Genesis of the celestite and fluorite ore deposit El Tule, Coahuila, Mexico
Undergraduate Thesis Hector Lamadrid in spanish (abstract in english)
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INGENIERÍA EN GEOCIENCIAS<br />
“GENESIS DE LOS YACIMIENTOS DE CELESTINA Y<br />
FLUORITA DEL DISTRITO MINERO EL TULE, ESTADO<br />
DE COAHUILA, MÉXICO”<br />
TESIS<br />
QUE PARA OBTENER EL TITULO DE<br />
INGENIERO EN GEOCIENCIAS<br />
PRESENTA<br />
HÉCTOR MANUEL LAMADRID DE AGUÍNACO<br />
DIRECTOR DE TESIS<br />
DR. JORDI TRITLLA i CAMBRA<br />
ASESOR INTERNO<br />
ING. ARTURO RODRIGUEZ SALAZAR<br />
Cd. Madero, Tamps. Marzo, 2007
Agradecimientos<br />
Al personal del Departamento de Ciencias de la Tierra del Instituto Tecnológico<br />
de Cd. Madero y, en especial, al Ing. Juan Pasillas Ramírez Jefe del Departamento por<br />
su apoyo en los trámites para esta tesis y a través de toda mi estadía en el ITCM.<br />
Al Centro de Geociencias de la UNAM, Campus Juriquilla y al Dr. Luca Ferrari<br />
director del Centro, por la oportunidad de realizar mi estadía como practicante y tesista.<br />
Al Dr. Jordi Tritlla director de este trabajo de Tesis, por sus comentarios,<br />
críticas, jalones de <strong>ore</strong>ja y apoyo durante la realización de la misma, así como por<br />
aceptarme como su estudiante en la maestría.<br />
Al Dr. Gilles Levresse por su asesoría y comentarios durante la escritura de esta<br />
Tesis y su guía en el trabajo de laboratorio para el proyecto PEMEX-UNAM.<br />
A Julien Bourdet por su apoyo en el laboratorio y el análisis de la modelización<br />
de las inclusiones fluidas de hidrocarburo en el laboratorio CREGU en Nancy, Francia y<br />
al Dr. Jacques Pironon, Jefe del laboratorio.<br />
Al jurado evaluador de esta tesis y al Ing. Arturo Rodríguez Salazar por su<br />
asesoría interna. A Rosi Irl<strong>and</strong>a secretaria de la subdirección académica del ITCM por<br />
todo el apoyo con <strong>of</strong>icios y tramites <strong>of</strong>iciales.<br />
A la Lic. Martha Pereda por su apoyo en la inscripción al Posgrado en Ciencias<br />
de la Tierra de la UNAM y al Dr. Alex<strong>and</strong>er Iriondo por sus comentarios sobre los<br />
modelos de circulación de fluidos.<br />
Principalmente quiero agradecer a mi familia (Emilio Manuel, Gertrudis María,<br />
Emilio Mariano, Luisa Fern<strong>and</strong>a, Isabel Alej<strong>and</strong>ra, Alberto, John, Graciela, Marifer,<br />
Andrea, Juan Andrés, Emilio Jr. y S<strong>of</strong>ía Alej<strong>and</strong>ra) por su cariño, apoyo incondicional,<br />
sus enseñanzas, por dejarme aprender de sus err<strong>ore</strong>s y permitirme cometer los míos.<br />
A mis amigos, por la suerte del coincidir en la misma coordenada espacio y<br />
tiempo. En especial a: Carlos, Jaime Eduardo, Franco, Ricardo Alfonso, Belisario,<br />
Isidro, Álvaro, Ricardo Aurelio, Jaime Alberto, Gabriel, Jorge Luis, Fern<strong>and</strong>o Fraustro,<br />
Isaac Fraustro, Marcela, Carlos Andrés, Adrián, Alicia, Gerardo, Marco, Rodolfo,<br />
Tania, Alma, Irene, S<strong>and</strong>ra, Camila, Aleí, Perla, Ana María, Carolina, Martín, Donato,<br />
Iván Manuel, Constancio Iván, José Luis, Ladislao, Aurora, Adriana, Carlos Galiano,<br />
Logan, José Alberto, Luigi, Juan Manuel, Gilberto, Ernesto, Flor Jocelyn, Manuel, Luis<br />
Álvarez, Mariela, Luz Angélica, Mario, Jorge Tenorio, Omar, Fern<strong>and</strong>o, Daniel, Lina,<br />
Alej<strong>and</strong>ra, Montserrat, Nelly, Marisol, Javier, Blanca, Laura, Isaac, Oscar, Rafael, Aldo
Ramos, Toño, Lenin, Ramón, Víctor, Aldo Izaguirre, Joel, Michelangelo, Gloria,<br />
Marian, Cinthya y a Enrique, Joaquín, Juan, Pedro y Alan, en general a todos mis<br />
compañeros del ITCM y del CGEO.<br />
Por último, a los proyectos PAPIIT INT114002, IN114106 y CONACYT<br />
49234-F, con los que se financió este trabajo.
Resumen<br />
En los últimos años se han llevado a cabo una serie de estudios (González-<br />
Partida et al., 2002, 2003; Ramos-Rosique et al., 2005; Puente-Solís et al., 2005, Tritlla<br />
et al., 2004, 2005, 2006; Lamadrid et al., 2006; Levresse et al., 2006) que han<br />
demostrado que muchos de los yacimientos de F, Sr, Ba, Pb y Zn que aparecen<br />
encajonados en rocas sedimentarias mesozoicas en el NE de México, guardan gran<br />
similitud con los depósitos de tipo MVT (Mississippi Valley-Type).<br />
<strong>El</strong> distrito minero de “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>”, en <strong>Coahuila</strong>, presenta algunas características<br />
únicas a nivel de los depósitos estratoligados encajonados en rocas carbonatadas<br />
mesozoicas. La más destacable es la coexistencia en un mismo depósito de cantidades<br />
significativas de celestina y fluorita. Esta estructura mineralizada se localiza a favor de<br />
las superficies de estratificación en los carbonatos de la Fm. Buda (Cretácico superior),<br />
en una zona levemente deformada, y muestra evidencias de movimiento sub-horizontal<br />
(layer-parallel slip). La superficie estructural mineralizada es ondulada y, en las zonas<br />
de mayor apertura, se presenta parcialmente cementada por varias generaciones de<br />
celestina, la primera de las cuales presenta indicios de deformación, así como por una<br />
generación tardía de fluorita.<br />
Se observan dos episodios de mineralización de celestina: (1) una primera<br />
generación temprana caracterizada por b<strong>and</strong>eamientos rítmicos (ritmitas) de celestina<br />
bajo la forma de cristales pequeños y deformados, que se disponen sub paralelas a las<br />
paredes del manto; y (2) cristales euhedrales idiomórficos centimétricos (varios cm.)<br />
que gradan a b<strong>and</strong>as de reemplazamiento de celestina, sin evidencias de deformación.<br />
La fluorita aparece de forma subordinada a la celestina, como un mineral tardío que<br />
precipita en las cavidades y espacios vacíos dejados por la celestina.<br />
La celestinas presentan inclusiones fluidas bifásicas (L+V) y escasas trifásicas<br />
(L+V+S azufre ), con Temperaturas de homogeneización (Th) entre 100° y 180°C y<br />
salinidades de entre 7-9% en wt. de NaCl. La fluorita presenta dos familias de<br />
inclusiones fluidas: (1) inclusiones trifásicas acuosas (L+V+S no identificado ), cuya fase<br />
vapor contiene CH 4 , H 2 S y trazas de CO 2 , con Th alrededor de 130°C y salinidad de<br />
13.5%; (2) inclusiones de hidrocarburos bifásicas a trifásicas (L+V+S bitumen ), de color<br />
café oscuro a claro con Th de alrededor de 65°-70°C.
La reconstrucción de las condiciones de atrapamiento para la fluorita indica<br />
presiones de alrededor de 400 bares a una temperatura de 135°C. La presencia de<br />
azufre nativo (S 0 ) como sólido en las inclusiones fluidas de los cristales de celestina<br />
junto con la ausencia actual de materia orgánica, sugiere la presencia de un ambiente<br />
oxidante, con exceso de sulfato y con pequeñas cantidades de materia orgánica en la<br />
roca. Esta última habría sido completamente oxidada mediante un proceso de<br />
termorreducción de sulfato (TSR), d<strong>and</strong>o origen a las pequeñas cantidades de azufre<br />
detectadas.
ABSTRACT<br />
In <strong>the</strong> last years a series <strong>of</strong> studies have suggested that many <strong>of</strong> <strong>the</strong> <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong> F,<br />
Sr, Ba, Pb <strong>and</strong> Zn that appears boxed on mesozoic sedimentary rocks in <strong>the</strong> NE <strong>of</strong><br />
<strong>Mexico</strong>, keeps great similarity with <strong>the</strong> MVT <strong>deposit</strong>s (Mississippi Valley-Type)<br />
The mining district <strong>of</strong> "<strong>the</strong> <strong>Tule</strong>" in <strong>Coahuila</strong> displays some unique<br />
characteristics at <strong>of</strong> stratiform carbonated mesozoic rock <strong>deposit</strong>s. Most remarkable it is<br />
<strong>the</strong> presence in a same <strong>deposit</strong> <strong>of</strong> significant amounts <strong>of</strong> celestine <strong>and</strong> fluorita,<br />
coexisting in <strong>the</strong> same structures. This structure locates in favor <strong>of</strong> surfaces <strong>of</strong><br />
stratification in carbonates <strong>of</strong> <strong>the</strong> Buda Formation (upper cretacic) in a zone slightly<br />
deformed, that shows evidences <strong>of</strong> sub-horizontal movement (layer-parallel slip). The<br />
mineralized structural surface is waved <strong>and</strong>, in <strong>the</strong> zones <strong>of</strong> greater opening, it appears<br />
partially cemented by several generations <strong>of</strong> celestine, first <strong>of</strong> who it presents/displays<br />
deformation indications, as well as by a delayed generation <strong>of</strong> fluorine.<br />
The mineralización exclusively appears concentrated in this structure. Two<br />
episodes <strong>of</strong> mineralización <strong>of</strong> celestine are observed, (1) one first early generation<br />
characterized by rythmical b<strong>and</strong>ing (ritmitas) <strong>of</strong> small <strong>and</strong> deformed crystals, that are<br />
arranged according to b<strong>and</strong>s <strong>of</strong> high <strong>and</strong> low replacement <strong>of</strong> <strong>the</strong> original rock in <strong>the</strong><br />
walls <strong>of</strong> <strong>the</strong> mantle, <strong>and</strong> (2) big idiomorfic euhedral crystals (several cm) in<br />
reeplacemente b<strong>and</strong>s <strong>of</strong> celestine that shows no evidences <strong>of</strong> deformation. The fluorine<br />
appears <strong>of</strong> subordinated to <strong>the</strong> celestine, like a delayed mineral that forms in <strong>the</strong> cavities<br />
<strong>and</strong> empty spaces lazy by <strong>the</strong> celestine.<br />
The celestines shows two-phase fluid inclusions (L+V) <strong>and</strong> a few three-phase<br />
fliud inclusions (L+V+S) with Th between 130 <strong>and</strong> 180°C <strong>and</strong> salinities <strong>of</strong> between 7-<br />
9% wt. <strong>of</strong> NaCl. The fluorine shows two families <strong>of</strong> fluid inclusions: (1) three-phase<br />
inclusions (identified L+V+Sno) whose vapor phase contains CH4, H2S <strong>and</strong> plans <strong>of</strong><br />
CO2, with Th around 130°C <strong>and</strong> 13.5% wt. <strong>of</strong> NaCl; (2) three-phase two-phase<br />
hydrocarbon inclusions (L+V+Sbitumen) with deep to clear brown colors with Th <strong>of</strong><br />
around 65°-70°C.<br />
The reconstruction <strong>of</strong> <strong>the</strong> entrampment conditions for <strong>the</strong> fluorine indicates<br />
pressures <strong>of</strong> around 400 bars to 135°C. The presence <strong>of</strong> solid S 0 as in <strong>the</strong> fluid<br />
inclusions <strong>of</strong> celestine crystals along with <strong>the</strong> absence <strong>of</strong> organic matter suggests <strong>the</strong><br />
presence <strong>of</strong> a highly oxidating conditions, with excess <strong>of</strong> sulphate <strong>and</strong> small amounts <strong>of</strong>
organic matter. This last one unexisting in celestine is interpreted as it have been<br />
oxidized by means <strong>of</strong> a process <strong>of</strong> Termal sulphate reduction (TSR).
Índice<br />
Capitulo I: Introducción<br />
1.1 Ubicación Geográfica<br />
1.2 Planteamiento del Problema<br />
1.3 Objetivos<br />
Capitulo II: Principios teóricos<br />
2.1 Introducción al estudio microtermométrico de las inclusiones fluidas<br />
2.1.1 Introducción<br />
2.1.2 Clasificación<br />
2.1.3 Hipótesis de Estudio<br />
2.1.4 Termodinámica de las Inclusiones Fluidas<br />
2.1.5 Medidas microtermométricas<br />
2.1.6 Fluidos Acuosos<br />
2.1.6.1 Propiedades generales del sistema NaCl- H 2 O<br />
2.1.6.2 Propiedades generales del sistema H 2 O-NaCl-CaCl 2<br />
2.2 Generalidades sobre los depósitos tipo MVT.<br />
2.2.1 Introducción<br />
2.2.2 Depósitos MVT<br />
2.2.3 Características Regionales<br />
2.2.4 Características Generales de los depósitos MVT<br />
2.2.5 Texturas<br />
2.2.6 Génesis<br />
Capitulo III Metodología, técnicas y equipos<br />
3.1 Metodología<br />
3.1.1 Selección de las muestras<br />
3.1.2 Descripción macroscópica<br />
3.1.3 Laminación<br />
3.1.4 Petrografía<br />
3.1.5 Petrografía de las inclusiones fluidas<br />
3.2 Técnicas y Equipos<br />
3.2.1 Microtermometría<br />
3.2.2 Microscopía UV (flu<strong>ore</strong>scencia ultravioleta, UVF)<br />
3.2.3 Microespectroscopía Raman<br />
3.2.4 Microespectroscopía infrarroja (IR)
3.2.5 Microscopía láser confocal (CLSM)<br />
3.2.6 Modelado por el método DUAN-EOS y PIT.<br />
Capitulo IV: Marco Geológico<br />
4.1 Geología Regional<br />
4.2 Serie Estratigráfica<br />
4.3 Evolución Sedimentaria<br />
4.3.1Primera supersecuencia (Pre Calloviano – Oxfordiano)<br />
4.3.2 Segunda supersecuencia (Kimmeridgiano- Cenomaniano)<br />
4.3.3 Tercera supersecuencia (Cenomaniano – Paleógeno)<br />
4.4 Marco Geológico del Distrito Minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong><br />
4.4.1 Grupo Washita<br />
4.4.2 Formación Georgetown<br />
4.4.3 Formación Del Río<br />
4.4.4 Formación Buda<br />
Capitulo V: Descripción del Distrito Minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong><br />
5.1 Antecedentes de los depósitos de fluorita y celestina en el NE de México<br />
5.2 Distrito Minero de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong>.<br />
5.3 Estructura del Yacimiento<br />
5.4 Petrografía y Mineragrafía<br />
5.4.1 Roca Encajonante<br />
5.4.2 Celestina<br />
5.4.3 Fluorita<br />
5.4.4 Secuencia Mineral (Paragénesis)<br />
5.5 Resultados Geoquímica<br />
5.5.1 Inclusiones Fluidas<br />
5.5.1.1 Petrografía<br />
5.5.1.2 Celestina<br />
5.5.1.3 Fluorita<br />
5.5.1.4 Evolución de los fluidos durante la formación del depósito<br />
5.5.2 Análisis y modelación de Inclusiones fluidas con hidrocarburos<br />
5.5.3 Tierras Raras<br />
Capitulo VI: Discusión de los resultados<br />
6.1 Generalidades sobre la celestina en sistemas de baja temperatura<br />
6.1.1. Geoquímica de la Celestina
6.1.2 Tipos de yacimientos de Celestina<br />
6.1.3 Mecanismos de Precipitación<br />
6.1.4 Depósitos singenéticos producto de diagénesis temprana<br />
6.1.5 Depósitos epigenéticos producto de diagénesis pr<strong>of</strong>unda<br />
6.2 Generalidades sobre la fluorita en sistemas de baja temperatura<br />
6.2.1 Origen del F<br />
6.2.2 Mecanismos de precipitación en yacimientos de baja temperatura<br />
6.3 Discusión sobre la génesis del Distrito Minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>”<br />
6.3.1 Orogenia Larámide (precipitación celestina)<br />
6.3.2 Cambio de régimen de fluidos (precipitación de ultima celestina y fluorita)<br />
6.4 Mecanismos de precipitación y Modelo Genético<br />
Capitulo VII: Conclusiones<br />
Bibliografía<br />
Anexo A Gráficas de Microtermometría<br />
Anexo B Tablas de Temperaturas<br />
Anexo C Artículos y Resúmenes Publicados
Capitulo I<br />
Introducción<br />
1
2
México ha sido durante los últimos 50 años uno de los may<strong>ore</strong>s product<strong>ore</strong>s de<br />
celestina (SrSO 4 ) y fluorita (CaF 2 ) a nivel mundial, siendo el estado de <strong>Coahuila</strong> el que<br />
más ha aportado a nivel nacional. Recientemente, la producción de estos minerales<br />
adquirió cierta importancia debido a que los precios de estos minerales sufrieron<br />
aumentos significativos (Ober, 2000). No obstante, en los últimos dos años numerosas<br />
minas cerraron debido a un decremento considerable del precio de la celestina.<br />
<strong>El</strong> estroncio extraído de la celestina tiene muchas utilidades prácticas (Korbell &<br />
Novak, 1999), debido a su resistividad térmica y eléctrica. Se utiliza para mejorar la<br />
calidad del vidrio en las pantallas de televis<strong>ore</strong>s, computadoras, sonares, radares e<br />
instrumentos de control, así como mejora la calidad del vidriado en la cerámica. En<br />
pirotécnia, el nitrato de estroncio produce una flama roja brillante única (Korbell &<br />
Novak, 1999). <strong>El</strong> estroncio metálico también se usa en varias aleaciones, y la serie<br />
celestina-baritina se utiliza para incrementar el peso de lodos de perforación de pozos<br />
petroleros.<br />
<strong>El</strong> uso principal de la fluorita ha sido la producción de ácido fluorhídrico,<br />
material esencial en la fabricación de criolita sintética y de fluoruro de aluminio para la<br />
industria del aluminio. La fluorita es un elemento que se utiliza como fundente en la<br />
obtención de acero. Se usa en gr<strong>and</strong>es cantidades en la producción de esmalte y de<br />
vidrio translúcido; y los cristales perfectos se utilizan en la fabricación de lentes<br />
apocromáticas. También es usada en la industria del cemento para incorporar otros<br />
materiales al clinker (Korvell & Novak, 1999).<br />
En los últimos años una serie de estudios (González-Partida et al., 2002, 2003;<br />
Ramos-Rosique et al., 2005; Puente-Solís et al., 2005, Tritlla et al., 2004, 2005, 2006;<br />
Levresse et al., 2006) han sugerido que muchos de los yacimientos de baja temperatura<br />
con F, Sr, Ba, Pb y Zn que se encuentran en el NE de México, principalmente<br />
encajonados en rocas sedimentarias mesozoicas, son muy similares al tipo MVT<br />
(Mississippi Valley-Type).<br />
1.1 Planteamiento del Problema y Objetivos Generales<br />
Al estudiar un depósito mineral se busca integrar un conjunto de información<br />
geológica (geología regional, geología estructural, mineralogía, etc.) y geoquímica<br />
(temperaturas de formación, geoquímica de fluidos, isotopía, etc.) para lograr<br />
comprender tanto espacial como temporalmente una secuencia de eventos que han dado<br />
3
lugar a la acumulación anómala de ciertos elementos químicos que, en determinado<br />
momento, puede ser de interés económico para el ser humano. <strong>El</strong> estudio y la<br />
integración de toda esta información va encaminada a crear un modelo coherente de<br />
formación del depósito del que se han de derivar ideas que permitan prever la<br />
posibilidad de encontrar otras acumulaciones anómalas similares en ambiente<br />
geológicos análogos, es decir, que permitan prospectar nuevos depósitos minerales de<br />
una tipología determinada.<br />
En el estudio del depósito de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> se ha buscado un doble objetivo. Por una<br />
parte determinar la morfología del cuerpo mineralizado, su sucesión mineral, las<br />
características de temperatura de formación, composición de las soluciones<br />
mineralizantes, su salinidad total, su composición en gases y la presión de formación de<br />
los depósitos para derivar de ello un modelo coherente de formación del depósito. <strong>El</strong><br />
segundo objetivo, básico para una tesis de licenciatura, ha consistido en la aplicación de<br />
los conocimientos adquiridos durante los estudios universitarios a un problema<br />
específico, adquiriendo a la vez nuevas habilidades tanto técnicas como de método<br />
científico aplicadas a dicho problema.<br />
1.2 Objetivos específicos<br />
1. Realizar una compilación de la información geológica y geoquímica existente<br />
sobre estos depósitos.<br />
2. Definir los controles geológicos de la mineralización y su secuencia<br />
paragenética<br />
3. Estudiar la geoquímica de sus fluidos.<br />
4. Proponer un modelo coherente de génesis y evolución del depósito.<br />
5. Integrar el conocimiento adquirido en el marco de los depósitos estratoligados,<br />
de baja temperatura en carbonatos del NE de México.<br />
1.3 Ubicación Geográfica<br />
<strong>El</strong> área de estudio se localiza en el extremo NE de México, más concretamente<br />
en el municipio de Zaragoza, situado en la porción norte-central del estado de <strong>Coahuila</strong>,<br />
aproximadamente a 67 kilómetros al norte de la ciudad de Muzquiz. Esta área está<br />
delimitada entre las coordenadas Longitud 28°33’30” y 28°31’10” y la Latitud<br />
101°34’30” y 101° 28’50” (Figura 1.1).<br />
4
Fig. 1.1 Ubicación geográfica del distrito minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” (Tritlla et al., 2006)<br />
Esta área se encuentra comprendida en la carta Topográfica del INEGI “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>”<br />
H14C62, escala 1: 50,000 del estado de <strong>Coahuila</strong>. Geomorfológicamente, el distrito<br />
minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” se encuentra en una zona de valles del mismo nombre, limitada por la<br />
Sierra del Burro al norte, la Sierra de <strong>El</strong> Carmen-Infante al NW y la Sierra de Santa<br />
Rosa al SW. Geológicamente, este depósito se encuentra encajonado en rocas<br />
carbonatadas mesozoicas al N de la Cuenca de Sabinas, en la plataforma Burros-Salado.<br />
En el área solo afloran rocas calizas de las formaciones Buda y Georgetown del<br />
Cretácico superior.<br />
5
6
Capitulo II<br />
Metodologías y Técnicas Analíticas<br />
7
8
2.1 Introducción al estudio microtermométrico de las inclusiones<br />
fluidas<br />
2.1.1 Introducción<br />
Las inclusiones fluidas son pequeñas cantidades de fluido (líquido y/o gas), que<br />
aparecen atrapadas como imperfecciones formadas, tanto durante el crecimiento de los<br />
minerales como posteriormente a estos, y que ocasionalmente pueden presentar sólidos<br />
en su interior (precipitados o atrapados). Si estas inclusiones quedan selladas<br />
completamente y no son afectadas por fenómenos posteri<strong>ore</strong>s (deformación,<br />
calentamiento, descompresión), tanto su composición química como sus características<br />
termodinámicas (densidad, presión interna) representan las características originales que<br />
tenían los fluidos en el preciso momento de su atrapamiento.<br />
Históricamente, estas pequeñas imperfecciones incluidas en minerales<br />
originaron el interés de algunos científicos naturalistas. Así, Abú Reikhan al-Beruniy,<br />
hombre de ciencia del antiguo Imperio Árabe, hizo las primeras observaciones<br />
registradas en la historia sobre inclusiones fluidas en cristales entre el siglo X y XI. Los<br />
primeros trabajos verdaderamente analíticos para determinar las composiciones de las<br />
inclusiones fueron realizados por Breislak (1818), Davy (1822), Brewster (1823) y<br />
Nichol (1828) (in Shepherd et al., 1985).<br />
No fue hasta Henry Clifton Sorby, en 1858, que el estudio de las inclusiones<br />
fluidas adquiere el rango de disciplina científica (Shepherd et al., 1985). Sorby propuso<br />
la hipótesis de que la burbuja presente en la mayoría de las inclusiones fluidas aparece<br />
por contracción diferencial del líquido durante el enfriamiento, desde su temperatura de<br />
formación y atrapamiento hasta la temperatura ambiente de observación. Su<br />
razonamiento lo llevo a establecer que la temperatura de atrapamiento puede estimarse<br />
calent<strong>and</strong>o la muestra hasta el punto en el que la burbuja desaparece (temperatura de<br />
homogeneización o Th). Esta hipótesis es hasta la fecha, con algunas modificaciones, el<br />
principio en el que se basan todos los estudios microtermométricos en inclusiones<br />
fluidas. La mayoría de los trabajos desde la época de Sorby hasta la década de 1950 son<br />
meramente descriptivos y, en algunas pocas ocasiones, cualitativos. Pese a las<br />
incipientes técnicas y tecnología utilizada, sus observaciones continúan siendo validas y<br />
estos trabajos son referenciados continuamente (Shepherd et al., 1985).<br />
9
2.1.2 Clasificación<br />
En la actualidad, la clasificación mas utilizada es la que propuso Roedder (1976,<br />
1981, 1984). Esta agrupa a las inclusiones fluidas de acuerdo con parámetros<br />
geométricos y morfológicos, a la vez que da una idea aproximada de su cronología.<br />
2.1.2.1.- Clasificación genética<br />
Genéticamente se distinguen en 3 grupos (Roedder, 1984):<br />
a) Inclusiones Primarias<br />
Estas inclusiones se atrapan durante el periodo de crecimiento del mineral. Su<br />
distribución puede ser tanto aleatoria dentro del cristal como siguiendo las b<strong>and</strong>as de<br />
crecimiento del mismo (Figura 2.1). Estas inclusiones en principio representarían las<br />
condiciones termodinámicas originales de los fluidos a partir de los cuales se formaron<br />
los minerales que las contienen. Watanabe (1987) observó que la abundancia de las<br />
inclusiones primarias es función de la velocidad de crecimiento de los cristales. Así, en<br />
los cristales de corindón en los que se apreciaba un crecimiento rápido se encontraban<br />
más inclusiones que en los de formación lenta (Mangas, et al., 1991).<br />
Fig. 2.1.- Mecanismos de captura de inclusiones fluidas primarias. (a) <strong>El</strong> crecimiento rápido<br />
dendrítico es cubierto por un re-crecimiento mineral. (b) La disolución parcial de un cristal<br />
preexistente origina una zona de corrosión y una superficie curva; ambas facilitan la captura<br />
de inclusiones fluidas durante el crecimiento posterior del mineral. (c) Las inclusiones son<br />
capturadas entre espirales de crecimiento individuales y a veces en el centro de ellas. (d) <strong>El</strong><br />
crecimiento sub-paralelo de cristales provoca la captura de inclusiones. (e) Una fractura en<br />
la superficie de un cristal en crecimiento provoca desarrollo imperfecto y captura de<br />
inclusiones. (f) Cualquier objeto sólido en la superficie de un cristal en crecimiento, puede<br />
ser englobado como inclusión sólida y puede también entramparse algo de fluido con el.<br />
(según Mangas et al., 1991).<br />
10
) Inclusiones Secundarias<br />
Son todas aquellas inclusiones que se atrapan normalmente a favor de fracturas,<br />
planos de expoliación o cualquier discontinuidad originada después de la formación del<br />
cristal. A través de estos planos de discontinuidad un fluido puede penetrar por efectos<br />
de capilaridad, disolución y recristalización, y quedar atrapado bajo la forma de<br />
inclusiones fluidas (Figura 2.2). En principio, no representan las condiciones de<br />
formación del mineral que las contiene, aunque pueden ser representativas del fluido<br />
que ha precipitado otro mineral posterior en la secuencia de formación, por lo que no se<br />
puede descartar su estudio a priori. Su posible utilidad viene condicionada por la<br />
pr<strong>of</strong>undidad y precisión del estudio petrográfico previo de inclusiones fluidas<br />
(Mangas et al., 1991).<br />
Wilking y Barkas (1978) establecieron dos criterios para subdividir las<br />
inclusiones secundarias. La primera categoría viene dada por aquellas inclusiones<br />
atrapadas durante un episodio de fracturación frágil, mediante la cicatrización de las<br />
fracturas; la segunda categoría agrupa a las inclusiones que, durante un episodio de<br />
deformación dúctil, son expulsadas del interior del cristal y migran hacía la periferia de<br />
los mismos.<br />
Fig. 2.2 Cicatrización de una fractura en un cristal de cuarzo que da lugar a la formación de<br />
inclusiones secundarias. Si este proceso ocurre al tiempo que desciende la temperatura, las<br />
inclusiones individuales pueden tener relaciones gas/líquido variables (Roedder, 1984, en<br />
Mangas et al., 1991).<br />
c) Inclusiones Pseudosecundarias<br />
Llamadas previamente “primario-secundarias” por la antigua literatura soviética,<br />
estas inclusiones representan un proceso intermedio de formación entre las inclusiones<br />
primarias y las secundarias.<br />
11
Si durante el crecimiento de un cristal este se fractura, esta última puede ser<br />
rellenada por el mismo fluido involucrado en la precipitación del mineral. Al continuar<br />
su crecimiento, este puede sellar la fractura, atrap<strong>and</strong>o el fluido (Figura 2.3). La<br />
paradoja consiste en que el fluido atrapado podría ser considerado como primario, pero<br />
estará incluido en un plano de fractura (Mangas et al., 1991).<br />
Fig. 2.3 Inclusiones pseudosecundarias (Ermakov, 1950): a) Confinadas a la superficie de<br />
soldadura de un cristal (sect<strong>ore</strong>s AD y BC). O bien singenéticas, con inclusiones primarias<br />
regeneradas (sect<strong>ore</strong>s AB y CD) restringidas en este último caso o superficies débilmente<br />
corroídas. E y F espacios primarios, asociados con corrosiones globulares múltiples. b)<br />
Confinadas a superficies de corrosión planas. c) Asociadas con superficies de corrosión<br />
debidas a la exfoliación (en Mangas et al., 1991)<br />
2.1.2.2.- Clasificación según el número de fases.<br />
Junto con la clasificación anterior y de forma complementaria, se utiliza una<br />
segunda clasificación basada en el número de fases presente en la inclusión a<br />
temperatura ambiente (Fig. 2.4; Mangas et al., 1991):<br />
• Mon<strong>of</strong>ásica, si sólo presenta una fase.<br />
• Bifásica, si presenta 2 fases (líquido y gas).<br />
• Trifásica, si presentan 3 fases (líquido, un sólido atrapado o precipitado y una<br />
burbuja de vapor/gas).<br />
• Polifásica, presentan más de 3 fases, combinaciones de diferentes líquidos y/o<br />
sólidos.<br />
2.1.2.3.- Otras clasificaciones<br />
12
También se ha tratado de clasificar morfológicamente a las inclusiones fluidas<br />
(Mangas et al., 1991) para limitar las ambigüedades en su estudio, aunque en muchos<br />
casos la morfología de las inclusiones viene controlada por la estructura cristalina del<br />
mineral huésped. En ocasiones, la forma de las inclusiones no obedece a la forma<br />
original de la inclusión durante su atrapamiento; se han observado gr<strong>and</strong>es inclusiones<br />
de forma irregular que, con el tiempo, se fragmentan y cambian a inclusiones más<br />
pequeñas y redondeadas (Bodnar, 1985).<br />
Asimismo, se ha observado experimentalmente que algunas inclusiones fluidas<br />
atrapadas en cristales de cuarzo sufren modificaciones en su morfología, debido<br />
principalmente a los cambios en las condiciones termobarométricas que han ocurrido<br />
desde su atrapamiento hasta las condiciones actuales. Este fenómeno es conocido como<br />
reequilibrio. Se observó que a temperatura (370°C) y presión (400 bars) constante<br />
durante 5621 horas, la inclusión cambió de una forma irregular a una en forma de cristal<br />
negativo (Bodnar et al., 1989).<br />
Fig. 2.4 Varios tipos de inclusiones fluidas. 1) Inclusiones mon<strong>of</strong>ásicas gaseosas en<br />
cuarzo; 2) inclusión bifásica, constituida por una fase líquida (L) y otra de vapor (V), en<br />
calcita; 3) inclusión polifásica, constituida por una fase líquida (L), una fase vapor (V) y un<br />
cristal de halita (H) como mineral hijo, en cuarzo; 4) Inclusión trifásica con dos fases<br />
líquidas inmiscibles (L1) y (L2) y una de vapor (V), en cuarzo. (en Van de Kerkh<strong>of</strong>, et al.,<br />
2000)<br />
13
Clasificar tanto el carácter primario o secundario como la variación morfológica<br />
en las inclusiones fluidas en estudio es un paso previo indispensable para la integración<br />
de la información obtenida en la historia geológica y de flujo de fluidos<br />
Las observaciones que se efectúan sobre las inclusiones fluidas con vistas a la<br />
utilización de las clasificaciones anteri<strong>ore</strong>s se han de realizar a temperatura ambiente<br />
(25 ºC) y siempre antes de su análisis. Este tipo de estudio se conoce como petrografía<br />
de las inclusiones fluidas.<br />
2.1.3 Hipótesis de Estudio<br />
<strong>El</strong> estudio de las inclusiones fluidas parte de dos razonamientos hipotéticos que<br />
sientan y condicionan las bases de su estudio (Roedder, 1984, en Mangas et al., 1991):<br />
1. Que el fluido atrapado representa la solución a partir de la cual el mineral precipitó<br />
y creció.<br />
2. Que una vez que este fluido queda atrapado, la cavidad está hermética y<br />
químicamente sellada y aislada hasta la actualidad. Si esto ocurre, se conserven las<br />
características fisicoquímicas originales del fluido (composición, densidad, etc.).<br />
No obstante, se deben tener en cuenta una serie de fenómenos que pueden<br />
presentarse en muchas inclusiones y que son contrarios a la completa validez de estas<br />
hipótesis. Los más importantes son (Mangas et al., 1991):<br />
2.1.2.1.- Cambio del emplazamiento y la morfología.<br />
Muchas inclusiones presentan formas diferentes a las que tenían en el momento<br />
del atrapamiento. Así, cu<strong>and</strong>o el mineral tiene una solubilidad finita en el fluido<br />
atrapado, los procesos de recristalización pueden producir estrangulamiento (necking<br />
down; Fig. 2.5).<br />
14
Fig. 2.5. Inclusión con estrangulamiento (necking down; Mangas et al., 1991).<br />
Resultado de ello es el cambio de forma o la creación de inclusiones más<br />
pequeñas. La variación de la forma será mínima si el enfriamiento es rápido, si la forma<br />
original es estable, o si la solubilidad del mineral es muy baja.<br />
Sin embargo, cu<strong>and</strong>o se produce un cambio de fases en la inclusión antes del<br />
estrangulamiento el resultado de este proceso puede dar lugar a nuevas inclusiones con<br />
características diferentes a las del fluido inicial, para lo que la interpretación físicoquímica<br />
puede ser errónea.<br />
Si las paredes de la inclusión son más solubles de un lado que de otro, el<br />
material se disolverá y recristalizará diferentemente, produciéndose un movimiento de<br />
la inclusión en el cristal. Esta diferencia de la solubilidad se debe a gradientes de<br />
temperaturas, gravedad, o esfuerzos dirigidos (Roedder y Belkin, 1979 y 1980).<br />
Algunos cambios irreversibles de volumen pueden aparecer por varios<br />
mecanismos:<br />
a) Nueva cristalización de las paredes de las inclusiones.<br />
b) Contracción del mineral que contiene las inclusiones al descender la<br />
temperatura.<br />
c) Cambios de dilatación debido a presiones internas o externas.<br />
Las inclusiones pueden sufrir una rotura con cambio de volumen si la presión<br />
interna del fluido llega a ser mayor que la presión de confinamiento externa. En este<br />
caso, el mineral se fractura, hay una relajación de la presión, y las inclusiones<br />
decrepitan totalmente. Esta fracturación total se reconoce con facilidad, y se produce<br />
tanto en la naturaleza tanto por sobrecalentamiento durante su calentamiento durante la<br />
historia geológica como en el laboratorio, debido a la mala preparación de la muestra. Si<br />
la rotura de la inclusión no llega a la superficie externa y posteriormente recristaliza, se<br />
15
forma un halo de inclusiones secundarias más pequeñas alrededor de la inclusión<br />
original. Este fenómeno se denomina decrepitación parcial y ha sido descrito por<br />
numerosos aut<strong>ore</strong>s en diferentes ambientes geológicos (Lemmlein, 1956; Touret, 1977;<br />
Bilal, 1976; Swanenberg, 1980).<br />
Por lo tanto, antes de llevar a cabo el estudio microtermométrico es fundamental<br />
observar cuidadosamente las muestras para distinguir, entre otros fenómenos, la<br />
presencia de estrangulamientos, decrepitaciones, y otros efectos mecánicos debidos a<br />
tensiones. Estos fenómenos perturbad<strong>ore</strong>s son susceptibles de producir interpretaciones<br />
parciales o totalmente erróneas. No obstante, si estos casos especiales pasan<br />
desapercibidos, pueden ser puestos en evidencia al efectuar el estudio estadístico de los<br />
diferentes grupos de inclusiones.<br />
2.1.4 Termodinámica de las Inclusiones Fluidas<br />
2.1.4.1.- Introducción<br />
Con anterioridad a la década de los 60 del siglo pasado (Mangas et al., 1991), las<br />
técnicas analíticas y microtermométricas eran demasiado primitivas para poder estudiar<br />
los diferentes sistemas acuosos y determinar la composición de estos. Las inclusiones<br />
sin fase vapor eran estudiadas us<strong>and</strong>o el diagrama PVTX del agua (Cf. Kennedy 1950,<br />
Skinner 1953, Kalyuzhnyy 1960) y en base a estos, en ocasiones, se podía inferir la<br />
composición de las fases acuosas.<br />
En los años siguientes, el interés por el estudio de las condiciones PVT en el<br />
sistema H 2 O-NaCl, junto con el estudio a detalle de los cambios de fase que ocurren en<br />
las inclusiones durante su congelación y fusión controlada (Roedder 1962, 1963), así<br />
como el incremento en los trabajos de análisis destructivos (crush-leach) (Roedder<br />
1958), condujeron al establecimiento de técnicas más precisas para estimar las<br />
salinidades de las inclusiones acuosas (Shepherd, et al., 1985).<br />
Los trabajos sobre los diagramas de Presión, Volumen y Temperatura del<br />
sistema NaCl-H 2 O ayudaron a interpretar los resultados de inclusiones fluidas que no<br />
mostraban la presencia de una fase gaseosa durante los estudios microtermométricos y<br />
de “crush–leach”, al igual que en las inclusiones que mostraban temperaturas eutécticas<br />
cercanas a los –21.2°C. Las propiedades PVT de este sistema se comenzaron a usar<br />
durante los últimos tiempos para comprender e interpretar las inclusiones que<br />
presentaban temperaturas eutécticas inferi<strong>ore</strong>s o superi<strong>ore</strong>s a las del sistema NaCl- H 2 O,<br />
16
Sólido + Líquido<br />
S + L<br />
indicativo de la existencia de otras sales en solución y, por lo tanto, de otros sistemas<br />
naturales como el H 2 O-NaCl-KCl, H 2 O-NaCl CaCl 2 , H 2 O-CO 2 -NaCl, etc. (Mangas et<br />
al., 1991).<br />
2.1.4.2.- Fundamentos<br />
De acuerdo con las consideraciones originales de Sorby (1858), las burbujas<br />
en las inclusiones fluidas son el resultado de una contracción diferencial de un fluido<br />
durante el enfriamiento, desde la temperatura de atrapamiento hasta la temperatura<br />
ambiente, por lo que la temperatura mínima de formación podría ser estimada mediante<br />
el calentamiento progresivo de la muestra, hasta que la burbuja de gas desapareciera. A<br />
esta temperatura en la que dos fases distintas se transforman en una fase única se conoce<br />
como temperatura de homogeneización ó Th. Al conocer la composición del fluido<br />
contenido en la inclusión junto con su temperatura de homogeneización, se puede<br />
deducir la densidad del fluido atrapado mediante la construcción de un diagrama PVT<br />
(Presión, Volumen y Temperatura) consider<strong>and</strong>o que los val<strong>ore</strong>s de masa y volumen<br />
son constantes (Mangas et al, 1991).<br />
P.C.<br />
Gas<br />
Hipercrítico<br />
P.C<br />
Líquido<br />
L<br />
Presión<br />
Sólido<br />
Líquido + Vapor<br />
Sólido + Vapor<br />
Volumen Molar<br />
Vapor<br />
Temperatura<br />
S<br />
S + V<br />
P.T<br />
T<br />
V<br />
P<br />
Fig. 2.6.- a) Bloque diagrama esquemático PVT de las fases en equilibrio en un cuerpo<br />
puro. b) Proyección plana P-T. S = sólido. L = liquido. V = vapor. PC = punto crítico. P-T<br />
= punto triple. P = presión. T = temperatura. (según Burrus, 1981).<br />
Al considerarse las inclusiones fluidas como sistemas cerrados, se asume que los<br />
cambios de fase se realizan a volumen constante. Si se considera una sección del<br />
17
sistema PVT paralela al plano P-T (Fig. 2.6) el equilibrio entre el vapor y el líquido<br />
viene representado por la curva de L+V-V, la cual termina en el punto crítico PC. <strong>El</strong><br />
equilibrio entre la fase líquida y la sólida está indicado por la curva de fusión. Estas dos<br />
curvas se cortan en el punto PT, el llamado punto triple, cuyas coordenadas son<br />
invariantes para cada cuerpo puro. En este punto hay coexistencia de las tres fases:<br />
sólido, líquido y vapor. <strong>El</strong> equilibrio entre los estados sólidos y vapor está representado<br />
por la curva de sublimación, que pasa también por el punto triple (Mangas, et al., 1991).<br />
A temperatura ambiente, una inclusión bifásica (líquido-vapor) estará situada<br />
dentro del campo de L-V. Durante el proceso de calentamiento esta inclusión se<br />
homogeneiza, y ab<strong>and</strong>ona dicho campo cu<strong>and</strong>o su contenido se hace mon<strong>of</strong>ásico<br />
(líquido, vapor o PC), de densidad constante. La temperatura de homogeneización es<br />
aquella a partir de la cual el contenido de la inclusión evoluciona a lo largo de una<br />
isocora, una línea univariante que representa las condiciones de P y T para ese fluido a<br />
una densidad constante (Fig. 2.7).<br />
Fig. 2.7.- Diagrama P-T a volumen constante, en el que se indican los cambios de fases<br />
para dos composiciones determinadas (curso J. Pironon).<br />
Las condiciones termobarométricas de atrapamiento del fluido están representadas<br />
por un punto de esa isocora. Si la presión de atrapamiento no es superior a la presión de<br />
vapor del fluido, es decir, si los fluidos están en ebullición, se considera que la<br />
18
temperatura de homogeneización corresponde a la temperatura de atrapamiento. En caso<br />
contrario, las verdaderas condiciones termobarométricas imperantes durante la captura<br />
del fluido están representadas por un punto de la isocora que puede determinarse<br />
únicamente cu<strong>and</strong>o se conozcan en forma independiente la presión o la temperatura<br />
reinantes durante el atrapamiento, utiliz<strong>and</strong>o un geotermómetro o un geobarómetro<br />
independientes.<br />
2.1.5 Microtermometría de inclusiones fluidas.<br />
Después de hacer un análisis petrográfico a detalle para determinar el grupo de<br />
inclusiones más representativo del fluido original (en función del objeto de estudio), la<br />
inclusión fluida se somete a los procesos de calentamiento y/o enfriamiento controlados<br />
mediante la utilización de una platina microtermométrica para identificar los cambios de<br />
fase y sus respectivas temperaturas (Mangas et al, 1991):<br />
a) Cambios de fase a baja temperatura para el sistema NaCl-H 2 O (Fig. 2.8):<br />
• Temperatura de comienzo de fusión o eutéctica (Te). Define el punto eutéctico del<br />
sistema y se determina la composición del fluido (sistema).<br />
• Temperatura de fusión de la hidrohalita (Th H ).<br />
• Temperatura de fusión final del hielo (Tf). Estos val<strong>ore</strong>s permiten conocer con cierta<br />
aproximación la salinidad de los fluidos atrapados.<br />
19
Fig. 2.8 Cambios de fase desde baja temperatura a temperatura ambiente para el sistema<br />
NaCl- H 2 O. (Curso J. Pironon)<br />
b) Cambios de fase durante el calentamiento de la inclusión (hasta la Th; Fig. 2.9)<br />
• Temperatura de homogeneización (Th) de la fase líquida, comprendiendo agua,<br />
salmuera, CO 2 , etc.<br />
• Temperatura de disolución de los cristales hijos (Ts), necesaria para conocer la<br />
salinidad total de la inclusión en un sistema saturado en NaCl.<br />
20
2.1.6 Fluidos Acuosos<br />
<strong>El</strong> líquido contenido en las inclusiones fluidas contiene en disolución diferentes<br />
variedades de sales. Estas suelen ser comunes a diferentes ambientes geológicos. En la<br />
mayoría de los ambientes aparecen NaCl, CaCl 2 y KCl como los compuestos más<br />
abundantes (en este mismo orden), salvo en algunos ambientes geológicos particulares<br />
en los que se pueden presentar concentraciones importantes de MgCl 2 , CaO 2 o LiCl y de<br />
volátiles como el CO 2 (Bodnar, 2003)<br />
Fig. 2.9 Cambios de la relación líquido-vapor durante el proceso de calentamiento de una<br />
inclusión fluida para el sistema NaCl- H 2 O. (Curso J. Pironon).<br />
2.1.6.1 Propiedades generales del sistema NaCl- H 2 O<br />
2.1.6.1.1 Observaciones a baja presión y temperatura<br />
Dependiendo de las condiciones P-T que afecten a este sistema se comportará de la<br />
siguiente manera (Mangas et al., 1991; Fig. 2.10):<br />
• Pueden aparecer tres fases sólidas (hielo, halita e hidrohalita) y no existe<br />
inmiscibilidad de líquidos.<br />
• Las curvas de solubilidad y críticas son continúas.<br />
• <strong>El</strong> punto eutéctico se sitúa a –20.8°C. Las inclusiones con composiciones entre 0 y<br />
61.9 % de peso equivalente. de NaCl comienzan a fundir a la temperatura eutéctica.<br />
• <strong>El</strong> Sistema tiene un eutéctico metaestable a –28°C.<br />
21
2.1.6.1.2.- Inclusiones fluidas acuosas subsaturadas<br />
Estas inclusiones fluidas presentan, a temperatura eutéctica (-20.8°C), tres fases:<br />
hidrohalita + hielo + vapor. La temperatura de inicio de fusión (Te) es importante, pues<br />
es característica de cada sistema. Si la Te es inferior a –20.8°C, esto significa que la<br />
solución estudiada es un fluido que contiene otras sales, aparte de NaCl. Por debajo de<br />
esta temperatura, el nuevo equilibrio univariante hielo + líquido + vapor es estable en<br />
las condiciones termobarométricas que señala la curva en el plano P-T. La<br />
determinación exacta de la temperatura de comienzo de fusión de la hidrohalita (Te) es<br />
importante, pues determina la composición del sistema. Si la temperatura (Te) es<br />
inferior a – 20.8ºC, esto significa que la solución estudiada es un fluido más complejo<br />
que el simple NaC1-H 2 O, lo que indica que se debe comprobar la presencia de otros<br />
iones, tales como Ca 2+ y Mg 2+ (Mangas et al., 1991).<br />
Fig. 2.10. Diagrama de estabilidad de las fases presentes en el sistema NaCl-H 2 O<br />
(Shepherd, 1985).<br />
La tensión del vapor de agua es débil a baja temperatura y presión, por lo que se<br />
puede considerar nula la salinidad del vapor que coexiste con el líquido o el sólido que<br />
sucesivamente se forma en la inclusión. Teniendo en cuenta esto, se interpreta que la<br />
salinidad de la inclusión viene dada por la medida de la temperatura de fusión (Tf).<br />
22
Al calentar la inclusión esta homogeneiza, y el fluido evoluciona a lo largo de<br />
una trayectoria P-T a volumen constante (isocora). Un incremento de la salinidad del<br />
sistema va acompañado de una débil disminución de la presión de vapor a baja<br />
temperatura, y de un incremento de la temperatura y presión en el punto crítico. Cu<strong>and</strong>o<br />
la densidad de un fluido disminuye la pendiente de las isocoras aumenta (Mangas et al.,<br />
1991).<br />
Uno de los cálculos que se realiza a partir de las mediciones microtermométricas<br />
es la presión de homogeneización, considerada como la presión mínima reinante durante<br />
el atrapamiento de la inclusión, aunque la presión de captura es normalmente superior.<br />
Esta presión junto con la temperatura de homogeneización, da el punto inicial de la<br />
isocora de un diagrama P-T. Para su cálculo existe un diagrama y una ecuación<br />
experimental definidas por Talanstev 1979 (en Mangas et al., 1991). Actualmente estos<br />
cálculos se realizan mediante s<strong>of</strong>tware especializado que utiliza las diferentes<br />
ecuaciones de estado propuestas para cada uno de los sistemas.<br />
Con este mismo diagrama se puede calcular la presión mínima necesaria para<br />
que no se llegue a producir la ebullición. Con los datos referentes a las temperaturas de<br />
homogeneización y salinidades, se puede calcular la pr<strong>of</strong>undidad de atrapamiento<br />
aplic<strong>and</strong>o el ábaco de Haas (1971) (en Mangas et al., 1991). Ahmad y Rose (1980)<br />
construyeron un ábaco para calcular aproximadamente la densidad de la solución más el<br />
vapor (Mangas et al., 1991). Estas pr<strong>of</strong>undidades solo son válidas para el caso en que el<br />
gradiente de presión sea hidrostático y existan pruebas geológicas para confirmarlo.<br />
En el caso de que la presión durante la captura hubiera sido mayor a la presión<br />
de vapor de la solución, es necesario hacer una corrección de la temperatura de<br />
homogeneización basándose en las propiedades volumétricas de la solución y en la<br />
aplicación de datos de P o T estimados mediante geotermómetros o geobarómetros<br />
independientes (Mangas et al., 1991).<br />
2.1.6.1.3-Inclusiones acuosas sobresaturadas<br />
Durante el enfriamiento natural de las inclusiones con soluciones altamente<br />
concentradas en NaCl se puede producir la nucleación de un cubo de halita. Si se<br />
calienta esta inclusión, la temperatura de disolución del cubo de halita (Tm NaCl ) permite<br />
obtener directamente la concentración de NaCl en la solución. Generalmente, después<br />
23
se observa la homogeneización, pero puede ocurrir que tanto la burbuja como el sólido<br />
desaparezcan al mismo tiempo. Este caso se interpreta como signo de ebullición.<br />
Cu<strong>and</strong>o la temperatura de disolución es superior a la temperatura de homogeneización,<br />
la diferencia Th–Tm NaCl , permite hacer una estimación aproximada de la presión de<br />
atrapamiento (Mangas et al., 1991).<br />
2.1.6.2 Propiedades Generales del Sistema H 2 O-NaCl-CaCl 2<br />
Las inclusiones fluidas pertenecientes a este sistema son muy comunes en<br />
muchos ambientes, incluyendo cuencas sedimentarias y rocas de medio a alto<br />
metamorfismo. Este tipo de inclusiones usualmente son identificadas durante su análisis<br />
microtermométricos debido a su baja temperatura eutéctica (aproximadamente –52°C)<br />
y por que la temperatura de fusión de la hidrohalita está por debajo de –21°C.<br />
Fig. 2.12.- Diagrama de Oakes para determinar salinidad y las relaciones de Ca y Na.<br />
(Oakes et al, 1990, en Levresse et al., 2006).<br />
Las inclusiones bifásicas (líquido + vapor; no saturadas) pertenecientes a este<br />
sistema, al congelarse forman una mezcla de hielo, hidrohalita, antarcticita (CaCl 2 6<br />
H 2 O) y vapor. Salvo para composiciones muy ricas en CaCl 2 , la antarcticita funde a la<br />
temperatura del eutéctico del sistema, rest<strong>and</strong>o una mezcla de pequeños cristales de<br />
hielo e hidrohalita. Al continuar el calentamiento, la hidrohalita se va fundiendo<br />
aument<strong>and</strong>o la cantidad de líquido en la inclusión hasta la temperatura de fusión del<br />
24
ultimo cristal de hidrohalita, que depende de la relación CaCl 2 /NaCl, rest<strong>and</strong>o hielo +<br />
liquido + vapor en la inclusión.<br />
Al continuar calent<strong>and</strong>o la inclusión, se obtiene la temperatura final de fusión<br />
del hielo. Utiliz<strong>and</strong>o todas las temperaturas de fusión de las diferentes fases<br />
(temperatura del eutéctico, la temperatura de fusión de la hidrohalita y la temperatura de<br />
fusión del último cristal de hielo) y su secuencia (diagrama Fig. 2.12), se puede calcular<br />
la relación en porcentaje de CaCl 2 /NaCl. Se toma la isotermas de la temperatura del<br />
eutéctico hasta que intersecte la isoterma de la temperatura de fusión de la hidrohalita.<br />
En este punto se dibuja una línea recta entre el punto de la temperatura de fusión del<br />
último cristal de hielo con el punto en que se intersectan la Te y Tfh y se extrapola hasta<br />
la base del diagrama. La forma mas exacta para calcular la salinidad es mediante la<br />
ecuación matemática del sistema, pero para utilizarla es necesario determinar mediante<br />
el diagrama la relación porcentual de la concentración de sales.<br />
25
2.1 Generalidades sobre los depósitos tipo MVT<br />
2.1.1 Introducción<br />
Los depósitos de tipo Mississippi Valley o MVT son yacimientos minerales de<br />
origen epigenético que se encuentran distribuidos por todo el mundo. Son denominados<br />
así por su localidad tipo en los gr<strong>and</strong>es yacimientos minerales de Pb y Zn de la cuenca<br />
del Valle de Mississippi en el centro de los Estados Unidos, donde fueron definidos<br />
hace 68 años (Bastin, 1939).<br />
En los últimos 25 años, se han llevado a cabo una serie de estudios que<br />
identificaron la estrecha asociación entre los yacimientos MVT y los procesos<br />
diagenéticos tardíos que sufren las series sedimentarias principalmente carbonatadas.<br />
Estos estudios sugieren que los depósitos MVT son producto de enormes sistemas<br />
hidrotermales relacionados a gr<strong>and</strong>es deformaciones corticales (e.g., Leach 1973;<br />
Garven 1985; Leach y Rowan 1986; Oliver 1986; Bethke y Marshak 1990; Oliver 1992;<br />
Symons et al. 1993, 1996b).<br />
En general estos yacimientos son una variada familia de depósitos epigenéticos<br />
encajados en rocas carbonatadas de plataforma, a menudo dolomías. Los cuerpos<br />
mineralizados son normalmente estratoligados, aunque pueden existir cuerpos<br />
discordantes o chimeneas de disolución mineralizadas. Se forman a partir salmueras de<br />
cuenca con salinidades medias a altas, a temperaturas y presiones bajas (Tritlla et al.,<br />
2006).<br />
2.1.2 Depósitos MVT<br />
Históricamente los depósitos MVT llamados “clásicos” son aquellos que se<br />
encuentran en el centro de los EEUU. Los mas nombrados son el de Tri-State, entre los<br />
estados de Missouri y Oklahoma (Hagni, 1976), los del SW de Winsconsin e Illinois<br />
(Heyl & West, 1982), los del centro y este de Tennessee (Main, 1976; Hoagl<strong>and</strong>, 1976;<br />
Rhodes et al, 1984). Sin embargo pueden localizarse depósitos similares por todo el<br />
mundo (Fig. 6.1) (Leach et al., 2001).<br />
Los distritos MVT pueden estar formados desde varias decenas a centenas de<br />
depósitos conteniendo en tonelaje (promedio) entre 300,000 y 3,000,000 toneladas de<br />
mineral por depósito, teniendo el mas gr<strong>and</strong>e hasta 18,000,000 toneladas de mineral<br />
bruto, con leyes de hasta un 65% con un promedio entre 10% y 15% de mineral<br />
26
(Sangster, 1990).<br />
<strong>El</strong> origen de los depósitos MVT ha estado sujeto a muchas discusiones, en parte<br />
debido a su gran importancia económica ( 65% y 77% de la reserva mundial de Pb y Zn,<br />
Tikkanen, 1986), a lo poco conocidos que son los procesos que actúan en su formación<br />
y a la ambigüedad con la que se presentan algunas de sus características entre los<br />
diferentes distritos.<br />
Fig. 2.1.- Distribución mundial de algunos de los depósitos MVT mas importantes (Leach<br />
et al., 2001)<br />
Todos los yacimientos de tipo MVT presentan una asociación mineral<br />
considerada típica de estos depósitos (esfalerita, galena, barita y fluorita), sin embargo<br />
en manera general los distritos mineros contienen un enriquecimiento de un mineral en<br />
particular sobre los demás. Los distritos conocidos como del Valle Alto del Mississippi<br />
y el Tri-State se encuentran caracterizados por tener una relación de contenido de<br />
minerales de Zn > Pb > Ba o F. Para los distritos del SE de Missouri la relación cambia<br />
y se tienen Pb > Zn >>Ba o F. Los distritos del centro de Missouri tienen una relación<br />
Ba > Pb o Zn > F y los distritos de Kentucky – Illinois están enriquecidos por Fluorita<br />
con una relación de F > Zn o Pb o Ba (Sverjensky, 1989).<br />
Algunas características encontradas en los distritos MVT como son las altas<br />
salinidades de sus fluidos, temperaturas moderadas, las composiciones isotópicas en δD<br />
y δ 18 O, y la composición de los elementos may<strong>ore</strong>s, son muy similares a aquellos<br />
encontrados en las salmueras de los campos petroleros actuales (Caro<strong>the</strong>rs y Kharanka,<br />
1978, 1980; Carpenter et al., 1980; Roedder, 1967, 1977; Hanor, 1979; Kharaka et al.,<br />
27
1980; Sverjensky, 1968, 1974, 1981; Tritlla et al., 2006).<br />
Estas similitudes condujeron a la formación de la idea de que los fluidos<br />
mineralizad<strong>ore</strong>s en realidad son verdaderas salmueras de cuenca (White, 1958; 1968;<br />
Ohle, 1980; Sverjensky, 1984; Tritlla et al., 2006). Estas ideas establecen que fluidos<br />
salinos de alta temperatura, similares a las salmueras de los campos petroleros, migraron<br />
fuera de las cuencas sedimentarias, hasta encontrar trampas estructurales, químicas o<br />
térmicas en la que eventualmente precipitaron minerales, recorriendo distancias de hasta<br />
varios cientos de kilómetros.<br />
2.1.3 Características Regionales<br />
Los depósitos MVT se encuentran ligados a secuencias de plataforma que<br />
circundan cuencas sedimentarias. Suelen formarse durante las fases de deformación del<br />
orógeno o durante las fases de relajación tectónica subsiguiente (Tritlla et al., 2006,<br />
2007)<br />
En general, los depósitos son epigenéticos y aparecen encajonados en secuencias<br />
carbonatadas de aguas someras, distribuyéndose espacialmente en cientos o miles de<br />
kilómetros cuadrados,<br />
Algunos depósitos se encuentran en asociación con arrecifes. Estos suelen<br />
situarse en altos del basamento como en el distrito Gayna River en Canadá (Ak<strong>and</strong>e et<br />
al. 1984); atolones rode<strong>and</strong>o altos del basamento como los distritos del sur este de<br />
Missouri (Larsen, 1977), en las líneas de máxima curvatura de pliegues, que pueden ser<br />
controlados por el basamento como en Pine Point (Rhodes, 1984) o en Gayna River<br />
(Hewton, 1982). La asociación con arrecifes radica en rápidos cambios de fácies<br />
laterales en la roca de caja (Sangster, 1990).<br />
Establecer las relaciones tectónicas entre los yacimientos de tipo MVT y el<br />
marco regional que lo rodea ha sido difícil de llevar a cabo. Muchos de los casos han<br />
sido complicados debido al pobre control que se tiene en las edades de la<br />
mineralización. (Bradley et al., 2003) debido a que los depósitos MVT se caracterizan<br />
por contener minerales con bajos contenidos en elementos que sean susceptibles de ser<br />
utilizados para fechamientos isotópicos. Cu<strong>and</strong>o es posible establecer algún tipo de<br />
edad (fechamiento isotópico o paleomagnético) las discrepancias debido a los rangos de<br />
error llegan a ser muy importantes (±10 a 20 Ma.; Leach et al., 2001 a). Cu<strong>and</strong>o no es<br />
28
posible fechar dichos depósitos, se ha tenido que optar por utilizar evidencias<br />
geológicas (sucesiones geológicas, emplazamientos, fracturas etc.), poniendo así la<br />
mineralización en el marco tectónico regional (Bradley & Leach, 2003).<br />
2.1.4 Características Generales de los depósitos MVT<br />
Estas son las características que se consideran comunes a todos los depósitos<br />
MVT alrededor del mundo (Sverjensky, 1986, 1989; Anderson y Macqueen, 1982;<br />
Leach et al., 1986a, b; Leach y Sangster, 1993; Tritlla et al. 2006):<br />
1) Suelen encajarse en series carbonatadas de plataforma, con espes<strong>ore</strong>s variables.<br />
2) Son mineralizaciones epigenéticas, constituidas por la acumulación de diferentes<br />
minerales como esfalerita, galena, pirita, marcasita, calcita, dolomita, barita,<br />
fluorita, celestina, calcopirita y cuarzo.<br />
3) Se forman a poca pr<strong>of</strong>undidad, en los bordes de altos del basamento, normalmente<br />
rode<strong>and</strong>o cuencas sedimentarias.<br />
4) Los depósitos se encuentran acompañados por materia orgánica, tanto hidrocarburos<br />
como bitumen tanto libres como atrapados bajo la forma de inclusiones fluidas en<br />
los minerales constituyentes del depósito.<br />
5) Poseen una morfología muy variada, y consisten en mantos de reemplazamiento, de<br />
masivos a b<strong>and</strong>eados; rellenos de bolsadas en ocasiones de origen kárstico (karst<br />
hidrotermal); cement<strong>and</strong>o brechas hidráulicas o de colapso; rellen<strong>and</strong>o fracturas o<br />
filones; etc. Suelen estar limitados a un solo nivel estratigráfico.<br />
6) Los distritos suelen estar formados por un numero elevado de depósitos de pequeño<br />
tonelaje, con unas leyes promedio del 10% de Zn+Pb. La distribución de estos<br />
depósitos suele estar controlada por elementos estratigráficos, estructurales o la<br />
combinación de ambos, localizándose siempre en unos niveles determinados, de ahí<br />
su carácter estratoligado.<br />
7) Cubren áreas muy extensas de cientos a miles de kilómetros cuadrados; form<strong>and</strong>o<br />
en ocasiones, provincias metalogenéticas.<br />
8) Texturalmente, los sulfuros muestran una gran variedad textural que va desde<br />
reemplazamientos coloidales de grano muy fino hasta gr<strong>and</strong>es cristales (de hasta<br />
decenas de centímetros) ocup<strong>and</strong>o gr<strong>and</strong>es cavidades. Las texturas son indicativas<br />
29
de precipitación rápida (col<strong>of</strong>ormes, dendríticas, esqueléticas) y pueden ser las<br />
predominantes en algunos depósitos.<br />
9) En su mayoría aparecen encajonados en series estratigráficas carbonatadas,<br />
generalmente dolomitizadas. No obstante existen algunos depósitos que encajan en<br />
rocas siliciclásticas: Laisvall en Suecia (Rirckard, 1983; Lindblom, 1986),<br />
Largentiére y St Sébastien d´Aigrefeuille en Francia (Ngoyanadji, 1988), Yava y<br />
George Lake en Canadá (Sangster & Vaillancourt, 1990) etc.<br />
10) Genéticamente, no están asociados a rocas ígneas.<br />
11) Están asociados en la mayoría de los casos a regímenes tectónicos tanto<br />
compresionales como extensionales.<br />
12) Se encuentran dispersos en el tiempo geológico sin una disposición particular.<br />
13) Estos depósitos se han formado a partir de soluciones de cuenca similares a las<br />
aguas de formación petroleras, con temperaturas, determinadas mediante inclusiones<br />
fluidas. <strong>El</strong> mecanismo más viable para el transporte de Zn y Pb es mediante<br />
complejos clorurados; el F se puede transportar mediante complejos de Mg y Ca<br />
(Spirakis, 1984; Tritlla et al. 2004). A menudo, los fluidos acuosos están<br />
acompañados por metano, hidrocarburos líquidos y bitumen.<br />
14) La composición isotópica del oxígeno y del carbono de las rocas encajonantes está<br />
ligeramente empobrecida con respecto a las rocas regionales, hecho que indica que<br />
recristalizaron en presencia de un fluido.<br />
15) Las composiciones isotópicas de oxigeno y deuterio de las aguas contenidas en las<br />
inclusiones fluidas son similares las de los fluidos presentes en las cuencas<br />
sedimentarias.<br />
16) Los datos isotópicos de plomo, muy radiogénicos, sugieren un origen crustal para<br />
los metales, que muy probablemente fueron lixiviados de los materiales<br />
sedimentarios de la misma cuenca, o bien de materiales presentes en el zócalo. <strong>El</strong><br />
origen del azufre está casi siempre asociado a una fuente evaporítica (evaporación<br />
de agua marina; lavado de evaporitas), aunque el amplio rango de composiciones<br />
que suelen observarse en algunos depósitos sugiere que esta composición puede<br />
estar modificada por procesos de oxidación/reducción en presencia de materia<br />
orgánica.<br />
30
17) La reconstrucción del grosor total de sedimentos por encima de la mineralización en<br />
el momento en que esta se formó, junto con un gradiente geotérmico anómalo,<br />
permiten calcular temperaturas en el área mineralizada que siempre son inferi<strong>ore</strong>s a<br />
las encontradas mediante inclusiones fluidas.<br />
2.1.5 Texturas.<br />
Las texturas presentes en las mineralizaciones MVT son muy variables. En<br />
algunos distritos se aprecian texturas relacionadas con relleno de cavidades producidas<br />
por la propia diagénesis (geodas, drusas, cavidades karsticas, etc.) o por los procesos de<br />
mineralización (“karst hidrotermal”, Dzulinski & Sass-Gustkiewickz, 1985), gener<strong>and</strong>o<br />
así minerales que van desde gr<strong>and</strong>es cristales idiomórficos hasta estructuras b<strong>and</strong>eadas<br />
botroidales de pequeños cristales alotriomórficos (Tritlla y Canals, 1997; Tritlla et al.,<br />
2006). Se encuentran también de forma característica en estos depósitos las brechas<br />
gravitacionales, formadas por colapsos de cavidades (Ohle, 1985; Tritlla et al., 2006,<br />
2007).<br />
La dolomita en “silla de montar” es una textura típica que aporta información<br />
sobre las condiciones de precipitación, Machel (1987) menciona que son producto<br />
típico de la reducción termoquímica del sulfato (TSR). Se presenta en forma de cristales<br />
idiomórficos con col<strong>ore</strong>s, blanco, aperlado, nacarado, con extinción ondulante y gran<br />
cantidad de inclusiones fluidas (Tritlla et al., 2006).<br />
Las ritmitas también conocidas como texturas “cebra” o “laminadas”, son<br />
debidas a la alternancia de b<strong>and</strong>as oscuras y claras. Según Fontboté (1993) la<br />
disposición en forma de b<strong>and</strong>as corresponde a un reemplazamiento parcial (b<strong>and</strong>as<br />
oscuras) y completo (b<strong>and</strong>as claras) de los carbonatos por la mineralización. Estas<br />
texturas se presentan en una variada cantidad de minerales como: baritina, fluorita,<br />
ankerita, siderita, magnesita, dolomita, pirita, esfalerita, celestina, yeso, entre otros<br />
(Tritlla y Canals, 1997; Tritlla et al. 2006).<br />
2.1.6 Génesis<br />
Se han propuesto un conjunto de modelos genéticos en la literatura para explicar<br />
algunos de los fenómenos que dan lugar a los depósitos MVT. Estos incluyen el origen<br />
de los fluidos, la fuente de los metales, la relación de los fluidos mineralizad<strong>ore</strong>s con las<br />
31
salmueras de las cuencas petroleras, etc. Las ideas propuestas sobre estos fenómenos<br />
varían de distrito a distrito y en general algunos aut<strong>ore</strong>s han aceptado solo unos pocos<br />
modelos de flujo de aguas y sobre los mecanismos de transporte y precipitación de los<br />
minerales.<br />
Modelos de circulación<br />
De los modelos propuestos sobre la circulación de los fluidos, los más aceptados<br />
son (ver Tritlla et al., 2006):<br />
1) Flujo activado por movimientos tectónicos (“Tectonically-driven flow”, Oliver<br />
1975), la corteza es sometida a esfuerzos, los cuales con el paso del tiempo forma<br />
patrones de flujo de aguas. Debido a que la deformación tectónica es muy lenta, las<br />
velocidades de flujo son lentas.<br />
2) Flujo por bombeo sísmico (Sibson et al., 1975). Este tipo de flujo genera<br />
velocidades de circulación altas a escalas locales, como en los yacimientos de Hg<br />
encajados en rocas carbonatadas en Castellón, España (Tritlla y Calderach, 1997).<br />
3) Flujo debido a procesos diagenéticos (Sharp, 1978), en caso de cuencas<br />
sobrepresurizadas, el rápido acumulamiento de sedimentos y la subsidencia, genera<br />
presiones hidrostáticas suficientes para la expulsión de las aguas intraformacionales<br />
(connatas), en caso de que no exista sobrepresión en la cuenca el modelo generará<br />
velocidades de circulación muy bajas perdiendo así temperatura, lo cual bajo estas<br />
circunstancias este modelo no es propicio para la circulación de fluidos<br />
mineralizad<strong>ore</strong>s.<br />
4) Flujo debido a gradiente topográficos (“Gravity-driven flow”, Garven y Freeze,<br />
1984), en el cual las aguas meteóricas infiltradas dentro de los edificios orogénicos<br />
fluyen por acción de la gravedad a las zonas bajas de las cuencas f<strong>ore</strong>l<strong>and</strong> asociadas.<br />
Este modelo permite velocidades relativamente altas de circulación (hasta 10 metros<br />
por año) por largos periodos de tiempo y es el más aceptado para los yacimientos<br />
MVT.<br />
32
Mecanismos de transporte y precipitación<br />
Algunos mecanismos aceptados para el transporte y la precipitación son:<br />
1) Anderson & Macqueen (1982) proponen que los fluidos lixivien y transportan los<br />
metales y otras soluciones durante su paso por las rocas.<br />
2) Sverjensky (1984) propuso el modelo del acuífero, el cual establece que durante la<br />
migración de los fluidos la interacción agua-roca provoca reacciones químicas y<br />
termodinámicas que libera metales de la roca y son transportados en forma iónica.<br />
Este fluido contiene azufre en forma reducida junto con los metales como en los<br />
depósitos Sedex, y es precipitado por cambios en el pH, dilución y descenso en la<br />
temperatura (Lydon, 1983).<br />
3) Barton (1967), Anderson (1983) y Anderson & Graven (1987) crean un modelo de<br />
Reducción de sulfato, a diferencia de Beals y Jackson, consideran que los sulfatos y<br />
los metales son transportados en solución por el mismo fluido y la precipitación se<br />
da por la reducción del sulfato por agentes reduct<strong>ore</strong>s como la materia orgánica<br />
dentro de las rocas cercanas al depósito.<br />
4) Barnes (1983) propone que los metales son transportados form<strong>and</strong>o complejos con<br />
la materia orgánica en fluidos neutros o alcalinos y la precipitación se da a<br />
consecuencia de una disminución del pH o por oxidación.<br />
5) Beals & Jackson (1966, 1967), y Anderson (1975) establecen que la precipitación de<br />
los minerales se da por la mezcla de dos fluidos diferentes, un fluido clorurado con<br />
los iones metálicos en suspensión que luego se mezcla con otro fluido con azufre<br />
reducido H 2 S de origen bacteriológico. Este es el modelo mas aceptado para la<br />
precipitación de minerales en los depósitos MVT<br />
Los fluidos involucrados en el transporte, en su mayoría, tienen características<br />
en común, pero las pequeñas diferencias en el comportamiento geoquímico, en sus<br />
zonas de flujo y recarga de minerales, así como en los procesos operantes en el sitio de<br />
precipitación y <strong>deposit</strong>o, resultan en diferencias importantes entre un yacimiento y el<br />
otro (por Ej. Sverjensky, 1984).<br />
33
34
Capitulo III<br />
Metodología, Técnicas y Equipos<br />
35
36
3.1 Metodología<br />
3.1.1 Selección de las muestras<br />
A partir de un levantamiento geológico y un muestreo detallado se llevó a cabo<br />
la descripción macroscópica de las muestras, su corte y laminación. Para los estudios<br />
petrológicos y de secuencia paragenética se utilizaron láminas delgadas st<strong>and</strong>ard; para<br />
el estudio de inclusiones fluidas se obtuvieron láminas gruesas (100-150 μm)<br />
doblemente pulidas.<br />
<strong>El</strong> estudio petrológico consistió en la determinación de la sucesión mineral, la<br />
determinación de los tipos texturales presentes y la secuencia de eventos en el depósito.<br />
Para el análisis microtermométrico de inclusiones fluidas se obtuvieron muestras<br />
de los cristales más transparentes y menos deformados, tanto de fluorita como de<br />
celestina, para evitar problemas de modificación post-atrapamiento de las inclusiones<br />
fluidas.<br />
3.1.2.-Descripción Macroscópica<br />
De las muestras obtenidas se hicieron bosquejos generales y fotografías para<br />
determinar la disposición de los minerales, se determinó la secuencia de texturas<br />
macroscópicas, la morfología y disposición de los cristales, los tipos porosidad y/o<br />
cavidades y el grado de reemplazamiento de la roca encajonante. En base a estas<br />
observaciones se seleccionaron las mej<strong>ore</strong>s y más representativas muestras para su<br />
estudio petrográfico, así como para la realización de las superficies doblemente pulidas<br />
para el estudio microtermométrico de inclusiones fluidas. Durante esta etapa se utilizó<br />
una lupa de mano de 10X, ácido clorhídrico (HCl) al 10% y una cámara fotográfica<br />
digital.<br />
3.1.3.- Laminación<br />
La laminación se llevó a cabo en el Taller de Laminación del Centro de<br />
Geociencias de la UNAM (Juan Tomás, laminador). Las muestras de gran formato se<br />
cortaron inicialmente con sierras de disco diamantado refrigeradas mediante agua; las<br />
muestras ya con formato para laminación se cortaron mediante una sierra diamantada de<br />
baja velocidad lubricada por agua Struers Minitom. Se realizaron dos tipos diferentes de<br />
láminas:<br />
37
3.1.3.1.- Laminas Delgadas (L.M.)<br />
Una vez obtenido el dado de roca, este se prepara mediante el pulido de una de<br />
sus caras a mano mediante el empleo de polvos abrasivos de carborundum de tamaños<br />
de grano sucesivamente más finos. Una vez obtenida una superficie regular, esta<br />
muestra es pegada a un portaobjetos de vidrio libre de tensiones y de tamaño estándar<br />
mediante una resina de curado UV que presenta un índice de refracción similar al<br />
bálsamo de Canadá. Este conjunto roca-lámina es desbastado hasta un espesor<br />
aproximado de 100 micras utiliz<strong>and</strong>o una laminadora Petrothin Buehler. <strong>El</strong> acabado<br />
final de la muestra se realizó a mano utiliz<strong>and</strong>o polvo abrasivo de carborundum hasta<br />
obtener una lámina de aproximadamente 33 micras de grosor (carbonatos con col<strong>ore</strong>s de<br />
cuarto y cuarzo con col<strong>ore</strong>s de primer orden según la tabla de Michel-Levy). Las<br />
láminas así obtenidas fueron cubiertas mediante un cubreobjetos de vidrio pegado con la<br />
misma resina de curado UV. Se laminaron 20 muestras entre la roca encajonante,<br />
celestina y fluorita.<br />
3.1.3.2.- Laminas doblemente pulidas para microtermometría<br />
Las muestras seleccionadas para el estudio de inclusiones fluidas fueron<br />
incluidas en resina de baja temperatura de curado, para facilitar su posterior<br />
manipulación. La baja temperatura de curado es crucial para no sobre calentar las<br />
inclusiones que pudiesen contener estas muestras, provoc<strong>and</strong>o la modificación de las<br />
propiedades volumétricas de las mismas (decrepitación). Una vez obtenido la inclusión<br />
con resina, se desbasta una cara de la muestra mediante abrasivo de carborundum, y se<br />
prepara para su pulido metalográfico. Este se realiza mediante una pulidora<br />
metalográfica Discoplan CS Struers y abrasivo de diamante de 3 y 1 μ de diámetro. Una<br />
vez se ha obtenido una superficie con brillo “espejo”, la muestra se pega a un<br />
portaobjetos por la cara pulida mediante una resina que sea soluble en acetona. La<br />
muestra se corta y se desbasta hasta un grosor que depende del grado de transparencia<br />
de la misma. Cuanto más gruesa sea la lámina, más posibilidades de encontrar<br />
inclusiones fluidas abundantes. No obstante, cuanto más gruesa, también será menos<br />
transparente, por lo cual es importante llegar a un buen equilibrio entre ambos<br />
parámetros.<br />
A continuación, se pule la nueva cara de la muestra así obtenida, a grado espejo.<br />
Para el estudio microtermométrico se separaron en una caja de petri con acetona las<br />
38
muestras del portaobjetos, se limpian de resina ya que estas se degradarían durante su<br />
calentamiento. Y se fracturan para que puedan ser introducidas en las cápsula de vidrio<br />
de cuarzo de la platina microtermométrica. Antes del despegado de la muestra, es<br />
necesario realizar su estudio petrográfico.<br />
Se laminaron 9 muestras de las cuales 8 fueron utilizadas para microtermometría<br />
de inclusiones fluidas acuosas y una para el estudio de inclusiones fluidas con<br />
hidrocarburos.<br />
3.1.3.3.- Petrografía<br />
Las laminas delgadas a 33 micras, fueron estudiados mediante microscopía<br />
óptica de polarización con un microscopio Leica DML-P triocular, con objetivos de 5X,<br />
10X, 20X y 40X, una fuente halógena de 100 w, duplicador de aumentos y cámara<br />
fotográfica digital Olympus DP11 del laboratorio de Geoquímica de Fluidos Corticales<br />
del Centro de Geociencias de la UNAM (Querétaro). Se obtuvieron fotografías de todas<br />
la láminas delgadas (con y sin analizador) a la vez que se realizó el estudio petrográfico,<br />
realizándose un bosquejo general de cada una de las láminas.<br />
3.1.3.4.- Petrografía de las inclusiones fluidas<br />
Se realizó un bosquejo de la situación de las inclusiones fluidas en las muestras<br />
seleccionadas, para así definir su carácter (primario, secundario o pseudosecundario); la<br />
situación general de las inclusiones, su grado de relleno, la presencia de hidrocarburos,<br />
cristales atrapados o cristales hijos, fracturas visibles. Esto se utiliza para determinar las<br />
relaciones de las inclusiones fluidas con la sucesión paragenética y los pulsos de fluidos<br />
que originaron los minerales y a su vez para la localización física de las inclusiones<br />
fluidas que se pretendan estudiar. <strong>El</strong> equipo fue el mismo que se utilizó para la<br />
petrografía de láminas delgadas del laboratorio de Geoquímica de Fluidos Corticales del<br />
Centro de Geociencias de la UNAM.<br />
3.2.- Técnicas y Equipos<br />
3.2.1.- Microtermometría<br />
Es el método más utilizado para el estudio de las inclusiones fluidas y se basa en<br />
el estudio de las temperaturas a las que se ocurren cambios de fase en los fluidos que<br />
39
contienen las inclusiones. Las temperaturas de fusión dan val<strong>ore</strong>s indicativos sobre la<br />
naturaleza del fluido así como de su composición química, la cual puede calcularse<br />
debido a que el punto de fusión de un fluido se encuentra intrínsecamente relacionado<br />
con el contenido de sales y disminuye a medida la temperatura de fusión (Tf)<br />
proporcionalmente con el aumento de las sales en el medio acuoso (Ley de Raoult).<br />
Las temperaturas de homogeneización se consideran como temperaturas de<br />
formación de las inclusiones, siempre que la presión durante su captura no haya<br />
excedido la presión de vapor de equilibrio de la solución (ebullición). En el caso<br />
contrario será necesario introducir correcciones de temperatura debidas a la presión<br />
(Shepherd, 1985). Las temperaturas de homogeneización permiten estimar temperaturas<br />
de atrapamiento, siempre y cu<strong>and</strong>o la presión de captura no haya excedido la presión del<br />
vapor, en caso de contrario ha de introducir una corrección por presión, estimada<br />
mediante un geobarómetro o geotermómetro independiente. También estas temperaturas<br />
permiten estimar la densidad del fluido, teniendo en un principio la composición<br />
química dada por la temperatura de fusión. <strong>El</strong> rango de estudio (según cada aparato) de<br />
este método va desde los –180 a 600°C aproximadamente (Mangas, et al., 1991)<br />
3.2.1.1.- Instrumental<br />
<strong>El</strong> análisis se realiza con la ayuda de un microscopio petrográfico de luz<br />
transmitida sobre cuya platina se coloca una platina térmica que permite el<br />
calentamiento de muestras hasta +600°C y el enfriamiento hasta cerca de los -196°C<br />
mediante la utilización de nitrógeno líquido. Dicha platina está conectada a una consola<br />
de medida y regulación electrónica en la que las variaciones de temperatura son<br />
controladas automática o manualmente. <strong>El</strong> estudio se realizo en el laboratorio de<br />
Geoquímica de Fluidos Corticales del Centro de Geociencias de la UNAM. Se<br />
utilizaron dos equipos para el estudio microtermométrico de las inclusiones fluidas.<br />
3.2.1.1.1-Platina Chaixmeca<br />
Esta platina térmica consiste en un bloque cilíndrico de latón que se coloca<br />
sobre la platina del microscopio. <strong>El</strong> cilindro posee un solenoide hueco que permite la<br />
circulación del nitrógeno líquido para descensos de temperatura, una resistencia para<br />
aumentos de temperatura, y una ventana de observación por la que cruzan los rayos del<br />
microscopía hacia los objetivos. Posee un regulador termopar que mide instantánea y<br />
40
continuamente la temperatura de la muestra el cual aparece en un tablero digital de<br />
cuatro dígitos con una resolución de ± 0.1ºC (Fig. 3.1).<br />
Fig. 3.1 Corte esquemático de la platina calentadora-refrigeradora Chaixmeca (Poty et al.,<br />
1976): 1) Sonda de resistencia de platino. 2) Cámara en la que se <strong>deposit</strong>a la muestra. 3)<br />
Condensad<strong>ore</strong>s ópticos. 4) Solenoide hueco para la circulación de nitrógeno líquido. 5)<br />
Filtro de rayos infrarrojos. 6) Resistencias eléctricas, para producir el calentamiento<br />
(Mangas et al., 1991).<br />
<strong>El</strong> censor de la platina está desplazado ligeramente con relación a la muestra,<br />
debido a que no podría existir una ventana por la que se pudiera observar la muestra.<br />
Esto causa gradientes térmicos desiguales, al ser la temperatura de a la que se encuentra<br />
la muestra diferente a la del censor. Para realizar la calibración necesaria se utilizan dos<br />
patrones de comparación: (1) inclusiones fluidas sintéticas (H 2 O pura, CO 2 puro y<br />
soluciones salinas), cuyos val<strong>ore</strong>s de temperatura de homogeneización y fusión son<br />
conocidos, (2) compuestos sintéticos (Ej. urea). Se colocan dentro de la platina estos<br />
compuestos con inclusiones sintéticas cuyo punto de fusión ya es conocido. Se congelan<br />
y luego se dejan regresar a la temperatura ambiente para observar el punto de fusión.<br />
Una vez observado el punto de fusión se elabora una gráfica con los puntos de fusión<br />
reales y los observados.<br />
<strong>El</strong> calentamiento mediante la platina Chaixmeca se realiza por medio de una<br />
resistencia eléctrica (18 v / 8.5 A) incorporada a la platina, la temperatura se controla<br />
con un reóstato situado en la consola. Para que el objetivo no se caliente durante la<br />
41
observación, se le rodea con un serpentín de refrigeración por el que pasa una corriente<br />
de agua. Es necesario un calentamiento lento para que no se produzca un desequilibrio.<br />
La muestra se congela mediante la circulación de nitrógeno líquido proveniente<br />
de un dewar presurizado, conectado a una bomba de presión, en el cual se introduce una<br />
resistencia eléctrica controlada por un transformador de regulación continua (Fig. 3.2).<br />
Con este método se consigue alcanzar temperaturas próximas a –150ºC, pero con un<br />
gran consumo de nitrógeno líquido. La muestra y el objetivo están aislados de la<br />
atmósfera por la cubierta metálica y un tubo de plástico que enlaza el objetivo con la<br />
platina. Para lograr un cierre hermético se coloca un aislante de plástico alrededor del<br />
objetivo, y para evitar la condensación de agua sobre la preparación, se ponen varios<br />
granos de gel de sílice a su alrededor.<br />
Fig. 3.2 Fotografía del equipo térmico Chaixmeca. a) Dewar contenedor de nitrógeno. b)<br />
Bomba conductora de nitrógeno. c) Microscopio con platina térmica montada. d)<br />
Regulador termopar (Laboratorio de geoquímica de fluidos corticales, CGEO, UNAM).<br />
3.2.1.1.2-Platina Linkam THMSG-600<br />
Este es un modelo de platina enfriadora y calentadora mas s<strong>of</strong>isticada y fue creada<br />
para tener un mayor control en los procesos de calentamiento y enfriamiento. La muestra<br />
se posiciona directamente sobre un bloque pequeño de plata que contiene una ventana<br />
cubierta por una lámina de cuarzo cortado paralelamente al eje cristalográfico C, en el<br />
centro de una celda térmica de aluminio desmontable. Este bloque de plata contiene una<br />
42
esistencia de platino para calentarlo, y un termopar que permite medir la temperatura<br />
dentro del bloque de plata, no en la superficie de la lámina de cuarzo. En su interior existe<br />
una cavidad con forma solenoide conectada a dos tubos de acero inoxidable conectados a<br />
la entrada y salida de nitrógeno líquido y que, a su vez, mantienen el bloque de plata<br />
elevado, sin tocar las paredes inferior y superior de la cámara de la platina.<br />
Esta platina posee dos secciones desmontables con dobles ventanas de un vidrio<br />
muy fino para dejar pasar la luz del microscopio y dejar totalmente aislado la platina del<br />
exterior. <strong>El</strong> aire que queda atrapado dentro de la cámara de la platina puede ser extraído<br />
utiliz<strong>and</strong>o nitrógeno gas, el cual se inyecta a la platina y por diferencia de densidades<br />
desplaza al aire dentro de la platina. Cuenta con dos tornillos de movimiento en los ejes<br />
X – Y, lo cual permite estudiar muchos puntos dentro de la misma muestra, haciendo su<br />
uso más cómodo.<br />
Fig. 3.3.- Platina térmica Linkam THMS600 (www.linkam.co.uk).<br />
La platina modelo THMSG600 (Fig. 3.3) tiene 3 conexiones directas, una para el<br />
tubo capilar que lo conecta con el dewar que contiene el nitrógeno, otra que se conecta<br />
al controlador de temperatura conecta a la resistencia que controla la temperatura y uno<br />
tercero que se conecta a la bomba de vació que controla el flujo de nitrógeno. La platina<br />
posee 2 conexiones extras que funcionan como sistema de purgación del aire contenido<br />
dentro de la platina. Uno se conecta a la bomba de vació, el cual bombea aire hacia la<br />
platina y otro que sirve como válvula que se abre o cierra dependiendo del sentido de la<br />
purgación.<br />
43
Posee 3 controlad<strong>ore</strong>s digitales:<br />
1) Controladora (TMS94) programable para descensos y aumentos de temperatura<br />
(manuales o automáticos), que puede programarse directamente sobre el aparato o por<br />
medio de una computadora conectada a la interfase de control térmico. <strong>El</strong> sistema de<br />
control digital térmico, maneja los cambios en la temperatura por medio de una<br />
resistencia de platino acoplada a un termopar que está colocada dentro del bloque de<br />
plata.<br />
2) Control de bombeo del nitrógeno (THM-LNP94) (Fig. 3.4), el cual al encenderse<br />
genera un vació que por efecto Bernoulli extrae en 4 velocidades diferentes nitrógeno<br />
del dewar que lo contiene manual o automáticamente. <strong>El</strong> envase térmico es un dewar<br />
LNP94/2 (Fig. 3.4) con capacidad para 3 litros de nitrógeno liquido, posee un tubo<br />
capilar protegido con una recubrimiento de poliuretano para su aislamiento, el cual<br />
se conecta directamente a la platina.<br />
3) Mezcladora de video (TMS94) y una cámara de video montada sobre el<br />
microscopio, a través de los cuales se pueden observar los análisis térmico en un<br />
monitor y grabar en video simultáneamente la imagen real de la muestra bajo<br />
observación mezclada con el termómetro del aparato (Shepherd, 1981).<br />
Fig. 3.4.- Controladora de temperatura (TMS94), bomba de nitrógeno y dewar (THM-<br />
LNP94/2) (www.linkam.co.uk)<br />
Al poder controlar los cambios de temperatura y poder ser grabado, la platina<br />
Linkam se utiliza para trabajos de mayor detalle, en los que es mas probable encontrar las<br />
fases que en la Chaixmeca son difíciles de observar como la temperatura del eutéctico,<br />
44
temperatura de fusión de la hidrohalita, así como las fases de los hidratos de gas<br />
(clatratos). Los rangos de precisión son mucho mej<strong>ore</strong>s (+-0.1°C) y la posibilidad de<br />
controlar el flujo del nitrógeno es mas precisa, lo cual permite un mejor consumo y un<br />
mejor aislamiento térmico.<br />
Para el caso “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” se utilizó esta platina para apreciar los cambios de fase<br />
difíciles de observar en la platina Chaixmeca. La platina utilizada cuenta con una<br />
cámara de video Sony Digital Color Camera acoplada al microscopio (Fig 3.5). Esta<br />
platina esta montada en un microscopio petrográfico Leica DML-P, con objetivos de 5x,<br />
10x, 20x y uno PLAN-fluorita de ultra larga distancia de trabajo 50x, una fuente de luz<br />
de halógeno de 100 w y duplicador de aumentos.<br />
Fig. 3.5 Equipo Linkam del Laboratorio de geoquímica de fluidos corticales del CGEO,<br />
UNAM.<br />
3.2.2.- Microscopía UV (flu<strong>ore</strong>scencia ultravioleta, UVF)<br />
La fotoluminiscencia se origina por la excitación de una molécula mediante<br />
fotones y dependiendo del grado de excitación se desarrollan ciertas propiedades como<br />
la flu<strong>ore</strong>scencia (respuesta de luz inmediata) y la fosf<strong>ore</strong>scencia (respuesta retardada de<br />
la luz). La flu<strong>ore</strong>scencia se utiliza en el estudio de inclusiones fluidas con petróleo<br />
debido a que la mayoría de los hidrocarburos al ser excitados emiten luz en el rango<br />
visible (400-700 nm.). Esta emisión de flu<strong>ore</strong>scencia de las moléculas orgánicas se debe<br />
a la vibración de moléculas con doble enlace de carbono (Munz, 2001).<br />
45
Como fuente de excitación se utiliza una lámpara de mercurio a alta presión así<br />
como filtros para limitar la longitud de onda de la flu<strong>ore</strong>scencia de los hidrocarburos<br />
(aproximadamente 480 nm). <strong>El</strong> espectro de luz emitida puede ser cuantitativamente<br />
determinado por un espectrómetro, o cualitativamente determinado por observación del<br />
color de la luz flu<strong>ore</strong>scente. La relación entre los col<strong>ore</strong>s de flu<strong>ore</strong>scencia y la<br />
composición es altamente compleja. Los principales componentes químicos que<br />
provocan la flu<strong>ore</strong>scencia son los hidrocarburos aromáticos (Munz, 2001), sin embargo,<br />
la existencia de compuestos dominados por N, S u O pueden alterar la flu<strong>ore</strong>scencia<br />
bajo ciertas longitudes de onda (Khavari Khorasani, 1987), efecto que para evitarse<br />
deben de utilizarse filtros adecuados.<br />
Absorción UV<br />
<strong>El</strong>ectrón Excitado<br />
Emisión de Luz<br />
Espectro de luz blanca<br />
Longitudes de onda visibles<br />
Fig. 3.5.- Principio de flu<strong>ore</strong>scencia. <strong>El</strong> electrón absorbe los rayos UV, es excitado y<br />
cambia su nivel de energía y luego es liberado en forma de luz visible. (Curso J. Pironon)<br />
En la mayoría de los casos la composición de los hidrocarburos y, por lo tanto,<br />
su flu<strong>ore</strong>scencia dependen en mucho del origen, madurez térmica y ciertos aspectos de<br />
migración y degradación biológica. Así ciertas propiedades como la gravedad API<br />
pueden determinarse (cualitativamente) por el color de la flu<strong>ore</strong>scencia. Los aceites<br />
pesados muestran emisiones a mas altas longitudes de onda que los aceites ligeros (Fig.<br />
46
3.7), lo cual dependiendo de los filtros utilizados, serían col<strong>ore</strong>s amarillos y rojos para<br />
los aceites pesados, y azules o blancos para los aceites ligeros (Munz, 2001).<br />
Fig. 3.6.- (Izquierda) Equipo utilizado para la microscopía UV del laboratorio de<br />
Geoquímica de fluidos corticales del Centro de Geociencias, UNAM, Campus Juriquilla.<br />
(Derecha) Equipo utilizado para la microscopía UV del Laboratorio CREGU en Nancy,<br />
Francia.<br />
Para este estudio se utilizó un microscopio Olympus BX 51 con objetivos de 5x,<br />
10x y 50x de ultra largo alcance, con cámara digital integrada Evolution MP Color de<br />
Media Cybernetics (Fig. 3.6), con una fuente UV Olympus de longitud de onda de 480<br />
n.m.<br />
A<br />
B<br />
Fig. 3.7.- Imágenes de inclusiones fluidas con petróleo tomadas bajo luz transmitida<br />
(izquierda) y bajo flu<strong>ore</strong>scencia UV (derecha). a) Flu<strong>ore</strong>scencia azul de una inclusión con<br />
47
aceites ligeros. b) Flu<strong>ore</strong>scencia naranja de una inclusión fluida con aceites pesados<br />
(Pironon et al., 2004)<br />
3.2.3.- Microespectroscopía Raman<br />
<strong>El</strong> efecto Raman es un proceso en el que se produce una dispersión inelástica<br />
durante la interacción de un fotón en un medio. <strong>El</strong> fotón es absorbido por las moléculas<br />
del medio, y este emite otro fotón con diferente frecuencia (energía). <strong>El</strong> cambio de<br />
frecuencia del fotón está relacionado con las transiciones de energía en la molécula que<br />
absorbe el fotón. En el caso de que el fotón sea liberado con la misma energía con la<br />
que incide se le determina como una dispersión elástica y será clasificado como<br />
dispersión Rayleigh (Fig. 3.8; Burke, 2001).<br />
Hay dos tipos de procesos de dispersión Raman (Burke, 2001; Fig. 3.9):<br />
• Dispersión Stokes - cu<strong>and</strong>o el fotón pierde energía, y la molécula absorbe dicha<br />
energía, hasta llegar a un estado excitado. La frecuencia del fotón emitido es menor<br />
que la frecuencia del fotón incidente.<br />
• Dispersión anti-Stokes - cu<strong>and</strong>o el fotón recibe energía de la molécula. La<br />
frecuencia del fotón emitido es mayor que la frecuencia del fotón incidente.<br />
Las variaciones de frecuencia observadas en el fenómeno de dispersión Raman,<br />
son equivalentes a variaciones de energía. Los iones y átomos enlazados químicamente<br />
para formar moléculas y redes cristalinas, están sometidos a constantes movimientos<br />
vibracionales y rotacionales; estas oscilaciones se realizan a frecuencias determinadas<br />
en función de la masa de las partículas que intervienen y del comportamiento dinámico<br />
de los enlaces existentes. A cada uno de los movimientos vibracionales y rotacionales<br />
de la molécula le corresponderá un valor determinado de la energía molecular<br />
(Contreras, 1987).<br />
Cada material posee un conjunto de val<strong>ore</strong>s característicos de su estructura<br />
poliatómica y de la naturaleza de los enlaces químicos que la forman. <strong>El</strong> espectro<br />
Raman recoge estos fenómenos represent<strong>and</strong>o la intensidad óptica dispersada en<br />
función del número de onda que se produce y como es especifico para cada molécula se<br />
utiliza para conocer la composición de materiales, minerales, sustancias y gases<br />
(Contreras, 1987).<br />
48
Estado virtual<br />
de energía<br />
Dispersión<br />
Raman<br />
Stokes<br />
Disperción<br />
Rayleigh<br />
Dispersión<br />
Raman<br />
Anti-Stokes<br />
Absorción IR<br />
Estado vibracional<br />
de energía<br />
Fig. 3.8. - Dispersión Rayleigh, Raman Stokes y Raman Anti-Stokes. Se observa como al<br />
absorber el fotón de energía la dispersión Rayleigh conserva el mismo estado de energía, en<br />
el caso de Raman Stokes y Anti-Stokes se gana y se pierde un nivel de energía<br />
respectivamente.<br />
La aplicación de esta técnica al estudio de inclusiones fluidas se realiza bajo el<br />
mismo principio, tom<strong>and</strong>o un haz láser que se focaliza a través de la óptica de un<br />
microscopio, incide sobre la muestra, la respuesta es captada por la propia óptica del<br />
microscopio y enviada mediante un espejo oblicuo a un fotmultiplicador que mide la<br />
respuesta Raman. Los diferentes componentes –tanto fluidos como sólidos- se<br />
reconocen por la posición e intensidad de la radiación Raman (Burke, 2001).<br />
Dispersión Rayleigh<br />
Dispersión Raman<br />
Fig. 3.9. - Espectro Raman Stokes y Anti-Stokes. (J. Pironon, Apuntes).<br />
49
La intensidad de la dispersión Raman varía de acuerdo a la posición de la<br />
inclusión en la muestra, las inclusiones que se encuentran en la superficie presentarán<br />
una señal más fuerte que las localizadas a distancias may<strong>ore</strong>s de 50 micras. Debido a<br />
esto, imperfecciones en el pulido de la muestra, la composición del mineral, algunos<br />
tipos de hidrocarburos o incluso hasta una pequeña mancha de huellas dactilares pueden<br />
alterar la dispersión Raman con algunos efectos de flu<strong>ore</strong>scencia. La energía producida<br />
por la flu<strong>ore</strong>scencia es en varios ordenes de veces mayor que algunos casos de una<br />
dispersión Raman débil, por lo tal la señal queda totalmente cubierta por la<br />
flu<strong>ore</strong>scencia.<br />
Fig. 3.10.- Equipo utilizado para microespectroscopía Raman. (Laboratorio CREGU,<br />
Nancy, Francia)<br />
La microsonda Raman está constituida por una fuente láser, un conjunto de<br />
rejillas de difracción, un microscopio óptico triocular equipado con un espejo<br />
semitransparente, una CCD con foto multiplicador y una computadora que controla todo<br />
el conjunto. Se utilizó la microsonda Raman LABRAM (@ Dilor), con filtro @NOTCH<br />
y enrejado de 1800 estrías por mm. <strong>El</strong> detector, que se mantiene enfriado a -30°C, es del<br />
tipo CCD. La excitación de la radiación es debido a un láser de Argón del tipo<br />
Espectroscopia @ 2020. La resolución espectral es de 2 cm -1 . La microespectroscopía<br />
Raman colecta información en una ventana de 2800 y 3600 cm -1. Montados en un<br />
microscopios Olympus BX 51 con objetivos de 5x, 10x y 50x de ultra largo alcance,<br />
50
con cámaras de video Sony Exwave Had3 a color (Fig. 3.10) (Laboratorio CREGU,<br />
Nancy, Francia).<br />
La determinación de la concentración de cada especie gaseosa en una inclusión<br />
se analiza en la inclusión fluida homogeneizada. <strong>El</strong> contenido de metano se utiliza para<br />
el cálculo de la isopleta y del punto de arranque de las isocoras para fluidos acuosos<br />
saturados en metano. Los gases más usuales presentes en las inclusiones son el CH 4 ,<br />
CO 2 , H 2 S y N 2 especialmente en soluciones acuosas relacionadas con la migración de<br />
hidrocarburos.<br />
3.2.4.- Microespectrometría infrarroja con transformada de Fourier (FT-IR)<br />
Este tipo de espectroscopia vibracional estudia la interacción entra la radiación<br />
infrarroja (longitudes de onda de 0.75 a 1,000 mm.) y la materia. Se analiza la cantidad<br />
de radiación infrarroja absorbida o transmitida por la muestra. <strong>El</strong> registro gráfico o<br />
digital de la intensidad de radiación infrarroja transmitida o absorbida por una muestra<br />
en función de su número de onda es lo que se conoce como espectro infrarrojo (Burke,<br />
2001).<br />
Fig. 3.11.- Espectrómetro FT-IR de una inclusión fluida de petróleo. Cada estructura<br />
molecular posee una longitud de onda característica dependiendo del tipo de enlace.<br />
51
En muchos casos, debido a la combinación de compuestos, o a la respuesta<br />
especifica de ciertos elementos a la radiación infrarroja (algunas familias de los<br />
hidrocarburos), se crean interferencias dentro del espectro obtenido, para lo cual se<br />
utiliza la Transformada de Fourier (FTIR) para eliminar la interferencia en el espectro.<br />
En el caso del estudio de inclusiones fluidas con hidrocarburos, se analizan las<br />
relaciones entre CH 4 /alkanos y CH 4 /CO 2 , para así obtener las concentraciones molares<br />
de cada uno de estos compuestos (Pironon, Curso UNAM-PEMEX).<br />
Se analizan las b<strong>and</strong>as de absorción a detalle pues los intervalos de número de<br />
onda, la intensidad del área máxima, anchura media, perfil etc., permiten obtener datos<br />
fisicoquímicos moleculares. Dado que, cada molécula o especie química tiene un<br />
espectro infrarrojo característico, las aplicaciones de esta técnica son muy amplias<br />
(Burke, 2001).<br />
Fig. 3.12.- Microscopio Bruker (izquierda) y espectrómetro Bruker Equinos 55 (derecha).<br />
(Laboratorio LEM, Nancy, Francia)<br />
Se utilizó para este trabajo un espectrómetro Bruker Equinox 55 acoplado a un<br />
microscopio Bruker el cual focaliza el haz infrarrojo mediante objetivos 15x y 36x (Fig.<br />
3.12) (Laboratorio LEM, Nancy Francia). <strong>El</strong> haz infrarrojo incide sobre la muestra, la<br />
cual absorbe cierta cantidad de energía de acuerdo a su estructura molecular y el haz<br />
infrarrojo refractado es recibido por un detector MCT (mercurio, cadmio y telurio) que<br />
funciona como amplificador de la señal para en análisis de frecuencias.<br />
3.2.5.- Microscopía láser confocal de barrido (Confocal Láser Scanning<br />
Microscopy)<br />
La microscopía confocal láser se utiliza para la reconstrucción tridimensional<br />
(volumétrica) de estructuras flu<strong>ore</strong>scentes bajo ciertas longitudes de onda. La<br />
52
confocalidad se basa en que la luz emitida o reflejada por una muestra se concentra en<br />
un solo plano focal e impide que luz que sea emitida de otro punto que no sea el focal<br />
no sea tomada en cuenta (Alpin et al., 1999).<br />
En un barrido confocal (laser scanning), las lentes del microscopio enfocan la<br />
luz láser sobre un solo punto de la muestra (el punto focal). La flu<strong>ore</strong>scencia y la luz<br />
reflejada por la muestra vuelven atraves<strong>and</strong>o el objetivo. <strong>El</strong> microscopio y el sistema<br />
óptico del módulo de barrido enfocan la luz emitida por el punto focal sobre un segundo<br />
plano, el punto confocal (pinhole). A través de la pequeña abertura de este punto, la luz<br />
del punto focal llega hasta el detector. La luz que no procede de este punto no atraviesa<br />
la abertura (Pironon et al., 1998).<br />
<strong>El</strong> principio confocal se representa de forma esquemática (Fig. 3.13) para la<br />
microscopía de epiflu<strong>ore</strong>scencia, es decir se utiliza al mismo tiempo el microscopio<br />
como condensador y como objetivo. Este aparato funciona mediante la interacción de<br />
un difusor de rayos (un espejo dicroico) que refleja un rayo láser colimado y polarizado<br />
que a su vez es introducido a través de una ranura sobre la parte trasera de la lente del<br />
objetivo y lo enfoca sobre la muestra.<br />
La luz que refleja la muestra vuelve a atravesar la misma lente. <strong>El</strong> rayo de luz se<br />
enfoca a través del pinhole (es decir, la ranura confocal) para excluir, de esta forma, la<br />
luz extrafocal (luz emitida por zonas de la muestra que están por encima o por debajo<br />
del plano focal). <strong>El</strong> volumen del corte óptico depende de diferentes parámetros como el<br />
diámetro (variable) de la abertura y la longitud de onda. Un detector sensible a la luz<br />
(por ejemplo un fotodiodo) colocado tras la abertura confocal registra los datos<br />
intrafocales de cada punto de la muestra. La señal de salida analógica se digitaliza y se<br />
transmite a una computadora (Pironon et al., 1998).<br />
Se utiliza como detector a un puntual que sólo recibe la luz de un punto de la<br />
muestra. De esta forma, el microscopio confocal permite observar sólo un punto de la<br />
muestra en cada momento, a diferencia del microscopio convencional con el que puede<br />
verse una zona mayor de la muestra. Así, la imagen completa de la muestra sólo se<br />
consigue mediante la exploración punto por punto de ésta, para lo cual debe desplazarse<br />
el punto luminoso o la muestra (Alpin et al., 1999).<br />
Mediante un motor (automático y programable) de movimiento vertical (eje Z)<br />
se hace mover la platina del microscopio confocal. Así cada determinada distancia el<br />
aparato toma imágenes del punto confocal (Aplin et al., 1999).<br />
53
Fig. 3.13.- Diagrama esquemático del principio de microscopía confocal. (Ramos-Rosique<br />
et al., inédito).<br />
De lo anterior se obtienen imágenes bidimensionales (cortes) seriados de la<br />
inclusión en dirección del eje Z. Como se conoce la distancia entre los cortes, es posible<br />
reconstruir tridimensionalmente la morfología de la inclusión y de su burbuja. Con esto<br />
se genera un sólido 3D y se calcula a partir de los voxels (pixels en 3D) el volumen<br />
general de la inclusión y su relación volumétrica con la burbuja de gas a la temperatura<br />
ambiente. Generalmente se considera que la relación gas/hidrocarburo en una inclusión<br />
a temperatura ambiente es una característica “única” de la composición del<br />
hidrocarburo. Así se puede estimar el volumen de la cavidad de la inclusión fluida y<br />
restar el volumen del hidrocarburo líquido con una exactitud superior al 95% y con una<br />
resolución espacial inferior a 0.5 micras (Pironon et al., 1998).<br />
54
Fig. 3.14 Microscopio Confocal de Barrido. (Laboratorio CREGU, Nancy, Francia).<br />
Se utilizaron 2 equipos para diferentes partes del trabajo. Para los análisis<br />
realizados en el Instituto de Neurobiología de la UNAM (Campus Juriquilla, Qro.) se<br />
utilizó un Microscopio confocal PCM 2000 modelo Eclipse E-600 marca Nikon con dos<br />
lásers, uno de He-Ne Uniphase modelo 1208-1; y otro láser Argón Spectra-Physics<br />
modelo 263-C04, el equipo viene con una lámpara de flu<strong>ore</strong>scencia marca Nikon y<br />
micrómetro marca Nikon. <strong>El</strong> s<strong>of</strong>tware de captura es Simple PCI versión 4.0.6 Compix<br />
Inc., proporcionado por Imaging Systems.<br />
Para el trabajo realizado en el laboratorio CREGU en Nancy, Francia, se utilizó<br />
un microscopio confocal MRC 1024 BIO-RAD, con un láser Kriptón-Argón a 488 nm<br />
con un microscopio Nikon Diaphot 300 y un sistema de control por computadora.<br />
Modelado por el método PIT y DUAN-EOS.<br />
Toda la información recolectada por las técnicas microtermométricas y<br />
espectroscópicas se utiliza junto con estos 2 programas para la modelización<br />
termodinámica de las inclusiones fluidas. <strong>El</strong> PIT (Petroleum Inclusión<br />
Thermodynamics) se aplica en inclusiones fluidas con hidrocarburos; el AIT (Aqueous<br />
Inclusión Thermodynamics) se utiliza para modelizar las inclusiones fluidas acuosas.<br />
Este s<strong>of</strong>tware está desarrollado y es propiedad del Laboratorio PAIR, del CREGU en<br />
Nancy (Francia).<br />
PIT<br />
Todos los aceites en estado natural que tienen una misma composición química<br />
poseen una misma relación volumétrica. De esta forma si se utiliza el grado de relleno<br />
de la fase vapor en las inclusiones fluidas con hidrocarburos, combinado con los datos<br />
55
de las temperaturas de homogeneización (Thiéry et al., 2000) se pueden caracterizar los<br />
diversos tipos de hidrocarburos para: (1) reconstruir las condiciones termobarométricas<br />
de los aceites; (2) modelizar la composición química de los hidrocarburos; y (3)<br />
comprender los procesos previos o posteri<strong>ore</strong>s al atrapamiento que afectan a las<br />
inclusiones fluidas (agr<strong>and</strong>amiento, mezcla de aceites, mezcla de gases y líquidos,<br />
lixiviación de aceites por gases).<br />
AIT<br />
Debido a que no existe una ecuación de estado para el sistema el sistema CH 4 -<br />
H 2 O-NaCl, para generar una isocora de una inclusión fluida arriba de la temperatura de<br />
homogeneización se utiliza para este método una combinación de técnicas. Se determina<br />
la concentración de metano en las inclusiones mediante microespectroscopía Raman por<br />
encima de la temperatura de homogeneización us<strong>and</strong>o una curva de calibración (T,<br />
mNaCl). La isopleta se calcula us<strong>and</strong>o el modelo termodinámico de Duan et al. (1992) y<br />
la isocora se infiere dibuj<strong>and</strong>o una recta paralela entre la isocora del metano (la<br />
concentración de metano afecta directamente a la presión de homogeneización) y las<br />
condiciones P-T del atrapamiento de inclusión acuosa (Pironon et al., 1998)<br />
Al utilizar estos métodos por separado se obtienen en las gráficas P-T una<br />
isopleta que modela la relación de las fases presentes en una inclusión fluida con una<br />
isocora que representa la temperatura mínima de atrapamiento. Sin embargo al conjugar<br />
la información de las inclusiones acuosas con las de petróleo (si son sincrónicas ambas)<br />
y cruz<strong>and</strong>o las isocoras de ambos modelos, se puede establecer una temperatura y una<br />
presión real de atrapamiento.<br />
56
Capitulo IV<br />
Marco Geológico<br />
57
58
4.1 Geología Regional<br />
La evolución geológica del NE de México a principios del Mesozoico está<br />
dominada por el desarrollo de un margen pasivo asociado a la apertura del Golfo de<br />
México. En el NE de México afloran principalmente rocas carbonatadas marinas del<br />
Jurásico y del Cretácico, cubiertas por sedimentos terrígenos del Terciario relacionados<br />
con la erosión del frente orogénico Laramídico. (Salvador, 1987, 1991 a, b y c; Pindell,<br />
1985, 1993; Ross <strong>and</strong> Scotese, 1988; Pindell et al., 1988; Pindell & Barrett, 1990;<br />
Bartok, 1993; Marton <strong>and</strong> Buffler, 1993).<br />
Durante la apertura del golfo de México (Triásico–Jurásico) el basamento fue<br />
fracturado y separado en varios bloques por fallas normales de desplazamiento lateral<br />
(Falla La Babia, San Marcos y Mojave-Sonora) (Eguiluz, 2001). La separación y<br />
subsidencia de los bloques conformaron los elementos paleogeográficos conocidos<br />
como los bloques de <strong>Coahuila</strong>, Burro-Salado, Tamaulipas, la Mula y Monclova<br />
(bloques levantados), y las cuencas de Sabinas, Burgos, Popa-Parras y Tampico–<br />
Mizantla (bloques hundidos). Estos elementos tectónicos controlarán los patrones de<br />
sedimentación posteri<strong>ore</strong>s a finales del Jurásico y Cretácico (Padilla y Sánchez, 1986;<br />
Wilson, 1990, Goldhammer, 1999; Eguiluz, 2001).<br />
4.2 Serie Estratigráfica<br />
La deformación laramídica dejó expuesta gran parte de las unidades <strong>deposit</strong>adas<br />
desde el Jurásico Temprano. La columna estratigráfica del NE de México ha sido<br />
compilada a partir de información obtenida en superficie y también del subsuelo<br />
(Eguiluz, 2001), así como por correlaciones estratigráficas del N del Golfo de México y<br />
del Sureste de Texas (Goldhammer et al. 1991, 1999). Algunas de las formaciones más<br />
antiguas no afloran en todo el NE y ha sido inferida su existencia por estratigrafía o por<br />
pozos petroleros de las cuencas productoras (Charleston, 1973; Márquez, 1979;<br />
González, 1984; Eguiluz, 1996, 1997).<br />
Durante la apertura del Golfo de México (Triásico-Jurásico) se <strong>deposit</strong>aron<br />
lechos rojos y sedimentos vulcanoclásticos en los bloques bajos de los sistemas de fallas<br />
(Stone, 1975, Todd & Mitchum, 1977; Salvador, 1987, 1991 a, b). En el NE a estos<br />
depósitos continentales Mixon et al. (1959) los denominaron como Grupo Huizachal.<br />
Estos mismos aut<strong>ore</strong>s dividen el grupo en dos unidades formacionales, Formación La<br />
Boca (Carniano–Pleinsbachiano) como miembro inferior y Formación La Joya<br />
(Bathoniano–Calloviano) como miembro superior.<br />
59
Fig. 4.1.- <strong>El</strong>ementos paleogeográficos del NE de México (Modificado de Puente-Solís et al,<br />
2005).<br />
La Formación La Boca es correlacionable con la formación Eagle Mills de<br />
Texas (Stone, 1975; Todd & Mitchum, 1977; Salvador, 1987, 1991 a, b) y consiste de<br />
lechos rojos continentales, arkosas y sedimentos vulcanoclásticos, restringidos<br />
60
únicamente a cuencas de Rift (Stone, 1975; Wilson, 1990). La Formación La Joya<br />
sobreyace discordantemente sobre la Fm. anterior y la conforman sedimentos lacustres,<br />
terrígenos siliciclásticos costeros y calizas de agua dulce (Corpstein, 1974; Padilla<br />
Sánchez, 1982; Michalzik, 1988). Este grupo aflora únicamente en el anticlinorio<br />
Huizachal–Peregrina al oeste de Cd. Victoria (Corpstein, 1974), y su distribución por<br />
todo el NE de México es inferida por pozos petroleros y correlaciones estratigráficas<br />
con el S y SE de Texas.<br />
Durante el Calloviano el agua marina comienza a incursionar a las cuencas<br />
continentales producto de la apertura (rifting), <strong>deposit</strong>ándose gr<strong>and</strong>es espes<strong>ore</strong>s de<br />
evaporitas (yesos esencialmente). Este paquete evaporítico ha sido denominado como<br />
Formación Minas Viejas y aflora en el área Monterrey-Saltillo (Weidie & Martínez,<br />
1970; Laudon, 1984). Esta formación sobreyace discordantemente al Grupo Huizachal<br />
(Formaciones La Boca y La Joya) y al basamento Paleozoico. Su espesor estimado<br />
aproximado es de 1000 metros y se le correlaciona con la Formación Louann del SE de<br />
Texas (Humphrey, 1856; Weidie & Wolleben, 1969; Oivanki, 1974; Stone, 1975;<br />
Meyer & Ward, 1984, Wilson et al., 1984; Finneran, 1986).<br />
La transgresión marina comienza hacía el Oxfordiano, <strong>deposit</strong>ándose sedimentos<br />
terrígenos costeros que cambian transicionalmente a fácies marinas someras de<br />
carbonatos y rampas de grainstones de alta energía hacia mar abierto.<br />
La Formación La Gloria del Oxfordiano temprano (Imlay, 1936) está<br />
conformada por sedimentos terrígenos costeros y representa la etapa transgresiva<br />
clástica de la Formación Zuloaga de mayor pr<strong>of</strong>undidad (Imlay, 1936; Stone, 1975;<br />
Oivanki, 1974). Cambia lateralmente hacia la cuenca a un paquete de areniscas de grano<br />
grueso de ambiente de playa, a clastos mas finos de ambientes marinos de aguas<br />
someras donde se intercalan con los carbonatos de la Formación Zuloaga (Oivanki,<br />
1974). Tiene un espesor promedio de 50 a 100 metros lleg<strong>and</strong>o hasta los 700 en los<br />
bloques mas pr<strong>of</strong>undos (Oivanki, 1974). Sobreyace discordante a la Formación Minas<br />
Viejas, al Grupo Huizachal (Formaciones La Boca y La Joya) y al basamento<br />
paleozoico (Goldhammer y Johnson, 1999).<br />
La Formación Zuloaga de edad Oxfordiano (Imlay, 1936) se correlaciona con la<br />
Formación Smackover que aflora al N del Golfo de México, marc<strong>and</strong>o el<br />
establecimiento de condiciones de mar abierto en el mismo (González-García, 1976;<br />
Zwanziger, 1979; Padilla Sánchez, 1986). Esta Formación varía lateralmente hacia la<br />
61
Formación La Gloria en los flancos de los elementos paleogeográficos positivos<br />
(Bloque de <strong>Coahuila</strong>, Archipiélago de Tamaulipas; Goldhammer, 1999). La<br />
composición de las rocas de esta formación cambia de fácies lateralmente, desde<br />
mudstones pelágicos a wackstones, packstones de oolitas y pelitas, así como evaporitas<br />
en las zonas proximales a las paleoislas (Michalzic, 1988; Johnson, 1991).<br />
La Formación Olvido se encuentra dividida en dos fácies, una inferior de edad<br />
Kimmeridgiano temprano formada por evaporitas (anhidrita y yesos) y arcillas rojas,<br />
correlacionable con la Formación Búnker del N del Golfo de México; y una superior<br />
también de edad Kimmeridgiano, formada por carbonatos con cambios laterales a<br />
siliciclastos cerca de los elementos positivos paleogeográficos, y que se correlaciona<br />
con la formación Haynsville del sur de Texas (Stone, 1975; Carrillo-Bravo, 1963, Todd,<br />
1972; Padilla Sánchez, 1982; Salvador, 1987, 1991a, b; Wilson 1990). La Formación<br />
Olvido se dispone concordantemente a la formación Zuloaga. <strong>El</strong> nivel evaporítico<br />
típicamente presenta un espesor de entre 20 y 50 metros, y la fase carbonatada entre los<br />
100 y 200 metros (Stone, 1975; González-García, 1976; Padilla Sánchez, 1986).<br />
La Formación La Caja se <strong>deposit</strong>ó entre el Kimmeridgiano y el Berriasiano<br />
medio. Está formada por intercalaciones rítmicas de arcillas carbonosas, limonitas y<br />
areniscas de grano fino, con espes<strong>ore</strong>s que varían entre los 25 y los 150 metros<br />
(Fortunato, 1982; Padilla Sánchez, 1986; Salvador, 1987, 1991a, b,). Contiene mantos<br />
de fosfatos con gr<strong>and</strong>es concreciones de micrita fosfática con amonites. Esta formación<br />
se encuentra distribuida cerca del bloque Burros-Salado y del Archipiélago de<br />
Tamaulipas, indic<strong>and</strong>o un levantamiento en el nivel del mar.<br />
La Formación La Casita (Kimmeridgiano Tardío – Hauteriviano) representa un<br />
periodo de aumento en el aporte de terrígenos (Stone, 1975; Fortunato, 1982; Fortunato<br />
y Ward, 1982; Smith, 1987; Salvador, 1987, 1991 a, b; Mizchalzik y Schumann, 1994).<br />
Su espesor de entre 650 a 800 metros, varía en función de la posición que ocupa con<br />
respecto al bloque de <strong>Coahuila</strong>, que fue la principal fuente de terrígenos. Esta<br />
Formación se correlaciona con el Grupo Cotton Valley (McFarlan y Stone, 1977; Todd<br />
y Mitchum, 1977). Litológicamente, está constituida por margas oscuras, limolitas,<br />
areniscas que progradan de finas a gruesas, con intervalos de conglomerados, e<br />
intercalaciones de carbonatos con arenas y lutitas negras hacia las zonas más pr<strong>of</strong>undas<br />
(Fortunato y Ward, 1982).<br />
62
Fig. 4.2. - Columna crono-estratigráfica de la cuenca de Sabinas (modificado de<br />
Goldhammer et al., 1999 por Puente-Solís et al., 2005).<br />
La Formación Taraises (Berriasiano-Hauteriviano) corresponde a las fácies de<br />
mar pr<strong>of</strong>undo de la Formación La Casita (Smith, 1981; Blauser, 1981). Esta formación<br />
se correlaciona con la Formación Houston del N del Golfo de México (McFarlan y<br />
Stone, 1977; McFarlan y Menes, 1991), y sobreyace concordantemente a la Formación<br />
La Caja. La Formación Taraises está representada por intercalaciones rítmicas de<br />
lutitas y margas oscuras con sus espes<strong>ore</strong>s de entre 135 y 500 metros, en función de su<br />
63
posición geográfica con respecto al bloque de <strong>Coahuila</strong> (Blauser, 1981). Hacia la<br />
localidad de Potrero Minas Viejas y el Cañón Cortinas, en la cima de la Formación<br />
Taraises aparece una delgada capa (20 metros) de calizas arrecifales, llamadas San<br />
Juan, correlacionables al N de Golfo de México con la Formación Knowles.<br />
Del Barremiano al Aptiano temprano, en el bloque de <strong>Coahuila</strong> se sedimentaron<br />
depósitos de clásticos gruesos proximales (Formaciones Arcosa Pátula y La Mula)<br />
producto de la disgregación continua del mismo bloque. Estos clásticos cambian a<br />
fácies de evaporitas marinas restringidas y a los carbonatos marinos de la Formación La<br />
Virgen, dispuestos en el interior de la plataforma (Golhammer, 1999; González, 1976,<br />
1977; Lehmann et al, 1999; Padilla y Sánchez, 1986; Wilson & Ward, 1993).<br />
Desde el Hauteriviano hasta mediados del Aptiano se forma una extensa<br />
plataforma carbonatada rodeada de arrecifes que recibe el nombre de Formación<br />
Cupido (Bebout & Loucks, 1977; Winker & Buffler, 1988; McFarlan y Menes, 1991).<br />
Esta Formación está representada por un grueso paquete de calizas grises y arrecifales<br />
con espes<strong>ore</strong>s de entre 700 y 1200 metros (Imlay 1936; Humphrey, 1956; Conklin y<br />
Mo<strong>ore</strong>, 1977; Wilson & Pialli, 1977; Golhammer et al., 1991; Lehmann, 1997;<br />
Lehmann et al., 1998; Lehmann et al., 2000). Hacia el este de esta Formación se<br />
<strong>deposit</strong>aron fácies de mar abierto en secuencias de calizas micríticas y arcillas<br />
conocidas como la Formación Tamaulipas Inferior (Ross, 1981).<br />
La Formación La Peña (Aptiano Tardío) sobreyace concordante a la Formación<br />
Cupido. Se distribuye por casi todo el NE de México y cambia a fácies mas pr<strong>of</strong>undas<br />
hacia el Este (Formación Otates). La Formación La Peña está constituida por una serie<br />
de capas de caliza con algunas interestratificaciones de arcillas, de limolitas y arcillas.<br />
Su espesor promedio es de 200 metros y varía dependiendo del relieve topográfico<br />
preexistente (Formación Cupido o Formación Tamaulipas Inferior) (Tinker, 1982).<br />
En el NE de México y durante el Albiano se formaron gr<strong>and</strong>es plataformas<br />
carbonatadas de mar abierto. Sobre la cuenca de Sabinas, los carbonatos marinos<br />
someros cubrieron (Fm. Acatita) y rodearon (Fm. Aurora) el bloque <strong>Coahuila</strong>. La<br />
Formación Acatita (Albiano Temprano a Medio) está representada por fácies lagunares<br />
de carbonatos, anhidritas y yesos (Humphreys, 1956). Las evaporitas <strong>deposit</strong>adas<br />
representan el relieve topográfico todavía imperante del bloque <strong>Coahuila</strong>, hacia los<br />
márgenes de la formación cambian a fácies mas carbonatadas de calizas y dolomías.<br />
64
La Formación Aurora (Albiano Temprano a Medio) marca la segunda mayor<br />
fase de deposición de carbonatos de plataforma del NE de México (Wilson, 1975;<br />
Smith, 1981, Goldhammer & Johnson, 1999). Yace concordantemente sobre la<br />
Formación La Peña y posee espes<strong>ore</strong>s constantes entre los 500 y 700 metros. Consiste<br />
de una plataforma carbonatada de bajo ángulo con bancos de rudistas en sus limites<br />
arrecifales y cambia a fácies mas pr<strong>of</strong>undas hacia el E de la Cuenca de Sabinas con el<br />
nombre de Formación Tamaulipas Superior.<br />
Hacia el Cenomaniano temprano ocurrió otro evento de inundación, formándose<br />
un conjunto de depósitos carbonatados de plataforma (Formación Georgetown) sobre la<br />
península de Burro-Salado; lutitas y calizas delgadas (Formación Del Río), además de<br />
calizas arrecifales y margosas (Formación Buda) sobre el talud de la plataforma, hacia<br />
la cuenca. En el Cenomaniano tardío se <strong>deposit</strong>aron hacia la cuenca calizas lodosas<br />
(Fm. Cuesta del Cura) y lutitas (Formación Indidura) (Golhammer, 1999; Lehmann el<br />
at., 1999; McFarlan & Menes, 1991; Padilla y Sánchez, 1986; Wilson & Ward, 1993).<br />
A finales del Cretácico, la provincia del Oeste de México experimenta el<br />
levantamiento laramídico con orientación hacia el Este. Este causa la aparición de una<br />
cuenca de antepaís en la que se <strong>deposit</strong>aron gran cantidad de sedimentos terrígenos<br />
durante el Terciario que medida que se erosionaba el frente orogénico de la Sierra<br />
Madre Oriental.<br />
4.2 Evolución Sedimentaria<br />
La evolución sedimentaria del NE de México esta representada por 3<br />
supersecuencias deposicionales relacionadas con: (1) la apertura del Golfo de México;<br />
(2) la deriva del mismo y la transgresión marina; y (3) la formación y colmatación de<br />
una cuenca de antepaís (Eguiluz, 2001).<br />
4.2.1 Primera Supersecuencia (Pre Calloviano – Oxfordiano)<br />
Se caracteriza por la deposición de secuencias de ambiente continental y costero.<br />
Consiste en conglomerados, evaporitas y terrígenos de ambiente costero con un total de<br />
2500 m de potencia (Eguiluz de Antuñano, 2001). De acuerdo con su posición<br />
estratigráfica se le otorgan edades a este periodo deposicional de Calloviano (?) y<br />
Oxfordiano Inferior (Goldhammer et al., 1991). Estas unidades, principalmente salinas,<br />
65
corresponden a la Formación Minas Viejas (Humphry & Díaz, 1956) y se desarrollan<br />
principalmente en el centro de la cuenca.<br />
Hacia el bloque Burro–Salado las evaporitas decrecen en espesor y en ocasiones<br />
desaparecen, para ser reemplazadas por anhidritas o carbonatos con espes<strong>ore</strong>s de hasta<br />
500 m, identificadas como Formación Olvido (Heim, 1926). Esta está constituida por<br />
una mezcla de litologías, en sus primeras dos terceras partes anhidrita y carbonatos, y la<br />
parte superior carbonatos de alta energía, indicad<strong>ore</strong>s de un cambio de supersecuencia<br />
deposicional.<br />
Hacia los flancos de la cuenca en la costa estas fácies evaporíticas cambian a<br />
sedimentos terrígenos costeros de la Formación La Gloria (Imlay, 1936). Estas<br />
secuencias terrígenas se encuentran bien controladas hacia los bordes de los bloques<br />
emergidos <strong>Coahuila</strong>, la Mula y Monclova hacia el SO de la cuenca, los cuales son<br />
evidencias de transgresión marina. <strong>El</strong> ciclo deposicional correspondiente a la primera<br />
supersecuencia se desarrollo en condiciones costeras y de sabkha. Se puede agrupar<br />
toda esta primera supersecuencia a un ciclo transgresivo (evaporitas y carbonatos de<br />
baja energía Fm. Minas Viejas y Fm. Olvido) y regresivo (terrígenos de la Fm. La<br />
Gloria).<br />
4.2.2 Segunda supersecuencia (Kimmeridgiano- Cenomaniano)<br />
<strong>El</strong> límite transicional marcado por los carbonatos de alta energía de la<br />
Formación Olvido marca el inicio de la segunda supersecuencia relacionada a las<br />
condiciones de subsidencia y deriva continental. Esta etapa se encuentra dominada<br />
principalmente por periodos de levantamiento eustático (Todd & Mitchum, 1977; Vail<br />
et al., 1984; Haq et al., 1987; Scott et al., 1988; Goldhammer et al., 1991; 1998 a, b;<br />
Scott, 1993; Yurewicz et al., 1993; Lehmann et al., 1998).<br />
La parte superior de la Formación Olvido consiste en carbonatos con nódulos de<br />
evaporitas, calcarenitas y grainstones oolíticos de alta energía, con una potencia de hasta<br />
400 metros. Estos carbonatos marcan el inicio de la transgresión (Transgresive System<br />
Tract, TST; Haq et al., 1987) y cubren los sedimentos terrígenos de la Formación La<br />
Gloria.<br />
Las lutitas calcáreas oscuras de la Formación La Casita (Kimmeridgiano–<br />
Hauteriviano) marcan la superficie de máxima inundación (Maximum Flooding Surface,<br />
MFS; Haq et al., 1987), cubriendo un área mayor que la supersecuencia anterior. En la<br />
66
Cuenca de Sabinas, la Formación La Casita consiste en 3 miembros: (1) el inferior<br />
conformado por lutitas; (2) el intermedio, formado por areniscas intercaladas con<br />
carbonatos; y (3) uno superior formado por sedimentos arcillosos. Durante este tiempo,<br />
el límite NO de la cuenca fue inundado y el bloque La Mula fue rodeado por el océano.<br />
<strong>El</strong> espesor de esta formación varía desde los 60 m en los flancos hasta los 800 m en el<br />
centro de la cuenca. Hacia el SE de la cuenca en condiciones mas pr<strong>of</strong>undas se<br />
<strong>deposit</strong>aron fácies mas carbonatadas de la Formación Taraises siguiendo bajo el mismo<br />
sistema transgresión – regresión.<br />
La subsidencia de la cuenca continúa durante el Hauteriviano y el Barremiano,<br />
en donde se observa un cambio gradual en al sedimentación. Las fácies carbonatadas de<br />
la Formación Cupido y Formación La Virgen representan el inicio de las condiciones<br />
de plataforma (Imlay, 1940). La Formación La Virgen consiste en evaporitas<br />
<strong>deposit</strong>adas en un ambiente de laguna, mientras la Formación Cupido representa el<br />
establecimiento de una barrera arrecifal (Murillo-Muñeton, 1999) que restringió la<br />
entrada normal de agua marina y controlo la salinidad de dicha laguna. Estas fácies<br />
representan un sistema progradantes durante un periodo de alto nivel marino (Higsht<strong>and</strong><br />
System Tract, HST). Ambas formaciones (Cupido y La Virgen) poseen espes<strong>ore</strong>s de<br />
entre los 600 y 800 m. y cambia lateralmente a fácies de terrígenos de las Formación<br />
Houston y San Marcos hacia los bordes de los bloques no inundados. La caliza Cupidito<br />
(Wilson, 1977) es un desarrollo gradacional de la parte superior del arrecife de la<br />
Formación Cupido, extendiéndose hacia la Cuenca de Chihuahua al oeste. Hacia el este<br />
fue reemplazada por fácies carbonatadas micríticas de la Formación Tamaulipas<br />
Inferior. La Caliza Cupidito posee espes<strong>ore</strong>s de 250 m adelgazándose hasta los 5 m<br />
hacia la Cuenca de Chihuahua indicativo de un periodo de transgresión TST (Eguiluz,<br />
2001).<br />
Las lutitas y calizas arcillosas de la Formación La Peña (Imlay, 1936;<br />
Humphrey, 1949), representan la continua subsidencia e incremento en el nivel del mar<br />
hasta el grado de formar una superficie de máxima inundación que se extendió por toda<br />
la cuenca y el bloque Burros-Salado. Hacia el bloque de <strong>Coahuila</strong>, que no fue inundado<br />
por completo, se <strong>deposit</strong>ó la Formación Las Uvas, compuesta por fácies terrígenas<br />
arenosas (Eguiluz, 1994).<br />
La transgresión marina se mantiene para el Albiano y hasta entrado el<br />
Cenomaniano se desarrollaron carbonatos de cuenca y lutitas, con la deposición de<br />
67
diferentes unidades, la Formación Tamaulipas Inferior en la Cuenca de Sabinas; La<br />
Formación Acatita, Formación Aurora, en la Cuenca de Sabinas y el bloque de<br />
<strong>Coahuila</strong>; y la Formación Kiamichi, La Formación Georgetown y la Formación Buda y<br />
la Formación del Río hacia en la plataforma Burro Salado.<br />
4.2.3 Tercera supersecuencia (Cenomaniano – Paleógeno)<br />
Este ciclo corresponde a una etapa regresiva y de deposición de terrígenos en<br />
una cuenca de antepaís relacionada con la erosión del frente orogénico laramídico. En la<br />
Cuenca de Sabinas, los sedimentos terciarios se encuentran totalmente erosionados.<br />
Del Cenomaniano en adelante, el régimen eustático cambia y se <strong>deposit</strong>an<br />
secuencias regresivas con altos contenidos en terrígenos, como la Formación Eagle<br />
Ford (Roemer, in Sellards et al., 1932), la Formación Austin (Shumard, in Sellards et al.<br />
1932) y la Lutita Upson (Dumble, 1892). Hacia el SE de la cuenca hubo un ligero<br />
cambio deposicional y se <strong>deposit</strong>o la Formación San Felipe.<br />
Los rangos de acumulación de sedimentos varían considerablemente a lo largo<br />
de las tres mega secuencias, encontr<strong>and</strong>o durante la etapa de apertura “sinrift” cerca de<br />
2500 m. de sedimentos entre el Calloviano y el Oxfordiano, con promedios de<br />
sedimentación de 0.178 mm. anuales (Goldhammer et al., 1999). Del Oxfordiano al<br />
Albiano se acumularon un 40% menos de sedimentos promedi<strong>and</strong>o 0.10 mm. anuales.<br />
Del Cenomaniano hasta el Paleógeno la tasa de sedimentación fue aun menor<br />
promedi<strong>and</strong>o cerca de 0.039 mm. anuales de sedimentos <strong>deposit</strong>ados (Eguiluz, 2001).<br />
Aunque de acuerdo con Goldhammer y Johnson (1999), el espaciamiento requerido para<br />
la deposición de las gr<strong>and</strong>es cantidades de sedimentos encontrados en la Cuenca de<br />
Sabinas no puede ser totalmente explicado por la subsidencia de la cuenca y a su vez el<br />
establece 4 supersecuencias deposicionales dentro de un espacio similar de tiempo,<br />
relacion<strong>and</strong>o estrictamente los cambios de sedimentación a los niveles relativos del mar.<br />
Esta zona representa un lugar crítico para la comprensión del contexto tectónico<br />
regional de México, puesto que muestra el desarrollo del margen pasivo del Golfo de<br />
México y el margen convergente de arcos del Pacifico que marca el origen de la<br />
deformación laramídica. <strong>El</strong> marco estratigráfico y tectónico de la región establece las<br />
condiciones preferentes –más no condicionales – para el desarrollo de los yacimientos<br />
del tipo MVT en las plataformas carbonatadas del NE de México.<br />
68
4.4 Marco Geológico del Distrito Minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>”<br />
<strong>El</strong> distrito minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” se ubica al NE de la Cuenca de Sabinas, en el borde<br />
del paleo-bloque Burros-Salado en la porción norte-central de <strong>Coahuila</strong>, 70 Km. al norte<br />
de la ciudad de Muzquiz. En la totalidad del distrito minero solo afloran dos unidades<br />
formacionales pertenecientes al Grupo Washita de edad Cretácico Superior.<br />
4.4.1 Grupo Washita<br />
Humphrey (1956) le da el nombre de Grupo Washita a las unidades de<br />
sedimentos finos y rocas carbonatadas del Albiano Tardío que se encuentran al NE de<br />
México en el bloque Burros - Salado. Tiene su localidad tipo en Fort Wachita en el<br />
estado de Oklahoma.<br />
Se separan de este grupo las 3 unidades formacionales siguientes:<br />
4.4.2 Formación Georgetown<br />
Fue definida por Humphrey (1956). Está formada por una secuencia de calizas<br />
claras a negras de estratos delgados que varían en potencia de 0.15 a 2.0 m. Algunos de<br />
estos estratos contienen nódulos de hematita y pedernal, presentan rudistas y trazas de<br />
equinoideos como fauna. La localidad tipo se encuentra en Fort Washita en el NE del<br />
condado de Marshall, Oklahoma, de donde deriva su nombre. Aflora a lo largo del NE<br />
de México en el bloque Burro-Salado y más al N en Texas<br />
Dada su posición estratigráfica y faunística, se le asignó una edad del Albiano<br />
Superior. Se puede correlacionar por su posición estratigráfica con las calizas Cuesta<br />
del Cura. Según Humphrey y Díaz (1956) los sedimentos se <strong>deposit</strong>aron en un ambiente<br />
de plataforma abierta pelágica con subsidencias lentas y continuas.<br />
En Texas esta formación es generadora y almacenadora de hidrocarburos (Illich<br />
et al., 1999). En el campo petrolero de Giddings hacia el centro de Texas posee rangos<br />
de porosidad y permeabilidad del orden de 1 al 5 porciento y de los 0.003 a los 0.03<br />
milidarcys (Kim et al., 2003).<br />
4.4.3 Formación Del Río (Cenomaniano Temprano)<br />
Descrita por Hill y Vaughn (1898) como la extensión al suroeste de Texas de la<br />
formación Grayson (Gracig, 1894). Humphrey (1956) la define como lutitas de color<br />
69
gris a verde olivo claro, nodular y laminado con estratos arcillosos calcáreos<br />
intercalados, con amonites y equinoideos. La roca intemperiza a un material calichoso<br />
blanquecino. Su localidad tipo se encuentra hacia el N en el Valle del Río Gr<strong>and</strong>e cerca<br />
del Río Texas, E.U.A. Estratigráficamente, yace concordantemente sobre la caliza<br />
Georgetown y subyace a una delgada sección de calizas correspondientes a la<br />
Formación Buda. <strong>El</strong> espesor varía, con su localización en <strong>Coahuila</strong>, entre 15 a 30<br />
metros. Aflora a lo largo del NE de México en el bloque Burro-Salado y más al N, en<br />
Texas. Por su posición estratigráfica y su contenido de amonites y equinoideos se le<br />
atribuye una edad del Cenomaniano Temprano. Humphrey y Díaz (1956) indican que<br />
los sedimentos se <strong>deposit</strong>aron en un ambiente de plataforma abierta pelágica, con<br />
subsidencia lenta y contínua.<br />
4.4.4 Formación Buda (Cenomaniano Temprano)<br />
La Formación Buda fue descrita por Hill (1891) y Vaughn (1900) como<br />
referencia a las calizas de color gris claro antiguamente conocida como Caliza Burnt y<br />
Caliza Vola (Adkins, 1933; Humphrey 1956) del centro de Texas. Presenta<br />
intercalaciones delgadas de lutitas arcillo-arenosas regularmente estratificadas,<br />
compactas y con pequeños nódulos de hematita y una gran abundancia de Gasterópodos<br />
y Pelicípodos. Corresponde a los cuerpos superi<strong>ore</strong>s del Grupo Washita, o bien a las<br />
calizas de la Formación Cuesta del Cura. La localidad tipo se encuentra en Shoal<br />
Creek, Austin Texas.<br />
Aflora a lo largo del NE de México en el bloque Burro-Salado y más al N en<br />
Texas. En la región de “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” la caliza Buda ha sido subdividida en tres horizontes:<br />
el inferior de color gris, estratos gruesos, grano fino, la zona media es caliza gris,<br />
estratos delgados, fosilíferos, y la unidad superior gris clara a blanca porcelanizada, de<br />
estratos gruesos (Torres-Hernández, 2003). La Formación Buda está cubierta por la<br />
Formación Cuesta del Cura.<br />
Por su posición estratigráfica se le asignó una edad del Cenomaniano Temprano,<br />
correlacionable a los cuerpos superi<strong>ore</strong>s del Grupo Washita y de la Formación Cuesta<br />
del Cura (Humphrey y Díaz, 1956). Los sedimentos se <strong>deposit</strong>aron en un ambiente de<br />
plataforma abierta pelágica con subsidencia lenta y continua.<br />
70
Hacia el centro y sur de Texas algunas fácies de la Formación Buda se<br />
encuentran como roca almacenadora de hidrocarburos que podrían ser aceites migrados<br />
de la Formación Eagle Ford (Illich, et al. 1999). Al igual que la Formación<br />
Georgetown hacia el sur y centro de Texas la Formación Buda posee porcentajes de<br />
porosidad entre los (1-5%) y permeabilidades del orden de 0.003-0.03 milidarcys (Kim<br />
et al., 2003).<br />
71
72
73<br />
Capitulo V<br />
Distrito Minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong>
74
5.1 Antecedentes de los depósitos de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong><br />
Una de las primeras menciones en la literatura sobre el Distrito Minero de <strong>El</strong><br />
<strong>Tule</strong> es el trabajo de Gillson (1960). Este autor indica superficialmente las<br />
características geológicas del distrito, describiéndolo como una sucesión de mantos<br />
horizontales discontinuos emplazados cerca de la cima de la Caliza Georgetown<br />
(Cretácico Inferior) que subyace a la Arcilla Del Río o a la Caliza Buda cu<strong>and</strong>o no se<br />
presenta la anterior. Según este mismo autor, los mantos presentan leyes variables desde<br />
menos del 50 a más del 80% en CaF 2 , y espes<strong>ore</strong>s comprendidos entre 50 cm. y 2<br />
metros. Hasta 1958 este distrito minero había producido 50,000 toneladas de fluorita en<br />
bruto con destino a las plantas de flotación de la compañía Fluorita de México en<br />
Muzquiz, <strong>Coahuila</strong> (Gillson, 1960).<br />
Van Alstine (1962), en un informe para el Consejo de Recursos Naturales No<br />
Renovables, realizó un estudio sobre los principales distritos de fluorita de México. Este<br />
estudio provee información básica sobre la geología y la de los may<strong>ore</strong>s distritos<br />
mineros que hasta 1959 habían sido explotados por fluorita en todo el país. Este autor<br />
indicó que las dos terceras partes de los depósitos de fluorita en México encajan en<br />
calizas del Cretácico Inferior, mientras que el resto se encuentran ubicados en lutitas o<br />
rocas volcánicas y cerca de intrusivos riolíticos terciarios. Asimismo, indicó que estos<br />
yacimientos aparecen bajo la forma de mantos, vetas, chimeneas, cuerpos cónicos,<br />
cuerpos tabulares e irregulares de reemplazamiento, así como en cavidades por brechas<br />
de colapso. Los depósitos en mantos generalmente son más pequeños y contienen<br />
minerales de grado mayor a los demás. Las reservas de fluorita en estos distritos fueron<br />
estimadas en 5 millones de toneladas con un promedio de 65% de CaF 2 (Van Alstine,<br />
1963).<br />
Tempe y Grogan (1963) realizaron los primeros estudios sobre la geología de los<br />
yacimientos de fluorita del N de México. En este trabajo establecen las relaciones<br />
estructurales de la mineralización de los principales distritos mineros en mantos de<br />
<strong>Coahuila</strong>. Estos mismos aut<strong>ore</strong>s propusieron que los distritos mineros de fluorita son<br />
esencialmente monominerálicos y que se emplazaron en carbonatos del Cretácico<br />
Inferior hacía los límites de la Formación Georgetown con la Formación Del Río y<br />
Buda (cu<strong>and</strong>o las arcillas Del Río no se encontraban presentes por falta de deposición).<br />
En el mismo trabajo (Tempe y Grogan, 1963), sugirieron que la mineralización del<br />
distrito minero de La Encantada Buenavista y otros distritos como <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> está<br />
75
elacionada con los cuerpos intrusivos riolíticos terciarios que afloran en sus<br />
alreded<strong>ore</strong>s. Sin embargo para el distrito <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> no encontraron evidencias de<br />
magmatismo superficial para lo cual propusieron que el origen del fluor debería ser<br />
considerado como un posible fluido residual de la actividad hidrotermal posterior al<br />
emplazamiento de los cuerpos riolíticos. Estos mismos aut<strong>ore</strong>s, en la mina San Miguel<br />
del distrito minero de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> realizaron secciones estructurales cruz<strong>and</strong>o los mantos. A<br />
partir de estas secciones concluyeron que las soluciones mineralizantes se focalizaron a<br />
través de límites de permeabilidad causados por la presencia de las arcillas de la<br />
formación Del Río. Así, según los mismos aut<strong>ore</strong>s, la mineralización continuó<br />
reemplaz<strong>and</strong>o los carbonatos de esta formación lateralmente, siguiendo los límites de<br />
permeabilidad de las arcillas Del Río, hasta el límite entre las Formaciones Georgetown<br />
y Buda, en la cual los fluidos mineralizantes comenzaron a reemplazar la formación<br />
Buda. Al mismo tiempo las arcillas Del Río comenzaron a ser sustituidas por fluorita<br />
masiva, al grado de perder volumen y colapsar dej<strong>and</strong>o espacios abiertos, que fueron<br />
posteriormente rellenados por celestina (Fig. 5.2). Esta descripción y conclusiones,<br />
como se verá, son erróneas.<br />
Cárdenas y Cerrón (1970), en un informe para el Consejo de Recursos Minerales<br />
sobre los yacimientos de fluorita de <strong>Coahuila</strong>, recopilaron información sobre el<br />
potencial de explotación de la fluorita en dicho Estado así como realizaron una<br />
descripción de las características geológicas de dichas mineralizaciones. Establecen<br />
como uno de los distritos más importantes en producción al distrito minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> y<br />
proponen como reservas totales para estas minas cerca de 378,405 toneladas, con una<br />
ley promedio del 60% de CaF 2 .<br />
Posteriormente, Van Alstine (1976) propuso que los distritos mineros de fluorita<br />
conservaban relaciones morfoestructurales asociadas a fallas normales pr<strong>of</strong>undas, las<br />
cuales facilitaron un movimiento de gr<strong>and</strong>es volúmenes de fluidos con F hacia las rocas<br />
carbonatadas de la región. Lo anterior reafirmó la idea que atribuía a los cuerpos<br />
magmáticos como fuente directa de la mineralización.<br />
En otro trabajo para el Consejo de Recursos Minerales, Kesler (1974) hace un<br />
estudio sobre inclusiones fluidas en muestras de fluorita tomadas en yacimientos de F-<br />
Pb-Zn-Ag. Este trabajo tuvo como objetivo buscar relaciones genéticas entre la fluorita<br />
como mineral guía de mineralizaciones con sulfuros. Determinó temperaturas de<br />
formación de alrededor de 150°C para los yacimientos de fluorita (Pico Etéreo, San<br />
76
Miguel, San Vicente, <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> y la Encantada – Buenavista) y de entre 270° y 350°C<br />
para los yacimientos de sulfuros (Distritos Muzquiz, Boquillas y Cuatro Palmas). Las<br />
salinidades reportadas son de entre un 10 a 15% eq. en peso de NaCl en los<br />
yacimientos de fluorita y de un 26% eq. en peso de NaCl en los yacimientos de sulfuros,<br />
estas últimas salinidades inferidas a partir de la presencia de cristales hijos de halita,<br />
pero sin realizar ningún tipo de estudio microtermométrico o geoquímico. Según el<br />
mismo autor, estas diferencias podían estar ligadas a que los fluidos fueron producto del<br />
emplazamiento de intrusivos riolíticos y que la fluorita precipitó en aureolas de<br />
metasomatismo lejos de los cuerpos intrusivos, mientras que los sulfuros precipitaron en<br />
las zonas más cercanas a la fuente.<br />
Fig. 5.2 Dibujo representativo de la evolución genética de la mineralización de fluorita de<br />
“<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” (Tempe y Grogan, 1963).<br />
Posteriormente, Kesler (1977) realiza uno de los primeros estudios geoquímicos<br />
en los yacimientos de fluorita del NE de México, utiliz<strong>and</strong>o las técnicas de<br />
microtermometría e isotopía estable de S en muestras de los principales distritos<br />
mineros del estado de <strong>Coahuila</strong>. Este autor estudió mediante microtermometría una gran<br />
cantidad de inclusiones fluidas en cristales de fluorita tomados en mantos, vetas y las<br />
77
“aureolas” de mineralización en contacto con los cuerpos riolíticos. La mayor parte de<br />
las inclusiones estudiadas eran secundarias, de pequeño tamaño y de formas poco<br />
regulares, bifásicas y mon<strong>of</strong>ásicas (L-V y V). Las inclusiones fluidas que presentaron<br />
únicamente fase vapor fueron explicadas bajo fenómenos de ebullición periódica<br />
(Kesler, 1981). En algunas inclusiones encontró hidrocarburos en forma liquida, aunque<br />
no explicó su origen o significado. Los sólidos encontrados en las inclusiones primarias<br />
en los mantos mineralizados correspondieron a cristales pequeños e irregulares,<br />
incoloros y con una alta birrefringencia (no fueron identificados). La microtermometría<br />
se centro únicamente en fluorita y as inclusiones contenidas en los cristales de celestina<br />
y yeso de algunos de los distritos no fueron estudiadas.<br />
Los resultados microtermométricos arrojaron temperaturas de homogeneización<br />
de entre 130° y 437°C, con salinidades de 8 a 40 eq. en peso de NaCl, donde los<br />
val<strong>ore</strong>s más bajos en Th y salinidad provenían de los mantos estratoligados, y los más<br />
altos de las vetas directamente en contacto con los cuerpos intrusivos riolíticos.<br />
Los resultados de isotopía de S tomadas de muestras de sulfatos (celestitas)<br />
sugirieron que la composición isotópica del S (δ 34 S) es más pesada hacia los cuerpos<br />
riolíticos que hacia las rocas carbonatadas. Kesler (1977) concluye que los datos, pese a<br />
ser similares a los encontrados en distritos mineros del tipo MVT en el Valle del<br />
Mississippi, en <strong>Coahuila</strong> se comportan de forma mas ambigua, guard<strong>and</strong>o una relación<br />
mas estrecha con el magmatismo riolítico, y que los cambios en temperatura y salinidad<br />
se debieron a las distancia con la fuente del flúor y los fluidos. Este autor concluye que<br />
las mineralizaciones se forman en el instante en que los magmas riolíticos interceptan<br />
aguas formacionales contenidas en las calizas, calentándoles y enriqueciéndolas en F y<br />
S.<br />
Kesler (1981, estudió la isotopía estable de S y Sr en depósitos de celestina,<br />
barita y yeso de esta área, sosteniendo que probablemente que estos depósitos fueron<br />
formados por elementos derivados de la cuenca debido a procesos diagenéticos (Kesler,<br />
1977). Mientras el S en celestina parece ser derivado de las rocas carbonatadas locales,<br />
el Ba y el Sr encontrados en la barita y celestina pudieron ser derivados de rocas<br />
clásticas (Arcosa Pátula y Arcosa San Marcos). La celestina de el <strong>Tule</strong> fue considerada<br />
tiempo después como un producto diagenético derivado de materiales salinos de la<br />
formación McKnight (Fm. Aurora – Acatita) (Magliola-Mundet, 1989).<br />
78
Kesler (1983) realizó un estudio sobre la geoquímica del Sr, analiz<strong>and</strong>o la<br />
relación isotópica 87 Sr/ 86 Sr en estos depósitos. Este autor indica que la composición<br />
isotópica del Sr en las fluoritas del NE de México se puede interpretar a partir de una<br />
mezcla de Sr proveniente de cuerpos riolíticos emplazados durante el terciario con Sr<br />
derivado de las rocas carbonatadas del Cretácico. A su vez sugiere que son las calizas<br />
en las que se emplaza la mineralización la fuente principal del Sr para la mayoría de las<br />
muestras tomadas de los distritos mineros de <strong>Coahuila</strong>. La roca caliza presentó val<strong>ore</strong>s<br />
de 600 ppm de Sr en promedio mientras que la riolita solo un promedio de 20 ppm de<br />
Sr. Indic<strong>and</strong>o así que entre el 70 y el 98% del Sr encontrado en las muestras proviene de<br />
los carbonatos y de igual forma entre el 70 y el 98% del F proviene de las rocas<br />
riolíticas (Kesler et al., 1983).<br />
No es hasta los estudios realizados por el Programa de Ge<strong>of</strong>luidos del Centro de<br />
Geociencias de la UNAM (González-Partida, 2002, 2003; Lamadrid et al., 2006;<br />
Levresse et al., 2006; Puente-Solís et al., 2005a, 2005b; Ramos-Rosique, 2004; Ramos-<br />
Rosique et al., 2005; Tritlla et al. 2004a y b, 2005, 2006a y b; 2007; Víllareal-Fuentes<br />
et al., 2005;) que se ha sugerido que este distrito junto con otros de iguales<br />
características son comparables con la tipología MVT (Mississippi Valley-Type<br />
<strong>deposit</strong>s).<br />
González-Partida et al. (2002), mediante el análisis microtermométrico,<br />
petrográfico y de flu<strong>ore</strong>scencia UV en muestras de fluorita provenientes de los mantos<br />
de la mina La Purísima del distrito La Encantada – Buenavista, encuentra rangos de Th<br />
obtenidos en inclusiones fluidas acuosas de entre 80° y 170°C y salinidades de entre 7.8<br />
y 18.1% eq. en peso de NaCl, así como la presencia de inclusiones fluidas con<br />
hidrocarburos (Th entre 50° y 150°C). También sugieren que los resultados tan<br />
dispersos de Th obtenidos por Kesler (1977) correspondieron a muestras de fluorita<br />
tomadas cerca de las aureolas de decrepitación por calor debidas al emplazamiento de<br />
cuerpos riolíticos (distrito minero Pico Etéreo). Concluyeron que la fuente del F fue<br />
probablemente producto de la movilización de fluidos corticales que lixiviaron las rocas<br />
de la provincia alcalina magmática Trans-Pecos. Estos mismos fluidos movilizaron<br />
hidrocarburos provenientes de las rocas sedimentarias de la cuenca, los cuales quedaron<br />
atrapados durante la mineralización en forma de inclusiones fluidas.<br />
Mediante estudios de microtermometría, flu<strong>ore</strong>scencia UV, espectroscopia<br />
Raman e infrarroja así como CLSM, González-Partida et al. (2003) aportaron un mayor<br />
79
número de datos e interpretaron a este y otros distritos mineros de <strong>Coahuila</strong> como<br />
similares a los del tipo MVT. Este distrito posee mantos estratoligados que abarcan<br />
varios kilómetros cuadrados de mineralización sobre rocas del grupo Washita.<br />
Encontraron que la mineralización no posee características que los ligue directamente<br />
con el magmatismo terciario abundante en toda la zona. La modelización P-T realizada<br />
con los datos presentados en inclusiones de hidrocarburos y acuosas, permitió<br />
interpretar la evolución de los fluidos. Estos parecen estar estrechamente ligados a<br />
salmueras de cuenca con altos contenidos de materia orgánica típicas de los yacimientos<br />
tipo MVT. Propusieron que estos fluidos removilizaron el F en su paso por el paquete<br />
sedimentario hasta encontrar una trampa estructural (carbonatos mesozoicos) en la que<br />
las condiciones químicas fueron propicias para su precipitación.<br />
Fig. 5.3.- Relación de halógenos Na/Br vs. Cl/ Br. En inclusiones fluidas de fluorita del<br />
depósito La Encantada (Tritlla et al., 2004a)<br />
Tritlla et al. (2004a) retoman la discusión sobre le origen del F y los mecanismos<br />
de precipitación de fluorita. Llegan a la conclusión de que la fluorita es producto de la<br />
mezcla de dos fluidos diferentes, uno de baja salinidad y otro de alta salinidad<br />
probablemente agua marina evaporada y muy evolucionada. Las inclusiones fluidas de<br />
80
hidrocarburos se encontraron compuestas por aceites pesados y bitumen, indicativos de<br />
una alta degradación térmica. Las temperaturas en inclusiones acuosas y de<br />
hidrocarburos (Th 50° y 150°) junto con la degradación térmica observada, indica la<br />
presencia de un proceso de termorreducción de sulfato (TSR) provoc<strong>and</strong>o la<br />
maduración “in situ” de los hidrocarburos. <strong>El</strong> proceso de maduración orgánica produjo<br />
una gran cantidad de gases, lo cual aumentó la presión del fluido y se formaron así<br />
brechas por fracturación hidráulica. Este trabajo propuso que la precipitación del F fue<br />
producto de un desequilibrio químico en los fluidos, en el que complejos de MgF +<br />
reaccionaron con el CO 2 producto de la degradación térmica de la materia orgánica y<br />
precipitaron form<strong>and</strong>o fluorita (Tritlla et al. 2004a).<br />
En Tritlla et al. (2004b) se utilizó la geoquímica de halógenos para determinar<br />
origen de los fluidos responsables de la mineralización de los yacimientos de fluorita y<br />
celestina en <strong>Coahuila</strong>. Los datos obtenidos en celestina fueron interpretados como una<br />
salmuera que proviene de la mezcla de dos fluidos, uno de alta salinidad que sufrió<br />
evaporación y que posteriormente se diluyo con otro fluido (Fig. 5.3). Esta idea de la<br />
mezcla también se apoya en datos microtermométricos (Tritlla et al., 2004a), puesto<br />
que las salinidades calculadas son mucho men<strong>ore</strong>s al las salinidades que les<br />
correspondería por su composición en halógenos.<br />
Las técnicas utilizadas durante los trabajos realizados al distrito minero La<br />
Encantada – Buenavista, se aplicaron en otros distritos de fluorita, celestina, barita y<br />
metales base Pb-Zn del NE de México que poseen características similares a los de la<br />
Encantada – Buenavista (Puente-Solís et al, 2005; Ramos-Rosique, et al, 2005; Tritlla et<br />
al., 2005, 2006, 2007) los cuales en conjunto presentan las siguientes características:<br />
1. Se alinean paralelos a los bordes de las estructuras paleogeográficas may<strong>ore</strong>s,<br />
mostr<strong>and</strong>o tener una alta relación con sistemas hidráulicos emplazados durante<br />
periodos de deformación. (González-Partida et al., 2003; Lamadrid et al., 2006;<br />
Levresse et al., 2006; Puente-Solís et al, 2005; Ramos-Rosique, et al, 2005;<br />
Tritlla et al., 2004a y b, 2005, 2006a y b, 2007).<br />
2. Suelen aparecer como mantos de reemplazamiento concordantes con la<br />
estratificación, encajonados en rocas carbonatadas de plataforma a diferentes<br />
niveles estratigráficos: la barita encaja en rocas de plataforma del<br />
Kimmeridgiano en la Formación Olvido y del Barremiano en la Formación<br />
81
Cupido; la fluorita en las fácies de plataforma del Albiano Formación<br />
Georgetown y Buda hacia la Plataforma Burros-Salados; y la celestina hacia la<br />
Formación Aurora de la Cuenca de Sabinas y la Formación Acatita en la<br />
Plataforma de <strong>Coahuila</strong> (Puente-Solís, 2005)<br />
3. Estas mineralizaciones pueden presentar alteraciones hidrotermales de baja<br />
temperatura, como dolomitización (Tritlla et al., 2005, 2006, 2007) y<br />
silicificaciones incipientes rode<strong>and</strong>o los mantos estratiformes. Se encuentran<br />
texturas epigenéticas como b<strong>and</strong>as rítmicas de tonos claros y oscuros, radiales<br />
en “abanico”, reemplazamientos coloidales de grano fino, hasta cristales<br />
euhedrales a subhedrales de varios centímetros (Tritlla et al., 2006; 2007).<br />
4. Suelen presentar olor fétido debido a la presencia de H 2 S, materia orgánica en<br />
forma de bitumen e hidrocarburos en las inclusiones fluidas ( González-Partida<br />
et al., 2002, 2003; Kesler, 1977; Lamadrid et a., 2006, Ramos-Rosique et al.,<br />
2005; Tritlla et al., 2004, 2005, 2006, 2007).<br />
Varios aut<strong>ore</strong>s han reportado datos estudios microtermométricos de inclusiones<br />
fluidas en los yacimientos de F, Ba, Pb-Zn y Sr de la zona arroj<strong>and</strong>o resultados<br />
similares en temperaturas de homogeneización (Th) y salinidades.<br />
Autor Año Mina Mineral Th<br />
% en peso<br />
eq. de NaCl<br />
Kesler 1977 <strong>El</strong> Triangulo 126-161°C<br />
Kesler 1977 Santo Domingo 132-160°C<br />
Kesler 1977 <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> Fluorita 128-164°C<br />
González-Partida<br />
et al. 2002 La Purísima Fluorita 50-155°C 5.7-18.3%<br />
González-Partida<br />
et al. 2002 <strong>El</strong> Triangulo 112-138°C 11-15%<br />
González-Partida<br />
et al. 2003<br />
La Encantada<br />
Buenavista Fluorita 80-130°C ~14%<br />
Ramos-Rosique<br />
et al. 2005 <strong>El</strong> Venado Celestina 70-130°C 8-14%<br />
Ramos-Rosique<br />
et al. 2005 <strong>El</strong> Volcán Celestina 70-130°C 8-14%<br />
Puente-Solís et al. 2005a San Marcos Celestina 64.5-105°C 6-13°C<br />
Puente-Solís et al. 2005a Sierra de los Alamitos Pb-Zn 75-160°C 6.8-21.5%<br />
Villarreal-Fuentes<br />
et al. 2005 Sierra de los Alamitos Celestina 64-120°C 4-16%<br />
Puente-Solís et al. 2005b Sierra del Venado Celestina 50-120°C 4.18-14.77%<br />
Lamadrid et al. 2006 <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> Celestina 130-180°C 10.2-12.03%<br />
Lamadrid et al. 2006 <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> Fluorita 120-135°C ~20%<br />
Tabla 5.1.- Tabla de temperaturas reportadas en trabajos anteri<strong>ore</strong>s.<br />
82
Las características de los fluidos determinados a partir de los estudios de<br />
inclusiones fluidas son muy similares a las encontradas en los campos petroleros de la<br />
Cuenca de Sabinas (González- Partida et al., 2002, González-Partida et al., 2003, Tritlla<br />
et al., 2004, 2005, 2006, 2007).<br />
5.2 Distrito Minero de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong>.<br />
<strong>El</strong> Distrito Minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> es el único reconocido hasta el momento en el NE de<br />
México que presenta celestina y fluorita en sucesión pasiva en la misma estructura<br />
mineralizada. La mineralización se presenta bajo la forma de mantos estratoligados<br />
claramente epigenéticos y con gran continuidad lateral<br />
Este yacimiento ha sido considerado por algunos aut<strong>ore</strong>s (Tempe y Grogan,<br />
1963; Kesler, 1977; Kesler y Jones, 1981) como un distrito minero genéticamente<br />
relacionado a los cuerpos riolíticos terciarios, los cuales se encuentran distribuidos por<br />
todo el NO del estado de <strong>Coahuila</strong>. Esta idea surge en parte porque en otras zonas<br />
mineralizadas, como en el distrito de La Encantada-Buenavista en el NO de <strong>Coahuila</strong>,<br />
se encuentran potentes mantos de fluorita (mineralógicamente muy similar a la<br />
encontrada en el <strong>Tule</strong>, Levresse et al., 2006) cortados por cuerpos riolíticos y otros<br />
cuerpos de fluorita en forma de skarns también relacionados a los intrusivos riolíticos<br />
(Kesler, 1977). Sin embargo algunos aut<strong>ore</strong>s ( Lamadrid et al., 2006; Tritlla et al., 2005,<br />
2006, 2007) han sugerido que la génesis de estos yacimientos no esta controlada por<br />
magmatismo alguno debido a que en el distrito de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> no se ha observado la<br />
presencia de cuerpo ígneo alguno o de sus efectos.<br />
5.3 Estructura del Yacimiento.<br />
<strong>El</strong> depósito “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” esta constituido por un manto estratoligado de celestina y<br />
fluorita que varía en espesor desde unos pocos centímetros hasta unos 2 m como<br />
máximo. Algunos aut<strong>ore</strong>s (Kesler, 1977; Kesler y Jones, 1981) indican que el cuerpo<br />
mineralizado se encuentra encajado en la Formación Georgetown, utiliz<strong>and</strong>o a la<br />
formación del Río como limite de permeabilidad superior. No obstante, las últimas<br />
interpretaciones indican que el manto mineralizado se encuentra exclusivamente<br />
encajonado en los carbonatos de la Formación Buda (S. Baca, com. per. en Tritlla et al.,<br />
2006).<br />
83
Durante el presente estudio realizó un muestreo detallado según secciones<br />
verticales que cruzan el manto mineralizado en varios puntos del yacimiento.<br />
Fig. 5.4 Foto panorámica de algunas de las minas del distrito minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>”.<br />
La roca encajonante es una caliza arrecifal, porosa, en ocasiones con altos<br />
contenidos de arcilla, y con alta permeabilidad secundaria producto de la disolución y<br />
fracturación que presenta. Asimismo, se observan algunos nódulos de sílice (de<br />
diferentes tamaños) de origen diagenético, claramente anteri<strong>ore</strong>s a la formación del<br />
depósito.<br />
<strong>El</strong> manto mineralizado está controlado estructuralmente por una superficie de<br />
estratificación que ha jugado como falla sub horizontal (layer parallel slip) durante su<br />
historia, cre<strong>and</strong>o espacios irregulares abiertos que han sido afectados por el proceso de<br />
mineralización hidrotermal, ya sea por la presión del fluido, la corrosión parcial de las<br />
paredes de la estructura, como por la fuerza de cristalización de la celestina, cre<strong>and</strong>o<br />
una estructura en “chorizeras” o “pinch <strong>and</strong> swell”, parcialmente<br />
ocupadas/reemplazadas por cristales de celestina dispuestos según ritmitas, y<br />
ocasionalmente por cristales de fluorita.<br />
<strong>El</strong> manto mineralizado se caracteriza por la presencia de diferentes texturas que<br />
se encuentran distribuidas en vertical (zoneamiento) con respecto al manto<br />
mineralizado. Hacia las paredes del manto (limites superior e inferior) se observa un<br />
84
eemplazamiento incipiente de la roca por cristales de celestina, formándose ritmitas de<br />
este mismo mineral de grano fino. En el centro del manto coexisten cristales<br />
deformados de celestina, con cristales idiomórficos gr<strong>and</strong>es no deformados (posteri<strong>ore</strong>s)<br />
que crecen en abanico, sugiriendo un crecimiento en espacio vacío. Esta celestina no<br />
ocupa completamente dicha porosidad, que es posteriormente utilizada por una<br />
generación tardía de fluorita.<br />
Fig. 5.5.- Estructura del manto, siguiendo la estratificación.<br />
La presión del fluido y la fuerza de cristalización de la celestina, así como las<br />
superficies de deslizamiento permitieron durante el crecimiento crear estas cavidades<br />
(del tipo “pinch <strong>and</strong> swell”). A mediana escala se aprecian, en los lugares donde el<br />
manto aumenta su espesor, como los gr<strong>and</strong>es cristales no deformados de celestina<br />
presentan b<strong>and</strong>eamientos en decimétricos en tonalidades de blanco, los cuales se<br />
disponen según ritmitas de mayor escala.<br />
La fluorita aparece siempre de forma muy subordinada, presentándose como la<br />
última fase en precipitar, siempre posterior a la celestina. La fluorita se presenta bajo la<br />
forma de cristales subhedrales a euhedrales de col<strong>ore</strong>s blanco, morado o incoloro con<br />
algunos horizontes oscuros debido a la presencia de materia orgánica. Las may<strong>ore</strong>s<br />
cantidades de fluorita siempre se localizan a favor de las cavidades más tardías que no<br />
fueron ocupadas completamente por celestina, apareciendo en forma de gr<strong>and</strong>es<br />
85
cristales de subhedrales a euhedrales. <strong>El</strong> resto de la fluorita aparece en pequeñas<br />
cantidades alrededor de todo el yacimiento en diferentes niveles del manto.<br />
A<br />
Fig. 5.6 B<strong>and</strong>eamientos rítmicos (ritmitas). A) Horizontes de ritmitas en bolsada,<br />
intercalación de b<strong>and</strong>as blancas y oscuras. B) Muestra de mano donde se observan las<br />
b<strong>and</strong>as de cristales más gr<strong>and</strong>es (blanco) con b<strong>and</strong>as de cristales pequeños mal<br />
desarrollados (oscuro).<br />
Una de las características principales de este distrito es la coexistencia de<br />
celestina y fluorita en el mismo nivel mineralizado, a diferencia de otros distritos<br />
mineros estratoligados (p.e. La Encantada-Buenavista), en el que se aprecian varios<br />
niveles de mineralización monominerálica controlados estructuralmente por la<br />
intersección de barreras de baja permeabilidad y fallas de bajo ángulo (“layer-parallel<br />
slip”; Tritlla et al., 2004).<br />
C<br />
B<br />
D<br />
A<br />
Fig. 5.7.- Cristales de celestina y fluorita rellen<strong>and</strong>o espacios. Izquierda: gr<strong>and</strong>es cristales<br />
de celestina no deformada y fluorita (morada) rellen<strong>and</strong>o espacios . Derecha: a) Celestina<br />
microcristalina; b) Cristales tabulares de celestina deformada; c) Cristal centimétrico de<br />
celestina sin deformar; d) Cristal de fluorita rellen<strong>and</strong>o espacios entre cristales deformados<br />
de celestina .<br />
5.4 Petrografía y Mineragrafía<br />
Se realizó un muestreo detallado en el distrito (122 muestras), tanto cort<strong>and</strong>o el<br />
nivel mineralizado como en los alreded<strong>ore</strong>s del yacimiento, para determinar la<br />
86
mineralogía y petrografía, las texturas de reemplazamiento en la roca de caja, así como<br />
su sucesión mineralógica.<br />
5.4.1 Roca Encajonante.<br />
La roca mineralizada es una fácies arrecifal de la Formación Buda. Está<br />
constituida por calizas porosas con alto contenido de fósiles, las cuales van de<br />
mudstones a packstones, con terrígenos arcillosos. Aparecen abundantes zonas de<br />
disolución, con la formación de pequeños espelotemas y la generación de una alta<br />
porosidad. Es común la presencia de nódulos de sílice microcristalina, en texturas<br />
col<strong>of</strong>ormes. Estos nódulos de sílice (silex) claramente predatan la mineralización, y<br />
muy probablemente se formaron durante las tapas diagenéticas tempranas que afectaron<br />
a estos carbonatos.<br />
Cabe destacar que en el área estudiada no se han observado niveles evaporíticos<br />
que serían esperables en rocas de plataforma. No obstante, si que se han observado<br />
moldes de evaporitas (porosidad móldica) al microscopio, porosidad que ha sido<br />
ocupada por los minerales presentes en el depósito. (Fig. 5.10).<br />
Fig. 5.8.- Roca Encajonante y Fósiles. Caliza micrítica con alta porosidad<br />
secundaria, algunos de estos poros presentan hábitos de cristales anteri<strong>ore</strong>s<br />
(moldes de anhidritas) (izquierda). Fósiles reemplazados por cristales de<br />
celestina (derecha).<br />
5.4.2 Manto mineralizado<br />
La mineralización presenta texturas que observan claros patrones de<br />
reemplazamiento (celestina) y de crecimiento en espacios abiertos (celestina y fluorita),<br />
que difieren con las observaciones realizadas por aut<strong>ore</strong>s anteri<strong>ore</strong>s (Kesler, 1977;<br />
87
Tempe & Grogan, 1963). A continuación se presenta una revisión textural y<br />
mineragráfica de los minerales económicos presentes en el manto.<br />
5.4.2.1.- Celestina<br />
La celestina se formó en el primer estadio de la mineralización donde la primera<br />
generación de celestina se caracteriza por aparecer bajo la forma de cristales<br />
subhedrales pequeños y deformados, dispuestos bajo la forma de ritmitas pas<strong>and</strong>o a<br />
cristales subhedrales a euhedrales ya centimétricos también deformados. Esta<br />
generación de celestina da paso a la principal (volumétricamente habl<strong>and</strong>o), constituida<br />
por cristales euhedrales decimétricos sin deformar.<br />
En todos los casos, la celestina se observa al microscopio de polarización<br />
(nícoles paralelos) como cristales prismáticos de col<strong>ore</strong>s traslucidos, amarillos y<br />
blancos, con un relieve apenas superior al del medio de montaje (resina UV). Bajo<br />
nícoles cruzados posee una baja birrefringencia, con col<strong>ore</strong>s de interferencia de primer<br />
orden gris, amarillo y azul y extinción simétrica. Se han observado las siguientes<br />
texturas:<br />
Caracterìsticas texturales presentes en la celestina<br />
Ritmitas<br />
Las ritmitas son fácies constituidas por la alternancia rítmica de dos litologías<br />
diferentes, en el caso de los yacimientos minerales se refiere a una sucesiva<br />
intercalación de dos o más horizontes de minerales dispuestos en b<strong>and</strong>as. En el<br />
yacimiento <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> se observa esta sucesión hacia las paredes de la estructura<br />
mineralizada (y en las zonas de menor grosor del manto), en contacto con roca<br />
encajonante “fresca” a escala micrométrica (observables bajo lámina delgada, Fig. 5.9)<br />
y hacia el interior del depósito, estas ritmitas son de escala centi-decimétrica (Fig. 5.6).<br />
Estas intercalaciones rítmicas (micrométricas) están constituidas por cristales<br />
pequeños y deformados de celestina (horizontes claros) con restos de la roca caliza<br />
encajonante parcialmente corroida (horizontes oscuros). Esta ritmicidad celestina-roca<br />
está mimetiz<strong>and</strong>o un b<strong>and</strong>eamiento (figura 5.9) previo de origen diagenético,<br />
determinado por la disposición en b<strong>and</strong>as subparalelas de moldes evaporitas (anhidrita),<br />
actualmente substituidos por celestina y calcita (este último posterior a la<br />
88
mineralización económica). La fuerza de crecimiento de la celestina, nucleada a partir<br />
de las antiguas anhidritas, es la que finalmente genera la disposición ritmítica, tanto al<br />
“separar” la roca como al incluir parcialmente fragmentos de la misma (cristales<br />
poiquilíticos) (Fig. 5.9).<br />
Fig. 5.9.- A) Ritmitas a escala micrométrica donde se observan los cristales de celestina<br />
siguiendo a los moldes de anhidrita (en color gris turbio). B) Ampliación de la fotografía<br />
donde se observan los moldes de anhidrita con cristales de celestina creciendo dentro. C)<br />
Restos corroidos de anhidrita dispuestos poikeliticamente en un cristal de celestina.<br />
Obsérvese que estos col<strong>ore</strong>s son muy similares a los que presenta la anhidrita en estado<br />
natural. D) Micr<strong>of</strong>otografía de cristales de anhidrita en una secuencia sedimentaria del<br />
Golfo de México (arriba a la derecha).<br />
Estas ritimitas adquieren mayor dimensión a medida que nos movemos hacia el<br />
centro de la estructura mineralizada, al ir aument<strong>and</strong>o paralelamente el tamaño de los<br />
cristales de celestina, disminuyen los restos de roca encajonante, encontrándose ya<br />
completamente corroida en algunos sect<strong>ore</strong>s. La ritmicidad en esta zona viene dada<br />
tanto por la sucesión de cristales de celestina creciendo en abanico hacia el interior de la<br />
estructura, así como por los cambios de color debido a los diferentes pulsos de fluido.<br />
En este caso, la ritmicidad no es producto de la substitución de una estructura previa<br />
(evaporitas), si no es debida a un régimen pulsatil de fluidos a partir del cual precipitó<br />
89
esta generación de celestina. Este régimen pulsatil provoca pequeñas diferencias en la<br />
composición del fluido así como en la velocidad de nucleación (Fig. 5.9).<br />
Los cristales de calcita que reemplazan fantasmas de cristales previos en textura<br />
fenestral encontrados en la roca encajonante podrían representar cristales de anhidrita<br />
que durante el flujo hidrotermal fueron removidos y corroidos para posteriormente<br />
reprecipitan en forma de celestina con algunas inclusiones de lo que quedo de este<br />
mineral. Esto explica porque la mineralización se concentra en un solo manto<br />
mineralizado y un solo nivel estratigráfico en la zona.<br />
Cristales Subhedrales deformados de celestina<br />
Una característica única de este yacimiento es que las primeras generaciones de<br />
celestina en precipitar aparecen deformadas por lo que son, al menos, sincrónicas con la<br />
generacion y movimiento de la estructura mayor. Estas celestinas se presentan bajo la<br />
forma de cristales prismáticos con extinción ondulante por deformación, tal y como se<br />
pone de manifiesto por la distribución de las inclusiones fluidas, dispuestas según zonas<br />
de crecimiento de la celestina, también deformados. En todo caso, la deformación puede<br />
deberse debido a que la celestita simula cementos sin-cinemáticos (que han crecido a la<br />
vez que se da la deformación), o que esta deformación es posterior a la formación de la<br />
celestina, probablemente debido a la cinética de precipitación de este mineral.<br />
Fig. 5.10.- Cristales deformados de celestina, la extinción ondulante del cristal así como la<br />
falta de fracturas indican que la deformación se llevó a cabo durante el crecimiento del<br />
cristal. Se observa el gran contenido de inclusiones fluidas que siguen planos paralelos al<br />
cristal (eje c).<br />
90
Cristales Euhedrales decimétricos no deformados de celestina.<br />
Se encuentran como la tercera generación de celestina conformada por cristales<br />
idiomórficos de centimétricos a decimétricos no deformados dispuestos hacia el centro<br />
del manto. Estos cristales son de euhedrales a subhedrales y son los mas gr<strong>and</strong>es vistos<br />
en el distrito. Se localizan en acumulaciones irregulares dentro de la superficie de<br />
corrimiento sub-horizontales similar al tipo pinch & swell creciendo en espacios vacíos.<br />
Haciendo un análisis individual de los cristales de celestina se observaron<br />
inclusiones de cristales subhedrales corroidos que presentan altos col<strong>ore</strong>s de<br />
interferencia y son similares a la anhidrita, mineral común en cuencas sedimentarias<br />
producto de la deshidratación de los niveles evaporíticos en rocas de plataforma.<br />
Fig. 5.11.- Cristales euhedrales de celestina sin deformación (izquierda). Cristal de<br />
celestina sin deformar (color blanco) creciendo en un molde de anhidrita (café claro) que<br />
conserva relinctos de la anhidrita, junto con matriz microcristalina (café oscuro) de cristales<br />
de cuarzo bipiramidal que corroen el cristal no deformado de celestina.<br />
5.4.3 Fluorita:<br />
En el yacimiento aparece siempre como mineral tardío, llen<strong>and</strong>o espacios vacíos<br />
dejados por las superficies de desplazamiento horizontal y que no fueron rellenados por<br />
la celestina. Es de destacar que no se encuentran inclusiones de celestita dentro de los<br />
cristales de fluorita lo cual es una evidencia de que no existió co-precipitación (Tritlla et<br />
al., 2005; Fig. 5.13). Se observo que los cristales de fluorita rellenan los huecos dejados<br />
tanto por la roca encajonante como entre los cristales subhedrales deformados y los<br />
cristales euhedrales y subhedrales de celestina no deformados.<br />
91
La fluorita al microscopio se observa como cristales cúbicos incoloros con<br />
zoneamiento por disposición de b<strong>and</strong>as de color. Es un mineral isotrópico (al cruzar<br />
nícoles no presenta comportamiento óptico) euhedral y el con exfoliación perfecta.<br />
Fig. 5.12.- Cristales de fluorita. Los cristales de fluorita son incoloros bajo luz normal<br />
(izquierda). La fluorita es un mineral isotrópico que al cruzar los nícoles se observa de color<br />
negro con líneas de clivaje de col<strong>ore</strong>s de alto orden (derecha).<br />
Cuarzo bipiramidal<br />
Dentro de los cristales de fluorita se observan inclusiones de cuarzo bi-piramidal<br />
junto a acumulaciones de materia orgánica de col<strong>ore</strong>s amarillo, café y negro y caolinita<br />
siguiendo en ocasiones los planos de crecimiento. La materia orgánica pasa de material<br />
sólido a líquido, incluyendo aceite atrapado en forma de inclusiones fluidas. Se observa<br />
que estos cristales de cuarzo forman una matriz microcristalina que corroe a cristales de<br />
celestina y fluorita (Fig. 5.11).<br />
Esto mismo que se observa en cristales de fluorita de distritos mineros similares<br />
al del <strong>Tule</strong> como el de Kentucky-Illinois. Las diferentes texturas y col<strong>ore</strong>s de la materia<br />
orgánica (bitumen) aparentan haber sufrido varios episodios de degasificación y<br />
variación térmica (Richardson & Pinckney, 1984).<br />
5.4.4 Secuencia Mineral (Paragénesis)<br />
La estructura mineralizada presenta 3 episodios de precipitación que conservan<br />
características petrográficas distintivas entre ellas. <strong>El</strong> primer episodio se representa por<br />
la formación de ritmitas micrométricas (celestina 1) y macrométricas (celestina 2) de<br />
cristales subhedrales y anahedrales con evidencias de deformación. Un segundo<br />
92
episodio (celestina 3) de cristales de subhedrales a euhedrales de celestina sin deformar,<br />
que crecen en espacios vacíos (mayor abundancia en el distrito). <strong>El</strong> último episodio está<br />
constituido por cristales de fluorita también sin deformar creciendo entre los cristales de<br />
las anteri<strong>ore</strong>s generaciones. Sincrónicamente a estos se observa la precipitación de<br />
cristales bipiramidales de cuarzo (típicos de sistemas hidrotermales de baja<br />
temperatura).<br />
Fig. 5.13.- Secuencia paragenética del distrito minero “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>”<br />
5.5 Resultados de Geoquímica<br />
5.5.1 Inclusiones Fluidas<br />
5.5.1.1 Petrografía<br />
Se seleccionaron 8 muestras para el estudio microtermométrico. A tal efecto, se<br />
realizó un bosquejo general de la cada una de las muestras. Se localizaron los minerales<br />
presentes, la posición de las fracturas y las zonas de mayor abundancia de inclusiones<br />
fluidas. Una vez descrita la muestra, se describieron y clasificaron las inclusiones<br />
fluidas según su posición, morfología, grado de relleno, color y tamaño.<br />
Una vez localizadas las inclusiones a estudiar, se descartaron aquellas que<br />
presentasen fenómenos de modificación post-atrapamiento, como decrepitación,<br />
93
“necking down” y pérdida de fluido (“leakage”), puesto que estos fenómenos alteran los<br />
resultados analíticos, tanto la salinidad como las temperaturas de homogeneización.<br />
En general, solo se estudiaron aquellas inclusiones fluidas primarias que no<br />
presentasen indicios “a priori” de modificación, puesto que son las que representan a las<br />
condiciones y composición de los fluidos que dieron origen al depósito.<br />
Fig. 5.14.- Inclusiones fluidas en celestina (izquierda) y fluorita (derecha).<br />
Una vez encontradas y localizadas las inclusiones, se procedió a la separación de<br />
las laminas doblemente pulidas del portaobjetos, para lo cual se utilizó una caja de petri<br />
y acetona para despegar la muestra. Durante este proceso las muestras se rompen<br />
dependiendo de las zonas de fractura y de crecimiento cristalográfico, para lo cual la<br />
localización previa de las inclusiones fluidas mediante dibujos, fotografías o croquis<br />
evita mucho trabajo de recuperación de las muestras.<br />
5.5.1.2 Inclusiones fluidas en Celestina<br />
Tipos de Inclusiones Fluidas<br />
En todas las muestras de celestina que se han estudiado, se ha puesto en<br />
evidencia la presencia de inclusiones primarias bifásicas (L-S, L-V) y trifásicas (L-V-<br />
S). Asimismo, se localizaron inclusiones mon<strong>of</strong>ásicas (L) secundarias, posiblemente<br />
muy tardías con respecto a la formación del depósito. La presencia de estas inclusiones<br />
mon<strong>of</strong>ásicas es común en la celestina debido a que esta presenta planos de exfoliación<br />
perfectos que pueden atrapar agua de cualquier origen por capilaridad.<br />
Se escogieron para el estudio aquellas inclusiones fluidas bifásicas y trifásicas<br />
localizadas en zonas con un mayor número de inclusiones fluidas y con relaciones<br />
94
volumétricas (L/V) consistentes. Se observaron petrográficamente los sólidos dentro de<br />
estas inclusiones para determinar por métodos ópticos si eran cristales atrapados o<br />
cristales hijos. Esto se comprobó posteriormente durante los análisis<br />
microermométricos.<br />
Fig. 5.15.- Inclusiones fluidas en celestina. Se observa una inclusión bifásica (L-V) con<br />
textura regular semi circular y una relación de líquido de 0.95.<br />
Para las muestras de “<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>” se utilizo una platina calentable y enfriable<br />
Chaixmeca montada en un microscopio Zeiss con objetivos de 5x y 20x de largo<br />
alcance. Debido a su practicidad y facilidad de manejo se utilizó para medir en todas las<br />
muestras temperaturas de homogeneización (Th) y de fusión del ultimo cristal de hielo<br />
(Tf). Para congelar las muestras se utilizó nitrógeno líquido proveniente del almacén de<br />
gases del Instituto de Neurobiología.<br />
Resultados microtermométricos.<br />
Para el estudio microtermométrico se escogieron 4 muestras (números 02, 12, 43<br />
y 79) que representaran los 2 episodios de mineralización de la celestina. Las muestras<br />
02 y 79 corresponden el primer episodio de mineralización. La muestra 02 fue tomada<br />
del borde superior del manto, y se caracteriza por presentar una serie de pequeños<br />
cristales alargados y deformados; la muestra 79 forma parte de la segunda generación y<br />
es parte de un gran cristal subhedral deformado de este mineral. Las muestras 12 y la 43<br />
son parte del tercer episodio de mineralización y fueron tomadas del centro de la<br />
mineralización de gr<strong>and</strong>es cristales decimétricos no deformados.<br />
95
Se midieron 162 inclusiones fluidas en celestina, de las cuales 95 corresponden a<br />
inclusiones de los primeros episodios de mineralización (muestras 02 y 79),<br />
caracterizadas por la presencia mayoritaria de inclusiones fluidas bifásicas (solo 5<br />
trifásicas) con un grado de relleno (L/V) de entre 0.7 y 0.9. Asimismo, se midieron 67<br />
inclusiones fluidas correspondientes al segundo episodio de mineralización, de las<br />
cuales 12 fueron inclusiones trifásicas y el resto bifásicas, con un grado de relleno (L/V)<br />
alrededor de 0.9.<br />
Los resultados obtenidos del análisis microtermométrico indican temperaturas<br />
eutécticas del sistema cercanas a los –40°C (en las inclusiones que se logro identificar),<br />
con temperaturas de fusión de la hidrohalita entre los –18°C y los -14°C. Las<br />
temperaturas de fusión del último cristal de hielo varían entre los –12°C y los 0°C, y las<br />
temperaturas de homogeneización se sitúan entre los +80°C y los +220°C.<br />
La temperatura del eutéctico alrededor -40°C sugiere la presencia de CaCl 2 en la<br />
solución; no obstante, las temperaturas de fusión de la hidrohalita (entre –18°C y los -<br />
14°C) indican sin lugar a dudas que dicha salmuera está dominada por NaCl como sal<br />
mayor en solución. Así, la salinidad para cada inclusión fué calculada mediante el<br />
programa MacFlinCor (Brown y Hageman, 1994) consider<strong>and</strong>o el sistema NaCl-H 2 O y<br />
a partir de las temperaturas de fusión del último cristal de hielo. Las salinidades así<br />
calculadas se encuentran entre el 0 y el 14% en peso equivalente de NaCl.<br />
Durante los ensayos microtermométricos se intentaron homogeneizar los sólidos<br />
presentes en las inclusiones fluidas para determinar si eran cristales hijos o sólidos<br />
atrapados. Estos no homogeneizaron ni a altas temperaturas, por lo que se les ha<br />
considerado como cristales atrapados durante la precipitación de la celestina.<br />
Inclusiones fluidas en la celestina deformada.<br />
Las muestras de los cristales precipitados en el primer episodio de<br />
mineralización de la celestina (muestras 02 y 79) presentan una gran dispersión en las<br />
temperaturas de homogeneización (80°C hasta los 200°C) y en salinidad (0 al 17%). En<br />
el diagrama Th vs. Salinidad se observa una dispersión de las familias de datos hacia<br />
val<strong>ore</strong>s de Th may<strong>ore</strong>s a igual salinidad sugiriendo que han sido afectadas por<br />
deformación o calentamiento, aument<strong>and</strong>o su volumen original (stretching) y, por tanto,<br />
su Th. Además, es posible que también existan pérdidas de fluido (“leakage”), que<br />
originarían una dispersión similar a la de una mezcla de fluidos.(Fig. 5.17). Pese a esta<br />
96
dispersión en los datos, se puede observar que la mayoría de las inclusiones presenta<br />
temperaturas de homogeneización a los 130°C y una salinidad entre el 10 y el 13%.<br />
La celestina es un mineral con poca dureza (3.5 en la escala de Moss) el cual al<br />
estar sometido a un esfuerzo tiende a romperse. Al crecer bajo un esfuerzo constante los<br />
minerales tienden a deformarse plásticamente, modific<strong>and</strong>o así sus condiciones<br />
originales de atrapamiento.<br />
20<br />
15<br />
Stretching<br />
% de wt. en NaCl<br />
10<br />
5<br />
0<br />
12<br />
10<br />
8<br />
6<br />
4<br />
2<br />
Frecuencias<br />
2<br />
4<br />
6<br />
8<br />
10<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de homogeneización (Th)<br />
Fig. 5.16.- Diagrama Th vs. salinidad junto con sus histogramas de frecuencia para la Th y<br />
salinidad (% eq. en peso de NaCl). En círculos negros se observan los datos para la muestra<br />
2 y en triángulos rojos los datos representativos de la muestra 79.<br />
Celestina no deformada<br />
Las muestras estudiadas representativas del segundo episodio de mineralización<br />
(muestras 12 y 43) tomadas de cristales de celestina euhedrales y sin deformar,<br />
muestran rangos de temperatura de homogeneización entre los 110° y los 220°C, con un<br />
máximo de frecuencia entre los 130° y los 140°C. Las salinidades calculadas varían<br />
entre 0-12 % en peso equivalente de NaCl, con un máximo de frecuencia entre 7-9% en<br />
peso equivalente de NaCl.<br />
97
Pese a observarse incrementos de temperatura producidos por cambios postatrapamiento<br />
(stretching), los datos encontrados en los cristales no deformados<br />
pertenecientes al segundo episodio de mineralización (muestras 12 y 43) son presentan<br />
una distribución que indica que sus características iniciales se han conservado mejor<br />
que en el caso anterior. Así, a partir de la distribución de los datos, una vez filtrados, es<br />
posible determinar que uno de los mecanismos de precipitación que actuó para la<br />
formación del depósito es la mezcla de soluciones, posiblemente entre un fluido de<br />
menor salinidad y temperatura con otro de mayor salinidad y temperatura.<br />
20<br />
15<br />
% de wt. en NaCl<br />
10<br />
5<br />
Stretching<br />
0<br />
10 8 6 4 2<br />
Frecuencias<br />
1<br />
2<br />
3<br />
4<br />
5<br />
6<br />
7<br />
8<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de homogeneización (Th)<br />
Fig. 5.17.- Diagrama Th vs. Salinidad junto con los correspondientes e histogramas de<br />
frecuencia para la Th y salinidad. Los círculos rojos representan los datos de la muestra 12<br />
y los triángulos negros a la muestra 43. La distribución sugiere una posible mezcla entre un<br />
fluido de menor salinidad y temperatura con otro de mayor salinidad y temperatura.<br />
Es importante resaltar la ausencia de inclusiones fluidas con hidrocarburos en<br />
estos cristales de celestina. Estos son usualmente comunes en minerales en cuencas<br />
sedimentarias y ya observados en distritos minerales de la zona del estado de <strong>Coahuila</strong><br />
(González-Partida et al., 2003; Puente-Solís et al., 2005; Ramos-Rosique et al., 2005;).<br />
98
20<br />
15<br />
% de wt. en NaCl<br />
10<br />
5<br />
0<br />
20<br />
15<br />
10<br />
5<br />
Frecuencias<br />
2<br />
4<br />
6<br />
8<br />
10<br />
12<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura dehomogeneización (Th)<br />
Fig. 5.18.- Diagrama compuesto de las muestras de celestina con procesos de deformación<br />
(2 y 79 en rojo) y sin deformar (12 y 79 en negro). Se observa en el campo redondeado<br />
donde coinciden el mayor numero de datos a los 130°C y entre los 7-9% de salinidad.<br />
5.5.1.3 Fluorita<br />
Tipos de Inclusiones Fluidas<br />
Inclusiones Acuosas<br />
La fluorita representa el último episodio de mineralización en la zona. Se<br />
escogieron 4 muestras de cristales gr<strong>and</strong>es y translucidos (muestras 13a, 13b, 77a y 77b)<br />
para los estudios de microtermometría. Se estudiaron un total de 123 inclusiones fluidas<br />
de las cuales las más abundantes fueron bifásicas (87) y algunas trifásicas (36). La<br />
morfología de estas inclusiones es en su mayoría regular, de formas redondeadas salvo<br />
algunas que presentan formas irregulares y que probablemente representen inclusiones<br />
fluidas reequilibradas (Fig. 5.20), al estar rodeadas de “nubes” constituidas por<br />
abundantes inclusiones fluidas mucho más pequeñas. Las relaciones volumétricas<br />
observadas se sitúan entre 0.8 0.9 (L/V). En su mayoría las inclusiones primarias<br />
encontradas se distribuyen principalmente siguiendo los planos de crecimiento del<br />
99
cristal. Se encontraron a su vez inclusiones bifásicas y trifásicas claramente secundarias<br />
que siguen planos de fractura.<br />
Las inclusiones trifásicas encontradas en fluorita presentaban uno o varios<br />
sólidos atrapados pero, debido al tamaño tan pequeño del cristal resultó muy difícil<br />
observar algunas de sus propiedades ópticas que pudiesen dar pistas sobre su<br />
composición. No obstante, la alta birrefringencia observada en algunos cristales así<br />
como la forma de los mismos indican que pudiese tratarse de carbonatos (calcita o<br />
dolomita). Se observaron que algunos de estos cristales (los mas pequeños) quedaban<br />
atrapados por tensión superficial entre los contactos de la fase vapor y la fase liquida<br />
d<strong>and</strong>o apariencia en ocasiones de una doble burbuja.<br />
Fig. 5.19 (Izquierda) Inclusión fluida en fluorita que presenta un sólido en suspensión<br />
dentro entre la fase vapor y la fase líquida. (Derecha) Inclusión con un sólido<br />
probablemente dolomita o calcita que observa un proceso de reequilibrio con nubes de<br />
inclusiones fluidas muy pequeñas.<br />
Microtermometría<br />
Se identificaron las temperaturas del eutéctico para la fluorita cerca de los –80°C<br />
lo cual indica que el fluido se encuentra en el sistema CaCl 2 . Las temperaturas de fusión<br />
para la hidrohalita (Tfh) varían entre los –28°C y los –22°C. Las temperaturas de fusión<br />
del último cristal de hielo varían desde los -14°C hasta los 0°C con un mayor número d<br />
inclusiones que fusionan entre los -10°C y los -8°C. La salinidad presenta dos rangos<br />
de val<strong>ore</strong>s, el primero entre 0.5-3% y uno segundo, representado por una mayor<br />
cantidad de datos, que va de los 11.5-15% en peso equivalente de de NaCl, con un<br />
máximo de distribución entre 13-13.5%.Al igual que en la celestina los sólidos<br />
100
encontrados en las inclusiones de fluorita son cristales atrapados durante la<br />
precipitación del mineral.<br />
Estas inclusiones fluidas presentan la homogenización a temperaturas entre los<br />
120 y los 155 grados, con un máximo de distribución entre 130-135°C.<br />
20<br />
15<br />
% de wt. en NaCl<br />
10<br />
5<br />
0<br />
35<br />
30<br />
25<br />
20<br />
15<br />
10<br />
Frecuencias<br />
5<br />
5<br />
10<br />
15<br />
20<br />
25<br />
30<br />
35<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de homogeneización (Th)<br />
Fig. 5.20.- Gráfica de Th vs. Salinidad de las muestras de fluorita. <strong>El</strong> grupo de mayor<br />
salinidad presenta una distribución que sugiere la mezcla de fluidos. <strong>El</strong> grupo similar<br />
temperatura de homogeneización pero mucha menor salinidad podría representar la<br />
invasión del sistema por fluidos poco o nada salinos, de origen meteórico.<br />
Se observaron dos grupos de datos en un diagrama Th vs. salinidad (fig. 5.21)<br />
caracterizados por diferencias importantes en salinidad, aunque Th similares.<br />
<strong>El</strong> grupo de mayor salinidad representa las inclusiones fluidas claramente<br />
primarias, y se distribuyen según una línea de mezcla de fluidos, al igual que en el caso<br />
de las inclusiones fluidas en celestina no deformada. Es de destacar la nula dispersión<br />
de los datos que refleja la ausencia de fenómenos post-atrapamiento.<br />
<strong>El</strong> segundo grupo, también muy bien definido, lo constituye un grupo de<br />
inclusiones fluidas de similar temperatura de homogeneización que el caso anterior<br />
(140-150°C) pero aun más baja dispersión, y salinidad prácticamente nula. Estas<br />
101
inclusiones representarían inclusiones fluidas secundarias que no detectadas como tales<br />
durante el estudio petrográfico. Este comportamiento podría representar la invasión del<br />
sistema por fluidos poco o nada salinos, de origen meteórico.<br />
Inclusiones fluidas con Hidrocarburos<br />
En el muestreo de campo se encontraron horizontes dentro de la mineralización<br />
en los que se observaban cristales de fluorita de col<strong>ore</strong>s mas oscuros, los cuales al<br />
romperse desprendían un olor fétido, por lo que se relacionaron con la presencia de<br />
materia orgánica en su interior. La observación de estas muestra bajo microscopía<br />
óptica de polarización permitió confirmar la presencia de hidrocarburos líquidos y<br />
sólidos, bajo la forma de inclusiones fluidas, atrapados en los cristales de fluorita.. Esta<br />
es una característica común de los yacimientos de fluorita que aparecen encajonados en<br />
los carbonatos mesozoicos en <strong>Coahuila</strong> y, por extensión, en México. Asimismo, a nivel<br />
mundial se ha visto que la fluorita, en los depósitos de baja temperatura, es un mineral<br />
que suele ir asociado a materia orgánica líquida, sólida o gaseosa.<br />
Así, se llevó a cabo un estudio específico sobre las asociaciones de inclusiones<br />
fluidas que contenían hidrocarburos. Estos sistemas mixtos (acuosos y de<br />
hidrocarburos) <strong>of</strong>recen la posibilidad de calcular las condiciones reales de atrapamiento<br />
y registrar cambios en la presión durante la formación de los depósitos.<br />
La coexistencia en un mismo plano cristalográfico de inclusiones fluidas acuosas<br />
y con hidrocarburos es la prueba de su co-atrapamiento y de que, por tanto, dan<br />
información precisa sobre un pulso de fluido. Estas inclusiones se localizaron (muestra<br />
54) en zonas aisladas de los cristales de fluorita, en su mayoría atrapadas cerca de los<br />
bordes exteri<strong>ore</strong>s, junto con cristales de cuarzo bipiramidal y agrupamientos de un<br />
material oscuro interpretado como materia orgánica.<br />
En su mayoría las inclusiones de hidrocarburos observadas son pequeñas<br />
(algunas micras de diámetro), con morfología alargada y con fenómenos de reequilibrio<br />
(inclusiones hijas más pequeñas).<br />
Las inclusiones estudiadas son las más gr<strong>and</strong>es y se encuentran coexistiendo con<br />
inclusiones acuosas. Estas inclusiones son bifásicas a polifásicas, encontrándose<br />
mezclas in homogéneas de agua y aceite (color amarillo-ámbar), junto con gases y<br />
sólidos atrapados, ya sea materia orgánica degrada (bitumen) o cristales atrapados (L-V,<br />
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<br />
estas inclusiones varían entre 0.90 a 0.95 de líquido en las inclusiones mas gr<strong>and</strong>es (ver<br />
Tabla). Las inclusiones fluidas acuosas y de hidrocarburo coexisten hacia el centro de<br />
los cristales entre los bordes oscuros de materia orgánica (Fig. 5.21).<br />
Fig. 5.23 (Izquierda) Inclusiones con hidrocarburos están rodeadas por materia orgánica<br />
degradada junto con cristales bipiramidales de cuarzo. (Derecha) Coexistencia de<br />
inclusiones fluidas con hidrocarburos (amarillo) e inclusiones fluidas acuosas<br />
(translucidas).<br />
5.5.1.5 Análisis y Modelación de Inclusiones Fluidas acuosas y con hidrocarburos<br />
Como se vio en el capitulo de técnicas analíticas, la información que se puede<br />
obtener del estudio de un solo sistema de las inclusiones fluidas es relativamente<br />
limitada. Cu<strong>and</strong>o es posible y existen evidencias del atrapamiento de dos fluidos<br />
inmiscibles, resulta muy ventajoso analizar ambos. Para determinar las condiciones<br />
reales de atrapamiento de un conjunto de fluidos y, por ende, de la precipitación del<br />
mineral que las contiene, es necesario estudiar el las inclusiones con hidrocarburos<br />
junto con las inclusiones acuosas. Una vez analizados ambos, es posible obtener<br />
diagramas de P-T (Presión – Temperatura) en ambos sistemas. <strong>El</strong> cálculo de sus<br />
respectivas isocoras permite determinar mediante su cruce las condiciones más<br />
probables de atrapamiento.<br />
A tal efecto, se seleccionó una muestra de fluorita en la que coexisten<br />
inclusiones fluidas de hidrocarburos y acuosas. Se realizó un estudio de<br />
microespectroscopía Raman, microespectrometría infrarroja (FT-), y reconstrucción<br />
volumétrica de las inclusiones fluidas con hidrocarburos mediante microscopía confocal<br />
láser (CLSM). Este se llevó a cabo en el Laboratorio de Investigación de Inclusiones<br />
103
Acuosas e Hidrocarburos (Petroleum <strong>and</strong> Aquos Inclusiones Research PAIR) del<br />
CREGU-G2R-NRs de Nancy, Francia.<br />
Microespectroscopía Raman en inclusiones acuosas<br />
Esta técnica se utiliza para determinar la cantidad de metano (CH 4 ) que se<br />
encuentra fraccionado en la fase vapor de inclusiones fluidas acuosas. Esta<br />
determinación se realiza cu<strong>and</strong>o la inclusión está homogeneizada ya que así el cálculo<br />
de la cantidad de metano se corresponde con el total del volumen de la inclusión.. En las<br />
inclusiones fluidas acuosas medidas se obtuvieron porcentajes molales que varían<br />
desde el 0.070 al 0.114. A partir de estos val<strong>ore</strong>s, se calcularon las isopletas e isocoras<br />
para este sistema y se representaron un gráfico P-T (figura 5.28)<br />
Mineral Inclusión Fase Th(°C) m NaCl m CH4 m H2S<br />
Fluorita 5 L(v) 133,7 3,62 0,070 0,143<br />
Fluorita 6 L(v) 133 2,81 0,082 0,153<br />
Fluorita 7 L(v) 133 3,25 0,114 0,171<br />
Fluorita 8 L(v) 133 2,91 0,093 0,155<br />
Fluorita 9 L(v) 132,8 3,71 0,095 0,166<br />
Tabla 5.1: Resultados del análisis de inclusiones acuosas contenidas en los cristales de<br />
fluorita del <strong>Tule</strong> obtenidos mediante microespectroscopía Raman<br />
Microtermometría de las inclusiones con hidrocarburos.<br />
Las temperaturas de homogeneización de los hidrocarburos son cercanas a los<br />
65°C, excepto en un caso con 98°C.<br />
N° inclusión Th (°C) [CH 4 ]m [CO 2 ]m [Alk]m CH 2 /CH 3 m<br />
HC1 82,0 29,5 1,9 68,6 5,0<br />
HC2 67,0 38,8 0,7 60,5 5,1<br />
HC3 71,0 30,9 0,9 68,2 5,2<br />
HC4 98,3 48,3 1,5 50,2 7,1<br />
Tabla 5.2 Datos obtenidos mediante con el microespectroscopio infrarrojo.<br />
Microespectroscopía Infrarroja (FT-IR)<br />
Las inclusiones fluidas con hidrocarburos fueron analizadas mediante<br />
microespectroscopía infrarroja para determinar la relación CH 4 /alkanos y CH 4 /CO2 en<br />
una inclusión fluida de hidrocarburos, permitiendo la obtención de las concentraciones<br />
molares de CH 4 , CO 2 y alkanos en dicha muestra. <strong>El</strong> análisis reveló aceites con una<br />
104
elación de CH 2 /CH 3 cercano a 5 molal, cerca de un 30% de CH 4 , y CO 2 en<br />
concentración de 0.7 y 1.9 molal, todo ello indicativo de la presencia de hidrocarburos<br />
pesados<br />
Fig. 5.24 Inclusiones fluidas con hidrocarburos, se observan las fases liquida, gaseosa y<br />
sólidas (bitumen y cristales atrapados).<br />
Fig. 5.25 Espectro FT-IR, inclusión HC2. Se observa el espectro de las especies químicas<br />
CH 2 y CH 3 así como el del agua y el CO 2<br />
Microscopía confocal láser de barrido (CLSM)<br />
De las 4 inclusiones medias con microespectroscopía infrarroja, se tomaron las 3<br />
inclusiones que mostraron no haber sufrido fenómenos de agr<strong>and</strong>amiento, para s medir<br />
105
la relación volumétrica entre el aceite y la fase vapor. Esta relación es una característica<br />
básica para el modelado de la presión real de atrapamiento de las inclusiones con<br />
hidrocarburos y para caracterizar el tipo de hidrocarburos atrapados.<br />
Inclusión<br />
Volumen<br />
min.<br />
(µm 3 )<br />
Volumen<br />
max.<br />
(µm 3 )<br />
Diámetro<br />
vapor<br />
min.<br />
(µm)<br />
Diámetro<br />
vapor<br />
max.<br />
(µm)<br />
Volumen<br />
vapor<br />
min.<br />
(µm 3 )<br />
Volumen<br />
vapor<br />
max.<br />
(µm 3 )<br />
%<br />
volumen<br />
%<br />
volumen<br />
min. de max. de<br />
vapor vapor<br />
contra el contra el<br />
aceite aceite<br />
HC1 209,00 260,00 3,10 3,28 15,59 18,47 5,66 8,12<br />
HC2 322,00 470,00 3,66 3,81 25,66 28,94 5,18 8,25<br />
HC3 86,30 99,00 2,20 2,45 5,57 7,72 5,33 8,22<br />
Tabla 5.3: Resultados del cálculo de la relación volumétrica entre el aceite y la fase vapor<br />
obtenidas mediante la microscopia confocal con escanéo láser para las inclusiones de<br />
hidrocarburo en la fluorita.<br />
Fig. 5.27 Imagen confocal de una inclusión con petróleo. a) imagen con flu<strong>ore</strong>scencia. b)<br />
imagen con luz transmitida.<br />
106
Diagrama del modelado PIT de Inclusiones Fluidas con Hidrocarburos<br />
<strong>El</strong> modelado de las inclusiones fluidas acuosas se basa en la aplicación de la<br />
ecuación de estado de Duan et al. (1992) utiliz<strong>and</strong>o para ello los datos de salinidad (Tf)<br />
y temperatura de homogeneización (Th) obtenidos a partir de microtermometría, y de la<br />
concentración molar de los gases en la inclusión, estimada mediante microsonda<br />
Raman.<br />
Fig. 5.28 Modelado de P-T para la precipitación de fluorita. Se observa el punto en el que<br />
se cruzan las isocoras de las inclusiones acuosas con las de hidrocarburo.<br />
107
Para el modelado de las inclusiones fluidas con hidrocarburos se utiliza la<br />
ecuación de estado de Peng-Robinson, utiliz<strong>and</strong>o los datos de Th y el % del volumen<br />
de gas que se mide mediante CSLM y la estimación de la longitud de las cadenas de<br />
carbono del hidrocarburo mediante FTIR. Ambos conjuntos de datos son evaluados<br />
mediante la utilización del s<strong>of</strong>tware llamado PIT (Petroleum Inclusion<br />
Thermodynamics), obteniéndose diagramas P-T (presión-temperatura) que incluyen la<br />
isopleta y la isocora de los hidrocarburos.<br />
A partir de los datos obtenidos se ha modelizado la isopleta e isocora para cada<br />
una de las inclusiones fluidas analizadas (acuosas e hidrocarburos) <strong>El</strong> cruce de la<br />
isocora de las inclusiones acuosas y de la isocora de las inclusiones con hidrocarburos<br />
indica condiciones de presión y temperaturas entre los 380 y 450 bar para temperaturas<br />
de 135°C.<br />
108
5.5.1.4 Evolución de los fluidos durante la formación del depósito<br />
Si se comparan los datos obtenidos de Th y salinidad en celestina y fluorita se<br />
puede observar que los datos de una y otra (sin tomar en cuenta la deformación de los<br />
primeros episodios de mineralización de la celestina) corresponden a rangos muy<br />
diferentes en salinidad, los val<strong>ore</strong>s para la celestina se concentran entre los 7-9% en<br />
cambio para la fluorita se concentran entre los 13-14%. No obstante, ambos minerales<br />
precipitaron en un rango de temperaturas similares. A partir de la disposición de los<br />
datos en el diagrama Th vs. salinidad (Fig. 5.22) se puede observar una disposición que<br />
indica una posible mezcla entre dos fluidos, est<strong>and</strong>o representado el de mayor salinidad<br />
por los fluidos atrapados en la fluorita y en alguna de las muestras de celestina. Cabe<br />
recordar que la fluorita es la última fase en precipitar, hecho que sugiere que al menos el<br />
F, quizás también el _Sr, estarían ligados al fluido de mayor salinidad y temperatura.<br />
Fig. 5.22.- Diagrama de Th vs. Salinidad de celestina (rojo) y fluorita (negro). Pese a<br />
presentar una salinidad distinta, los datos acoplados de celestina y fluorita observan una<br />
clara mezcla de fluidos.<br />
109
110
Capitulo VI<br />
Discusión de los resultados<br />
111
112
6.1 Generalidades sobre la celestina en sistemas de baja temperatura<br />
Composicionalmente, la celestina es un sulfato de estroncio (SrSO 4 ) que<br />
cristaliza en el sistema ortorrómbico. Suele presentarse bajo la forma de cristales a<br />
menudo idiomórficos con hábito prismático o tabular, pudiendo crecer en formas<br />
radiales, fibrosas o granulares. Aparece con col<strong>ore</strong>s blanco, amarillo, azul o incoloro y<br />
posee un lustre vítreo a perlados en superficies de exfoliación. Posee una dureza de<br />
entre 3 y 3.5 y densidad de 3.95 a 4. (Korbel y Novak, 1999).<br />
La celestina es un mineral de gran importancia económica al ser la fuente<br />
principal de estroncio. <strong>El</strong> Sr, bajo la forma del carbonato estroncianita (SrCO 3 ) se usa<br />
para pigmentos, vidrios, fuegos artificiales, imanes y metalurgia. Hacia 1997, más del<br />
75% del estroncio consumido en los Estados Unidos se utilizó como aditivo en la<br />
construcción de pantallas para televis<strong>ore</strong>s como requerimiento para bloquear rayos X<br />
(Ober 1999). Los principales product<strong>ore</strong>s mundiales son en la actualidad España,<br />
México, China y Turquía.<br />
La mayor parte de la bibliografía nos remite al hecho de que la mayoría de la<br />
celestina se encuentra en carbonatos marinos de plataforma y evaporitas, comúnmente<br />
sobre yaciendo sedimentos de origen clástico, de edades desde el Silúrico hasta el<br />
Plioceno (Hanor, 2004) y se presenta en una gran variedad de yacimientos<br />
sedimentarios (Kinsman, 1969; Baker y Bloomer 1988; Saunders et al. 1988; Esch,<br />
1995) e ígneos (Heinrich y Vian 1967; Hatorri, 1989).<br />
6.1.1 Geoquímica de la Celestina<br />
<strong>El</strong> Ba, Sr y S son relativamente abundantes en la corteza terrestre. Faure (1998)<br />
propone los val<strong>ore</strong>s de abundancia media de estos elementos en: Ba, 250 ppm; Sr, 260<br />
ppm y S, 310 ppm. Se encuentran en la mayoría de las rocas ígneas o silicicásticas con<br />
concentración entre las 200 - 900 ppm, y aumenta en la medida que el Si, el K y el C<br />
crecen en abundancia, indicativo de su elemento relacionado con rocas ácidas. Así<br />
mismo el Ba aumenta en concentración en las rocas mas potásicas y el Sr en las rocas<br />
mas cálcicas debido a la relación con el radio atómico (Hanor, 2001).<br />
<strong>El</strong> Azufre existe en la naturaleza de diferentes formas, pero en forma mayoritaria<br />
como sulfuro S 2- 2-<br />
, sulfato SO 4 y como azufre nativo S 0 . <strong>El</strong> azufre en la corteza terrestre<br />
113
se encuentra controlado en su mayoría en estado de reducción, en forma de H 2 S y<br />
sulfuros metálicos, en condiciones oxidantes se encuentra principalmente como sulfatos<br />
disueltos y en anhidritas, yeso, celestina y barita como fases sólidas.<br />
Debido a las condiciones anóxicas anteri<strong>ore</strong>s al Proterozoico, las formas<br />
oxidadas de sulfatos como la celestina o barita son prácticamente inexistentes en rocas<br />
antiguas, salvo algunos yacimientos muy locales y por fuentes volcánicas (en el<br />
Arqueano; Buick & Dunlop, 1990).<br />
La celestina suele estar presente como una fase mineral diagenética menor en<br />
sedimentos carbonatados marinos. Una de las causas de su precipitación es a partir de la<br />
inversión de la aragonita a la calcita, o la recristalización de carbonatos.<br />
<strong>El</strong> Ba 2+ y el Sr 2+ son elementos que poseen un alto potencial iónico y pueden ser<br />
transportados en fluidos acuosos en forma de cationes divalentes hidratados poseyendo<br />
una alta solubilidad en agua. Al entrar en contacto con sulfatos la reacción produce<br />
sólidos de una muy baja solubilidad, por lo que los fluidos acuosos pueden contener<br />
altas concentraciones tanto de Sr y Ba como de sulfatos (SO 4 ) pero nunca aparecer en el<br />
mismo fluido (West, 1974).<br />
Debido a que Sr y Ba pueden estar presentes en cualquier tipo de fluidos<br />
acuosos, tanto la celestina como la barita se forman en una gran cantidad de ambientes<br />
tanto sedimentarios, como metamórficos e ígneos. Sin embargo las condiciones de<br />
presión y temperatura son mas restringidas para la celestina - que posee una menor<br />
solubilidad a mayor temperatura - que para la barita la cual precipita desde los 0 hasta<br />
los 400°C con presiones de 1 a 2000 bares (Bowers et al., 1984).<br />
6.1.2 Tipos de yacimientos de Celestina<br />
La distribución de yacimientos de celestina, así como los ambientes y tipos de<br />
yacimientos, se encuentran mucho más limitados que aquellos en los que se precipita la<br />
barita. La barita posee una solubilidad inversa a la de la celestina, por lo que se puede<br />
encontrar en un variado rango de ambientes de temperaturas y presiones. La celestina<br />
solo se puede formar en algunos procesos que discriminan la precipitación del Sr sobre<br />
el Ba ó cu<strong>and</strong>o se encuentran fuentes con una relación muy alta de Sr/Ba.<br />
114
6.1.3 Mecanismos de precipitación para la celestina<br />
Fluidos ascendentes ricos en Sr mezclados con agua marina<br />
Estos yacimientos son conocidos como depósitos exhalativos submarinos, los<br />
cuales se derivan en dos clases, los depósitos volcanogénicos, cuya formación esta<br />
directamente relacionada a la convección de fluidos por calor magmático, y los<br />
depósitos exhalativos sedimentarios (sedex) en la que no se involucra actividad<br />
magmática. Los fluidos ricos en Sr y Ba se derivan de la lixiviación de rocas<br />
continentales o marinas. <strong>El</strong> sulfato que se encuentra en el agua marina sufre una<br />
reducción parcial, alter<strong>and</strong>o la composición isotópica de los minerales precipitados a<br />
val<strong>ore</strong>s mas altos puesto que (Hanor, 2004).<br />
Precipitación biológica<br />
Existen ciertos organismos microscópicos planctónicos presentes en aguas<br />
marinas y de aguas continentales llamados Acantharians, que utilizan el SrSO 4 como<br />
parte de su estructura en su exoesqueleto. En la actualidad se encuentran en<br />
prácticamente todas las aguas del mundo (Bernstain et al.1992).<br />
Reacción de fluidos ricos en Sr con sulfato no marino<br />
Estas reacciones son algunas que se efectúan con sulfatos de calcio en minerales<br />
evaporíticos, aguas que contienen sulfatos por evaporación y/o disolución de evaporitas.<br />
La mayoría de los yacimientos mas gr<strong>and</strong>es de celestina en el mundo se han formado<br />
donde los que fluidos ricos en estroncio han reaccionado con los sulfatos de ambientes<br />
evaporíticos y carbonatados. En algunos casos remplazan yesos y anhidritas en domos<br />
salinos.<br />
Precipitación por cambios de presión y temperatura<br />
De acuerdo a la química de los minerales en la serie barita-celestina, la barita es<br />
más común a precipitarse bajo cambios de presión a temperaturas constantes o a<br />
cambios de temperatura bajo los 100°C. La celestina por su parte es un mineral con<br />
solubilidad inversa a la temperatura, por lo que es menos probable que precipite con<br />
115
fluidos que sufran de enfriamiento por debajo de los 100°C, por otra parte si el fluido es<br />
de mayor temperatura bien podría precipitarse este mineral. (Hanor, 2000).<br />
6.1.4 Depósitos singenéticos producto de diagénesis temprana<br />
Müller (1962) propuso que muchas de las gr<strong>and</strong>es concentraciones de celestina<br />
en el mundo se debían a procesos de evaporación de agua marina. Observó también que<br />
en el yacimiento de Hemmelte-West en la formación Upper Malm en Alemania, la<br />
celestina presentaba texturas megascópicas que correspondían perfectamente con<br />
aquellas de la precipitación masiva de anhidritas. Sin embargo no se estableció si estas<br />
texturas representaban una <strong>deposit</strong>ación singenética, o un reemplazamiento posterior a<br />
la precipitación de la anhidrita.<br />
Los argumentos que apoyan la teoría singenética de Müller eran 2 sencillas<br />
propuestas, la celestina precipita entre las etapas de precipitación de los carbonatos y el<br />
yeso dentro de la evaporación de agua marina; y sus cálculos de balanceo en los que se<br />
sugiere que aproximadamente el 63% del Sr presente inicialmente en el agua marina no<br />
se encuentran presentes por co-precipitación en ninguno de los minerales evaporíticos y<br />
por lo tanto queda libre para la precipitación de celestina (Hanor, 2004).<br />
Sin embargo Zherebtsova & Volkova (1966) encontraron experimentalmente<br />
que el Sr es lixiviado posteriormente en la etapa de precipitación de la halita.<br />
Encontraron también que el yeso y la anhidrita poseen concentraciones superi<strong>ore</strong>s de Sr<br />
a las del nivel del mar (0.09-0.41% de peso en Sr), pudiendo representar el Sr faltante<br />
en los cálculos de Müller.<br />
La teoría singenética no explica por completo las gr<strong>and</strong>es acumulaciones de<br />
celestina que es posible encontrar en series sedimentarias, que pueden llegar a contener<br />
hasta varios millones de toneladas de este mineral (Kesler y Jones 1981; Scholle et al.<br />
1990).<br />
6.1.5 Depósitos epigenéticos producto de diagénesis pr<strong>of</strong>unda<br />
La mayoría de los gr<strong>and</strong>es depósitos de celestina alrededor del mundo presenta<br />
una serie de características que sugieren una génesis diferente a la singenética. Las<br />
texturas macro y microscópicas de estos depósitos muestran evidencias físicas claras de<br />
reemplazamientos de la roca de caja por cristales de celestina. Así mismo las<br />
composiciones isotópicas de Sr y S de estos yacimientos no coincide con aquellas del<br />
116
agua marina, evidenci<strong>and</strong>o un fraccionamiento isotópico producto de procesos<br />
diferentes a los encontrados durante la diagénesis temprana. (Carlson, 1987; Scholle et<br />
al. 1990).<br />
De acuerdo a lo anterior se supone que la mayoría de los depósitos de celestina<br />
se han formado en respuesta al desarrollo de un régimen tectónico que moviliza fluidos<br />
con altas concentraciones de Sr de las pr<strong>of</strong>undidades de las cuencas hacia la superficie,<br />
donde las condiciones más oxidantes son propicias para la oxidación de S y su<br />
precipitación. Los fluidos de cuenca poseen una relación preferencial de Sr/Ba y alta<br />
salinidad, necesaria para precipitar preferencialmente de Sr sobre el Ba. Las<br />
concentraciones isotópicas, sugieren a su vez una mezcla de fluidos entre aquellos<br />
formados por la evaporación de agua de mar con aguas meteóricas o el agua connota<br />
dentro de las rocas. Estas salmueras de cuenca pudieron lixiviar altas cantidades de Sr<br />
en su interacción y búsqueda de equilibrio químico entre el agua y la roca (Hanor,<br />
2004). Estos procesos que son muy similares a los encontrados en los depósitos tipo<br />
MVT (Tritlla et al., 2006, 2007). Garven & Raffensperger (1997) establecen que los<br />
fluidos tanto en las cuencas sedimentarias como en la corteza continental están sujetos a<br />
diferentes fuerzas que pueden movilizar gr<strong>and</strong>es cantidades de fluidos y gr<strong>and</strong>es<br />
cantidades de Sr, result<strong>and</strong>o en la precipitación de gr<strong>and</strong>es cantidades de celestina en<br />
estos lugares con altos contenidos de sulfatos.<br />
6.2 Generalidades sobre la fluorita en sistemas de baja temperatura<br />
La fluorita (CaF 2 ) o fluoruro de calcio, cristaliza en el sistema cúbico. Se<br />
presenta en col<strong>ore</strong>s muy variados desde translucido pas<strong>and</strong>o por amarillo, blanco, rojo,<br />
verde, azul, negro, café y morado. Cristalográficamente se presenta en cristales cúbicos,<br />
octaédricos y mas raramente combinaciones de cubo y rombododecaedro<br />
(tetraquisexahedros), así como bajo la forma de agregados masivos, granulares y,<br />
típicamente, b<strong>and</strong>eados (rimitas de tipo cebra). Posee un lustre vítreo con una densidad<br />
aproximada de 3.2 y una dureza de 4 (Korbel y Novak, 1999)<br />
La fluorita se puede encontrar en ambientes tanto sedimentarios como ígneos<br />
(magmáticos y/ o hidrotermales). Algunos de los procesos involucrados en la<br />
precipitación de fluorita durante eventos ígneos están controlados por el marco<br />
tectónico, asimilación magmática, asociación mineralógica, contaminación del magma,<br />
117
gradiente geotérmico, contenido de volátiles, pr<strong>of</strong>undidad y tiempo (Hannah & Stein,<br />
1990).<br />
Los depósitos de fluorita principalmente se han encontrado en ambientes<br />
extensionales, dominados por fallas normales pr<strong>of</strong>undas como vías de transporte de<br />
fluidos con contenido de F y altas temperaturas rellen<strong>and</strong>o vetas en fracturas. (Worl et<br />
al., 1973). En muchos distritos mineros se encuentran mineralizaciones que van desde<br />
stockworks, chimeneas y reemplazamientos estratoligados, y probablemente también<br />
ligados a estos mismos fenómenos distensivos (Rowan et al., 1996). Sin embargo<br />
existen aun muchas interrogantes sobre la relación estrecha entre la actividad ígnea y la<br />
mineralización (Pennines, U.k., Dunham, 1983; Illinois-Kentucky, Richardson &<br />
Pinckney, 1984; <strong>Coahuila</strong>, México, Kesler, 1977, González-Partida et al., 2003; Tritlla<br />
et al., 2004).<br />
6.2.1 Origen del F en medios sedimentarios y diagenéticos<br />
Existen diferentes teorías que han sido bien aceptadas para explicar el origen del<br />
F en medios sedimentarios y diagenéticos. En ambientes sedimentarios, se han<br />
encontrado hasta cientos de ppm de F en calcitas con alto Mg y aragonita (Ohde &<br />
Gitano, 1980; Ichikuni, 1979). Sin embargo las concentraciones de F en fluidos<br />
diagenéticos son insuficientes como para que estos puedan precipitar directamente las<br />
gr<strong>and</strong>es cantidades de fluorita que se encuentran.<br />
6.2.2 Mecanismos de precipitación en yacimientos de baja temperatura<br />
Diversos aut<strong>ore</strong>s han propuesto varias hipótesis que tratan de explicar los<br />
procesos que controlan la precipitación de este mineral, desde el simple enfriamiento<br />
del fluido mineralizante, dilución del fluido mineralizante por agua meteórica, la mezcla<br />
de dos salmueras distintas, hasta el incremento de los fluidos ácidos originales (Burt &<br />
Sheridan, 1980; Ruiz et al., 1985; Richardson & Holl<strong>and</strong>, 1979; Deloule, 1982).<br />
Por Mezcla<br />
La mezcla de una solución que contenga flúor y una solución diferente con<br />
calcio, se ha propuesto como un posible mecanismo de precipitación de fluorita en los<br />
yacimientos de baja temperatura (Richardson & Hol<strong>and</strong>, 1979). Características como el<br />
118
<strong>and</strong>eamiento de diferentes col<strong>ore</strong>s, la salinidad constante en las inclusiones fluidas y la<br />
falta de coherencia entre de la salinidad con la temperatura, son algunas características<br />
que se oponen a la mezcla de fluidos (Spirakis & Heyl, 1995). Richardson & Holl<strong>and</strong><br />
(1979) mostraron que en soluciones con altas concentraciones de F, el calcio puede<br />
encontrarse presente en pequeñas cantidades. Sin embargo al agregar una solución con<br />
altas concentraciones de calcio, se forman complejos de CaF + los cuales aumentan la<br />
solubilidad de la fluorita, haciendo muy difícil su precipitación, siendo necesarios<br />
cambios bruscos en temperatura, pH o presión para su precipitación. Este mecanismo<br />
puede no ser la única causa de precipitación, la combinación con otros mecanismos que<br />
actúan de forma conjunta (como los de ruptura de complejos químicos, Ej. MgF + )<br />
pueden precipitar cantidades importantes de fluorita (Tritlla et al., 2004).<br />
Por Enfriamiento<br />
Varios aut<strong>ore</strong>s han propuesto este mecanismo como importante para la<br />
precipitación de la fluorita (Putnam et al, 1983; Richardson & Holl<strong>and</strong>, 1979). En los<br />
depósitos de fluorita de baja temperatura, este proceso debería de generar temperaturas<br />
de formación no muy homogéneas. Roedder (1968) en el depósito de Kentucky-Illinois<br />
(USA) determino temperaturas constantes en las primeras etapas de precipitación de la<br />
fluorita (177°C-187°C), aunque en las etapas posteri<strong>ore</strong>s de precipitación la temperatura<br />
es aun mas alta (Spry et al., 1990). Estas observaciones han determinado que el<br />
enfriamiento no es quizás el mecanismo por el cual precipite la fluorita en estos<br />
yacimientos de baja temperatura.<br />
Dolomitización de la roca encajonante<br />
Los complejos de MgF + poseen una fuerza iónica superior a los complejos de<br />
CaF + . Durante los procesos de dolomitización, la solución mineralizadora intercambia el<br />
magnesio por el calcio de la roca, decreciendo así la solubilidad de la fluorita<br />
permitiendo su precipitación (Richardson & Holl<strong>and</strong>, 1979). Siendo este un mecanismo<br />
apto y común en fluidos ricos en flúor y procesos de dolomitización, el volumen en los<br />
yacimientos de baja temperatura suele ser muy superior al que puede precipitarse de<br />
esta forma.<br />
119
Ruptura de los complejos de MgF + por CO 2<br />
Alternativamente a la dolomitización como medio para romper los complejos de<br />
MgF + , Spirakis & Heyl (1988), propusieron que la adición de CO 2 por la disolución de<br />
los carbonatos o la degradación térmica de la materia orgánica formaría complejos de<br />
MgHCO + 3 deslig<strong>and</strong>o así el complejo MgF + liber<strong>and</strong>o el F y fav<strong>ore</strong>ciendo la<br />
precipitación de fluorita. Como la cantidad de CO 2 liberada esta en función de la<br />
temperatura el pH, los tipos de materia orgánica y otros fact<strong>ore</strong>s que son variables, el<br />
flujo de dióxido de carbono y la precipitación seria variable de acuerdo a las<br />
condiciones. Estas oscilaciones dentro de la precipitación es la que facilitaría la<br />
redisolución de los minerales ya formados, al igual que los b<strong>and</strong>eamientos y<br />
recristalizaciones.<br />
6.3 Génesis del distrito minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong><br />
Introducción<br />
Existen dos principales teorías para explicar el origen de los gr<strong>and</strong>es depósitos<br />
de celestina en el mundo:<br />
1. precipitación singenética por evaporación de agua marina (Müller <strong>and</strong> Puchelt,<br />
1061; Müller, 1962; Brodtkorb et al. 1982).<br />
2. reemplazamiento epigenético de carbonatos y sulfatos de calcio por celestina<br />
(Carlson 1987, Scholle et al. 1990).<br />
Durante muchos años los gr<strong>and</strong>es yacimientos de celestina alrededor del mundo<br />
fueron considerados como singenéticos, formados durante las primeras etapas de<br />
evaporación del agua marina. Mediante experimentos de laboratorio Zherebtsova y<br />
Volkova (1966) demostraron que la celestina es reincorporada al agua marina durante<br />
las etapas posteri<strong>ore</strong>s a su precipitación, por lo que la única forma de incorporar gr<strong>and</strong>es<br />
cantidades de Sr a una roca sería mediante la transformación local de aragonita a calcita<br />
o dolomita, o por lixiviación de rocas preexistentes (Hanor, 2004).<br />
Kesler & Jones (1981) sugirieron que los depósitos de celestina de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> y el resto de<br />
los yacimientos de <strong>Coahuila</strong>, son cuerpos de reemplazamiento sobre carbonatos, que se<br />
formaron durante los primeros momentos de la diagénesis a partir del Sr removilizado<br />
localmente. Apoyaron su idea present<strong>and</strong>o datos sobre la composición isotópica del<br />
120
azufre y del oxigeno en la celestina (apenas 13 muestras de todo el estado) y observaron<br />
que se mantenía de acuerdo a los estándares internacionales de composición isotópica<br />
del agua marina para la época (Claypool, 1980), sin tomar en cuenta el posible<br />
reequilibrio isotópico que podían sufrir estas rocas debido a eventos geológicos<br />
posteri<strong>ore</strong>s a su formación. Estos aut<strong>ore</strong>s no análisis microtermométricos en las<br />
muestras de celestinas e infirieron las temperaturas de formación como temperaturas<br />
bajas similares a las encontradas en minerales evaporíticos o de diagénesis temprana.<br />
<strong>El</strong> <strong>Tule</strong><br />
<strong>El</strong> estudio microtermométrico de la celestina del distrito minero de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong><br />
muestra temperaturas de atrapamiento en las inclusiones fluidas de aproximadamente<br />
130°C, temperatura que se esperaría para procesos de mayor pr<strong>of</strong>undidad a los<br />
propuestos por Kesler & Jones (1981), así como una salinidad claramente superior a la<br />
del agua marina (7-9% de peso equivalente en NaCl), indic<strong>and</strong>o que los procesos de<br />
formación de este yacimiento conlleva un enriquecimiento en sales de las soluciones<br />
hidrotermales.<br />
Los yacimientos de fluorita del estado de <strong>Coahuila</strong>, habían sido hasta hace<br />
algunos años relacionados al magmatismo e intrusivos riolíticos terciarios (Tempe &<br />
Grogan, 1963; Kesler, 1977). Las temperaturas obtenidas mediante microtermometría<br />
marcaban temperaturas muy ambiguas que iban desde los 120°C hasta los 350°C<br />
(Kesler, 1977). Esta ambigüedad es debida principalmente a que las muestras de mayor<br />
temperatura fueron tomadas directamente de las aureolas de metamorfismo de contacto<br />
cercanas a los ígneos terciarios (riolitas) que post-datan la formación de los cuerpos de<br />
fluorita (Tritlla et al., 2006). Por otra parte, las temperaturas mas bajas - que se<br />
encuentran en la mayoría de los yacimientos de todo el estado - fueron tomadas en los<br />
mantos estratoligados que observan reemplazamiento e inclusiones fluidas con<br />
hidrocarburos.<br />
Las temperaturas observadas en este trabajo en cristales de fluorita (135°C con<br />
salinidades promedio de 13% en peso equivalente de NaCl) son coherentes con aquellos<br />
presentados en trabajos anteri<strong>ore</strong>s (Tabla 5.1; González-Partida et al, 2002, 2003; Tritlla<br />
et al., 2004a, 2004b) y representan las temperaturas y salinidades esperadas para<br />
fluidos migrados desde las cuencas sedimentarias.<br />
121
En el distrito minero <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> las texturas presentes en la celestina indican un<br />
reemplazamiento de la roca carbonatada a favor de niveles carbonatados con moldes de<br />
cristales de anhidrita. Estos niveles evaporíticos actuaron como precurs<strong>ore</strong>s del sulfato<br />
necesario para la precipitación de la celestina. Esta última, aparece pseudomorfiz<strong>and</strong>o<br />
en parte moldes de anhidrita, ejemplific<strong>and</strong>o así con claridad el carácter epigenético del<br />
yacimiento.<br />
La fluorita aparece como cristales euhedrales rellen<strong>and</strong>o los espacios abiertos<br />
dejados por la celestina al precipitar. Esta fluorita presenta inclusiones fluidas con y<br />
presenta un alto contenido de materia orgánica tanto bajo la forma de bitumen (sólido)<br />
como hidrocarburos líquidos y gaseosos (en las inclusiones fluidas). La presencia de<br />
materia orgánica líquida hace imposible la participación de fluidos de origen<br />
magmático que habrían degradado la materia orgánica de las rocas a volátiles simples<br />
(CO 2 , SO 2 )<br />
Las evidencias antes expuestas son concordantes con las características<br />
encontradas en yacimientos del tipo MVT (Roedder, 1968, 1984; Leach, Sangster,<br />
Hanor, Wilkinson, 2000) contradiciendo cualquier participación de actividad ígnea en<br />
los procesos de mineralización como los anteri<strong>ore</strong>s aut<strong>ore</strong>s habían sugerido (Kesler,<br />
1977; Kesler & Jones, 1981; Tempe & Grogan, 1963).<br />
6.3.1 Régimen tectónico compresivo (Orogenia Larámide)<br />
Apoyados en los estudios petrográficos realizados en las muestras de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> se<br />
puede concluir que la celestina y la fluorita precipitaron esencialmente en periodos<br />
diferentes, con la característica especial de que la primera y segunda generaciones de<br />
celestina precipitaron sincrónicamente en una zona sometida a una débil pero constante<br />
deformación. La mineralización sigue los limites de permeabilidad sub-horizontales a la<br />
estratificación, generándose una superficie ondulada cuyo movimiento fue facilitado por<br />
la presión del fluido permitiendo el movimiento entre los estratos, hecho que ha sido<br />
observado previamente en otros yacimientos de fluorita en el NO del estado de <strong>Coahuila</strong><br />
(González-Partida, 2003; Tritlla el al., 2004a, 2004b, 2005, 2006, 2007).<br />
Como se vio en el capitulo introductorio a los yacimientos de tipo MVT, estos<br />
depósitos se encuentran genéticamente relacionados a gr<strong>and</strong>es sistemas hidrotectónicos,<br />
los cuales se forman (en algunos casos) por la expulsión de fluidos de<br />
122
cuenca debido a la deformación de gr<strong>and</strong>es cinturones orogénicos (Bradley & Leach,<br />
2003). Estos sistemas movilizan gr<strong>and</strong>es volúmenes de agua (Tectonic driven flow;<br />
Oliver, 1975) a bajas velocidades de flujo. Sin embargo en cuencas sedimentarias<br />
sobrepresurizadas (Sharp, 1978) las velocidades de flujo de fluidos movilizados pueden<br />
alcanzar hasta varios metros por año. Este fenómeno ocasiona que en sistemas<br />
confinados se alcancen altas presiones. La alta presión y la velocidad de flujo fav<strong>ore</strong>cen<br />
un alto índice de formación de cristales (nucleación) por sobre el crecimiento de los<br />
mismo, encontrándose una precipitación masiva de pequeños cristales.<br />
<strong>El</strong> presente trabajo sugiere que estos cristales de celestina de la primera y<br />
segunda generación fueron precipitados bajo condiciones de deformación debida al<br />
desplazamiento lateral de los estratos (layer parallel slip) bajo un régimen de alta<br />
presión de fluidos evidenciado por una alta tasa de nucleación (formación de nuevos<br />
cristales) por sobre el crecimiento de los mismos. En el contexto tectónico del área de<br />
estudio, el único evento regional que sugiere una deformación de tal magnitud que<br />
pudiese afectar los flancos de la Cuenca de Sabinas es la Orogenia Laramídica, sin<br />
embargo sin una forma de poder acotar la edad de la mineralización y compararla con la<br />
de la deformación y el cese de la misma, solo queda como sugerencia de los aut<strong>ore</strong>s e<br />
hipótesis de trabajo para trabajos siguientes.<br />
La siguiente generación de celestina conserva las mismas características<br />
químicas de la primera y segunda generación. Los resultados microespectrométricos<br />
muestran el mismo ambiente de precipitación oxidante, en el que se encuentran trazas<br />
de CH 4 , CO 2 y H 2 S en las inclusiones fluidas, sin embargo la ausencia de evidencias de<br />
deformación y la precipitación de celestina sustituyendo los carbonatos sin disposición<br />
preferencial de los cristales (textura isótropa) marca un cambio en las condiciones<br />
físicas de la precipitación. La celestina del tercer episodio no se encuentra deformada y<br />
crece en cristales de subhedrales a euhedrales de hasta varios cm. de grosor.<br />
6.3.2 Cambio de régimen de fluidos – Relajación y precipitación de Fluorita<br />
La aparición de cristales de celestina sin deformar, sugiere el cese de la<br />
deformación, provoc<strong>and</strong>o un período de estabilidad, permitiendo el crecimiento de<br />
gr<strong>and</strong>es cristales idiomórficos de celestina, cuya fuerza de cristalización es suficiente<br />
para continuar abriendo espacio en la estructura mineralizada. Esta situación de<br />
crecimiento estable ha sido reportado por distintos aut<strong>ore</strong>s a lo largo de distintos<br />
123
distritos mineros del estado de <strong>Coahuila</strong> (Ramos-Rosique et al., 2005, Puente-Solís et<br />
al., 2005a; Villareal-Fuentes, 2005, Puente-Solís et al, 2005b; Tritlla et al, 2005, 2006).<br />
La petrografía realizada en muestras del manto mineralizado de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> indica<br />
que después de la precipitación de la segunda generación de la celestina, la velocidad de<br />
nucleación de los cristales disminuye y, por consiguiente, aumenta el tamaño de los<br />
cristales de celestina en el yacimiento. Esto puede interpretarse como un cambio en el<br />
régimen pulsatil de la cuenca, pas<strong>and</strong>o de un flujo de fluido controlado por deformación<br />
compresiva a un dominado por un ambiente distensivo generalizado, permitiendo un<br />
crecimiento más lento (menor nucleación) de los cristales. La fluorita pese a no<br />
encontrarse evidencias de co-precipitación con la última generación de celestina,<br />
continua precipit<strong>and</strong>o bajo estas mismas condiciones distensivas, baja nucleación y alto<br />
grado de crecimiento en los cristales.<br />
Tritlla et al. (2004a y b) mediante análisis de halógenos en las inclusiones<br />
fluidas, sugieren que los fluidos involucrados en la precipitación de la fluorita en el<br />
yacimiento de La Encantada – Buenavista, muestran una mezcla de aguas meteóricas<br />
evolucionadas con salmueras de cuenca. La infiltración de aguas meteóricas es un hecho<br />
común en cuencas sedimentarias que han visto procesos de distensión y generación de<br />
fallas normales, las cuales sirven como conductos de flujo para estos fluidos hacia las<br />
pr<strong>of</strong>undidades de la cuenca.<br />
La relación entre yacimientos de fluorita y aguas meteóricas no sucede como<br />
hecho aislado, Rowan (1996) y Richardson & Holl<strong>and</strong> (1979) lo mencionan como<br />
mecanismo muy viable para la formación de yacimientos de fluorita en distritos<br />
importantes alrededor del mundo. Estos fluidos se infiltran mediante fallas normales<br />
producto de una tectónica distensiva y en su paso por las rocas, lixivian el F de rocas<br />
félsicas y lo movilizan a áreas propicias para su precipitación como fluorita (Levresse et<br />
al., 2006).<br />
Estos procesos observados en yacimientos de fluorita alrededor del mundo<br />
permiten sugerir que el emplazamiento de los cuerpos de fluorita de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> y otros<br />
yacimientos similares de <strong>Coahuila</strong>, pudieron formarse obedeciendo al cambio de<br />
régimen tectónico del NE de México. <strong>El</strong> cual después del cese de la deformación<br />
laramídica, sobreviene un periodo de distensión y formación de fallas normales<br />
124
propuesto para esta región hacia el Mioceno (Ar<strong>and</strong>a et al., 2005; Goldhammer, 1999;<br />
Eguiluz, 2001).<br />
125
6.3 Mecanismos de precipitación y modelos propuestos<br />
Celestina.<br />
Así como los estudios petrográficos lograron establecer diferencias temporales y<br />
tectónicas entre las primeras generaciones de celestina, con la última generación de<br />
celestina y de fluorita, los estudios microtermométricos y geoquímicos evidencian una<br />
historia distinta en la evolución de las condiciones físico-químicas (temperatura,<br />
presión, salinidad de los fluidos, presencia de materia orgánica y de sulfatos preexistentes)<br />
que propiciaron su precipitación.<br />
Los fluidos son el mecanismo más eficiente para el transporte de calor en la<br />
corteza, así como de solutos (Na, Cl, K, F, etc.). La salinidad y el contenido en<br />
halógenos de las fases líquidas presentes en las inclusiones fluidas estudiadas, son muy<br />
similares a las aguas de formación que acompañan a los hidrocarburos en el Golfo de<br />
México (González-Partida et al., 2002). Estas salmueras, que migraron junto con los<br />
hidrocarburos, fueron probablemente movilizadas y expulsadas de la cuenca hacia los<br />
bordes de las plataformas de Burros-Salado (en el caso del <strong>Tule</strong>) y de <strong>Coahuila</strong> (en el<br />
caso de las minas de la Sierra de los Alamitos) durante la compresión Laramídica. Estos<br />
fluidos evolucionaron debido a la circulación a través de la serie sedimentaria,<br />
enriqueciéndose en solutos (aumentaron su salinidad) y en Sr y F debido a reacciones<br />
diagenéticas (inversión de la aragonita a calcita, alteración de feldespatos, etc.)<br />
Estas aguas continuaron su migración hasta que encontraron las rocas de la<br />
Formación Buda las cuales funcionaron como una verdadera trampa química en los<br />
niveles evaporíticos (anhidrita CaSO 4 ). Esta formación se caracteriza porque algunas de<br />
sus fácies poseen altos contenidos de materia orgánica, hecho ya conocido en los<br />
campos petroleros del centro de Texas, donde los miembros superior (Fm. Buda) e<br />
inferior (Fm. Georgetown) del Grupo Washita son rocas generadoras y almacén de<br />
hidrocarburos (ref. Giddings). La combinación de estos fluidos propició la precipitación<br />
de celestina sincrónicamente con la deformación.<br />
Dicha mezcla es puesta en evidencia por los datos microtermométricos que<br />
delinean una posible mezcla de dos fluidos, uno de alta salinidad y alta temperatura<br />
(salmuera en migración con Sr lixiviado) y un segundo de baja salinidad y baja<br />
temperatura, con abundante sulfato, de posible origen diagenético. Esta interpretación es<br />
apoyada por lo expuesto por West (1974), quien indica que el estroncio en forma<br />
126
hidratada es muy soluble en fluidos acuosos, pero al entrar en contacto con sulfatos,<br />
precipita especies minerales sólidas (celestina).<br />
<strong>El</strong> cese de la compresión, permitió la precipitación de cristales de celestina en<br />
forma de cristales más gr<strong>and</strong>es sin deformación hasta el cese de la precipitación de<br />
celestina posiblemente al cambiar el régimen de expulsión de aguas.<br />
Fig. 6.1.- Modelo genético de la migración de fluidos ricos en Sr +2 por expulsión durante la<br />
compresión laramídica.<br />
127
Fluorita<br />
La fluorita de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong> precipitó bajo las mismas condiciones físicas post -<br />
orogénicas que la ultima generación de celestina, sin embargo, es apreciable un cambio<br />
importante en la geoquímica de los fluidos: salinidades distintas, de entre 7-9% en peso<br />
eq. De NaCl (celestina) y de 13-14% en peso eq. de NaCl (fluorita); ausencia total de<br />
materia orgánica en la celestina y la concentración de esta en la fluorita bajo la forma<br />
degradada (bitumen) y en inclusiones fluidas con hidrocarburos.<br />
Varios aut<strong>ore</strong>s (Richardson y Holl<strong>and</strong>, 1979; Rowan et al., 1996) proponen que<br />
los yacimientos de fluorita alrededor del mundo se encuentran relacionados a eventos<br />
distensivos en el que las aguas meteóricas fluyen debido a gradientes topográficos<br />
(Gravity driven flow, Garven & Freeze, 1984) por los planos de fallas donde convergen<br />
con rocas ígneas emplazadas en las zonas de debilidad y lixivian el F de ellas.<br />
Este modelo físico es muy similar a lo que parece haber ocurrido posteriormente<br />
a la orogenia Larámide en el NE de México, el cambio en los esfuerzos propició tanto el<br />
fallamiento en las zonas deformadas como la entrada de aguas meteóricas en las zonas<br />
emergidas, así como el emplazamiento de intrusivos ígneos por las zonas de debilidad<br />
(magmatismo terciario). Estas aguas penetraron a la corteza superior por gravedad hasta<br />
donde probablemente se encontraron con gradientes anómalos de temperatura debido a<br />
los emplazamientos ígneos. Lixiviaron el F en pr<strong>of</strong>undidad y por convección fueron<br />
movilizados hasta las zonas en que precipitaron fluorita. La naturaleza química del F de<br />
este y otros yacimientos de fluorita es idéntica a la del F encontrado en emplazamientos<br />
riolíticos posteri<strong>ore</strong>s, mostr<strong>and</strong>o tener un origen común probablemente a gr<strong>and</strong>es<br />
pr<strong>of</strong>undidades (Levresse et al., 2006).<br />
Richarson y Holl<strong>and</strong> (1979) proponen la mezcla como un mecanismo probable<br />
para la precipitación de fluorita, en el cual un fluido rico en F puede precipitar fluorita<br />
al encontrarse con un fluido rico en Ca 2+ como serían las aguas intersticiales. Tritlla et<br />
al. (2004a) propone la combinación de dos mecanismos de precipitación, (1) en el que<br />
se mezclan dos tipos de fluido de diferente origen uno con altos contenidos de F en<br />
forma de complejos de MgF+ y otro con Ca, (2) si el fluido con alto contenido de Ca<br />
contenía CO 2 como sería normal en un medio con carbonatos, esta mezcla pudo<br />
propiciar la ruptura de los complejos de MgF+. Mediante la microespectroscopía<br />
Raman se determino un alto contenido en CO 2 en las inclusiones fluidas de la fluorita de<br />
<strong>El</strong> <strong>Tule</strong>, por lo que la ruptura de los complejos que pudieron transportar el F,<br />
128
liberándolos y precipit<strong>and</strong>o como fluorita gracias al exceso de Ca 2+ en las soluciones<br />
debido tanto a la disolución/sustitución de la anhidrita por celestina, así como por el<br />
medio ambiente carbonatado.<br />
Queda por comprender el destino final del Mg ya que no hay evidencias físicas<br />
de intercambio iónico (dolomitización) o precipitación de alguna especie química de<br />
Mg. <strong>El</strong> alto contenido de CO 2 sugiere un ambiente con pH ácido en el cual el Mg tiende<br />
a mantenerse en solución.<br />
Fig. 6.2.-Modelo genético de la migración de fluidos ricos en F 1- por infiltración de aguas<br />
meteóricas durante el periodo de extensión.<br />
129
130
Capitulo VII<br />
Conclusiones y Recomendaciones<br />
131
132
Conclusiones<br />
Las texturas y la mineralogía presentes en las rocas del Distrito Minero de “<strong>El</strong><br />
<strong>Tule</strong>”, ejemplifican claramente una historia de sucesión de eventos regionales que<br />
provocaron cambios en la secuencia mineral del depósito estudiado. La primera y<br />
segunda generación de celestina se encuentra evidentemente deformada en los cristales<br />
desde masivos –quizás precipitados por sobre-saturación – hasta tabulares. Los<br />
minerales no crecen libremente y fueron sometidos a esfuerzos durante su crecimiento<br />
evidenci<strong>and</strong>o una zona de alto flujo de fluidos y de movimientos sub-horizontales (layer<br />
parallel slip).<br />
La tercera generación de celestina muestra un cambio en los patrones de<br />
precipitación. Se observa un crecimiento lento y constante en el que los cristales crecen<br />
idiomórficos con hábitos cristalográficos euhedrales y tamaño centimétrico. Evidencian<br />
también un cambio en los patrones de flujo, pas<strong>and</strong>o de un alto flujo a uno menor, en el<br />
que se observa ya un periodo de estabilidad sin deformación.<br />
La fluorita crece bajo patrones similares a la segunda generación de celestina,<br />
bajo cristales euhedrales, siempre rellen<strong>and</strong>o espacios vacíos tanto de la roca<br />
encajonante, sin mostrar evidencias de precipitación simultánea.<br />
Esta sucesión de los minerales es evidenciada por el cambio brusco del tipo de<br />
precipitación (de celestina a fluorita) y obedece a dos fact<strong>ore</strong>s relacionados:<br />
• Un cambio del régimen tectónico de la cuenca, debido primero a la deformación<br />
compresiva de la orogenia Larámide (celestina deformada sin-orogénica) y al<br />
periodo de relajación consecuente (celestina y fluorita no deformados postorogénicos);<br />
• Un cambio en el régimen de flujo de fluidos relacionado primeramente a la<br />
expulsión de salmueras de la cuenca por compresión lixivi<strong>and</strong>o el Sr de la serie<br />
carbonatada, seguido de un flujo de aguas meteóricas movilizadas por gravedad y<br />
luego por convección donde lixiviaron el F en pr<strong>of</strong>undidad y migran hacia la<br />
plataforma.<br />
Esta mineralización puede considerarse como zonas de flujo preferente de fluido<br />
y calor en la corteza en las cuales estos fluidos mineralizaron a favor de estructuras que<br />
fueron reactivadas durante las etapas de deformación o relajación de esfuerzos. La<br />
133
mineralogía de estas zonas es un fiel reflejo de la composición de los fluidos<br />
movilizados expulsados del paquete de sedimentos, así como de los procesos<br />
geoquímicos que gobiernan la precipitación de fases minerales y la interacción de estos<br />
fluidos con la roca regional. Asimismo, estos fluidos son los responsables del transporte<br />
de calor hacia zonas más superficiales y distantes, provoc<strong>and</strong>o la aparición de<br />
gradientes anómalos de temperatura en zonas permeables que actuaron como<br />
paleoacuíferos. La asociación espacial y temporal de hidrocarburos o sus productos de<br />
degradación con estructuras de pale<strong>of</strong>lujo dominadas por fluidos acuosos es<br />
relativamente común y ha de ser vista como uno de los mecanismos de maduración y<br />
movilización de materia orgánica más íntimamente relacionados con la formación de<br />
orógenos.<br />
La información microtermométrica obtenida en conjunto con las características<br />
geológicas observables en campo: el carácter estratoligado de los mantos, la<br />
mineralización se da en rocas carbonatadas de plataforma, las texturas epigenéticas, así<br />
como la mineralización observada petrográficamente que muestran una nula relación<br />
con actividad ígnea, forman características muy similares de este yacimiento con los del<br />
tipo MVT.<br />
134
Recomendaciones<br />
Trabajo de campo a detalle para determinar nuevas áreas de prospección<br />
siguiendo los niveles evaporíticos.<br />
Estudios de isotopía estable de O y S para determinar las fuentes de las aguas<br />
involucradas en la mineralización y el origen del S encontrado en los sulfatos.<br />
Estudiar la relación 87 Sr/ 86 Sr en los carbonatos, celestina y fluorita para<br />
determinar la firma isotópica de los diferentes pulsos de fluido.<br />
Acotar la edad de la mineralización mediante un fechamiento isotópico.<br />
Estudio petrográfico a detalle de otros yacimientos de celestina para buscar más<br />
evidencias de precipitación sincrónica a la deformación.<br />
135
136
137<br />
Bibliografía
138
Bibliografía<br />
Ahmad, S.N. Y Rose, A.W., 1980, Fluid inclusions in Porphyry <strong>and</strong> Skarn <strong>ore</strong> at Santa Rita,<br />
New <strong>Mexico</strong>, Economic Geology., 75: 229-250.<br />
Ak<strong>and</strong>e, S.O., <strong>and</strong> Zentilli, M., 1984, Geologic, fluid inclusion, <strong>and</strong> stable isotope studies <strong>of</strong><br />
<strong>the</strong> Gays River lead-zinc <strong>deposit</strong>, Nova Scotia, Canada. Economic Geology, 79, 1187-<br />
211<br />
Anderson, 1975, Precipitation <strong>of</strong> Mississippi Valley-type <strong>ore</strong>s: Economic Geology., v. 70, p.<br />
937-942.<br />
Anderson, I.k., Ashton, J.H., Earls, G., Hitzman, M.W., Tear, S (Eds.), 1995a, Irish<br />
Carbonate-hosted Zn-PB <strong>deposit</strong>s, vol. 21, Society <strong>of</strong> Economic Geologists Guidebook<br />
series, Littleton, CO.<br />
Anderson, G.M., 1983. Some geochemical aspects <strong>of</strong> sulfide precipitation in carbonate rocks.<br />
Rolla. Mo. University <strong>of</strong> Missouri, Rolla. 603 p., pp. 61-76.<br />
Anderson, G.M., <strong>and</strong> Garven, G., 1987, Sulfate-sulfide-carbonate associations in Mississippi<br />
Valley-Type lead-zinc <strong>deposit</strong>s, Economic Geology 82, 482-8.<br />
Anderson, J.M <strong>and</strong> MacQueen, R.W. 1988: Mississippi Valley-Type Lead Zinc Deposits., in<br />
Roberts R.G. And Sheahan. P.A. (Eds): Ore Deposit Models., Geoscience Canada<br />
Reprint Series 3, 19-90.<br />
Anderson, W.L.& Lydon, J.W. 1990: Sedex <strong>and</strong> MVT <strong>deposit</strong>s in Jurassic carbonates <strong>of</strong><br />
Pakistan., Abstract <strong>of</strong> 8th IAGOD Sym., Ottawa, A257.<br />
Andrew, C.J., 1986, The Tectonostratigraphic controls to mineralization in <strong>the</strong> Silvermines<br />
area, County Tipperary, Irel<strong>and</strong>, In. Andrew, Cj., Crowe, R.W.A., Finaly, S., Pennell,<br />
W.M., Pyne, J. (Eds.), Geology <strong>and</strong> <strong>Genesis</strong> <strong>of</strong> Mineral <strong>deposit</strong>s in Irel<strong>and</strong>. Irish<br />
Association for Economic Geology, Dublin. Pp. 377-408.<br />
Andrew, C.J., 1993, Mineralization in <strong>the</strong> Irish Midl<strong>and</strong>s. In: Pattrick, R.A.D., Poyla, D.A.,<br />
eds., Mineralization in <strong>the</strong> British Isles, Chapman & Hall London, pp. 208-269.<br />
Aplin, A.C., Macleod, G., Larter, S.R., Pedersen, K.S., S<strong>ore</strong>nsen, H., Booth, T., 1999,<br />
Combined use <strong>of</strong> Confocal Laser Scanning Microscopy <strong>and</strong> PVT simulation for<br />
139
estimating <strong>the</strong> composition <strong>and</strong> physical propoerties <strong>of</strong> Petroleum in fluid inclusions,<br />
Marine <strong>and</strong> Petroleum Geology, 16, p. 97-110.<br />
Baker, P.A., & Bloomer, S.H., 1988, The origin <strong>of</strong> <strong>celestite</strong> in deep-sea carbonate sediments:<br />
Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 52, p. 335-339.<br />
Barnes, H.L.,1983. Ore <strong>deposit</strong>ion in Mississippi Valley-type <strong>deposit</strong>s; in Kisvarsanyi, G,<br />
Grant, S.K., Pratt, W.P. <strong>and</strong> Koening, J.W. (Eds) International Conference on MVT<br />
lead-zinc <strong>deposit</strong>s. University Missouri-Rolla, 77-85.<br />
Bartok, P., 1993: Pre breakup geology <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong>- Caribbean: Its relation to<br />
Triassic <strong>and</strong> Jurassic rift systems <strong>of</strong> <strong>the</strong> region, Tectonics, v. 12, p. 441-459.<br />
Barton, P.B.Jr., 1967. Possible role <strong>of</strong> organic matter in <strong>the</strong> precipitation <strong>of</strong> <strong>the</strong> Mississippi<br />
Valley <strong>ore</strong>s; Monograph 3, The Economic Geology Publications, Lancaster Press, 443<br />
p., 371-378.<br />
Bastin, E.S., ed., 1939, Contributions to knowledge <strong>of</strong> <strong>the</strong> lead ans zinc <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
Mississippi Valley region. Geological Society <strong>of</strong> America Special Paper. 24, 156 p.<br />
Bathurst, R.G.C., 1975. Carbonate sediments <strong>and</strong> <strong>the</strong>ir diagenesis; 2nd edition, <strong>El</strong>sevier,<br />
Amsetrdam, 658 p.<br />
Bailey, J.C., 1977, Fluorine in granitic rocks <strong>and</strong> melts: A review: Chemical Geology, v. 19,<br />
1-42.<br />
Beales, F.W., 1975. Precipitation mechanisms for Mississippi Valley-type <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s;<br />
Economic Geology, 70, 943-948.<br />
Beals, F.W., <strong>and</strong> Jackson, S.A., 1966, Precipitation <strong>of</strong> lead-zinc <strong>ore</strong>s in carbonate reservoirs<br />
as illustrated by Pine Point <strong>ore</strong> field, Canada, Transactions <strong>of</strong> <strong>the</strong> Institution <strong>of</strong> Mining<br />
<strong>and</strong> Metallurgy. (Sect. B: Appl. Earth Sci.), 75 B278-85.<br />
Beaty, D.W.; L<strong>and</strong>is, G.P., Thompson, T.B., 1990. Carbonate-hosted sulfide <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong><br />
Central Colorado Mineral Belt: Introduction, General Discussion, <strong>and</strong> Summary;<br />
Economic Geology Monograph 7, 1-18.<br />
Bebout, D.G., <strong>and</strong> R.G. Loucks, eds., 1977, Cretaceous carbonates <strong>of</strong> Texas <strong>and</strong> <strong>Mexico</strong>:<br />
University <strong>of</strong> Texas, Bureau <strong>of</strong> Economic Geology Report <strong>of</strong> Investigations 89, 332p.<br />
140
Bernstain, R.E., Byrne, R.H., Betzer, P.R., Greco, A.M., 1992, Morphologies <strong>and</strong><br />
transformations <strong>of</strong> celestine in seawater: The role <strong>of</strong> Acantharians in strontium <strong>and</strong><br />
barium geochemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta 56, p. 3273-3279.<br />
Bethke, C.M., Marshak, S., 1990: Brine migrations across North America- <strong>the</strong> plate tectonics<br />
<strong>of</strong> groundwater. Annual Review <strong>of</strong> Earth <strong>and</strong> Planetary Science, 18, 228-315.<br />
Blauser, W.H., 1981: The stratigraphy <strong>of</strong> <strong>the</strong> Taraises Formation, Lower Cretaceous, <strong>Mexico</strong>,<br />
in C.I. Smith, (ed.) Lower Cretaceous estratigraphy <strong>and</strong> structure, nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong>:<br />
West Texas Geolocial Socity Publication 81-74, p. 37-42.<br />
Bodnar, R.J., Reynolds, T.J., Kuhen, C.A., 1985. Fluid-inclusions systematics in epi<strong>the</strong>rmal<br />
systems. In: Berger, B., Bethke, R. (Eds.), Geology <strong>and</strong> Geochemistry <strong>of</strong> Epi<strong>the</strong>rmal<br />
Systems: Society <strong>of</strong> Econmic Geologists, Reviews in Economic Geology 2, p. 73-97.<br />
Boni, M., 1985: Les gisements de type Mississippi Valley du Sud-Oust de la Dardaigne<br />
(Italie): une sysnthése., Chronicle <strong>of</strong> mineral research., 479, 7-34<br />
Bottrell, S.H., Yardley, B. W.D., Buckley, F., 1988. A modified crush-leach method for <strong>the</strong><br />
analysis <strong>of</strong> fluid inclusions electrolytes; Bulletin Mineralogie., 11, 279-290.<br />
Bowers, T.S., Jackson, K.J., Helgeson, H.C., 1984, Equilibrium Activity Diagrams. Springer-<br />
Verlag, Berlin 397 p.<br />
Bradley, D.C. & Leach, D.L., 2003, Tectonic controls <strong>of</strong> Mississippi Valley-type lead-zinc<br />
mineralization in orogenic f<strong>ore</strong>l<strong>and</strong>s, Mineralium Deposita v. 38, p 16.<br />
Brewster, D., 1823, On <strong>the</strong> existence <strong>of</strong> two new fluids in <strong>the</strong> cavities <strong>of</strong> minerals, which are<br />
inmiscible, <strong>and</strong> which posses remarkable physical properties. Edinburgh Philosophy<br />
Journal., 9: 94-107.<br />
Cardellach, Curso de Isotopía<br />
Carlson, E.H., 1987, Celestine replacements <strong>of</strong> evaporites. Sedimentary Geology 54, p. 93-<br />
112.<br />
Caro<strong>the</strong>rs, W.W., <strong>and</strong> Kharaka, Y.K., 1978, Aliphatic acid anions in oil-field waters-<br />
Implications for <strong>the</strong> origin <strong>of</strong> natural gas: American Association <strong>of</strong> Petroleum<br />
Geologists Bulletin, v. 62, p. 2441-2453.<br />
141
Carrillo-Bravo, J., 1963: Geology <strong>of</strong> <strong>the</strong> Hizachal-Peregrina Anticlinorium northwest <strong>of</strong><br />
Ciudad Victoria, Tamaulipas, in F. Bonet et al., eds., Geology <strong>of</strong> Peregrina Canyon <strong>and</strong><br />
Sierra de <strong>El</strong> Abra, <strong>Mexico</strong>: Corpus Christi Geological Society annual Field Trip, p. 11-<br />
13.<br />
Cathles, L.M., Smith, A.T., 1983. Termal constraints on <strong>the</strong> formation <strong>of</strong> Mississippi Valleytype<br />
lead-zinc <strong>deposit</strong>s <strong>and</strong> <strong>the</strong>ir implications for episodic basin dewatering <strong>and</strong> <strong>deposit</strong><br />
genesis; Economic Geology, 78, pp. 983-1002.<br />
Clark, K.F., Foster, C.T., Damon, P.E., 1982. Cenozoic mineral <strong>deposit</strong>s <strong>and</strong> subductionrelated<br />
magmatic arcs in México; Geological Socity <strong>of</strong> America Bulletin, 93, 53-544.<br />
Claypool, G. E., Holser, W. T., Kaplan, 1. R., Sakai, H., <strong>and</strong> Zak, 1. (1980). Chemical<br />
Geology, 28, 199<br />
Consejo de Recursos Minerales, México, 1993. Monografía Geológico-Minera del Estado de<br />
<strong>Coahuila</strong>; Secretaría de Energía, Minas e Industria Paraestatal, Subsecretaría de Minas;<br />
154 p.p.<br />
Consejo de Recursos Minerales. Anuario Estadístico de la Minería Mexicana<br />
Cornelis K., Cornelius S.H.Jr., EUA, 1994. Manual <strong>of</strong> Mineralogy; John Wiley & Sons; 21a<br />
edición; 681 p.p.<br />
Corpstein, P., 1974, The la Joya <strong>and</strong> La Boca formations, in Conlkin et al. (eds.) Geology <strong>of</strong><br />
Huizachal-Peregrina Anticlinorium: Pan American Geological Society Field trip<br />
Guidebook, p. 81-90.<br />
Crawford, M.J. And Beales, F.W., 1983, The Shawangunk mine: a possible s<strong>and</strong>stone-hosted<br />
Mississippi Valle-Type <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong> in New York., in Kisvarsanyi, G., Grant, S.K., Pratt,<br />
W.P. And Koening,J.W. (Eds.) International Conference on MVT lead-zinc <strong>deposit</strong>s.<br />
University <strong>of</strong> Missoure-Rolla, 436-445.<br />
Craig, H. (1961). Isotopic variations in meteoric waters. Science, 133:1702-1703.<br />
Charlestone, S., 1973, Stratigraphy, tectonics <strong>and</strong> hydrocarbon potential <strong>of</strong> <strong>the</strong> Lower<br />
Cretaceous, <strong>Coahuila</strong> Series, <strong>Coahuila</strong>, <strong>Mexico</strong>: Ph.D. Dissertation, University <strong>of</strong><br />
Michigan, Ann Arbor, 268 p.<br />
142
Davy, Sir Humphrey (1822): «On <strong>the</strong> state <strong>of</strong> water <strong>and</strong> aeriform matter in cavities found in<br />
certain crystals». Royal Soc. London Philos. Trans., 2: 367-376.<br />
Davis, D.W., Lowenstein, T.K., Spencer, R.J., 1990, Melting behavior <strong>of</strong> fluid inclusions in<br />
laboratory-grown halite crystals in <strong>the</strong> systems NaCl-H 2 O, NaCl-KCl-H 2 O, NaCl-<br />
MgCl 2 -H 2 O, <strong>and</strong> NaCl, CaCl 2 -H 2 O. Geochimic et Cosmochimic. Acta 54, 591-601.<br />
De Cserna, Z., 1989, An outline <strong>of</strong> <strong>the</strong> Geology <strong>of</strong> México, Geological Society <strong>of</strong> America,<br />
The geology <strong>of</strong> North America a over view, p. 233-264.<br />
Dellwig, L.F., 1968. Significant features <strong>of</strong> <strong>deposit</strong>ion in <strong>the</strong> Hutchinson Salt, Kansas, <strong>and</strong><br />
<strong>the</strong>ir interpretation; In. R. B. Mattox (Ed) Saline Deposits, Geological Society <strong>of</strong><br />
America Special Paper, 88, 421-426.<br />
Deloule, E, <strong>and</strong> Bourrat, X., 1982, Histoire des fluids d´aprés l´étude des inclusions dans les<br />
filons de fluorine du Tarn (France), Bulletin du Bureau de Recherches Géologiques et<br />
Miniéres (2), section II, p. 347-352.<br />
Drovenik, M., 1985, Some geochemical characteristics <strong>of</strong> lead-zinc <strong>deposit</strong>s in Slovenia, NW<br />
Yugoslavia., Monograph Series on Mineral Deposits 25, 105-120, Bebrüder<br />
Borntraeger, Berlin-Stuttgart.<br />
Dunham, K., 1983, Ore génesis in <strong>the</strong>English Pennines. A fluoritic subtype., in Kisvaranyi,<br />
G., Grant, S.K., Pratt, W.P., <strong>and</strong> Koening, J.W. (eds.), International Conference on<br />
MVT lead-zinc <strong>deposit</strong>s. Univ. Missoure-Rolla, 86-112.<br />
Edmond, J.M.; Measures, C.; Mangum, B.; Grant, B.; Slater, F.R.; Collier, R.; Hudson, A.;<br />
Gordon, L.I. y Corliss, J.B., 1979, On <strong>the</strong> formation <strong>of</strong> metal-rich <strong>deposit</strong>s at ridge<br />
crests. Earth Planet Science Letters 46, p. 1-18.<br />
Eguiluz , S., 1996, Potencial gasífero de la Cuenca de Sabinas <strong>Coahuila</strong>, México: Sociedad<br />
Geológica Mexicana, 13.° Convención Geológica Nacional, Resúmenes, p. 23-24.<br />
Eguiluz, S., 1997, Potencial gasífero de las rocas mesozoicas en la Cuenca de Sabinas,<br />
Estado de <strong>Coahuila</strong>, México, in Oil <strong>and</strong> gas exploration <strong>and</strong> production in fold <strong>and</strong><br />
thrust Belts: AAPG/Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, Second Joint<br />
Hedberg Research Simposium Field Guide, p. 1-14.<br />
143
Eguiluz, S., 2001, Geologic evolution <strong>and</strong> gas resources <strong>of</strong> <strong>the</strong> Sabinas Basin in nor<strong>the</strong>astern<br />
<strong>Mexico</strong>, inC. Bartolini et al. (eds.), The western Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong> Basin: Tectonics,<br />
sedimentary basins, <strong>and</strong> petroleum systems: AAPG Memoir 75, p. 241-270.<br />
<strong>El</strong>lis, M., King, G., 1991, Structural control <strong>of</strong> flank volcanism in continental Rifts: Science,<br />
V. 254, p. 839-842.<br />
Ermakov, N.P., 1950. Research <strong>the</strong> nature <strong>of</strong> mineral-forming solutions (en ruso) Kharkov...<br />
Press., 460 pp. Traducido al inglés: Yermakov y otros, 1965. V. 22 <strong>of</strong> In. Ser. <strong>of</strong><br />
Monog. in Earth Sciences. Perg. Press, New York.<br />
Ermakov, N.P., 1969. Geochemical classification <strong>of</strong> inclusions in minerals (abst.).<br />
Faure, G., 1998, Principles <strong>and</strong> applications <strong>of</strong> geochemistry, Pretice Hall, Upper Saddle<br />
River, New Jersey, 600p.<br />
Finnernan, J., 1986: Carbonate petrography <strong>and</strong> <strong>deposit</strong>ional enviroments <strong>of</strong> <strong>the</strong> Upper<br />
Jurassic Zuloaga formation, Sierra de Enfrente, <strong>Coahuila</strong>, <strong>Mexico</strong>: Master´s <strong>the</strong>sis,<br />
Stephen F. Austin State University, Nacogdoches, Texas, 225p.<br />
Fontboté, L., Amstutz, G.C., 1983. Facies <strong>and</strong> sequence analysis <strong>of</strong> diagenetic crystallization<br />
rhythmites in strata-bound Pb-Zn-(Ba-F) <strong>deposit</strong>s in <strong>the</strong> Triassic on Central <strong>and</strong><br />
Sou<strong>the</strong>rn Europa; in Schneider, H.G. (Ed.): Mineral <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong> <strong>the</strong> Alps <strong>and</strong> <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
Alpine epoch in Europe, Springer, Heidelberg, 347-358.<br />
Fontbote, L. And Gorzawski, H., 1990: <strong>Genesis</strong> <strong>of</strong> <strong>the</strong> Mississippi Valley-Type Zn-Pb<br />
<strong>deposit</strong> <strong>of</strong> San Vicente, Central Peru: Geologic <strong>and</strong> isotopic (Sr, O, C,S, Pb) evidence.,<br />
Economic Geology, 85, 1402-1437.<br />
Fortunato, K.S., <strong>and</strong> W.C. Ward, 1982; Upper Jurassic-Lower Cretaceous fan-delta complex,<br />
La Casita formation <strong>of</strong> <strong>the</strong> Saltillo area, Cohauila, <strong>Mexico</strong>: Gulf Coast Association <strong>of</strong><br />
Geological Society Transactions, v. 32, p. 473-482.<br />
Garven, G., 1985. The role <strong>of</strong> regional fluid in <strong>the</strong> genesis <strong>of</strong> <strong>the</strong> Pine Point <strong>deposit</strong>, Western<br />
Canada sedimentary basin; Economic Geology, 80, pp. 307-324.<br />
144
Garven, G., <strong>and</strong> Freeze, R.A., 1984, The<strong>ore</strong>tical analysis <strong>of</strong> <strong>the</strong> role <strong>of</strong> groundwater flow in<br />
<strong>the</strong> genesis <strong>of</strong> stratabound <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s. 1 y 2 Ma<strong>the</strong>matical <strong>and</strong> numerical model.<br />
American Journal <strong>of</strong> Science 248, 1125-74<br />
Garven, G., Raffensperger, J.P., 1997, Hydrogeology <strong>and</strong> geochemistry <strong>of</strong> <strong>ore</strong> genesis in<br />
sedimentary basins, In Geochemistry <strong>of</strong> Hydro<strong>the</strong>rmal Ore Deposits, 3 rd Edn. H.L.<br />
barnes (Ed), Wiley, New York, p. 797-875.<br />
Gillson, J.L., (1960), Mexican Deposits, in Grogan, R.M., Fluorspar <strong>and</strong> Cryolite: Industrial<br />
Minerals <strong>and</strong> Rocas, 3 rd . ed., American Institute <strong>of</strong> Mining Metallurgist <strong>and</strong> Petroleum<br />
Engineers, pp. 370-372.<br />
Glater, J., J. Schwartz, 1976. High-temperature solubility <strong>of</strong> calcium sulfate hemihydrate <strong>and</strong><br />
anhydrite in natural sea water concentrates; Journal <strong>of</strong> Chemistry <strong>and</strong> Engineering<br />
Data, 21,47-52.<br />
Goldhammer, R.K., 1999, Mesozoic sequence stratigraphy <strong>and</strong> paleogeographic evolution <strong>of</strong><br />
nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong>, in C. Bartolini, J.L. Wilson <strong>and</strong> T. F. Lawton, eds., Mesozoic<br />
sedimentary <strong>and</strong> tectonic hostory <strong>of</strong> North-Central <strong>Mexico</strong>: Geological Society fo<br />
America Special Paper 340, p. 1-58.<br />
Goldhammer, R.K, Lehman, P.J., Todd, R.G., Wilson, J.L., Ward, W.C. And Johnson C.R.,<br />
1991: Sequence stratigraphy <strong>and</strong> cyclostratigraphy <strong>of</strong> <strong>the</strong> Mesozoic <strong>of</strong> <strong>the</strong> Sierra Madre<br />
Oriental, nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong>, a field guidebook: Gulf Coast Section, Society for<br />
Sedimentary Geology (SEPM), 85p.<br />
Goldhammer, R.K., 1998a, Second order accomodation cycles <strong>and</strong> points <strong>of</strong> "stratigraphic<br />
turnaround": Implications for carbonate buildup reservoirs in Mesozoic carbonate<br />
systems <strong>of</strong> <strong>the</strong> East Texas Salt Basin <strong>and</strong> south Texas, in W. D. Demis <strong>and</strong> M. K. Nelis,<br />
Eds., West Texas Geological Society Publication 98-105, p. 11-27.<br />
González, J.A., 1976, Resultados obtenidos en la exploración de la Plataforma de Córdoba y<br />
principales campos product<strong>ore</strong>s. Boletín de la asociación Mexicana de Geólogos<br />
Petroleros, v. 37, no.2, p. 23-56.<br />
145
González, J.A., 1977, Estudio Geológico económico del Distrito Papaloapan. Memoria 15:<br />
Congreso Nacional de la Asociación de Ingenieros Petroleros de <strong>Mexico</strong>-Tampico,<br />
Tamaulipas., 67p.<br />
González-García, R., 1976, Bosquejo Geológico de la Zona N<strong>ore</strong>ste: Boletín de la<br />
Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, V. 28, no. 1-2, p. 1-50<br />
González-Garcia, R., 1984, Petroleum exploration in <strong>the</strong> "Gulf <strong>of</strong> Sabinas" - A new gas<br />
province in Nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong>, in J.L. Wilson et al. (eds) Uper Jurassica <strong>and</strong> Lower<br />
Cretaceous carbonate platform <strong>and</strong> basin systems, Monterrey Saltillo area, Nor<strong>the</strong>ast<br />
<strong>Mexico</strong>: Gulf Coast Section, Society for Sedimentary Geology (SEPM) Field Guide, p.<br />
64-76.<br />
González-Partida, E., Carrillo-Chávez, A., Grimmer, J.O.W., Pironon, J., 2002. Petroleumrich<br />
fluid inclusions in Fluorite, Purísima mine, <strong>Coahuila</strong>, México; International<br />
Geology Reviews, 44 (8), 751-763.<br />
González-Partida, E., Carrillo-Chávez, A., Grimmer, J.O.W., Pironon, J., Mutterer, J.,<br />
Levresse, G., 2003. Fluorite <strong>deposit</strong>s at Ecantada-Buenavista, México: products <strong>of</strong><br />
Mississippi Valley type proceses; Ore Geology Reviews, 23,. 107-124.<br />
Gregg, J.M., & Sibley, D.F., 1984, Epigenetic dolomitization <strong>and</strong> <strong>the</strong> origin <strong>of</strong> xenotopic<br />
dolomite textura., Journal <strong>of</strong> Sedimentary Petrology, 54, 908-931.<br />
Haas, J.L.Jr., 1971, The effect <strong>of</strong> salinity on <strong>the</strong> maximum <strong>the</strong>rmal gradient <strong>of</strong> a<br />
hydro<strong>the</strong>rmal system at hydrostatic pressure. Economic Geology, 66, 940-6.<br />
Hagni, R.D., 1976: Tri-State <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s: <strong>the</strong> character <strong>of</strong> <strong>the</strong>ir host rocks <strong>and</strong> <strong>the</strong>ir <strong>Genesis</strong>.<br />
In: H<strong>and</strong>book <strong>of</strong> strata-bound <strong>and</strong> stratiform <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s, vol. 6; Cu, Zn, Pb <strong>and</strong> Ag<br />
<strong>deposit</strong>s (K.H. Wolf, ed.), 457-491.<br />
Hall, C.M, York, D., Soaunders, C.M., Strong, D.F., 1989, Laser 40Ar/39Ar dating <strong>of</strong><br />
Mississippi Valley Type mineralization from western Newfoundl<strong>and</strong>. International<br />
Geology Congress Abstract. 28 2.10-2.11.<br />
Hannah, J.L., Stein, H.J., 1990, Magmatic <strong>and</strong> hydro<strong>the</strong>rmal proccess in <strong>ore</strong> bearing systems,<br />
Geological Society <strong>of</strong> America Special Paper 246, p. 1-9.<br />
146
Hanor, J.S., 2004. A model for <strong>the</strong> origin <strong>of</strong> large carbonate- <strong>and</strong> evaporite-hosted celestine<br />
(SrSO 4 ) <strong>deposit</strong>s; Journal <strong>of</strong> Sedimentary Research; v. 74; No. 2; p. 168-175.<br />
Hanor, J.S., 1979, The sedimentary genesis <strong>of</strong> hydro<strong>the</strong>rmal fluids. In Geochemistry <strong>of</strong><br />
hydro<strong>the</strong>rmal <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s, Barnes, H.L. Editor., p. 137-72.<br />
Hanor, J.S., 2000, Barite-Celestine Geochemistry <strong>and</strong> Environments <strong>of</strong> Formation, Reviews<br />
in Mineralogy & Geochemistry, Sulfate Minerals, Alpers, C.N. et al. (eds), p. 193-275.<br />
Hanor, J.S., 2001, Reactive transport involving rock-buffered fluids <strong>of</strong> varying salinity:<br />
Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 65, p. 3721-3732.<br />
Haq, B.U., J. Hardenbol, <strong>and</strong> Vail, P.R. 1987, Chronolgy <strong>of</strong> fluctuating sea levels since <strong>the</strong><br />
Triassic, Science, v. 235 p. 1156-1166.<br />
Haynes, F.M. And Kesler, S.E.,1987: Chemical evolution <strong>of</strong> brines during Mississippi<br />
Valley-type mineralization: evidence from east Tennessee <strong>and</strong> Pine Point., Econ. Geol.,<br />
82, 53-71.<br />
Heinrich, E.W., Vian, R.W., 1967, Carbonatitic barites: American Mineralogist, v. 52, p.<br />
1179-1189.<br />
Hatorri, K., 1989, Barite-celestine intergrowths in Archean plutons. The product <strong>of</strong> oxidizing<br />
hydro<strong>the</strong>rmal activity related alkaline intrusions: American Mineralogist, v. 74, p.<br />
1270-1277.<br />
Hewton, R.S., 1982, Gayna River: a Proterozoic Mississippi Valley-type zinc-lead <strong>deposit</strong>: In<br />
Precambrian sulphide <strong>deposit</strong>s Hutchinson, et al. (eds.), Special Paper Geological<br />
Association <strong>of</strong> Canada. 25, p. 667-700.<br />
Heyl, A.V. And West, W.S. (1982): Outlying mineral ocurrences related to <strong>the</strong> Upper<br />
Mississippi Valley mineral district, Wisconsin, Iowa, Illinois <strong>and</strong> Minnesota.,<br />
Economic Geology, 77, 1803-1817.<br />
Hill, R.T., 1891, Preliminary notes on <strong>the</strong> topography <strong>and</strong> geology <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong> <strong>and</strong><br />
Southwest Texas <strong>and</strong> New <strong>Mexico</strong>; American Geologist, v. 8, No., 3, p. 133-141.<br />
147
Hitzman, M.W., Beaty, D.W., 1996, The Irish Zn-Pb-(Ba) <strong>ore</strong> field. In: Sangster. DF. (Ed.),<br />
Carbonate-hosted Lead-Zinc Deposits. Society <strong>of</strong> Economic Geologist, Special<br />
Publication, vol. 4, pp. 112-143.<br />
Hoagl<strong>and</strong>, A.D., 1976: Appalachian zin-lead <strong>deposit</strong>s., in Wolfe, K.H. (Ed.): H<strong>and</strong>book <strong>of</strong><br />
stratabound <strong>and</strong> stratiform <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s, v.6, Amsterdam, <strong>El</strong>sevier Science Publications<br />
Co., 495-534.<br />
Holser, W.T., Kaplan, I.R.; Sakai, H. y Zak, I. (1979). Isotope geochemistry <strong>of</strong> oxygen in <strong>the</strong><br />
sedimentary sulfate cycle. Chemical Geology 25:1-17.<br />
Humphrey, W.E., 1956, Tectonic framework <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong>, Gulf Coast Association <strong>of</strong><br />
Geological Society Transections 6, p. 25-35.<br />
Humphrey, W.E., & Díaz, T., 1956, Correlation <strong>of</strong> <strong>the</strong> mesozoic strata <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong>,<br />
GCAGS, Trans.,6, p. 32-34.<br />
Ichikuni, M., 1979, Uptake <strong>of</strong> fluoride by aragonite: Chemical Geology, v. 27, p. 207-214.<br />
Illich, H.A., Zumberge, J.E., Brown, S.W., 1999, Mesozoic oils in South Texas; <strong>the</strong> use <strong>of</strong> oil<br />
geochemistry to identify under-expl<strong>ore</strong>d petroleum systems in mature trends, Annual<br />
Meeting Exp<strong>and</strong>ed Abstracts - American Association <strong>of</strong> Petroleum Geologists, 1999,<br />
Vol. 1999, pp. A65.<br />
Imlay. R.W., 1936, Evolution <strong>of</strong> <strong>the</strong> <strong>Coahuila</strong> Peninsula, mexico, part IV, geology <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
western part <strong>of</strong> <strong>the</strong> Sierra de Parras: Geological Society <strong>of</strong> America Bulletin, v. 47, p.<br />
1091-1152.<br />
Jébrak, M., 1992: Les textures intra-filonnienes, marquers des conditions hydrauliques et<br />
tectoniques., Chronicles <strong>of</strong> Mineral Research, 506, 25-35.<br />
Johnson, C.R., 1991, Depositional cycles <strong>of</strong> <strong>the</strong> Zuloaga (Oxfordian-Kimmeridgian?)<br />
Formation, Sierra de Buñuelos, <strong>Coahuila</strong>, <strong>Mexico</strong>: Master´s Thesis, University <strong>of</strong> New<br />
Orleans, 242 p.<br />
Kaiser, Ch.J., Kelly, W. C., Wagner, R J., Shanks III, W.C., 1987. Geologic <strong>and</strong> geochemical<br />
controls <strong>of</strong> mineralization in <strong>the</strong> Sou<strong>the</strong>ast Missouri Barite District; Economic Geology,<br />
82, 719-734.<br />
148
Khavari Khorasani, 1987, Novel development in flu<strong>ore</strong>scence microscopy <strong>of</strong> complex<br />
organic mixtures: Application in petroleum geochemistry. Organic Geochemistry 11,<br />
157-168.<br />
Kennedy, G.C., 1950, Pressure-volume-temperature relations in water at elevated<br />
temperatures <strong>and</strong> pressures, American Jouranl <strong>of</strong> Science 248, p. 540-564.<br />
Kesler, S.E. y Jones, L.M., 1981. Sulphur- <strong>and</strong> strontium-isotopic geochemistry <strong>of</strong> <strong>celestite</strong>,<br />
barite <strong>and</strong> gypsum from <strong>the</strong> Mesozoic basins <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>astern <strong>Mexico</strong>; Chemical<br />
Geology; v. 31; p. 211-224.<br />
Kesler, S.E., 1977. Geochemistry <strong>of</strong> manto <strong>fluorite</strong> <strong>deposit</strong>s, nor<strong>the</strong>rn <strong>Coahuila</strong>, México.<br />
Economic. Geology 72, 204-218.<br />
Kharaka Y.k., Lico, M.S., Wright, V.A., Caro<strong>the</strong>rs, W.W., 1980, Geochemistry <strong>of</strong> formation<br />
waters from Pleasant Bayou N° 2 <strong>and</strong> adjacent areas in coastal Texas. Proceedings,<br />
Fourth Geopressured-Geo<strong>the</strong>rmal Energy Conference. University <strong>of</strong> Texas, Austin. Pp.<br />
168-193.<br />
Kim, E.M., 2003, Texas oil <strong>and</strong> gas, Bureau <strong>of</strong> Economic Geology, p 33-39<br />
King, G., <strong>El</strong>lis, M., 1990, The origin <strong>of</strong> large local uplift in extensional regions, Nature, v.<br />
348, p. 689-692.<br />
Kinsman, D.J., 1969. Models <strong>of</strong> formation, sedimentary associations <strong>and</strong> diagnostic feautures<br />
<strong>of</strong> shallow-water <strong>and</strong> supratidal evaporites; American Association <strong>of</strong> Petroleum<br />
Geologists Bull., v. 53, p. 830-840.<br />
Kisvarsanyi, G., Grant, S.K., Pratt. W.P. And Koening, J.W. (eds.), 1983: International<br />
Conference on Mississippi Valley-Type Lead Zinc Deposits, Proceedings Volume:<br />
University <strong>of</strong> Missouri-Rolla, Rolla, Missouri, 603p.<br />
Korbel y Novak, 1999, Mineral Encyclopedia, REBO productions, 1999, 296 pp.<br />
Larsen, K.G., 1977, Sedimentology <strong>of</strong> <strong>the</strong> Bonneterre formation, sou<strong>the</strong>ast Missouri,<br />
Economic Geology 79, 991-1055.<br />
Laudon, R.C., 1984, Evaporite diapirs in <strong>the</strong> La Popa Basin, Nuevo Leon, <strong>Mexico</strong>:<br />
Geological Socity <strong>of</strong> America Bulletin, v. 95, p. 1219-1225.<br />
149
Leach, D.L., 1973, Possible relationship <strong>of</strong> Pb-Zn mineralization in <strong>the</strong> Ozarks to Ouachita<br />
orogeny. Geological Society <strong>of</strong> America Program Abstr. 5:269.<br />
Leach, D.L. And Sangster, D.F., 1993: Mississippi Valley -Type lead-zinc <strong>deposit</strong>s.<br />
Geological Association <strong>of</strong> Canada Special Paper 40, 289-314.<br />
Leach, D.L., <strong>and</strong> Rowan, E.L., 1986, Genetic link between Ouachita foldbelt tectonism <strong>and</strong><br />
<strong>the</strong> Mississippi Valley-type lead-zinc <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong> <strong>the</strong> Ozarks, Geology 14, 931-5<br />
Lehman, C.T., 1997, Sequence stratigraphy <strong>and</strong> platform evolution <strong>of</strong> Lower Cretaceous<br />
Barremian-Albian carbonates <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong>: Ph.D. Dissertation, University <strong>of</strong><br />
California at Riverside, 261p.<br />
Lehmann, C., D.A. Osleger, <strong>and</strong> I.P. Montañez, 2000, Sequence stratigraphy <strong>of</strong> Lower<br />
Cretaceous (Barremian- Albian) carbonate platforms <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>astern <strong>Mexico</strong>: Regional<br />
<strong>and</strong> global correlations: Journal <strong>of</strong> Sedimentary Research, v. 70, p. 373-391.<br />
Lehmann, C., D.A. Osleger, <strong>and</strong> I.P. Montañez, 1998, Controls on cyclostratigraphy <strong>of</strong><br />
Lower Cretaceous carbonates <strong>and</strong> evaporites, Cupido <strong>and</strong> <strong>Coahuila</strong> platforms,<br />
nor<strong>the</strong>astern <strong>Mexico</strong>: Journal <strong>of</strong> Sedimentary Reserch, V. 68, P. 1109-1130.<br />
Levresse, G., González-Partida, E., Tritlla, J., Camprubí, A., Cienfuegos-Alvarado, E.,<br />
Morales-Puente, P., 2003. Fluid origin <strong>of</strong> <strong>the</strong> world-class, carbonate-hosted Las Cuevas<br />
<strong>fluorite</strong> <strong>deposit</strong> (San Luis Potosí, México); Journal <strong>of</strong> Geochemical Exploration 78–<br />
79:537–543<br />
Lindblom, S.,1986, Textural <strong>and</strong> fluid inclusion evidence for <strong>the</strong> <strong>ore</strong> formation in <strong>the</strong> Pb-Zn<br />
<strong>deposit</strong> at Laisvall, Sweden., Economic Geology, 81, 46-64.<br />
López-Ramos, E., 1980. Geología de México, 2ª edición, vol. II, México, 454 pp.<br />
Lowenstein, T.K., Hardie, L.A., 1985. Criteria for <strong>the</strong> recognition <strong>of</strong> salt-pan evaporites.<br />
Sedimentology 92, 627-644.<br />
Lloyd, M.R. (1968). Oxygen isotope behaviour in <strong>the</strong> sulfate-water system. J. Geophys. Res.<br />
73:6099-6110.<br />
Lydon, J.W., 1972, Chemical parameters controlling <strong>the</strong> origin <strong>and</strong> <strong>deposit</strong>ion <strong>of</strong> sedimenthosted<br />
stratiform Zn-Pb, Mineralium Deposita 21, p. 175-250.<br />
150
Machel, H.G., Krouse, H.R., Sassen, R., 1995. Products <strong>and</strong> distinguishing criteria <strong>of</strong><br />
bacterial <strong>and</strong> termochemical sulfate reduction. Applied Geochemistry 10, 373-389.<br />
Machel, H.G., 1987: Saddle dolomite as a by-product <strong>of</strong> chemical compaction <strong>and</strong><br />
<strong>the</strong>rmochemical sulfate reduction., Geology, 15, 936-940.<br />
Magliola Mundet, H., 1989, Some stratabound-stratiform Fluorite Ore Fields, in<br />
Nonmetalliferous staratabound <strong>ore</strong> fields, cap. 13 p. 279-296.<br />
Main, F.H., 1976, Zinc in Tennessee: New Jersey Zinc´s contirbution, in Proceedings <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
Appalachian Mineral Resourses Evalution Conference, p. 113-121.<br />
Mangas, J. & Sierra, J., 1991, Las inclusiones fluidas: Método de análisis e interpretación, in<br />
García Guinea <strong>and</strong> Martines Friás (Eds.): Recursos Minerales en España. CSIC. Textos<br />
Univer 12, 947- 967.<br />
Márquez, D.B., 1979, Evaluación petrolera de sedimentos carbonatados del Cretácico en el<br />
Golfo de Sabinas, NE de México: Ingeniería Petrolera, v. 19, no. 8, p. 28-37.<br />
Marton, G., <strong>and</strong> R.T. Buffler, 1993, The sou<strong>the</strong>astern Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong> in <strong>the</strong> framework <strong>of</strong> hte<br />
opening <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong> Basin, in J.L. Pindell <strong>and</strong> B.F. Perkins, ed.k, Mesozoic<br />
<strong>and</strong> Early Cenozoic development <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong> <strong>and</strong> Caribbean region, a<br />
context for hydrocarbon exploration: Gulf Coast Section, Society for Sedimentary<br />
Geology (SEPM); 12Th Annual Research Conference Proceedings, p. 51-67.<br />
Mcfarlan, E. , <strong>and</strong> Menes, L.S., 1991, Lower Cretaceous, in A. Salvador, ed., The Geology <strong>of</strong><br />
North America, V. J. Geological Society <strong>of</strong> America, p. 181-204<br />
McFarlan, E.Jr., <strong>and</strong> Stone, S.W., 1977, Petroleum exploration potencial <strong>of</strong> Lower<br />
Cretaceous sediments, U.S. Gulf Coast: Unpublished propietary Exxon Production<br />
Research Company report, 56 p.<br />
Meyer, M.G., <strong>and</strong> Ward, W.C., 1984, Outer-ramp limestones <strong>of</strong> <strong>the</strong> Zuloaga Formation,<br />
Astillero Canyon, Zacatecas, <strong>Mexico</strong>, in W.P.S. Ventress et al.,, eds., The Jurassic <strong>of</strong><br />
<strong>the</strong> Gulf Rim: Gulf Coast Section, Socity for Sedimentary Geology (SEPM),<br />
Proceedings <strong>of</strong> <strong>the</strong> Third Annual Research Conference, p. 275-282.<br />
151
Michalzik, D., 1988, Trias Bis tiefste Unter-Kreide der Nordostlichen Sierra Madre Oriental,<br />
Mexiko-Fasielle Entwicklung eines pasiven kontinental r<strong>and</strong>es. Ph.D. Dissertation,<br />
Technischen Hochschule Darmstadt, DBR, 247 p.<br />
Mixon, R.B., G.E. Murray, And G.T. Diaz, 1959, Age <strong>and</strong> correlation <strong>of</strong> Huizachal Group<br />
(Mesozoic), state <strong>of</strong> Tamaulipas, <strong>Mexico</strong>: AAPG Bulletin, v. 43, p. 757-771.<br />
Müller, G., Puchelt, H., 1961. Die Bilding von Cölestin (SrSO 4 ) aus Meerwasser;<br />
Naturwissenschaften, v. 48, p. 301-302.<br />
Müller, G, 1962, Zur Geochemie des Strontiums in ozeanen Evaporiten unter besonderer<br />
Berucksichtigumg der sedimentaren Celestin-Lagerstatten von Hemmelte West.<br />
Geologie, Beiheft 35, 90 p.<br />
Munz, I, A, 2001, Petroleum inclusions in sedimentary basins: systematics, analytical<br />
methods <strong>and</strong> applications, Lithos 55, p. 195-212.<br />
Nichol, W., 1828, «Observations on <strong>the</strong> fluids contained in crystallized minerals». Edinburgh<br />
New Philosophy Journal 5: 94-96).<br />
Ngoyanadji, N. (1988): Le gisement de Pb-Zn de Largentiére (Ardéche-France): apport de<br />
l´étude des inclusions fluides et des isotopes du soufre au probléme de sagenése. Tesis<br />
doctoral Inédita, National Polytechnique de Lorraine, Centre de Petrographic<br />
Geochimcal Research., Nancy, France.<br />
Oakes, C.S., Bodnar, R.J., Simonson, T.M., 1990, The system NaCl-CaCl 2 -H 2 0: I. The Ice<br />
liquidus at 1 atm total pressure. Geochimic et Cosmochima Acta 54, p. 603-610.<br />
Ober, J.A, 1999, Strontium: U.S. Geological Survey, Minerals Yearbook 1999, p. 74.1-74.4.<br />
Ohde, S., Kitano, Y., 1980, Incorporation <strong>of</strong> fluoride into Ca-Mg carbonate: Geochemical<br />
Journal, v. 14, p. 321-324.<br />
Ohle, E.L., 1959, Some considerations in determining <strong>the</strong> origin <strong>of</strong> <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
Mississippi Valley-type-part 1, Economic Geology 54, 769-89.<br />
Ohle, E.L., 1980: Some considerations in determining <strong>the</strong> origin <strong>of</strong> <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s <strong>of</strong><br />
Mississippi Valley-type., Economic Geology, 75, 161-172.<br />
152
Oivanki, S.M., 1874, Paleod<strong>deposit</strong>ional environments in <strong>the</strong> Upper Jurassic Zuloaga<br />
Formation (Smackover), norhteast <strong>Mexico</strong>: Gulf Coast Association <strong>of</strong> Geological<br />
Societies Transactions, v. 24, p. 258-278.<br />
Oliver, J., 1986, Fluids expelled tectonically from orogenic belts: <strong>the</strong>ir role in hydrocarbon<br />
migration <strong>and</strong> o<strong>the</strong>r geologic phenomena. Geology 14, p. 99-102.<br />
Oliver, J., 1992, The spots <strong>and</strong> stains <strong>of</strong> plate tectonics. Earth Science Reviews 32, p. 77-106.<br />
Padilla-Sánchez, R.J., 1985. Las estructuras de la curvatura de Monterrey, Estados de<br />
<strong>Coahuila</strong>, Nuevo León, Zacatecas y San Luis Potosí; Revista del Instituto de Geología,<br />
UNAM, 6, 1-20.<br />
Padilla-Sánchez, R.J., 1986, Post-Paleozoic tectonics <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong> <strong>and</strong> its role in <strong>the</strong><br />
evolution <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong>, International Geology 25 (1), p. 157-206.<br />
Padilla-Sánchez, R.J., 1982, Geologic evolution <strong>of</strong> <strong>the</strong> Sierra Madre Oriental Between<br />
Linares, Concepción del Oro, Saltillo, <strong>and</strong> Monterrey, <strong>Mexico</strong>: Ph.D. Dissertation,<br />
University <strong>of</strong> Texas at Austin, 217 p.<br />
Pindell, J.L., 1985, Alleghenian reconstructrions <strong>and</strong> subsequent evolution <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf <strong>of</strong><br />
<strong>Mexico</strong>, Bahamas, <strong>and</strong> proto-Caribbean: Tectonics, v. 4, p. 1-39.<br />
Pindell, J.L., <strong>and</strong> S.F. Barrett, 1990, Geological evolution <strong>of</strong> <strong>the</strong> Caribbean region: A platetectonic<br />
perspective, in J.E. Case <strong>and</strong> G. Dengo, eds., Caribbean Region: Geological<br />
Society <strong>of</strong> America, The geology <strong>of</strong> North America, V.H., p. 405-432.<br />
Pindell, J.L., C<strong>and</strong>e, S.C., Pitman III, W.C., Rowley, D.B., Dewey, J.F., Labrecque, J. And<br />
Haxby, W., 1988, A plate kinematic framework for models <strong>of</strong> Caribbean evolution:<br />
Tectonophysiscs, v. 155, p. 121-138.<br />
Pindell, J.L.,1993, Regional synopsis <strong>of</strong> Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong> <strong>and</strong> Caribbean evolution, in J.L:<br />
Pindell et al. (eds.), Mesozoic <strong>and</strong> Early Cenozoic development <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong><br />
<strong>and</strong> Caribbean region, a context for hydrocarbon epxloration: Gulf Coast section,<br />
Society for Sedimentary Geology (SEPM) Foundation, 13Th Annual REsearch<br />
Conference Proceedings, p. 251-274.<br />
153
Pironon, J., Canals, M., Dubessy, J., Walgenwitz. F., Laplace-Builhe, C., 1998, Volumetric<br />
reconstruction <strong>of</strong> individual oil inclusions by confocal scanning laser microscopy,<br />
European Journal <strong>of</strong> Mineralogy 10, p 1143-1150.<br />
Pironon, J., 2004, Fluid inclusions in petroleum environments, analitical procedure for PTX<br />
reconstructions, Acta Petrologica Sinica, 20, p. 1333-1342.<br />
Price, J.G., Henry, C.D., 1984. Stress orientations during Oligocene volcanism in Trans-<br />
Pecos Texas: timing <strong>the</strong> transition from Laramide compression to Basin <strong>and</strong> Range<br />
tension; Geology, 12, 238-241.<br />
Puente-Solís, González-Partida, E., Tritlla, J., Levresse, G., 2005ª, Distribución de los<br />
depósitos estratoligados de Barita, Celestina, Florita y Plomo-Zinc en el N<strong>ore</strong>ste de<br />
México, XXVI Convención Internacional de Minería, Ver., Ver.<br />
Puente-Solís, González-Partido, E. & González-Sánchez, F., Estudio Microtermométrico de<br />
los Mantos de Celestina en la Sierra del Venado, <strong>Coahuila</strong>, GEOS. Vol. 25 No.1 p. 72-<br />
73.<br />
Putnam, B.R., Norman, D.I., Smith, R.W., 1983, Mississippi Valley-type lead-<strong>fluorite</strong>-barite<br />
<strong>deposit</strong>s <strong>of</strong> <strong>the</strong> Hansonburg minig district, New <strong>Mexico</strong> Geol. Soc. Guidebook, 34 th<br />
field conf., pp.253-259.<br />
Radke, B.M. And Mathis, R.L.,1980, On <strong>the</strong> formation <strong>and</strong> ocurrence <strong>of</strong> saddle dolomite.,<br />
Journal <strong>of</strong> Sedimentary Petrology50 (4), 1149-1168.<br />
Ramboz, C. And Charef, A., 1988: Temperature, pressure, burial history, <strong>and</strong> paleohydrology<br />
<strong>of</strong> <strong>the</strong> Les Malines Pb-Zn <strong>deposit</strong>: Reconsturction from aqeous inclusions in barite.,<br />
Economic Geology, 83, 784-800.<br />
Ramos-Rosique, A., Villareal-Fuentes, J., González-Partida, E., Tritlla, J., Levresse, G.,<br />
2005, Los yacimientos estratoligados de celestina en <strong>El</strong> Venado y <strong>El</strong> Volcán en la<br />
Sierra los Alamitos, <strong>Coahuila</strong>, México, XXVI Convención Internacional de Minería,<br />
Veracruz, Ver.<br />
Rhodes, D., Lantos, E.A., Lantos, J.A., Webb, R.J. And Owens, D.D. (1984): Pine Point<br />
<strong>ore</strong>bodies <strong>and</strong> <strong>the</strong>ir relationship to <strong>the</strong> stratigraphy, structure, dolomitization <strong>and</strong><br />
154
karstification <strong>of</strong> <strong>the</strong> Middle Devonian barrier complex., Economic Geology 79, 991-<br />
1055.<br />
Richard, D.T. (1983): Precipitation <strong>and</strong> mixing mechanisms in Laisvall-type s<strong>and</strong>ston leadzinc<br />
<strong>deposit</strong>s., in Kisvarsanyi, G., Grant, S.K., Pratt, W.P. And Koenig, J.W. (Eds.)<br />
International Conference on MVT lead-zinc <strong>deposit</strong>s. Univ. Missoure-Rolla, 449-458.<br />
Richardosn, C.K., Pinckney, D.M., 1984, The chemical <strong>and</strong> htermal evolution <strong>of</strong> fluids in <strong>the</strong><br />
Cave-in-Rock fluorspar district, Illinois: Stable Isotope systematics at <strong>the</strong> Deardorff<br />
Mine. Economic Geology, v.83, p 765-783.<br />
Richardson, C. K., Pinckney, D. M., 1984. The chemical <strong>and</strong> <strong>the</strong>rmal evolution <strong>of</strong> <strong>the</strong> fluids<br />
in <strong>the</strong> Cave-in-Rock Fluorspar district, Illinois: mineralogy, paragenesis, <strong>and</strong> fluid<br />
inclusions; Economic Geology 79, 1833-1856.<br />
Roedder, E., 1963, Studies <strong>of</strong> fluid inclusions II: Freezing data <strong>and</strong> <strong>the</strong>ir interpretation.<br />
Economic Geology 58, p. 167-211<br />
Roedder, E., 1967, Fluid inclusion as samples <strong>of</strong> <strong>ore</strong> fluids. En : J. L. Barnes (ed.), Chemistry<br />
<strong>of</strong> hidro<strong>the</strong>rmal <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s. Holt. Rinehart y Winston, New York pp. 515-574<br />
Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen 50: 41-58<br />
Roedder, E, 1972, Composition <strong>of</strong> fluid inclusion. Geological Survey Paper 440-JJ United<br />
States Government Printing Office Washington<br />
Roedder, E., 1976, Fluid inclusion evidence on <strong>the</strong> genesis <strong>of</strong> <strong>ore</strong>s in sedimentary <strong>and</strong><br />
volcanic rocks. En: K. H. Wolf (edit.), H<strong>and</strong>book <strong>of</strong> strata-bound <strong>and</strong> stratf <strong>ore</strong><br />
<strong>deposit</strong>s, 2: 69-110<br />
Roedder, E., 1979, Origin <strong>and</strong> significance <strong>of</strong> magmatic inclusions. Bulletin Minéralogie.,<br />
487-510<br />
Roedder, E., 1981, Origen <strong>of</strong> fluid inclusions <strong>and</strong> changes that occur after trapping. Hollister<br />
y Crawford (eds.), Association <strong>of</strong> Mineralogist <strong>of</strong> Canada. Short Course in fluid<br />
inclusions 6: 101-137<br />
Roedder, E., 1984, Fluid inclusions». Reviews in Mineralogy, 12, Miner. Soc. Amer. Pp.<br />
155
Roedder, E. y Belkin, H. E., 1979, Application <strong>of</strong> studies <strong>of</strong> fluid inclusions in Per....Salado<br />
salt, New <strong>Mexico</strong>, to problems <strong>of</strong> siting <strong>the</strong> waste isolation pilot pl..... En: G. J.<br />
MacCarthy (ed.), Scientific Basis for Nuclear Waste Management, num Press, New<br />
York, 1: p. 313-321<br />
Roedder, E. y Belkin, H. E., 1980, Thermal gradient migration <strong>of</strong> fluid inclusions ... gle<br />
crystals <strong>of</strong> salt from <strong>the</strong> Waste Isolation Pilot Plant Site (W.I.P.P.). En: ...Northrup<br />
(ed.), Scient. Basis for Nuclear Waste Management. Plenum Press, New York, 2: 534-<br />
464<br />
Roedder, E. y Bodnar, R.I., 1980, Geologic pressure determinations from fluid iclusion<br />
studies. Anniversary Reviews, Earth Planet. Sci, 8, p. 263-301<br />
Roedder, E. y Skinner, B.J., 1968, Experimental evidence that fluid inclusion decripitate<br />
leak, Economic Geology 63: p. 715-730<br />
Sangster, D.F. <strong>and</strong> Villancourt, P.D., 1990, Geology <strong>of</strong> <strong>the</strong> Yava s<strong>and</strong>stone-lead <strong>deposit</strong>,<br />
Cape Breton Isl<strong>and</strong>, Nova Scotia, Canada., in Sangster, A.L. (ed.): Mineral <strong>deposit</strong><br />
studies in Nova Scotia, vol.1, Geological Survey <strong>of</strong> Canada Paper 90-8, 203-244.<br />
Sangster, D.F., 1990, Mississippi Valley-type <strong>and</strong> sedex lead-zinc <strong>deposit</strong>s: a comparative<br />
examination., Transactions <strong>of</strong> <strong>the</strong> Institution <strong>of</strong> Mining <strong>and</strong> Metallurgy. (Sect b), B21-<br />
B42.<br />
Sass-Gustikiewicz, M., Dzulynski, S. And Ridge, J.D., 1982: The emplacement <strong>of</strong> zinc-lead<br />
sulfide <strong>ore</strong>s in <strong>the</strong> Upper Silesian district- a contribution to <strong>the</strong> underst<strong>and</strong>ing <strong>of</strong><br />
Mississippi Valley-type <strong>deposit</strong>s., Economic Geology 77, 392-412.<br />
Scott, R.W. And Warzeski, E.R., 1993, An aptian-Albian shelf ramp, Arizona <strong>and</strong> Sonora, in<br />
J.A.T. Simo et al. (eds.), Cretaceous Carbonate Platforms: AAPG Memoir 56, p. 71-80.<br />
Scott, R.W., Frost, S.H. And Shaffer, B.L., 1988, Early Cretaceous sea-level curves, Gulf<br />
Coast <strong>and</strong> sou<strong>the</strong>astern Arabia, in S. Wilgus et al., eds., Sea Level Changes-an<br />
integrated approach: Society for Sedimentary Geology (SEPM) Special Publication no.<br />
42, p. 275 -284.<br />
156
Scholle, P.A., Stemmerik, L., Harpoth, O., 1990, Origin <strong>of</strong> major karst-associated celestine<br />
mineralization in Karstrynggen, Central East Greenl<strong>and</strong>; Journal <strong>of</strong> Sedimentary<br />
Petrology, v. 60, p. 397-410.<br />
Schrijver, K., 1992, Basinal brines <strong>and</strong> groundwaters as possible metal carriers in <strong>the</strong><br />
fomation <strong>of</strong> s<strong>and</strong>stone-hosted lead-zinc <strong>deposit</strong>s., Mineral Deposita, 27, 109-114.<br />
Seebold, I., Fernández, G., Rinosa, J., Alonso, J.A., Escayo, M.A. And Gómez, G., 1992,<br />
Yacimientos estratoligados de blenda, galena y marcasita en dolomías. Mina de Reocin<br />
(Canábria)., in García Guinea <strong>and</strong> Martines Friás (Eds.): Recursos Minerales en<br />
España. CSIC. Textos Univer 12, 947- 967.<br />
Sharp, J.M.Jr., 1978, Energy <strong>and</strong> momentum transport model <strong>of</strong> <strong>the</strong> Ouachita basin <strong>and</strong> its<br />
possible impact on formation <strong>of</strong> economic mineral <strong>deposit</strong>s; Economic Geology, 73,<br />
pp. 1057-1068.<br />
Shawe, D.R., poole, F.G., Brobst, D.A., 1969, Newly discovered barite <strong>deposit</strong>s in East<br />
Northumerl<strong>and</strong> Canyon, Nye County, Nevada, Economic Geology V. 64, p. 245-254.<br />
Shepherd, T.J., 1981, Temperature programmable heating-freezing stage for<br />
micro<strong>the</strong>rmometric analysis <strong>of</strong> fluid inclusions. Economic Geology 76, p. 1244-1247.<br />
Shepherd, T.J., Rankin, A.H., Alderton, D.H.M., 1985, A practical Guide to Fluid Inclusion<br />
Studies, Blackie Glasgow <strong>and</strong> London Editorial, 237 p.<br />
Skinner, B.J., 1967, Precipitation <strong>of</strong> Mississippi Valley-type <strong>ore</strong>: A possible mechanism. In.<br />
J.S. Brown (ed), <strong>Genesis</strong> <strong>of</strong> Stratiform Lead-Zinc-Barite-Fluorite <strong>deposit</strong>s in Carbonate<br />
Rocks, Economic Geology Monography., 3: 363-369.<br />
Smith, I.C., 1981, Review <strong>of</strong> <strong>the</strong> geologic setting, stratigraphy, <strong>and</strong> facies distribution <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
Lower Cretaceous in nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong>, in C.I. Smith, ed., Lower Cretaceous<br />
stratigraphy <strong>and</strong> structure, nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong>: West Texas Geological Society<br />
Publication 81-74, p. 1-27.<br />
Sorby, H.C., 1858, On <strong>the</strong> microscopic structure <strong>of</strong> crystals, indicating <strong>the</strong> origin <strong>of</strong> minerals<br />
<strong>and</strong> rocks; Geological Society <strong>of</strong> London Journal, 14, 453-500.<br />
157
Spencer, R.J., Hardie, L.A, 1990, Control <strong>of</strong> seawater composition by mixing <strong>of</strong> river waters<br />
<strong>and</strong> mid-ocean ridge hydrotermal brines. In RJ Spencer, I-Ming Chou (Eds) Fluid<br />
Mineral Interactions: A Tribute to H. P. Eugster; Geochemical Society Special<br />
Publications. 2, 409-419.<br />
Spencer, R.J., Lowenstein, T.K., 1988, Evaporites. In. I.A. McIlreath, D.W. Morrow (Eds)<br />
Diagenesis; Geoscience Canada Sep. Ser., 4, 141-163.<br />
Spirakis, C.S., Heyl, A.V., 1988, Possible effects <strong>of</strong> <strong>the</strong>rmal degradation <strong>of</strong> organic matter on<br />
carbonate paragenesis <strong>and</strong> <strong>fluorite</strong> precipitation in Mississippi Valley-type <strong>deposit</strong>s;<br />
Geology, 16, 117-120.<br />
Spirakis, C.S., 1986, Occurrence <strong>of</strong> organic carbon in Mississippi Valley <strong>deposit</strong>s <strong>and</strong> an<br />
evaluation <strong>of</strong> processes involving organic carbon in <strong>the</strong> genesis <strong>of</strong> <strong>the</strong>se <strong>deposit</strong>s, in<br />
Dean, W.A., ed., Organics <strong>and</strong> <strong>ore</strong> desposts: Denver, Regional Exploration Geologists<br />
Society Proceedings, p. 85-92.<br />
Spirakis, C.S., Heyl, A.V., 1995, Evaluation <strong>of</strong> proposed preciitation mechanisms for<br />
Mississippi Valley-type <strong>deposit</strong>s, Ore Geology Reviews, v. 10, p. 1-17.<br />
Spry, P.G., Koellner, M.S., Richardson, C.K., Jones, H.D., 1990, Thermochemical changes in<br />
<strong>the</strong> <strong>ore</strong> fluid during <strong>deposit</strong>ion at <strong>the</strong> Denton Mine, Cave-in-Rock fluorspar district,<br />
Illinois, Economic Geology, v.85, p. 172-181.<br />
Saunders, J.A., Prikryl, J.D., & Posey, H.H., 1988, Mineralogic <strong>and</strong> isotopic constraints on<br />
<strong>the</strong> origin <strong>of</strong> <strong>the</strong> strontium-rich cap rock, Tatum Dome, Mississippi, U.S.A.,<br />
Mineralogical Magazine, v. 32, p. 63-86.<br />
Esch, W.L., 1995, Effects <strong>of</strong> salt dome dissolution on sediment diagenesis, an experimental<br />
<strong>and</strong> field study (Ph. D. Thesis), Louissiana State University, Baton Rouge, Louisiana.<br />
Stewart, F. H., 1963, Marine evaporites, U. S. Geological Survey Paper, 440-Y, 53 p.<br />
Stone, S.W., 1975, The Jurassic <strong>of</strong> <strong>the</strong> Gulf Coast: Unpublished Exxon Production Research<br />
Company Report, 57 p.<br />
Sverjensky, D.A., 1984, The diverse origins <strong>of</strong> Mississippi Valley-type Zn-Pb-Ba-F <strong>deposit</strong>s;<br />
Chronicles <strong>of</strong> Mineralogical Research, n° 495, pp. 5-13.<br />
158
Sveryensky, D.A., 1986, <strong>Genesis</strong> <strong>of</strong> Mississippi Valley-type lead-zinc <strong>deposit</strong>s., Annual<br />
Reviews Earth Planet Sciences, 14, 177-199.<br />
Sveryensky, D.A., 1989, The diverse origins <strong>of</strong> Mississippi Valley-Type Zn-Pb-B-F <strong>deposit</strong>s,<br />
Chronicles <strong>of</strong> Mineralogical Research, 495, 5-13.<br />
Sveryesnky, D.A., 1981, The origin <strong>of</strong> Mississippi Valley-Type <strong>deposit</strong> in Virburnum Trend,<br />
Sou<strong>the</strong>ast Missouri., Economic Geology, 76, 1848-1872.<br />
Symons, D.T.A., Sangster, D.F., Leach. D.L., 1996b, Paleomagnetic dating <strong>of</strong> Mississippi<br />
Valle-type Pb-Zn-Ba <strong>deposit</strong>s. In: Sangster, D.F. (ed.), Carbonate-hosted lead-zinc<br />
<strong>deposit</strong>s. Society <strong>of</strong> Economic Geologist Special Publications. 4, 515-526.<br />
Symons, D.T.A, Pan, H., Sangster, D.F., Jowett, E.C., 1993, Paleomagnetism <strong>of</strong> <strong>the</strong> Pine<br />
Point Zn-Pb <strong>deposit</strong>s. Journal <strong>of</strong> Canadian Earth Sciences 30, p. 1028-1036.<br />
Temple, A. K.; Grogan, R. M., 1963, Economic Geology <strong>and</strong> <strong>the</strong> Bulletin <strong>of</strong> <strong>the</strong> Society <strong>of</strong><br />
Economic Geologists, 1963, Vol. 58, Issue 7, pp. 1037-1053.<br />
Tikkanen, G.D., 1986, World resources <strong>and</strong> supply <strong>of</strong> lead <strong>and</strong> zinc. In. W.R. Bush (Ed.):<br />
Economics <strong>of</strong> internationally traded minerals. Society <strong>of</strong> Mining Engineers, 242-250<br />
Tinker, S.W., 1982, Lithostratigraphy <strong>and</strong> biostratigraphy <strong>of</strong> <strong>the</strong> Apltian La Peña Formation,<br />
nor<strong>the</strong>ast <strong>Mexico</strong> <strong>and</strong> South Texas (Part 1), <strong>and</strong> <strong>the</strong> <strong>deposit</strong>ional setting <strong>of</strong> <strong>the</strong> Aptian<br />
Pearsall-La Peña formations, Texas subsurface <strong>and</strong> norhteast <strong>Mexico</strong>: Why is <strong>the</strong>re not<br />
ano<strong>the</strong>r FAirway Field? (Part 2): Master´s <strong>the</strong>sis, University <strong>of</strong> Michigan, Ann Arbor,<br />
80 p.<br />
Todd, R.G., 1972, Depositional environment <strong>of</strong> Arenque Field, Tampico, <strong>Mexico</strong>:<br />
Unpublished Exxon Production Research Company report, 21p.<br />
Todd, R.G., <strong>and</strong> R.M. Mitchum Jr., 1977, Seismic stratigraphy <strong>and</strong> global changes <strong>of</strong> sea<br />
level, part 8: Identification <strong>of</strong> Upper Triassic, Jurassic, <strong>and</strong> Lower Cretaceous seismic<br />
sequences in Gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong> <strong>and</strong> <strong>of</strong>fsh<strong>ore</strong> west Africa, inC.E. Payton, ed., Seismic<br />
Stratigraphy-application to hydrocarbon exploration: AAPG Memoir 26, p. 145-163.<br />
159
Tompkins, L.A., Rayner, M.J., <strong>and</strong> Groves, D.I., 1994, Evaporites in situ sulfur source for<br />
rhythmically b<strong>and</strong>ed <strong>ore</strong> in <strong>the</strong> Cajebut Mississippi Valley-Type Zn-Pb <strong>deposit</strong>,<br />
Western Australia., Economic Geology, 89, p. 467-492.<br />
Torres-Hernández, M.D., 2003, Comportamiento geológico y mineralógico de los mantos de<br />
barita de el Potrero y <strong>El</strong> Palmito en el distrito minero de Muzquiz, <strong>Coahuila</strong>, México,<br />
Tesis de Maestría U.A.N.L., 109p.<br />
Tritlla, J., Canals, A., 1997. Mineralizaciones estratoligadas de metales base en carbonatos y<br />
rocas silisiclásticas; en J. C. Melgarejo (ed.): Atlas para el estudio de las asociaciones<br />
minerales en lámina delgada; pp. 272-286. Ediciones de la Universitat de Barcelona,<br />
ISBN: 84-89824-1<br />
Tritlla, J., Cardellach, E., 1997. Fluid inclusión systematics in pre-<strong>ore</strong> minerals from<br />
carbonate-hosted mercury veins fron <strong>the</strong> Espadán Ranges (East <strong>of</strong> Spain); Chemical<br />
Geology, vol. 137, 91-106.<br />
Tritlla, J., González-Partida, E., Levresse, G., Banks, D., Pironon, J., 2004, Fluorite <strong>deposit</strong>s<br />
at Encantada-Buenavista, México: products <strong>of</strong> Mississippi Valley type proceses – a<br />
reply; Ore Geology Reviews 25, p. 229-232<br />
Tritlla, J., González Partida, E., Banks D., Levresse, G., 2004b, Fluid origin <strong>of</strong> <strong>the</strong><br />
stratabound Fluorite <strong>and</strong> Celestine Deposits in <strong>Coahuila</strong>, <strong>Mexico</strong>. 2004 AGU Fall<br />
Meeting.<br />
Tritlla, J., G. Levresse, E. González-Partida, R. Corona-Esquivel, C. y Martínez-Ramos.,<br />
2005, Metalogenia y geoquímica de los fluidos asociados a los depósitos del tipo MVT<br />
(Mississippi Valley-Type Deposit) en el centro y Norte de México; XXVI Convención<br />
Internacional de Minería, Ver., Ver., p. 113-118.<br />
Tritlla, J., Levresse, G. , Corona-Esquivel, Banks, D., Lamadrid, H., Bourdet, R., 2006,<br />
Depósitos de Pb-Zn-Ba-F-(Cu-Sr) epigenéticos estratoligados en series sedimentarias<br />
en relación con salmueras de cuenca: depósitos del tipo "Mississippi Valley" (MVT) y<br />
similares; Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo LVIII, v.1, p. 103-139.<br />
Vail, P., R.J. Hardenbol, <strong>and</strong> R.G. Todd, 1984, Jurassic unconformities, chronostratigraphy,<br />
<strong>and</strong> sea-level changes from seismic stratigraphy <strong>and</strong> biostratigraphy, in J.S. Schlee, ed.,<br />
160
Interregional unconformities <strong>and</strong> hydrocarbon accumulation: AAPG Memoir 26, p. 83-<br />
97.<br />
Van Alstine, R. E., 1962, Investigación de los principales distritos de fluorita en México:<br />
México, D.F., Consejos de Recursos Naturales No Renovables, Boletín 62, 62 p.<br />
Van den Kerkh<strong>of</strong>, A.M., Ulrich, F.H., 2000, Fluid Inclusion Petrography; Lithos 55, p. 27-<br />
47.<br />
Villarreal-Fuentes, J., González-Partida, E. & González-Sánchez, F., 2005, Los depósitos de<br />
celestina en la zona de Los Alamitos en el estado de <strong>Coahuila</strong>: Un ejemplo de<br />
mineralización del tipo MVT., GEOS Vol. 25. No. 1, p. 73.<br />
Warren, J.K., 1997, Evaporites, brines <strong>and</strong> base metals: Fluids, flow <strong>and</strong> “<strong>the</strong> evaporite that<br />
was”, Australian Journal <strong>of</strong> Earth Sciences v. 44, p. 149-183.<br />
Weidie, A.E., <strong>and</strong> J.D. Martinez, 1970, Evidence for evaporite diapirism in nor<strong>the</strong>astern<br />
<strong>Mexico</strong>:AAPG Bulletin, v. 54, p. 655-661.<br />
Weidie, J.L., <strong>and</strong> J.A. Wolleben, 1969, Upper Jurassic stratigraphic relations near Monterrey,<br />
Nuevo Leon, <strong>Mexico</strong>, AAPG Bulletin, v. 53, p. 2418-2420.<br />
West, R.C., 1974, H<strong>and</strong>book <strong>of</strong> Chemistry <strong>and</strong> Physics, 55 th edition. CRC Press, Clevel<strong>and</strong>,<br />
Ohio.<br />
White, D.F., 1958, Liquid inclusions in sulfides from Tri-State (Missouri – Kansas -<br />
Oklahoma)is probably connate in origin (abs.) Geological Society America Bulletin 69,<br />
pp. 1660.<br />
White, D.F., 1968, Environments <strong>of</strong> generation <strong>of</strong> some base metals <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s, Economic<br />
Geology, 69, pp. 301-335.<br />
Wilkinson, J.J., 2001, Fluid Inclusions in hydro<strong>the</strong>rmal <strong>ore</strong> <strong>deposit</strong>s, Lithos 55, p. 229-272.<br />
Wilson, J.L., 1975, Carbonate facies in geologic history: Springer- Verlag, New York, 4 71p.<br />
Wilson, J.L., 1990, Basement structural controls on Mesozoic carbonate facies in<br />
nor<strong>the</strong>astern <strong>Mexico</strong>: A review, in M. Tucker et alk, eds., Carbonate platforms, facies,<br />
sequences <strong>and</strong> evolution: International Association <strong>of</strong> Sedimentologists Special<br />
Publication no. 9, p. 235-255.<br />
161
Wilson, J.L., adn D.B. Selvius, 1984, Early Cretaceous in <strong>the</strong> Monterrey-Saltillo area <strong>of</strong><br />
nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong>, In J. L. Wilson Et al. (eds), a field guide to upper Jurassic <strong>and</strong> Lower<br />
Cretaceous carbonate platform <strong>and</strong> basin systems, Monterrey Saltillo area, n<strong>ore</strong>ast<br />
<strong>Mexico</strong>: Gulf Coast Section, Society for Sedimentary Geology (SEPM), 76p.<br />
Wilson, J.L., <strong>and</strong> G. Pialli, 1977, A Lower Cretaceous Shelf margin in nor<strong>the</strong>rn <strong>Mexico</strong>,<br />
inD.G. Bebout <strong>and</strong> R. G. Loucks, eds., Cretaceous carbonates <strong>of</strong> Texas <strong>and</strong> <strong>Mexico</strong>:<br />
University <strong>of</strong> Texas Bureau <strong>of</strong> Economic Geology Report <strong>of</strong> Investigations no. 89, p.<br />
286-294.<br />
Wilson, J.L., <strong>and</strong> W.C. Ward, 1993, Early Cretaceous carbonate platforms <strong>of</strong> nor<strong>the</strong>astern<br />
<strong>and</strong> east-central <strong>Mexico</strong>, in J.A.T. Simo et al. (eds.), Cretaceous Carbonate platforms:<br />
AAPG Memoir 56, p. 35-50.<br />
Williams-Jones, A.E., Schrijver, K., Doig R., Sangster, D.F., 1992, A model for epigenetic<br />
Ba-Pb-Zn mineralization in <strong>the</strong> Appalachian Thrust belt, Quebec: Evidence from fluid<br />
inclusions <strong>and</strong> isotopes. Economic Geology v. 87, p. 154-174.<br />
Winker, C.D., <strong>and</strong> R.T. Buffler, 1988, Paleogeographic evolution <strong>of</strong> early deep-water Gulf <strong>of</strong><br />
<strong>Mexico</strong> <strong>and</strong> margins, Jurassic to Middle Cretaceous (Comanchean): AAPG Bulletin, v.<br />
72, p. 318-346.<br />
Worl, W., 1991, The o<strong>the</strong>r metals. In Economic Geology, U.S., Hj Gluskoter, DD Rice, RB<br />
Taylos (eds) Geological Society <strong>of</strong> America, The Geology <strong>of</strong> North America P-2, p.<br />
125-151.<br />
Yurewicz, D.A., T.B. Marler, K.A. Meyerholtz, <strong>and</strong> F.X. Siroky, 1993, Early Cretaceous<br />
carbonate platforms, north rim <strong>of</strong> <strong>the</strong> gulf <strong>of</strong> <strong>Mexico</strong>, Mississippi <strong>and</strong> Lousiana, in J.A.<br />
T. Simo, R.W. Scott, <strong>and</strong> J.P. Masse, eds., Cretaceous Carbonate platforms: AAPG<br />
Memoir 56, p. 35-50.<br />
Zak, I.; Sakai, H. y Kaplan, I.R. (1980). Factors controlling <strong>the</strong> 18 O/ 16 O <strong>and</strong> 34 S/ 32 S isotope<br />
ratios <strong>of</strong> ocean sulfates, evaporites <strong>and</strong> interstitial sulfates from modern deep sea<br />
sediments. En: “Isotope Marine Chemistry”. E.D. Goldberg, Y. Horibe y K. Suruhashi<br />
(edit<strong>ore</strong>s). Rokakuho. Tokio. 339-373.<br />
162
Zherebtsova, I.K., Volkova, N.N., 1966, Experimental study <strong>of</strong> behavior <strong>of</strong> trace elements in<br />
<strong>the</strong> process <strong>of</strong> natural solar evaporation <strong>of</strong> Black Sea water <strong>and</strong> Sasyk-Sivash brine:<br />
Geochemistry International, v.7, p. 656-670.<br />
Zwanziger, J.A., 1979, Provincias Mesozoicas Productoras en el Nordeste de <strong>Mexico</strong>.<br />
Ingeniería Petrolera, v. 19, no.3, p. 35-40.<br />
163
164
165<br />
Anexos
166
Anexo A<br />
Gráficas de Microtermometría<br />
Muestra 030002<br />
Cristales de celestina tomados de una roca mineralizada hacia los limites externos del<br />
m<strong>and</strong>o mineralizado. En esta muestra se midieron 37 inclusiones en su mayoría bifásicas y<br />
algunas trifásicas con un sólido atrapado. Los rangos de temperatura obtenidos oscilan entre<br />
en las temperaturas de fusión entre los –12.4°C y los 0°C grados. Para la temperatura de<br />
homogeneización se midieron temperaturas entre los 95.3°C y los 200°C.<br />
5<br />
Muestra 02<br />
-15<br />
Muestra 02<br />
4<br />
Frecuencia<br />
3<br />
2<br />
1<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
0<br />
-14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
Muestra 02<br />
10<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeinización<br />
8<br />
Frecuencia<br />
6<br />
4<br />
2<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
167
Muestra 030012<br />
Celestina pura tomada dentro del manto mineralizado en la zona de celestina masiva.<br />
En esta muestra se midieron 42 inclusiones fluidas en su mayoría bifásicas. Los rangos de<br />
temperatura obtenidos para la Tf oscilaron entre los –8.2°C y los 0°C. Para el Th entre los<br />
111.5 ° y los 215 ° C.<br />
6<br />
Muestra 12<br />
-15<br />
Muestra 12<br />
5<br />
Frecuencia<br />
4<br />
3<br />
2<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
1<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusíon<br />
6<br />
Muestra 12<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeinización<br />
5<br />
4<br />
Frecuencia<br />
3<br />
2<br />
1<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
168
Muestra 030013a<br />
Cristal de fluorita pura tomado en el contacto de la mineralización con la roca caliza.<br />
En esta muestra se midieron 35 inclusiones fluidas entre bifásicas y trifásicas. Los rangos de<br />
temperatura obtenidos para Tf fueron de entre –9.7°C y los –0.4°C. Para Th de –121°C y<br />
145.3°C.<br />
10<br />
Muestra 13a<br />
-15<br />
Muestra 13a<br />
8<br />
Frecuencia<br />
6<br />
4<br />
2<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
14<br />
Muestra 13a<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeinización<br />
12<br />
10<br />
Frecuencia<br />
8<br />
6<br />
4<br />
2<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
169
Muestra 030013b<br />
Cristal de fluorita bien desarrollado tomado en el borde interno de la zona de contacto<br />
entre el manto y la roca encajonante. Se midieron 29 inclusiones fluidas en su mayoría<br />
bifásicas. Las temperaturas tomadas para Tf se observaron rangos entre los –10.3°C y –<br />
8.5°C,. Para Th los rangos oscilan entre los 129.9°C y los 135.2°.<br />
12<br />
Mue stra 13b<br />
-15<br />
Muestra 13b<br />
10<br />
Frecuencia<br />
8<br />
6<br />
4<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
2<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
Muestra 13b<br />
30<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeinización<br />
25<br />
20<br />
Frecuencia<br />
15<br />
10<br />
5<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
170
Muestra 030043<br />
Cristales de celestina tomados dentro de manto mineralizado en una zona de caliza<br />
muy porosa. Para esta muestra se midieron 23 inclusiones fluidas en su mayoría bifásicas<br />
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.<br />
3.5<br />
.<br />
Muestra 43<br />
-15<br />
Muestra 43<br />
3<br />
Frecuencia<br />
2.5<br />
2<br />
1.5<br />
1<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
0.5<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
3.5<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Muestra 43<br />
Temperatura de Homoneinización<br />
3<br />
2.5<br />
Frecuencia<br />
2<br />
1.5<br />
1<br />
0.5<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeinización<br />
171
Muestra 030077a<br />
Cristales de fluorita tomados dentro del manto mineralizado en una zona de caliza<br />
arrecifal fosilífera. Se midieron 33 inclusiones fluidas e su mayoría Bifásicas. Los rangos de<br />
Tf se comportaron entre los –10.3°C y 0.5°; y para Th 134.6°C y 152.8°C.<br />
10<br />
Muestra 77a<br />
-15<br />
Muestra 77a<br />
8<br />
Frecuencia<br />
6<br />
4<br />
2<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
10<br />
Muestra 77a<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeinización<br />
8<br />
Frecuencia<br />
6<br />
4<br />
2<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
172
Muestra 030077b<br />
Cristales de fluorita tomados dentro de la zona de disolución de la caliza arrecifal<br />
dentro del mismo sitio de muestreo. Las temperaturas tomadas en esta muestra varían en<br />
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.<br />
12<br />
Mue stra 77b<br />
-15<br />
Mue stra 77b<br />
10<br />
Frecuencia<br />
8<br />
6<br />
4<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
2<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
20<br />
Mue stra 77b<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
15<br />
Frecuencia<br />
10<br />
5<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
173
Muestra 030079<br />
Cristales de celestina tomados dentro de un túnel de extracción en el manto<br />
mineralizado, en una zona de calizas reemplazadas por celestina y fluorita. Petrograficamente<br />
(L.M) muestra gr<strong>and</strong>es cristales de celestina deformados con fluorita rellen<strong>and</strong>o espacios.<br />
La lectura de los datos mostró gran ambigüedad en la distribución de las<br />
temperaturas, form<strong>and</strong>o rangos para Tf que van desde los –9.6°C a –0.6°C y para Th de<br />
88.5°C y los 200°C. La dispersión mostrada por la gráfica de Th vs. Tf dificulta la<br />
comprensión del comportamiento de los fluidos en esta muestra.<br />
10<br />
Muestra 79<br />
-15<br />
Muestra 79<br />
8<br />
Frecuencia<br />
6<br />
4<br />
2<br />
Temperatura de Fusión<br />
-10<br />
-5<br />
0<br />
-12 -10 -8 -6 -4 -2 0<br />
Temperatura de Fusión<br />
Muestra 79<br />
6<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatur a de Homogeinizac ión<br />
5<br />
4<br />
Frecuencia<br />
3<br />
2<br />
1<br />
0<br />
50 100 150 200 250<br />
Temperatura de Homogeneización<br />
174
Anexo B<br />
Tablas de Temperaturas<br />
Muestra 030002 Celestina<br />
Inclusión Tf Th W% Morfología<br />
a -8.4 147.3 12.17 Bifásica L(v)<br />
b -4.8 137.8 7.54 Bifásica L(v)<br />
c -8.7 12.52 Bifásica L(v)<br />
d -5.4 129.2 8.38 Bifásica L(v)<br />
e -4.4 137.8 6.96 Bifásica L(v)<br />
f -7.2 182.5 10.73 Bifásica L(v)<br />
g -6.7 156.6 10.1 Bifásica L(v)<br />
h 10.4 14.36 Bifásica L(v)<br />
i -7.7 11.34 Bifásica L(v)<br />
j -6 9.19 Bifásica L(v)<br />
k -3.1 117.8 5.01 Bifásica L(v)<br />
l -4.1 6.52 Bifásica L(v)<br />
m -4.2 6.67 Bifásica L(v)<br />
n -3.2 126.6 5.17 Bifásica L(v)<br />
o -2.1 125.3 3.44 Bifásica L(v)<br />
p -2.3 3.37 Bifásica L(v)<br />
q -5.7 8.87 Bifásica L(v)<br />
r -6 9.19 Trifásica L(v)s<br />
s -6.3 200 9.58 Trifásica L(v)s<br />
t 0 127.2 0 Bifásica L(v)<br />
w -3.8 6.08 Bifásica L(v)<br />
y -6.3 129.3 9.58 Bifásica L(v)<br />
ab -6.5 9.84 Bifásica L(v)<br />
ac -6.6 9.97 Bifásica L(v)<br />
ad -10.1 14.05 Bifásica L(v)<br />
175
ae -10.8 185.3 14.77 Bifásica L(v)<br />
af -10 126.3 13.95 Bifásica L(v)<br />
ag -10.4 158.3 14.36 Bifásica L(v)<br />
ah -9.1 158.2 12.97 Bifásica L(v)<br />
ai -9.6 13.52 Bifásica L(v)<br />
aj -9.7 95.3 12.62 Bifásica L(v)<br />
ak -10.4 14.36 Trifásica L(v)s<br />
al 6 128.3 9.19 Bifásica L(v)<br />
am -9.9 186.1 13.84 Bifásica L(v)<br />
an -9.2 127.3 13.08 Bifásica L(v)<br />
ao -12.4 124.4 16.33 Bifásica L(v)<br />
ap -9.6 13.52 Bifásica L(v)<br />
Muestra 030012 Celestina<br />
Inclusión TF TH W%<br />
Morfologí<br />
a<br />
a -5.4 133.1 8.38 Trifásica L(v)S<br />
b -4.3 132.8 6.81 Trifásica L(v)S<br />
c -6.6 9.97 Bifásica L(v)<br />
d -1.2 1.98 Bifásica L(v)<br />
e -5.1 7.96 Bifásica L(v)<br />
f -4.3 6.81 Bifásica L(v)<br />
g -1.5 132.6 2.47 Bifásica L(v)<br />
h -5.1 160 7.96 Bifásica L(v)<br />
i -0.5 0.83 Bifásica L(v)<br />
j -1.6 120.2 2.63 Bifásica L(v)<br />
k -1.3 118 2.14 Bifásica L(v)<br />
l -5.2 132.7 8.1 Bifásica L(v)<br />
m -4.1 141.8 6.52 Bifásica L(v)<br />
n -4.3 6.81 Bifásica L(v)<br />
176
o -4.9 7.68 Bifásica L(v)<br />
p -1.2 132.5 1.98 Bifásica L(v)<br />
q -4 160 6.37 Trifásica L(v)S<br />
r -3.4 160 5.47 Bifásica L(v)<br />
s -0.3 0.5 Bifásica L(v)<br />
t -0.2 135 0.33 Bifásica L(v)<br />
u -4.4 144.8 6.97 Bifásica L(v)<br />
v -4.2 128 6.67 Bifásica L(v)<br />
w -0.4 111.5 0.66 Bifásica L(v)<br />
x -2 3.28 Bifásica L(v)<br />
y -2.2 121.6 3.6 Bifásica L(v)<br />
z -6.1 197.1 9.32 Trifásica L(v)S<br />
aa -1.3 2.14 Bifásica L(v)<br />
ab -5.4 137.2 8.38 Bifásica L(v)<br />
ac -6.2 159.3 9.45 Trifásica L(v)S<br />
ad -1.2 1.98 Bifásica L(v)<br />
ae -4.3 118.3 6.81 Bifásica L(v)<br />
af -1.1 117.1 1.82 Bifásica L(v)<br />
ag -5.8 215 8.92 Bifásica L(v)<br />
ah -5.4 164.6 8.38 Trifásica L(v)S<br />
ai -2.5 4.07 Bifásica L(v)<br />
aj -8.2 11.94 Bifásica L(v)<br />
ak -6 9.19 Bifásica L(v)<br />
al -6.4 9.71 Bifásica L(v)<br />
am -6.2 9.45 Bifásica L(v)<br />
an -7.1 10.61 Bifásica L(v)<br />
ao -5.1 7.96 Bifásica L(v)<br />
ap -1.6 118.7 2.63 Bifásica L(v)<br />
aq -5.6 8.65 Bifásica L(v)<br />
ar -5.9 9.05 Bifásica L(v)<br />
177
Muestra 030013a Fluorita<br />
Inclusión TF TH W% Morfología<br />
a -9.2 134 13.08 Bifásica L(v)<br />
b -8.2 124 11.94 Trifásica L(v)S<br />
c -9 121 12.86 Trifásica L(v)S<br />
d -8.4 128 12.17 Trifásica L(v)S<br />
e -8.7 130 12.52 Trifásica L(v)S<br />
f -9.3 128 13.19 Trifásica L(v)S<br />
g -9 124 12.86 Trifásica L(v)S<br />
h -8.8 124 12.63 Trifásica L(v)S<br />
i -8.6 127 12.40 Trifásica L(v)S<br />
j -8.4 130 12.17 Trifásica L(v)S<br />
k -8.2 128 11.94 Trifásica L(v)S<br />
l -8.1 128 11.82 Trifásica L(v)S<br />
m -9.2 132 13.08 Trifásica L(v)S<br />
n -8.5 128 12.29 Trifásica L(v)S<br />
o -8.2 130 11.94 Trifásica L(v)S<br />
p -1.2 139.8 1.98 Bifásica L(v)<br />
q -0.8 139.7 1.32 Bifásica L(v)<br />
r -0.8 1.32 Bifásica L(v)<br />
s -0.4 0.66 Bifásica L(v)<br />
t -1.6 139.5 2.63 Bifásica L(v)<br />
u -0.6 140 0.99 Bifásica L(v)<br />
v -8.9 132.4 12.74 Bifásica L(v)<br />
w -9.3 132.2 13.19 Bifásica L(v)<br />
x -9.3 138.8 13.19 Bifásica L(v)<br />
y -9.1 133.2 12.97 Bifásica L(v)<br />
178
z -9.3 133.6 13.19 Bifásica L(v)<br />
aa -9.3 133.1 13.19 Trifásica L(v)S<br />
ab -9.4 132.5 13.30 Bifásica L(v)<br />
ac -9.1 132.4 12.97 Bifásica L(v)<br />
ad -9.7 132.8 13.62 Trifásica L(v)S<br />
ae -0.9 145.3 1.49 Bifásica L(v)<br />
af -1 1.65 Bifásica L(v)<br />
ag -0.7 1.16 Trifásica L(v)S<br />
ah -0.4 0.66 Trifásica L(v)S<br />
Muestra 030013b Fluorita<br />
Inclusión TF TH W%<br />
Morfologí<br />
a<br />
a -9.2 131.1 13.08 Bifásica L(v)<br />
b -9.6 135.2 13.52 Trifásica L(v)S<br />
c -9.1 131 12.97 Bifásica L(v)<br />
d -9.4 129.9 13.30 Bifásica L(v)<br />
e -9.8 130.2 13.73 Bifásica L(v)<br />
f -9.2 132.3 13.08 Bifásica L(v)<br />
g -9.4 131.1 13.30 Bifásica L(v)<br />
h -10.3 132.2 14.26 Trifásica L(v)S<br />
i -9.5 132.1 13.41 Bifásica L(v)<br />
j -9.6 132.2 13.52 Bifásica L(v)<br />
k -9.4 132.8 13.30 Trifásica L(v)S<br />
l -9.4 132.2 13.30 Bifásica L(v)<br />
m -9.4 132.2 13.30 Bifásica L(v)<br />
n -9.2 130.2 13.08 Bifásica L(v)<br />
o -9.2 133.1 13.08 Bifásica L(v)<br />
p -9.3 131.2 13.19 Bifásica L(v)<br />
q -9.4 130.3 13.30 Bifásica L(v)<br />
179
-9.3 131.4 13.19 Bifásica L(v)<br />
s -9.7 133.1 13.67 Bifásica L(v)<br />
t -9.3 131.1 13.19 Trifásica L(v)S<br />
u 9.8 130.8 13.73 Bifásica L(v)<br />
v -9.2 129.9 13.08 Bifásica L(v)<br />
w -9.6 131.4 13.52 Bifásica L(v)<br />
x -9.8 130.4 13.73 Bifásica L(v)<br />
y -10.3 130.6 14.26 Trifásica L(v)S<br />
z -8.9 129.7 12.74 Bifásica L(v)<br />
aa -9.1 130.5 12.97 Bifásica L(v)<br />
ab -8.8 130.4 12.63 Trifásica L(v)S<br />
ac -8.5 131.6 12.29 Trifásica L(v)S<br />
Muestra 030043 Celestina<br />
Inclusión Tf Th W% Morfología<br />
a -6.2 107.6 9.45 Bifásica L(v)<br />
b -2.8 135.5 4.55 Bifásica L(v)<br />
c -5.1 141.3 7.96 Trifásica L(v)S<br />
d -4.3 162.1 6.81 Bifásica L(v)<br />
e 0 112.4 0 Bifásica L(v)<br />
f -1.4 130.2 2.31 Bifásica L(v)<br />
g -1.3 141.2 2.14 Bifásica L(v)<br />
h -1.7 185.3 2.79 Bifásica L(v)<br />
i -4.1 6.52 Bifásica L(v)<br />
j -1.1 171.6 1.82 Trifásica L(v)S<br />
k -1 140.7 1.65 Bifásica L(v)<br />
l 164.3 Bifásica L(v)<br />
m -1.6 152.3 2.63 Bifásica L(v)<br />
n -7.1 10.61 Bifásica L(v)<br />
180
o -7.1 178.3 10.61 Bifásica L(v)<br />
p -6.8 155.3 10.23 Trifásica L(v)S<br />
q -1.3 125.9 2.14 Bifásica L(v)<br />
r -3.9 151.3 6.23 Bifásica L(v)<br />
s -3.1 130.1 5.01 Bifásica L(v)<br />
t -4.6 149.3 7.25 Bifásica L(v)<br />
u -3 145.5 4.86 Trifásica L(v)S<br />
v -7.5 148.6 11.1 Bifásica L(v)<br />
w -1.6 127.3 2.63 Trifásica L(v)S<br />
Muestra 030077a Fluorita<br />
Inclusión TF TH W% Morfología<br />
a 134.6 Bifásica L(v)<br />
b -0.6 150.8 0.99 Bifásica L(v)<br />
c -0.5 150.8 0.83 Bifásica L(v)<br />
d -0.5 151.2 0.83 Bifásica L(v)<br />
e -0.9 151.2 1.49 Bifásica L(v)<br />
f -9.1 12.97 Trifásica L(v)S<br />
g -9.4 135.2 13.30 Trifásica L(v)S<br />
h Bifásica L(v)<br />
i -1.2 150.2 1.98 Bifásica L(v)<br />
j -0.5 150.8 0.83 Bifásica L(v)<br />
k -9.2 135.1 13.08 Trifásica L(v)S<br />
l -9.2 134.3 13.08 Bifásica L(v)<br />
m -1.1 152.8 1.82 Bifásica L(v)<br />
n -0.8 147.7 1.32 Bifásica L(v)<br />
o -0.7 150.1 1.16 Bifásica L(v)<br />
p -1.3 147.3 2.14 Bifásica L(v)<br />
q -0.8 148.1 1.32 Bifásica L(v)<br />
181
-0.8 151.2 1.32 Bifásica L(v)<br />
s -9.4 140.8 13.30 Bifásica L(v)<br />
t -9.8 137.2 13.73 Bifásica L(v)<br />
u -9.6 138.6 13.52 Trifásica L(v)S<br />
v -9.4 138.2 13.30 Bifásica L(v)<br />
w -9.2 137.5 13.08 Trifásica L(v)S<br />
x -10.2 135.5 14.16 Bifásica L(v)<br />
y -10 135.5 13.95 Bifásica L(v)<br />
z -0.6 146.7 0.99 Bifásica L(v)<br />
aa -0.9 146.2 1.49 Bifásica L(v)<br />
ab -9.6 138.6 13.52 Bifásica L(v)<br />
ac -0.6 146.3 0.99 Bifásica L(v)<br />
ad -0.7 146.5 1.16 Bifásica L(v)<br />
ae -0.7 146.3 1.16 Bifásica L(v)<br />
af -1.1 144.3 1.82 Bifásica L(v)<br />
ag -9.8 138.6 13.73 Trifásica L(v)S<br />
Muestra 030077b Fluorita<br />
Inclusion TF TH W% Morfología<br />
a -9.8 145.4 13.73 Bifásica L(v)<br />
b -10.8 145.1 14.77 Bifásica L(v)<br />
c -10.3 145.8 13.26 Bifásica L(v)<br />
d -10.3 144.8 14.26 Bifásica L(v)<br />
e -9.6 145.2 13.52 Trifásica L(v)S<br />
f -10.2 145.3 14.16 Bifásica L(v)<br />
g -10.6 144.4 14.56 Bifásica L(v)<br />
h -10.1 144.8 14.05 Bifásica L(v)<br />
i -9.7 144.6 13.67 Trifásica L(v)S<br />
j -10.1 143.7 14.05 Bifásica L(v)<br />
k -9.7 143.2 13.67 Bifásica L(v)<br />
182
l -10.6 143.4 14.56 Bifásica L(v)<br />
m -10.5 143.2 14.47 Bifásica L(v)<br />
n -10.4 142.8 14.36 Trifásica L(v)S<br />
o -10.4 142.6 14.36 Bifásica L(v)<br />
p -10.3 143.2 14.26 Bifásica L(v)<br />
q -10.5 142 14.47 Trifásica L(v)S<br />
r -9.8 144.5 13.73 Trifásica L(v)S<br />
s -10.5 144.8 14.47 Bifásica L(v)<br />
t -9.6 145.2 13.52 Trifásica L(v)S<br />
u -10.2 141.1 14.16 Bifásica L(v)<br />
v -10.7 141.6 14.67 Bifásica L(v)<br />
w -10.3 141.3 14.26 Bifásica L(v)<br />
x -10.1 144.2 14.05 Bifásica L(v)<br />
y -10.1 143.2 14.05 Bifásica L(v)<br />
z -10.3 142.6 14.26 Bifásica L(v)<br />
aa -10.2 142.4 14.16 Bifásica L(v)<br />
Muestra 030079 Celestina<br />
Inclusión TF TH W% Morfología<br />
d 98.3 Bifásica L(v)<br />
e 109.3 Bifásica L(v)<br />
f -1.2 109.3 1.98 Bifasica L(v)<br />
g -6.5 9.84 Bifasica L(v)<br />
h -6.2 9.45 Bifasica L(v)<br />
i -7.5 11.1 Bifásica L(v)<br />
j -7.3 10.85 Trifásica L(v)<br />
k -6.2 9.45 Bifásica L(v)<br />
l -1.5 2.47 Bifásica L(v)<br />
m -1.3 2.14 Bifásica L(v)<br />
183
n 134 Bifásica L(v)<br />
o -6.1 9.32 Bifásica L(v)<br />
p 114.3 Bifásica L(v)<br />
q 138.5 Bifásica L(v)<br />
r -6.3 9.58 Bifasica L(v)<br />
s -1.3 109.6 2.14 Bifasica L(v)<br />
t -1.1 133.6 9.82 Bifásica L(v)<br />
u -6.4 9.71 Bifásica L(v)<br />
v -1.1 1.82 Bifásica L(v)<br />
w -4.1 6.52 Bifásica L(v)<br />
x -4.2 6.67 Bifásica L(v)<br />
y -4.4 6.96 Bifásica L(v)<br />
z 1.2 110 1.98 Bifásica L(v)<br />
aa<br />
L(v)<br />
ab -3.2 85.2 5.17 Bifasica L(v)<br />
ac -1.3 145.8 2.14 Trifásica L(v)S<br />
ad 1.6 142.7 2.63 Bifásica L(v)<br />
ae -4.1 6.52 Bifásica L(v)<br />
af Bifásica L(v)<br />
ag -0.6 88.5 0.99 Bifásica L(v)<br />
ah -9.3 13.19 Bifásica L(v)<br />
ai -6.3 9.58 Bifásica L(v)<br />
aj -8.9 134.2 12.74 Bifásica L(v)<br />
ak -9.2 13.08 Bifásica L(v)<br />
al 120 Bifásica L(v)<br />
am -9.1 12.97 Bifasica L(v)<br />
an -9.3 170.2 13.19 Bifásica L(v)<br />
ao -6.3 123.2 9.58 Bifásica L(v)<br />
ap -9.3 118.9 13.19 Bifásica L(v)<br />
aq -6.3 9.58 Bifásica L(v)<br />
ar -9.6 13.52 Bifasica L(v)<br />
184
as -9.6 13.52 Bifasica L(v)<br />
at -9.5 120.2 13.41 Bifásica L(v)<br />
au -9.1 119.2 12.97 Bifásica L(v)<br />
av -9.4 165 13.3 Bifasica L(v)<br />
aw -1.1 95.2 1.82 Bifasica L(v)<br />
ax -9.3 88.3 13.19 Bifásica L(v)<br />
ay -2.8 130.1 4.55 Bifásica L(v)<br />
az -9.2 13.08 Bifásica L(v)<br />
ba -9.5 13.41 Bifasica L(v)<br />
bb<br />
bc -8.8 12.63 Bifasica L(v)<br />
bd -9.2 13.08 Bifasica L(v)<br />
be -8.7 12.52 Bifásica L(v)<br />
bf -6.1 87.7 9.32 Bifásica L(v)<br />
bg -6.2 200 9.45 Bifásica L(v)<br />
bh -5.9 89.3 9.05 Bifásica L(v)<br />
bi -8.2 11.94 Bifásica L(v)<br />
bj -8.1 11.82 Bifásica L(v)<br />
bk -8.3 12.06 Bifásica L(v)<br />
Tabla de temperaturas y fases en I.F.<br />
Especies<br />
Disueltas<br />
Temperatura<br />
eutéctica<br />
Composición<br />
eutéctica<br />
NaC1 -10,6ºC 23,3% NaC1<br />
Fases<br />
Sólidas<br />
H 2 O<br />
NaC1<br />
2H 2 O<br />
Nombre<br />
Hielo<br />
hidrohalita<br />
NaC1 NaC1 halita<br />
Características<br />
Hexagonal<br />
Incoloro<br />
I.R. E.1,313<br />
W.1,309<br />
Monoclínico<br />
Incoloro<br />
I.R. 1,416<br />
Cúbico<br />
incoloro<br />
I.R. 1,544<br />
Temperatura y<br />
Modo de fusión<br />
0ºC<br />
congruentemente<br />
0,1ºC<br />
incongruentemente<br />
185
CaC1 2 -49,8ºC 30,2% CaC1 2<br />
CaC1 2 6<br />
H 2 O<br />
MgC1 2<br />
-33,6ºC<br />
21,0% MgC1 2<br />
MgC1 2 12H 2 O<br />
antarcticita<br />
KC1 -10,6ºC 19,7 KC1 KC1 silvita<br />
NaC1-<br />
KC1<br />
NaC1-<br />
CaC1 2<br />
NaC1-<br />
MgC1 2<br />
-22,9ºC<br />
-52ºC<br />
-35ºC<br />
20,17%<br />
NaC1<br />
5,81% KC1<br />
1,8% NaC1<br />
29,4% CaC1 2<br />
1,56% NaC1<br />
22,75%<br />
MgC1 2<br />
186<br />
Hexagonal<br />
Incoloro<br />
I.R. E.1,393<br />
W.1,417<br />
Cúbico<br />
incoloroamarillento<br />
I.R. 1,490<br />
30.08ºC<br />
incongruentemente<br />
-16,4ºC<br />
congruentemente
Anexo C<br />
Artículos publicados y resúmenes de congresos<br />
A continuación se presentan los trabajos que han sido presentados y publicados que<br />
parten de los estudios presentados en esta tesis.<br />
Artículos publicados con arbitraje<br />
Tritlla, J.; Levresse, G.; Corona-Esquivel, R.; Banks, D.; Lamadrid, H. <strong>and</strong> Bourdet, J.<br />
(2006).- “Depósitos de Pb Zn-Cu-Ba-F-Sr epigenéticos estratoligados en series<br />
sedimentarias en relación con salmueras de cuenca: depósitos de tipo “Mississippi<br />
Valley” (MVT) y similares en México”. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana,<br />
Volumen del Centenario, LVIII-1, 103-139.<br />
Tritlla, J.; Levresse, G.; Corona-Esquivel, R.; Banks, D.; Lamadrid, H. <strong>and</strong> Bourdet, J.<br />
(2007).- Low-temperature, carbonate-hosted Pb-Zn-Cu-Ba-F-Sr <strong>deposit</strong>s in mexico: a<br />
geological <strong>and</strong> geochemical approach. GSA Bulletin. Aceptado. En prensa.<br />
Resúmenes para congresos<br />
“FLUJO DE FLUIDOS FOCALIZADOS POR ESTRUCTURAS CORTICALES Y SU<br />
PAPEL EN LA MADURACIÓN DE M.O.: EL CASO DE EL TULE, FM. BUDA,<br />
CUENCA DE SABINAS, COAHUILA.”<br />
Lamadrid, H. 1 , Tritlla, J. 1 , Levresse G. 1 , Pironon, J. 1 ; Bourdet, J. 1 y Carrillo-Chávez, A. 1<br />
1 Programa de Ge<strong>of</strong>luidos, Centro de Geociencias, UNAM Campus Juriquilla, Queretaro 76230, <strong>Mexico</strong>; e-mail:<br />
jordit@geociencias.unam.mx<br />
2 CREGU, BP 23, 54501 V<strong>and</strong>oeuvre-les-Nancy, France,<br />
En el NE de México aparecen un conjunto de estructuras a lo largo de la serie<br />
carbonatada mesozoica que testimonian la existencia de zonas de circulación preferencial de<br />
187
fluidos durante la compresión laramídica y la extensión subsiguiente. Estas estructuras<br />
consisten en zonas de reemplazamiento de los carbonatos por cementos de celestina, fluorita<br />
y calcita que, en algunos casos, llegan a tener importancia económica. <strong>El</strong> estudio de estas<br />
estructuras es una oportunidad única para conocer el quimismo de las aguas de formación<br />
antiguas, el régimen de expulsión de estos fluidos durante los procesos de deformación de la<br />
cuenca así como para poder estimar las condiciones termobarométricas imperantes durante la<br />
diagénesis tardía de estas formaciones así como su papel en la maduración y expulsión de<br />
hidrocarburos a través de zonas preferenciales de flujo.<br />
Una de las estructuras de flujo de fluido más interesantes se encuentra en el distrito<br />
minero de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong>, al norte de la población de Muzquiz (<strong>Coahuila</strong>). Esta se sitúa en una zona<br />
levemente deformada a favor de una superficie de estratificación en los carbonatos de la Fm<br />
Buda (Cretácico superior), que muestra evidencias de movimiento sub-horizontal (layerparallel<br />
slip). La superficie de estratificación es ondulada y, en las zonas de mayor apertura,<br />
se presenta parcialmente cementada por varias generaciones de celestina, la primera de las<br />
cuales presenta indicios de deformación, así como por una generación tardía de fluorita.<br />
La celestinas presentan inclusiones fluidas bifásicas (L+V) y escasas trifásicas<br />
(L+V+S azufre ) con Th entre 130 y 180°C y salinidades de entre 1.76 y 2.06 molal de NaCl. La<br />
fluorita presenta dos familias de inclusiones fluidas: (1) inclusiones trifásicas (L+V+S no<br />
identificado) cuya fase vapor contiene CH 4 , H 2 S y trazas de CO 2 , con Th alrededor de 130°C y<br />
salinidad media de 3,5 molal de NaCl; (2) inclusiones de hidrocarburos bifásicas a trifásicas<br />
(L+V+S bitumen ) de color café oscuro a claro con Th de alrededor de 98°C.<br />
La reconstrucción de las condiciones de atrapamiento para la fluorita indica presiones<br />
de alrededor de 400 bares a 135°C. La presencia de S 0 como sólido en las inclusiones<br />
fluidas de los cristales de celestina junto con la ausencia de materia orgánica sugiere la<br />
presencia de un ambiente altamente oxidante, con exceso de sulfato y con pequeñas<br />
cantidades de materia orgánica. Esta última habría sido completamente oxidada mediante un<br />
proceso de termorreducción de sulfato (TSR).<br />
Trabajo presentado en el Simposium de Rocas Carbonatadas y Plays de PEMEX, Cd. Del<br />
Carmen, Marzo 2006<br />
188
“EVIDENCIAS DE ESTRUCTURAS MINERALIZADAS POR MIGRACIÓN DE<br />
FLUIDOS CORTICALES, EL CASO EL TULE, FM. BUDA, CUENCA DE SABINAS,<br />
COAHUILA.”<br />
Lamadrid, H. 1 ; Tritlla, J. 1 ; Levresse G. 1 y Bourdet, J. 2<br />
1 Programa de Ge<strong>of</strong>luidos, Centro de Geociencias, UNAM Campus Juriquilla, Queretaro 76230, <strong>Mexico</strong>; e-mail:<br />
lamadrid@geociencias.unam.mx<br />
2 CREGU, BP 23, 54501 V<strong>and</strong>oeuvre-les-Nancy, France,<br />
En el NE de México aparecen un conjunto de estructuras a lo largo de la serie<br />
carbonatada mesozoica que testimonian la existencia de zonas de circulación preferencial de<br />
fluidos durante la compresión laramídica y la extensión subsiguiente. Estas estructuras<br />
consisten en zonas de reemplazamiento de los carbonatos por cementos de celestina, fluorita<br />
y calcita que, en algunos casos, llegan a tener importancia económica. <strong>El</strong> estudio de estas<br />
estructuras es una oportunidad única para conocer la composición química de las aguas de<br />
formación antiguas, el régimen de expulsión de estos fluidos durante los procesos de<br />
deformación de la cuenca así como para poder estimar las condiciones termobarométricas<br />
imperantes durante la diagénesis tardía de estas formaciones así como su papel en la<br />
maduración y expulsión de hidrocarburos a través de zonas preferenciales de flujo.<br />
Una de las estructuras de flujo de fluido más interesantes se encuentra en el distrito<br />
minero de <strong>El</strong> <strong>Tule</strong>, al norte de la población de Muzquiz (<strong>Coahuila</strong>). Esta se sitúa en una zona<br />
levemente deformada a favor de una superficie de estratificación en los carbonatos de la Fm<br />
Buda (Cretácico superior), que muestra evidencias de movimiento sub-horizontal (layerparallel<br />
slip). La característica mas destacable de este yacimiento es la presencia en un<br />
mismo depósito de cantidades significativas de celestina y fluorita, coexistiendo en las<br />
mismas estructuras. <strong>El</strong> yacimiento posee una superficie de estratificación ondulada y, en las<br />
zonas de mayor apertura, se presenta parcialmente cementada por varias generaciones de<br />
celestina, la primera de las cuales presenta indicios de deformación, así como por una<br />
generación tardía de fluorita.<br />
189
La mineralización se concentra en un manto estratoligado formado por barreras de<br />
permeabilidad de bajo ángulo que siguen a la estratificación. Se observan dos episodios de<br />
mineralización de celestina, (1) hacia las paredes del manto, b<strong>and</strong>eamientos rítmicos<br />
(ritmitas) de cristales finos y deformados que forman horizontes de alto y bajo<br />
reemplazamiento de la roca original, y hacia el centro del manto cristales subhedrales<br />
deformados, y (2) cristales euhedrales idiomórficos gr<strong>and</strong>es (varios cm.) sin deformar<br />
dispuestos en el manto. La fluorita aparece de forma subordinada a la celestina, como un<br />
mineral tardío que se forma en las cavidades y espacios vacíos dejados por la segunda<br />
generación de celestina.<br />
La celestinas presentan inclusiones fluidas bifásicas (L+V) y escasas trifásicas<br />
(L+V+S azufre ) con Th entre 130° y 180°C y salinidades de entre 8 y 11% wt. eq de NaCl<br />
(peso equivalente en NaCl). La fluorita presenta dos familias de inclusiones fluidas: (1)<br />
inclusiones trifásicas (L+V+S no identificado ) cuya fase vapor contiene CH 4 , H 2 S y trazas de CO 2 ,<br />
con Th alrededor de 130°C y salinidad entre el 10 y el 14 % en wt. eq. de NaCl; (2)<br />
inclusiones de hidrocarburos bifásicas a trifásicas (L+V+S bitumen ) de color café oscuro a claro<br />
con Th de alrededor entre 90 y 130°C.<br />
Trabajo presentado en la Reunión Anual de la Unión Ge<strong>of</strong>ísica Méxicana (UGM), Puerto<br />
Vallarta, Noviembre, 2006.<br />
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