temperatura fueron tomadas directamente de las aureolas de metamorfismo de contacto
cercanas a los ígneos terciarios (riolitas) que post-datan la formación de los cuerpos de
fluorita (Tritlla et al., 2006). Por otra parte, las temperaturas mas bajas - que se
encuentran en la mayoría de los yacimientos de todo el estado - fueron tomadas en los
mantos estratoligados que observan reemplazamiento e inclusiones fluidas con
hidrocarburos.
Las temperaturas observadas en este trabajo en cristales de fluorita (135°C con
salinidades promedio de 13% en peso equivalente de NaCl) son coherentes con aquellos
presentados en trabajos anteriores (Tabla 5.1; González-Partida et al, 2002, 2003; Tritlla
et al., 2004a, 2004b) y representan las temperaturas y salinidades esperadas para
fluidos migrados desde las cuencas sedimentarias.
121

En el distrito minero El Tule las texturas presentes en la celestina indican un
reemplazamiento de la roca carbonatada a favor de niveles carbonatados con moldes de
cristales de anhidrita. Estos niveles evaporíticos actuaron como precursores del sulfato
necesario para la precipitación de la celestina. Esta última, aparece pseudomorfizando
en parte moldes de anhidrita, ejemplificando así con claridad el carácter epigenético del
yacimiento.
La fluorita aparece como cristales euhedrales rellenando los espacios abiertos
dejados por la celestina al precipitar. Esta fluorita presenta inclusiones fluidas con y
presenta un alto contenido de materia orgánica tanto bajo la forma de bitumen (sólido)
como hidrocarburos líquidos y gaseosos (en las inclusiones fluidas). La presencia de
materia orgánica líquida hace imposible la participación de fluidos de origen
magmático que habrían degradado la materia orgánica de las rocas a volátiles simples
(CO 2 , SO 2 )
Las evidencias antes expuestas son concordantes con las características
encontradas en yacimientos del tipo MVT (Roedder, 1968, 1984; Leach, Sangster,
Hanor, Wilkinson, 2000) contradiciendo cualquier participación de actividad ígnea en
los procesos de mineralización como los anteriores autores habían sugerido (Kesler,
1977; Kesler & Jones, 1981; Tempe & Grogan, 1963).
6.3.1 Régimen tectónico compresivo (Orogenia Larámide)
Apoyados en los estudios petrográficos realizados en las muestras de El Tule se
puede concluir que la celestina y la fluorita precipitaron esencialmente en periodos
diferentes, con la característica especial de que la primera y segunda generaciones de
celestina precipitaron sincrónicamente en una zona sometida a una débil pero constante
deformación. La mineralización sigue los limites de permeabilidad sub-horizontales a la
estratificación, generándose una superficie ondulada cuyo movimiento fue facilitado por
la presión del fluido permitiendo el movimiento entre los estratos, hecho que ha sido
observado previamente en otros yacimientos de fluorita en el NO del estado de Coahuila
(González-Partida, 2003; Tritlla el al., 2004a, 2004b, 2005, 2006, 2007).
Como se vio en el capitulo introductorio a los yacimientos de tipo MVT, estos
depósitos se encuentran genéticamente relacionados a grandes sistemas hidrotectónicos,
los cuales se forman (en algunos casos) por la expulsión de fluidos de
122

cuenca debido a la deformación de grandes cinturones orogénicos (Bradley & Leach,
2003). Estos sistemas movilizan grandes volúmenes de agua (Tectonic driven flow;
Oliver, 1975) a bajas velocidades de flujo. Sin embargo en cuencas sedimentarias
sobrepresurizadas (Sharp, 1978) las velocidades de flujo de fluidos movilizados pueden
alcanzar hasta varios metros por año. Este fenómeno ocasiona que en sistemas
confinados se alcancen altas presiones. La alta presión y la velocidad de flujo favorecen
un alto índice de formación de cristales (nucleación) por sobre el crecimiento de los
mismo, encontrándose una precipitación masiva de pequeños cristales.
El presente trabajo sugiere que estos cristales de celestina de la primera y
segunda generación fueron precipitados bajo condiciones de deformación debida al
desplazamiento lateral de los estratos (layer parallel slip) bajo un régimen de alta
presión de fluidos evidenciado por una alta tasa de nucleación (formación de nuevos
cristales) por sobre el crecimiento de los mismos. En el contexto tectónico del área de
estudio, el único evento regional que sugiere una deformación de tal magnitud que
pudiese afectar los flancos de la Cuenca de Sabinas es la Orogenia Laramídica, sin
embargo sin una forma de poder acotar la edad de la mineralización y compararla con la
de la deformación y el cese de la misma, solo queda como sugerencia de los autores e
hipótesis de trabajo para trabajos siguientes.
La siguiente generación de celestina conserva las mismas características
químicas de la primera y segunda generación. Los resultados microespectrométricos
muestran el mismo ambiente de precipitación oxidante, en el que se encuentran trazas
de CH 4 , CO 2 y H 2 S en las inclusiones fluidas, sin embargo la ausencia de evidencias de
deformación y la precipitación de celestina sustituyendo los carbonatos sin disposición
preferencial de los cristales (textura isótropa) marca un cambio en las condiciones
físicas de la precipitación. La celestina del tercer episodio no se encuentra deformada y
crece en cristales de subhedrales a euhedrales de hasta varios cm. de grosor.
6.3.2 Cambio de régimen de fluidos – Relajación y precipitación de Fluorita
La aparición de cristales de celestina sin deformar, sugiere el cese de la
deformación, provocando un período de estabilidad, permitiendo el crecimiento de
grandes cristales idiomórficos de celestina, cuya fuerza de cristalización es suficiente
para continuar abriendo espacio en la estructura mineralizada. Esta situación de
crecimiento estable ha sido reportado por distintos autores a lo largo de distintos
123

distritos mineros del estado de Coahuila (Ramos-Rosique et al., 2005, Puente-Solís et
al., 2005a; Villareal-Fuentes, 2005, Puente-Solís et al, 2005b; Tritlla et al, 2005, 2006).
La petrografía realizada en muestras del manto mineralizado de El Tule indica
que después de la precipitación de la segunda generación de la celestina, la velocidad de
nucleación de los cristales disminuye y, por consiguiente, aumenta el tamaño de los
cristales de celestina en el yacimiento. Esto puede interpretarse como un cambio en el
régimen pulsatil de la cuenca, pasando de un flujo de fluido controlado por deformación
compresiva a un dominado por un ambiente distensivo generalizado, permitiendo un
crecimiento más lento (menor nucleación) de los cristales. La fluorita pese a no
encontrarse evidencias de co-precipitación con la última generación de celestina,
continua precipitando bajo estas mismas condiciones distensivas, baja nucleación y alto
grado de crecimiento en los cristales.
Tritlla et al. (2004a y b) mediante análisis de halógenos en las inclusiones
fluidas, sugieren que los fluidos involucrados en la precipitación de la fluorita en el
yacimiento de La Encantada – Buenavista, muestran una mezcla de aguas meteóricas
evolucionadas con salmueras de cuenca. La infiltración de aguas meteóricas es un hecho
común en cuencas sedimentarias que han visto procesos de distensión y generación de
fallas normales, las cuales sirven como conductos de flujo para estos fluidos hacia las
profundidades de la cuenca.
La relación entre yacimientos de fluorita y aguas meteóricas no sucede como
hecho aislado, Rowan (1996) y Richardson & Holland (1979) lo mencionan como
mecanismo muy viable para la formación de yacimientos de fluorita en distritos
importantes alrededor del mundo. Estos fluidos se infiltran mediante fallas normales
producto de una tectónica distensiva y en su paso por las rocas, lixivian el F de rocas
félsicas y lo movilizan a áreas propicias para su precipitación como fluorita (Levresse et
al., 2006).
Estos procesos observados en yacimientos de fluorita alrededor del mundo
permiten sugerir que el emplazamiento de los cuerpos de fluorita de El Tule y otros
yacimientos similares de Coahuila, pudieron formarse obedeciendo al cambio de
régimen tectónico del NE de México. El cual después del cese de la deformación
laramídica, sobreviene un periodo de distensión y formación de fallas normales
124

propuesto para esta región hacia el Mioceno (Aranda et al., 2005; Goldhammer, 1999;
Eguiluz, 2001).
125

6.3 Mecanismos de precipitación y modelos propuestos
Celestina.
Así como los estudios petrográficos lograron establecer diferencias temporales y
tectónicas entre las primeras generaciones de celestina, con la última generación de
celestina y de fluorita, los estudios microtermométricos y geoquímicos evidencian una
historia distinta en la evolución de las condiciones físico-químicas (temperatura,
presión, salinidad de los fluidos, presencia de materia orgánica y de sulfatos preexistentes)
que propiciaron su precipitación.
Los fluidos son el mecanismo más eficiente para el transporte de calor en la
corteza, así como de solutos (Na, Cl, K, F, etc.). La salinidad y el contenido en
halógenos de las fases líquidas presentes en las inclusiones fluidas estudiadas, son muy
similares a las aguas de formación que acompañan a los hidrocarburos en el Golfo de
México (González-Partida et al., 2002). Estas salmueras, que migraron junto con los
hidrocarburos, fueron probablemente movilizadas y expulsadas de la cuenca hacia los
bordes de las plataformas de Burros-Salado (en el caso del Tule) y de Coahuila (en el
caso de las minas de la Sierra de los Alamitos) durante la compresión Laramídica. Estos
fluidos evolucionaron debido a la circulación a través de la serie sedimentaria,
enriqueciéndose en solutos (aumentaron su salinidad) y en Sr y F debido a reacciones
diagenéticas (inversión de la aragonita a calcita, alteración de feldespatos, etc.)
Estas aguas continuaron su migración hasta que encontraron las rocas de la
Formación Buda las cuales funcionaron como una verdadera trampa química en los
niveles evaporíticos (anhidrita CaSO 4 ). Esta formación se caracteriza porque algunas de
sus fácies poseen altos contenidos de materia orgánica, hecho ya conocido en los
campos petroleros del centro de Texas, donde los miembros superior (Fm. Buda) e
inferior (Fm. Georgetown) del Grupo Washita son rocas generadoras y almacén de
hidrocarburos (ref. Giddings). La combinación de estos fluidos propició la precipitación
de celestina sincrónicamente con la deformación.
Dicha mezcla es puesta en evidencia por los datos microtermométricos que
delinean una posible mezcla de dos fluidos, uno de alta salinidad y alta temperatura
(salmuera en migración con Sr lixiviado) y un segundo de baja salinidad y baja
temperatura, con abundante sulfato, de posible origen diagenético. Esta interpretación es
apoyada por lo expuesto por West (1974), quien indica que el estroncio en forma
126

hidratada es muy soluble en fluidos acuosos, pero al entrar en contacto con sulfatos,
precipita especies minerales sólidas (celestina).
El cese de la compresión, permitió la precipitación de cristales de celestina en
forma de cristales más grandes sin deformación hasta el cese de la precipitación de
celestina posiblemente al cambiar el régimen de expulsión de aguas.
Fig. 6.1.- Modelo genético de la migración de fluidos ricos en Sr +2 por expulsión durante la
compresión laramídica.
127

Fluorita
La fluorita de El Tule precipitó bajo las mismas condiciones físicas post -
orogénicas que la ultima generación de celestina, sin embargo, es apreciable un cambio
importante en la geoquímica de los fluidos: salinidades distintas, de entre 7-9% en peso
eq. De NaCl (celestina) y de 13-14% en peso eq. de NaCl (fluorita); ausencia total de
materia orgánica en la celestina y la concentración de esta en la fluorita bajo la forma
degradada (bitumen) y en inclusiones fluidas con hidrocarburos.
Varios autores (Richardson y Holland, 1979; Rowan et al., 1996) proponen que
los yacimientos de fluorita alrededor del mundo se encuentran relacionados a eventos
distensivos en el que las aguas meteóricas fluyen debido a gradientes topográficos
(Gravity driven flow, Garven & Freeze, 1984) por los planos de fallas donde convergen
con rocas ígneas emplazadas en las zonas de debilidad y lixivian el F de ellas.
Este modelo físico es muy similar a lo que parece haber ocurrido posteriormente
a la orogenia Larámide en el NE de México, el cambio en los esfuerzos propició tanto el
fallamiento en las zonas deformadas como la entrada de aguas meteóricas en las zonas
emergidas, así como el emplazamiento de intrusivos ígneos por las zonas de debilidad
(magmatismo terciario). Estas aguas penetraron a la corteza superior por gravedad hasta
donde probablemente se encontraron con gradientes anómalos de temperatura debido a
los emplazamientos ígneos. Lixiviaron el F en profundidad y por convección fueron
movilizados hasta las zonas en que precipitaron fluorita. La naturaleza química del F de
este y otros yacimientos de fluorita es idéntica a la del F encontrado en emplazamientos
riolíticos posteriores, mostrando tener un origen común probablemente a grandes
profundidades (Levresse et al., 2006).
Richarson y Holland (1979) proponen la mezcla como un mecanismo probable
para la precipitación de fluorita, en el cual un fluido rico en F puede precipitar fluorita
al encontrarse con un fluido rico en Ca 2+ como serían las aguas intersticiales. Tritlla et
al. (2004a) propone la combinación de dos mecanismos de precipitación, (1) en el que
se mezclan dos tipos de fluido de diferente origen uno con altos contenidos de F en
forma de complejos de MgF+ y otro con Ca, (2) si el fluido con alto contenido de Ca
contenía CO 2 como sería normal en un medio con carbonatos, esta mezcla pudo
propiciar la ruptura de los complejos de MgF+. Mediante la microespectroscopía
Raman se determino un alto contenido en CO 2 en las inclusiones fluidas de la fluorita de
El Tule, por lo que la ruptura de los complejos que pudieron transportar el F,
128

liberándolos y precipitando como fluorita gracias al exceso de Ca 2+ en las soluciones
debido tanto a la disolución/sustitución de la anhidrita por celestina, así como por el
medio ambiente carbonatado.
Queda por comprender el destino final del Mg ya que no hay evidencias físicas
de intercambio iónico (dolomitización) o precipitación de alguna especie química de
Mg. El alto contenido de CO 2 sugiere un ambiente con pH ácido en el cual el Mg tiende
a mantenerse en solución.
Fig. 6.2.-Modelo genético de la migración de fluidos ricos en F 1- por infiltración de aguas
meteóricas durante el periodo de extensión.
129

130

Capitulo VII
Conclusiones y Recomendaciones
131

132

Conclusiones
Las texturas y la mineralogía presentes en las rocas del Distrito Minero de “El
Tule”, ejemplifican claramente una historia de sucesión de eventos regionales que
provocaron cambios en la secuencia mineral del depósito estudiado. La primera y
segunda generación de celestina se encuentra evidentemente deformada en los cristales
desde masivos –quizás precipitados por sobre-saturación – hasta tabulares. Los
minerales no crecen libremente y fueron sometidos a esfuerzos durante su crecimiento
evidenciando una zona de alto flujo de fluidos y de movimientos sub-horizontales (layer
parallel slip).
La tercera generación de celestina muestra un cambio en los patrones de
precipitación. Se observa un crecimiento lento y constante en el que los cristales crecen
idiomórficos con hábitos cristalográficos euhedrales y tamaño centimétrico. Evidencian
también un cambio en los patrones de flujo, pasando de un alto flujo a uno menor, en el
que se observa ya un periodo de estabilidad sin deformación.
La fluorita crece bajo patrones similares a la segunda generación de celestina,
bajo cristales euhedrales, siempre rellenando espacios vacíos tanto de la roca
encajonante, sin mostrar evidencias de precipitación simultánea.
Esta sucesión de los minerales es evidenciada por el cambio brusco del tipo de
precipitación (de celestina a fluorita) y obedece a dos factores relacionados:
• Un cambio del régimen tectónico de la cuenca, debido primero a la deformación
compresiva de la orogenia Larámide (celestina deformada sin-orogénica) y al
periodo de relajación consecuente (celestina y fluorita no deformados postorogénicos);
• Un cambio en el régimen de flujo de fluidos relacionado primeramente a la
expulsión de salmueras de la cuenca por compresión lixiviando el Sr de la serie
carbonatada, seguido de un flujo de aguas meteóricas movilizadas por gravedad y
luego por convección donde lixiviaron el F en profundidad y migran hacia la
plataforma.
Esta mineralización puede considerarse como zonas de flujo preferente de fluido
y calor en la corteza en las cuales estos fluidos mineralizaron a favor de estructuras que
fueron reactivadas durante las etapas de deformación o relajación de esfuerzos. La
133

mineralogía de estas zonas es un fiel reflejo de la composición de los fluidos
movilizados expulsados del paquete de sedimentos, así como de los procesos
geoquímicos que gobiernan la precipitación de fases minerales y la interacción de estos
fluidos con la roca regional. Asimismo, estos fluidos son los responsables del transporte
de calor hacia zonas más superficiales y distantes, provocando la aparición de
gradientes anómalos de temperatura en zonas permeables que actuaron como
paleoacuíferos. La asociación espacial y temporal de hidrocarburos o sus productos de
degradación con estructuras de paleoflujo dominadas por fluidos acuosos es
relativamente común y ha de ser vista como uno de los mecanismos de maduración y
movilización de materia orgánica más íntimamente relacionados con la formación de
orógenos.
La información microtermométrica obtenida en conjunto con las características
geológicas observables en campo: el carácter estratoligado de los mantos, la
mineralización se da en rocas carbonatadas de plataforma, las texturas epigenéticas, así
como la mineralización observada petrográficamente que muestran una nula relación
con actividad ígnea, forman características muy similares de este yacimiento con los del
tipo MVT.
134

Recomendaciones
Trabajo de campo a detalle para determinar nuevas áreas de prospección
siguiendo los niveles evaporíticos.
Estudios de isotopía estable de O y S para determinar las fuentes de las aguas
involucradas en la mineralización y el origen del S encontrado en los sulfatos.
Estudiar la relación 87 Sr/ 86 Sr en los carbonatos, celestina y fluorita para
determinar la firma isotópica de los diferentes pulsos de fluido.
Acotar la edad de la mineralización mediante un fechamiento isotópico.
Estudio petrográfico a detalle de otros yacimientos de celestina para buscar más
evidencias de precipitación sincrónica a la deformación.
135

136

137
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163

164

165
Anexos

166

Anexo A
Gráficas de Microtermometría
Muestra 030002
Cristales de celestina tomados de una roca mineralizada hacia los limites externos del
mando mineralizado. En esta muestra se midieron 37 inclusiones en su mayoría bifásicas y
algunas trifásicas con un sólido atrapado. Los rangos de temperatura obtenidos oscilan entre
en las temperaturas de fusión entre los –12.4°C y los 0°C grados. Para la temperatura de
homogeneización se midieron temperaturas entre los 95.3°C y los 200°C.
5
Muestra 02
-15
Muestra 02
4
Frecuencia
3
2
1
Temperatura de Fusión
-10
-5
0
-14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
Muestra 02
10
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeinización
8
Frecuencia
6
4
2
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
167

Muestra 030012
Celestina pura tomada dentro del manto mineralizado en la zona de celestina masiva.
En esta muestra se midieron 42 inclusiones fluidas en su mayoría bifásicas. Los rangos de
temperatura obtenidos para la Tf oscilaron entre los –8.2°C y los 0°C. Para el Th entre los
111.5 ° y los 215 ° C.
6
Muestra 12
-15
Muestra 12
5
Frecuencia
4
3
2
Temperatura de Fusión
-10
-5
1
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusíon
6
Muestra 12
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeinización
5
4
Frecuencia
3
2
1
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
168

Muestra 030013a
Cristal de fluorita pura tomado en el contacto de la mineralización con la roca caliza.
En esta muestra se midieron 35 inclusiones fluidas entre bifásicas y trifásicas. Los rangos de
temperatura obtenidos para Tf fueron de entre –9.7°C y los –0.4°C. Para Th de –121°C y
145.3°C.
10
Muestra 13a
-15
Muestra 13a
8
Frecuencia
6
4
2
Temperatura de Fusión
-10
-5
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
14
Muestra 13a
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeinización
12
10
Frecuencia
8
6
4
2
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
169

Muestra 030013b
Cristal de fluorita bien desarrollado tomado en el borde interno de la zona de contacto
entre el manto y la roca encajonante. Se midieron 29 inclusiones fluidas en su mayoría
bifásicas. Las temperaturas tomadas para Tf se observaron rangos entre los –10.3°C y –
8.5°C,. Para Th los rangos oscilan entre los 129.9°C y los 135.2°.
12
Mue stra 13b
-15
Muestra 13b
10
Frecuencia
8
6
4
Temperatura de Fusión
-10
-5
2
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
Muestra 13b
30
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeinización
25
20
Frecuencia
15
10
5
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
170

Muestra 030043
Cristales de celestina tomados dentro de manto mineralizado en una zona de caliza
muy porosa. Para esta muestra se midieron 23 inclusiones fluidas en su mayoría bifásicas
con rangos de Tf entre los –7.5°C y los 0°C, y para Th entre 107.6°C y los 185.3°C.
3.5
.
Muestra 43
-15
Muestra 43
3
Frecuencia
2.5
2
1.5
1
Temperatura de Fusión
-10
-5
0.5
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
3.5
0
50 100 150 200 250
Muestra 43
Temperatura de Homoneinización
3
2.5
Frecuencia
2
1.5
1
0.5
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeinización
171

Muestra 030077a
Cristales de fluorita tomados dentro del manto mineralizado en una zona de caliza
arrecifal fosilífera. Se midieron 33 inclusiones fluidas e su mayoría Bifásicas. Los rangos de
Tf se comportaron entre los –10.3°C y 0.5°; y para Th 134.6°C y 152.8°C.
10
Muestra 77a
-15
Muestra 77a
8
Frecuencia
6
4
2
Temperatura de Fusión
-10
-5
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
10
Muestra 77a
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeinización
8
Frecuencia
6
4
2
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
172

Muestra 030077b
Cristales de fluorita tomados dentro de la zona de disolución de la caliza arrecifal
dentro del mismo sitio de muestreo. Las temperaturas tomadas en esta muestra varían en
rangos de Tf desde los –10.7°C y los –9.6°C y rangos de Th de 141.1°C y los 145.8°C.
12
Mue stra 77b
-15
Mue stra 77b
10
Frecuencia
8
6
4
Temperatura de Fusión
-10
-5
2
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
20
Mue stra 77b
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
15
Frecuencia
10
5
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
173

Muestra 030079
Cristales de celestina tomados dentro de un túnel de extracción en el manto
mineralizado, en una zona de calizas reemplazadas por celestina y fluorita. Petrograficamente
(L.M) muestra grandes cristales de celestina deformados con fluorita rellenando espacios.
La lectura de los datos mostró gran ambigüedad en la distribución de las
temperaturas, formando rangos para Tf que van desde los –9.6°C a –0.6°C y para Th de
88.5°C y los 200°C. La dispersión mostrada por la gráfica de Th vs. Tf dificulta la
comprensión del comportamiento de los fluidos en esta muestra.
10
Muestra 79
-15
Muestra 79
8
Frecuencia
6
4
2
Temperatura de Fusión
-10
-5
0
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0
Temperatura de Fusión
Muestra 79
6
0
50 100 150 200 250
Temperatur a de Homogeinizac ión
5
4
Frecuencia
3
2
1
0
50 100 150 200 250
Temperatura de Homogeneización
174

Anexo B
Tablas de Temperaturas
Muestra 030002 Celestina
Inclusión Tf Th W% Morfología
a -8.4 147.3 12.17 Bifásica L(v)
b -4.8 137.8 7.54 Bifásica L(v)
c -8.7 12.52 Bifásica L(v)
d -5.4 129.2 8.38 Bifásica L(v)
e -4.4 137.8 6.96 Bifásica L(v)
f -7.2 182.5 10.73 Bifásica L(v)
g -6.7 156.6 10.1 Bifásica L(v)
h 10.4 14.36 Bifásica L(v)
i -7.7 11.34 Bifásica L(v)
j -6 9.19 Bifásica L(v)
k -3.1 117.8 5.01 Bifásica L(v)
l -4.1 6.52 Bifásica L(v)
m -4.2 6.67 Bifásica L(v)
n -3.2 126.6 5.17 Bifásica L(v)
o -2.1 125.3 3.44 Bifásica L(v)
p -2.3 3.37 Bifásica L(v)
q -5.7 8.87 Bifásica L(v)
r -6 9.19 Trifásica L(v)s
s -6.3 200 9.58 Trifásica L(v)s
t 0 127.2 0 Bifásica L(v)
w -3.8 6.08 Bifásica L(v)
y -6.3 129.3 9.58 Bifásica L(v)
ab -6.5 9.84 Bifásica L(v)
ac -6.6 9.97 Bifásica L(v)
ad -10.1 14.05 Bifásica L(v)
175

ae -10.8 185.3 14.77 Bifásica L(v)
af -10 126.3 13.95 Bifásica L(v)
ag -10.4 158.3 14.36 Bifásica L(v)
ah -9.1 158.2 12.97 Bifásica L(v)
ai -9.6 13.52 Bifásica L(v)
aj -9.7 95.3 12.62 Bifásica L(v)
ak -10.4 14.36 Trifásica L(v)s
al 6 128.3 9.19 Bifásica L(v)
am -9.9 186.1 13.84 Bifásica L(v)
an -9.2 127.3 13.08 Bifásica L(v)
ao -12.4 124.4 16.33 Bifásica L(v)
ap -9.6 13.52 Bifásica L(v)
Muestra 030012 Celestina
Inclusión TF TH W%
Morfologí
a
a -5.4 133.1 8.38 Trifásica L(v)S
b -4.3 132.8 6.81 Trifásica L(v)S
c -6.6 9.97 Bifásica L(v)
d -1.2 1.98 Bifásica L(v)
e -5.1 7.96 Bifásica L(v)
f -4.3 6.81 Bifásica L(v)
g -1.5 132.6 2.47 Bifásica L(v)
h -5.1 160 7.96 Bifásica L(v)
i -0.5 0.83 Bifásica L(v)
j -1.6 120.2 2.63 Bifásica L(v)
k -1.3 118 2.14 Bifásica L(v)
l -5.2 132.7 8.1 Bifásica L(v)
m -4.1 141.8 6.52 Bifásica L(v)
n -4.3 6.81 Bifásica L(v)
176

o -4.9 7.68 Bifásica L(v)
p -1.2 132.5 1.98 Bifásica L(v)
q -4 160 6.37 Trifásica L(v)S
r -3.4 160 5.47 Bifásica L(v)
s -0.3 0.5 Bifásica L(v)
t -0.2 135 0.33 Bifásica L(v)
u -4.4 144.8 6.97 Bifásica L(v)
v -4.2 128 6.67 Bifásica L(v)
w -0.4 111.5 0.66 Bifásica L(v)
x -2 3.28 Bifásica L(v)
y -2.2 121.6 3.6 Bifásica L(v)
z -6.1 197.1 9.32 Trifásica L(v)S
aa -1.3 2.14 Bifásica L(v)
ab -5.4 137.2 8.38 Bifásica L(v)
ac -6.2 159.3 9.45 Trifásica L(v)S
ad -1.2 1.98 Bifásica L(v)
ae -4.3 118.3 6.81 Bifásica L(v)
af -1.1 117.1 1.82 Bifásica L(v)
ag -5.8 215 8.92 Bifásica L(v)
ah -5.4 164.6 8.38 Trifásica L(v)S
ai -2.5 4.07 Bifásica L(v)
aj -8.2 11.94 Bifásica L(v)
ak -6 9.19 Bifásica L(v)
al -6.4 9.71 Bifásica L(v)
am -6.2 9.45 Bifásica L(v)
an -7.1 10.61 Bifásica L(v)
ao -5.1 7.96 Bifásica L(v)
ap -1.6 118.7 2.63 Bifásica L(v)
aq -5.6 8.65 Bifásica L(v)
ar -5.9 9.05 Bifásica L(v)
177

Muestra 030013a Fluorita
Inclusión TF TH W% Morfología
a -9.2 134 13.08 Bifásica L(v)
b -8.2 124 11.94 Trifásica L(v)S
c -9 121 12.86 Trifásica L(v)S
d -8.4 128 12.17 Trifásica L(v)S
e -8.7 130 12.52 Trifásica L(v)S
f -9.3 128 13.19 Trifásica L(v)S
g -9 124 12.86 Trifásica L(v)S
h -8.8 124 12.63 Trifásica L(v)S
i -8.6 127 12.40 Trifásica L(v)S
j -8.4 130 12.17 Trifásica L(v)S
k -8.2 128 11.94 Trifásica L(v)S
l -8.1 128 11.82 Trifásica L(v)S
m -9.2 132 13.08 Trifásica L(v)S
n -8.5 128 12.29 Trifásica L(v)S
o -8.2 130 11.94 Trifásica L(v)S
p -1.2 139.8 1.98 Bifásica L(v)
q -0.8 139.7 1.32 Bifásica L(v)
r -0.8 1.32 Bifásica L(v)
s -0.4 0.66 Bifásica L(v)
t -1.6 139.5 2.63 Bifásica L(v)
u -0.6 140 0.99 Bifásica L(v)
v -8.9 132.4 12.74 Bifásica L(v)
w -9.3 132.2 13.19 Bifásica L(v)
x -9.3 138.8 13.19 Bifásica L(v)
y -9.1 133.2 12.97 Bifásica L(v)
178

z -9.3 133.6 13.19 Bifásica L(v)
aa -9.3 133.1 13.19 Trifásica L(v)S
ab -9.4 132.5 13.30 Bifásica L(v)
ac -9.1 132.4 12.97 Bifásica L(v)
ad -9.7 132.8 13.62 Trifásica L(v)S
ae -0.9 145.3 1.49 Bifásica L(v)
af -1 1.65 Bifásica L(v)
ag -0.7 1.16 Trifásica L(v)S
ah -0.4 0.66 Trifásica L(v)S
Muestra 030013b Fluorita
Inclusión TF TH W%
Morfologí
a
a -9.2 131.1 13.08 Bifásica L(v)
b -9.6 135.2 13.52 Trifásica L(v)S
c -9.1 131 12.97 Bifásica L(v)
d -9.4 129.9 13.30 Bifásica L(v)
e -9.8 130.2 13.73 Bifásica L(v)
f -9.2 132.3 13.08 Bifásica L(v)
g -9.4 131.1 13.30 Bifásica L(v)
h -10.3 132.2 14.26 Trifásica L(v)S
i -9.5 132.1 13.41 Bifásica L(v)
j -9.6 132.2 13.52 Bifásica L(v)
k -9.4 132.8 13.30 Trifásica L(v)S
l -9.4 132.2 13.30 Bifásica L(v)
m -9.4 132.2 13.30 Bifásica L(v)
n -9.2 130.2 13.08 Bifásica L(v)
o -9.2 133.1 13.08 Bifásica L(v)
p -9.3 131.2 13.19 Bifásica L(v)
q -9.4 130.3 13.30 Bifásica L(v)
179

-9.3 131.4 13.19 Bifásica L(v)
s -9.7 133.1 13.67 Bifásica L(v)
t -9.3 131.1 13.19 Trifásica L(v)S
u 9.8 130.8 13.73 Bifásica L(v)
v -9.2 129.9 13.08 Bifásica L(v)
w -9.6 131.4 13.52 Bifásica L(v)
x -9.8 130.4 13.73 Bifásica L(v)
y -10.3 130.6 14.26 Trifásica L(v)S
z -8.9 129.7 12.74 Bifásica L(v)
aa -9.1 130.5 12.97 Bifásica L(v)
ab -8.8 130.4 12.63 Trifásica L(v)S
ac -8.5 131.6 12.29 Trifásica L(v)S
Muestra 030043 Celestina
Inclusión Tf Th W% Morfología
a -6.2 107.6 9.45 Bifásica L(v)
b -2.8 135.5 4.55 Bifásica L(v)
c -5.1 141.3 7.96 Trifásica L(v)S
d -4.3 162.1 6.81 Bifásica L(v)
e 0 112.4 0 Bifásica L(v)
f -1.4 130.2 2.31 Bifásica L(v)
g -1.3 141.2 2.14 Bifásica L(v)
h -1.7 185.3 2.79 Bifásica L(v)
i -4.1 6.52 Bifásica L(v)
j -1.1 171.6 1.82 Trifásica L(v)S
k -1 140.7 1.65 Bifásica L(v)
l 164.3 Bifásica L(v)
m -1.6 152.3 2.63 Bifásica L(v)
n -7.1 10.61 Bifásica L(v)
180

o -7.1 178.3 10.61 Bifásica L(v)
p -6.8 155.3 10.23 Trifásica L(v)S
q -1.3 125.9 2.14 Bifásica L(v)
r -3.9 151.3 6.23 Bifásica L(v)
s -3.1 130.1 5.01 Bifásica L(v)
t -4.6 149.3 7.25 Bifásica L(v)
u -3 145.5 4.86 Trifásica L(v)S
v -7.5 148.6 11.1 Bifásica L(v)
w -1.6 127.3 2.63 Trifásica L(v)S
Muestra 030077a Fluorita
Inclusión TF TH W% Morfología
a 134.6 Bifásica L(v)
b -0.6 150.8 0.99 Bifásica L(v)
c -0.5 150.8 0.83 Bifásica L(v)
d -0.5 151.2 0.83 Bifásica L(v)
e -0.9 151.2 1.49 Bifásica L(v)
f -9.1 12.97 Trifásica L(v)S
g -9.4 135.2 13.30 Trifásica L(v)S
h Bifásica L(v)
i -1.2 150.2 1.98 Bifásica L(v)
j -0.5 150.8 0.83 Bifásica L(v)
k -9.2 135.1 13.08 Trifásica L(v)S
l -9.2 134.3 13.08 Bifásica L(v)
m -1.1 152.8 1.82 Bifásica L(v)
n -0.8 147.7 1.32 Bifásica L(v)
o -0.7 150.1 1.16 Bifásica L(v)
p -1.3 147.3 2.14 Bifásica L(v)
q -0.8 148.1 1.32 Bifásica L(v)
181

-0.8 151.2 1.32 Bifásica L(v)
s -9.4 140.8 13.30 Bifásica L(v)
t -9.8 137.2 13.73 Bifásica L(v)
u -9.6 138.6 13.52 Trifásica L(v)S
v -9.4 138.2 13.30 Bifásica L(v)
w -9.2 137.5 13.08 Trifásica L(v)S
x -10.2 135.5 14.16 Bifásica L(v)
y -10 135.5 13.95 Bifásica L(v)
z -0.6 146.7 0.99 Bifásica L(v)
aa -0.9 146.2 1.49 Bifásica L(v)
ab -9.6 138.6 13.52 Bifásica L(v)
ac -0.6 146.3 0.99 Bifásica L(v)
ad -0.7 146.5 1.16 Bifásica L(v)
ae -0.7 146.3 1.16 Bifásica L(v)
af -1.1 144.3 1.82 Bifásica L(v)
ag -9.8 138.6 13.73 Trifásica L(v)S
Muestra 030077b Fluorita
Inclusion TF TH W% Morfología
a -9.8 145.4 13.73 Bifásica L(v)
b -10.8 145.1 14.77 Bifásica L(v)
c -10.3 145.8 13.26 Bifásica L(v)
d -10.3 144.8 14.26 Bifásica L(v)
e -9.6 145.2 13.52 Trifásica L(v)S
f -10.2 145.3 14.16 Bifásica L(v)
g -10.6 144.4 14.56 Bifásica L(v)
h -10.1 144.8 14.05 Bifásica L(v)
i -9.7 144.6 13.67 Trifásica L(v)S
j -10.1 143.7 14.05 Bifásica L(v)
k -9.7 143.2 13.67 Bifásica L(v)
182

l -10.6 143.4 14.56 Bifásica L(v)
m -10.5 143.2 14.47 Bifásica L(v)
n -10.4 142.8 14.36 Trifásica L(v)S
o -10.4 142.6 14.36 Bifásica L(v)
p -10.3 143.2 14.26 Bifásica L(v)
q -10.5 142 14.47 Trifásica L(v)S
r -9.8 144.5 13.73 Trifásica L(v)S
s -10.5 144.8 14.47 Bifásica L(v)
t -9.6 145.2 13.52 Trifásica L(v)S
u -10.2 141.1 14.16 Bifásica L(v)
v -10.7 141.6 14.67 Bifásica L(v)
w -10.3 141.3 14.26 Bifásica L(v)
x -10.1 144.2 14.05 Bifásica L(v)
y -10.1 143.2 14.05 Bifásica L(v)
z -10.3 142.6 14.26 Bifásica L(v)
aa -10.2 142.4 14.16 Bifásica L(v)
Muestra 030079 Celestina
Inclusión TF TH W% Morfología
d 98.3 Bifásica L(v)
e 109.3 Bifásica L(v)
f -1.2 109.3 1.98 Bifasica L(v)
g -6.5 9.84 Bifasica L(v)
h -6.2 9.45 Bifasica L(v)
i -7.5 11.1 Bifásica L(v)
j -7.3 10.85 Trifásica L(v)
k -6.2 9.45 Bifásica L(v)
l -1.5 2.47 Bifásica L(v)
m -1.3 2.14 Bifásica L(v)
183

n 134 Bifásica L(v)
o -6.1 9.32 Bifásica L(v)
p 114.3 Bifásica L(v)
q 138.5 Bifásica L(v)
r -6.3 9.58 Bifasica L(v)
s -1.3 109.6 2.14 Bifasica L(v)
t -1.1 133.6 9.82 Bifásica L(v)
u -6.4 9.71 Bifásica L(v)
v -1.1 1.82 Bifásica L(v)
w -4.1 6.52 Bifásica L(v)
x -4.2 6.67 Bifásica L(v)
y -4.4 6.96 Bifásica L(v)
z 1.2 110 1.98 Bifásica L(v)
aa
L(v)
ab -3.2 85.2 5.17 Bifasica L(v)
ac -1.3 145.8 2.14 Trifásica L(v)S
ad 1.6 142.7 2.63 Bifásica L(v)
ae -4.1 6.52 Bifásica L(v)
af Bifásica L(v)
ag -0.6 88.5 0.99 Bifásica L(v)
ah -9.3 13.19 Bifásica L(v)
ai -6.3 9.58 Bifásica L(v)
aj -8.9 134.2 12.74 Bifásica L(v)
ak -9.2 13.08 Bifásica L(v)
al 120 Bifásica L(v)
am -9.1 12.97 Bifasica L(v)
an -9.3 170.2 13.19 Bifásica L(v)
ao -6.3 123.2 9.58 Bifásica L(v)
ap -9.3 118.9 13.19 Bifásica L(v)
aq -6.3 9.58 Bifásica L(v)
ar -9.6 13.52 Bifasica L(v)
184

as -9.6 13.52 Bifasica L(v)
at -9.5 120.2 13.41 Bifásica L(v)
au -9.1 119.2 12.97 Bifásica L(v)
av -9.4 165 13.3 Bifasica L(v)
aw -1.1 95.2 1.82 Bifasica L(v)
ax -9.3 88.3 13.19 Bifásica L(v)
ay -2.8 130.1 4.55 Bifásica L(v)
az -9.2 13.08 Bifásica L(v)
ba -9.5 13.41 Bifasica L(v)
bb
bc -8.8 12.63 Bifasica L(v)
bd -9.2 13.08 Bifasica L(v)
be -8.7 12.52 Bifásica L(v)
bf -6.1 87.7 9.32 Bifásica L(v)
bg -6.2 200 9.45 Bifásica L(v)
bh -5.9 89.3 9.05 Bifásica L(v)
bi -8.2 11.94 Bifásica L(v)
bj -8.1 11.82 Bifásica L(v)
bk -8.3 12.06 Bifásica L(v)
Tabla de temperaturas y fases en I.F.
Especies
Disueltas
Temperatura
eutéctica
Composición
eutéctica
NaC1 -10,6ºC 23,3% NaC1
Fases
Sólidas
H 2 O
NaC1
2H 2 O
Nombre
Hielo
hidrohalita
NaC1 NaC1 halita
Características
Hexagonal
Incoloro
I.R. E.1,313
W.1,309
Monoclínico
Incoloro
I.R. 1,416
Cúbico
incoloro
I.R. 1,544
Temperatura y
Modo de fusión
0ºC
congruentemente
0,1ºC
incongruentemente
185

CaC1 2 -49,8ºC 30,2% CaC1 2
CaC1 2 6
H 2 O
MgC1 2
-33,6ºC
21,0% MgC1 2
MgC1 2 12H 2 O
antarcticita
KC1 -10,6ºC 19,7 KC1 KC1 silvita
NaC1-
KC1
NaC1-
CaC1 2
NaC1-
MgC1 2
-22,9ºC
-52ºC
-35ºC
20,17%
NaC1
5,81% KC1
1,8% NaC1
29,4% CaC1 2
1,56% NaC1
22,75%
MgC1 2
186
Hexagonal
Incoloro
I.R. E.1,393
W.1,417
Cúbico
incoloroamarillento
I.R. 1,490
30.08ºC
incongruentemente
-16,4ºC
congruentemente

Anexo C
Artículos publicados y resúmenes de congresos
A continuación se presentan los trabajos que han sido presentados y publicados que
parten de los estudios presentados en esta tesis.
Artículos publicados con arbitraje
Tritlla, J.; Levresse, G.; Corona-Esquivel, R.; Banks, D.; Lamadrid, H. and Bourdet, J.
(2006).- “Depósitos de Pb Zn-Cu-Ba-F-Sr epigenéticos estratoligados en series
sedimentarias en relación con salmueras de cuenca: depósitos de tipo “Mississippi
Valley” (MVT) y similares en México”. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana,
Volumen del Centenario, LVIII-1, 103-139.
Tritlla, J.; Levresse, G.; Corona-Esquivel, R.; Banks, D.; Lamadrid, H. and Bourdet, J.
(2007).- Low-temperature, carbonate-hosted Pb-Zn-Cu-Ba-F-Sr deposits in mexico: a
geological and geochemical approach. GSA Bulletin. Aceptado. En prensa.
Resúmenes para congresos
“FLUJO DE FLUIDOS FOCALIZADOS POR ESTRUCTURAS CORTICALES Y SU
PAPEL EN LA MADURACIÓN DE M.O.: EL CASO DE EL TULE, FM. BUDA,
CUENCA DE SABINAS, COAHUILA.”
Lamadrid, H. 1 , Tritlla, J. 1 , Levresse G. 1 , Pironon, J. 1 ; Bourdet, J. 1 y Carrillo-Chávez, A. 1
1 Programa de Geofluidos, Centro de Geociencias, UNAM Campus Juriquilla, Queretaro 76230, Mexico; e-mail:
jordit@geociencias.unam.mx
2 CREGU, BP 23, 54501 Vandoeuvre-les-Nancy, France,
En el NE de México aparecen un conjunto de estructuras a lo largo de la serie
carbonatada mesozoica que testimonian la existencia de zonas de circulación preferencial de
187

fluidos durante la compresión laramídica y la extensión subsiguiente. Estas estructuras
consisten en zonas de reemplazamiento de los carbonatos por cementos de celestina, fluorita
y calcita que, en algunos casos, llegan a tener importancia económica. El estudio de estas
estructuras es una oportunidad única para conocer el quimismo de las aguas de formación
antiguas, el régimen de expulsión de estos fluidos durante los procesos de deformación de la
cuenca así como para poder estimar las condiciones termobarométricas imperantes durante la
diagénesis tardía de estas formaciones así como su papel en la maduración y expulsión de
hidrocarburos a través de zonas preferenciales de flujo.
Una de las estructuras de flujo de fluido más interesantes se encuentra en el distrito
minero de El Tule, al norte de la población de Muzquiz (Coahuila). Esta se sitúa en una zona
levemente deformada a favor de una superficie de estratificación en los carbonatos de la Fm
Buda (Cretácico superior), que muestra evidencias de movimiento sub-horizontal (layerparallel
slip). La superficie de estratificación es ondulada y, en las zonas de mayor apertura,
se presenta parcialmente cementada por varias generaciones de celestina, la primera de las
cuales presenta indicios de deformación, así como por una generación tardía de fluorita.
La celestinas presentan inclusiones fluidas bifásicas (L+V) y escasas trifásicas
(L+V+S azufre ) con Th entre 130 y 180°C y salinidades de entre 1.76 y 2.06 molal de NaCl. La
fluorita presenta dos familias de inclusiones fluidas: (1) inclusiones trifásicas (L+V+S no
identificado) cuya fase vapor contiene CH 4 , H 2 S y trazas de CO 2 , con Th alrededor de 130°C y
salinidad media de 3,5 molal de NaCl; (2) inclusiones de hidrocarburos bifásicas a trifásicas
(L+V+S bitumen ) de color café oscuro a claro con Th de alrededor de 98°C.
La reconstrucción de las condiciones de atrapamiento para la fluorita indica presiones
de alrededor de 400 bares a 135°C. La presencia de S 0 como sólido en las inclusiones
fluidas de los cristales de celestina junto con la ausencia de materia orgánica sugiere la
presencia de un ambiente altamente oxidante, con exceso de sulfato y con pequeñas
cantidades de materia orgánica. Esta última habría sido completamente oxidada mediante un
proceso de termorreducción de sulfato (TSR).
Trabajo presentado en el Simposium de Rocas Carbonatadas y Plays de PEMEX, Cd. Del
Carmen, Marzo 2006
188

“EVIDENCIAS DE ESTRUCTURAS MINERALIZADAS POR MIGRACIÓN DE
FLUIDOS CORTICALES, EL CASO EL TULE, FM. BUDA, CUENCA DE SABINAS,
COAHUILA.”
Lamadrid, H. 1 ; Tritlla, J. 1 ; Levresse G. 1 y Bourdet, J. 2
1 Programa de Geofluidos, Centro de Geociencias, UNAM Campus Juriquilla, Queretaro 76230, Mexico; e-mail:
lamadrid@geociencias.unam.mx
2 CREGU, BP 23, 54501 Vandoeuvre-les-Nancy, France,
En el NE de México aparecen un conjunto de estructuras a lo largo de la serie
carbonatada mesozoica que testimonian la existencia de zonas de circulación preferencial de
fluidos durante la compresión laramídica y la extensión subsiguiente. Estas estructuras
consisten en zonas de reemplazamiento de los carbonatos por cementos de celestina, fluorita
y calcita que, en algunos casos, llegan a tener importancia económica. El estudio de estas
estructuras es una oportunidad única para conocer la composición química de las aguas de
formación antiguas, el régimen de expulsión de estos fluidos durante los procesos de
deformación de la cuenca así como para poder estimar las condiciones termobarométricas
imperantes durante la diagénesis tardía de estas formaciones así como su papel en la
maduración y expulsión de hidrocarburos a través de zonas preferenciales de flujo.
Una de las estructuras de flujo de fluido más interesantes se encuentra en el distrito
minero de El Tule, al norte de la población de Muzquiz (Coahuila). Esta se sitúa en una zona
levemente deformada a favor de una superficie de estratificación en los carbonatos de la Fm
Buda (Cretácico superior), que muestra evidencias de movimiento sub-horizontal (layerparallel
slip). La característica mas destacable de este yacimiento es la presencia en un
mismo depósito de cantidades significativas de celestina y fluorita, coexistiendo en las
mismas estructuras. El yacimiento posee una superficie de estratificación ondulada y, en las
zonas de mayor apertura, se presenta parcialmente cementada por varias generaciones de
celestina, la primera de las cuales presenta indicios de deformación, así como por una
generación tardía de fluorita.
189

La mineralización se concentra en un manto estratoligado formado por barreras de
permeabilidad de bajo ángulo que siguen a la estratificación. Se observan dos episodios de
mineralización de celestina, (1) hacia las paredes del manto, bandeamientos rítmicos
(ritmitas) de cristales finos y deformados que forman horizontes de alto y bajo
reemplazamiento de la roca original, y hacia el centro del manto cristales subhedrales
deformados, y (2) cristales euhedrales idiomórficos grandes (varios cm.) sin deformar
dispuestos en el manto. La fluorita aparece de forma subordinada a la celestina, como un
mineral tardío que se forma en las cavidades y espacios vacíos dejados por la segunda
generación de celestina.
La celestinas presentan inclusiones fluidas bifásicas (L+V) y escasas trifásicas
(L+V+S azufre ) con Th entre 130° y 180°C y salinidades de entre 8 y 11% wt. eq de NaCl
(peso equivalente en NaCl). La fluorita presenta dos familias de inclusiones fluidas: (1)
inclusiones trifásicas (L+V+S no identificado ) cuya fase vapor contiene CH 4 , H 2 S y trazas de CO 2 ,
con Th alrededor de 130°C y salinidad entre el 10 y el 14 % en wt. eq. de NaCl; (2)
inclusiones de hidrocarburos bifásicas a trifásicas (L+V+S bitumen ) de color café oscuro a claro
con Th de alrededor entre 90 y 130°C.
Trabajo presentado en la Reunión Anual de la Unión Geofísica Méxicana (UGM), Puerto
Vallarta, Noviembre, 2006.
190