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RESUMEN El estudio se ubica en la Cuenca de Sabinas, y fue elaborado conjuntamente entre el IPN y PEMEX. El enfoque del estudio fue el de actualizar los datos petrológicos de los núcleos del basamento en la cuenca integrando datos magnetométricos, sísmica del área e información de pozos. El estudio petrográfico de 30 núcleos reveló que el basamento de la Cuenca de Sabinas está formado por tres bloques principales: el Bloque I está constituido por rocas gnéisicas cuarzo-feldespáticas y se correla-ciona con rocas semejantes del Precámbrico de otras localidades, el bloque está localizado al noroeste; el Blo-que II lo constituyen rocas esquistosas y metasamíticas del Paleozoico que forman remanentes y/o colgantes de rocas ígneas intrusivas del Pérmico y se distribuye principalmente al norte y este de la cuenca. El Bloque III está formado por rocas pérmicas intrusivas. A partir del análisis e interpretación de datos de subsuelo y to-mando en cuenta la distribución de rocas con metamorfismo cataclástico-asociado a fallas se pudieron definir dos sistemas de fallas principales en el basamento. El sistema más antiguo tiene una orientación NE-SW. El segundo sistema con orientación NW-SE que tiene fallas que afloran como las de La Babia y San Marcos. El emplazamiento de rocas hipabisales orogénicas del Terciario ocurrieron principalmente en el sistema NW-SE, y rocas volcánicas del Mioceno-Plioceno de tipo intraplaca se han emplazado en los dos sistemas.

Actualización Petrológica del BasamentoCristalino de la Cuenca de Sabinas

Jorge Jacobo Albarrán (1), José Francisco González Pineda (2), Rogelio Muñoz Cisneros (2)

y Joel Rosales Rodríguez (1)

INTRODUCCIÓN

En el presente trabajo se realizó una actualización de la morfología de las profundidades y la petrogénesis del basamento cristalino de la Cuenca de Sabinas, y se establecieron los límites de cada una de las unida-des litológicas que lo conforman.

En términos generales, el basamento crista-lino de las principales cuencas petroleras alrededor del Golfo de México está constituido por diferentes unidades de rocas ígneas intrusivas y diversos com-plejos metamórficos, los cuales han sido estudiados por diferentes métodos geocronométricos principal-mente en la Cuenca Tampico-Misantla, Álvarez y Castaños (1981); Jacobo (1984); Jacobo y Murillo (1989); Jacobo (1997); IMP (2000 y 2001) y (Jaco-bo y Valencia, 2003).

INTERPRETACIÓN DE LA INFORMACIÓNMAGNETOMÉTRICA DE LA CUENCA DE SABINAS

La Interpretación Magnetométrica se hizo contando con el mapa de intensidad magnética total (Fig. 1), el cual corresponde a una integración de prospectos magnetométricos a la altura del vuelo de 2,600 msnm con los siguientes parámetros: proyección en UTM; meridiano central de -99 grados oeste; elipsoide de Clark, 1866; latitud origen de 0.0; oeste falso 500,000 m; norte falso 0.0 m y un factor de escalamiento de 0.9996, la interpretación es de forma cualitativa to-mando en consideración las diferentes tendencias en los patrones de orientación de las anomalías, así como la disposición y forma de éstas y desde luego tomando en consideración toda la información de petrología de los núcleos, radiometría del basamento y datos levan-tados en geología superficial.

Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, A.C.Volumen 54, No. 1, Enero, 2009, pp. 103-113

(1) ESIA Ciencias de la Tierra IPN(2) PEP Activo Integral Burgos

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Distribución de las Anomalías Magnéticas

Con base al mapa de intensidad magnética total se interpretó las tendencias estructurales de los diferentes ‘‘trends’’ de altos magnéticos (en rojo) y de bajos magnéticos (en azul) (Fig. 1) con base a esta interpretación y con la información petrología del basamento, el área de estudio se puede dividir en tres grandes unidades magnéticas: UM I, UM II y UM III.

Unidad Magnética I

Esta unidad magnética está asociada al basa-mento cristalino Precámbrico, localizada en la parte nor-oeste del área de estudio desde el punto de vista magnetométrico, esta unidad está caracterizada por tendencias magnéticas orientadas NE-SW formada, tanto por anomalías de alta frecuencia como por

Figura 1.- Mapa de Intensidad Magnética Total. Se muestran las tres unidades magnéticas y las tendencias estructurales de los principales altos y bajos magnéticos.

anomalías de gran amplitud, éstas oscilan de 48,000 hasta 48,300 gammas. Geológicamente, esta unidad está limitada por fallas y corresponde a un bloque de rocas precámbricas de rocas gnéisicas que fueron seccionadas por el Pozo 1 (Anexo Petrográfico), está en contacto tectónico con la Unidad Magnética II, así como con la Unidad Magnética III, las anomalías de alta frecuencia están asociadas a cuerpos hipabi-sales de alta susceptibilidad magnética, los cuales se emplazaron dentro de las rocas precámbricas, estas rocas hipabisales fueron seccionadas por el Núcleo 1 del Pozo 2 y clasificadas como diorita de hornblenda (Anexo Petrográfico).

Unidad Magnética II

Esta unidad magnética está asociada al basa-mento cristalino del Paleozoico Temprano, localizada en la parte norte y este del área de estudio desde

Jorge Jacobo Albarrán et al.

105el punto de vista magnetométrico, está caracterizada por alineamientos magnéticos orientados NW-SE y W-E ampliamente distribuida, se caracteriza por una densidad de curvas con baja frecuencia y mayor am-plitud, las anomalías oscilan de los 48,025 a 48,175 gammas. Geológicamente, esta unidad magnética está en contacto tectónico por medio de fallas de desplazamiento lateral con el bloque Precámbrico (Unidad Magnética I) y está en contacto por intrusión con la Unidad Magnética III que corresponde a rocas intrusivas del Paleozoico Tardío, litológicamente esta unidad corresponde a las rocas de metamorfismo regional, o sea, esquistos y metasedimentos, las pri-meras rocas fueron cortadas por los siguientes pozos: Pozo 3 N-2; Pozo 4 N-7; Pozo 5 N-4; Pozo 6 N-2; Pozo 7 N-2 y fuera del área, al sureste, el Pozo 8 N-7, los pozos que cortaron metasedimentos son: Pozo 9 N-20 y Pozo 10 N-8. También dentro de esta zona se han reportado como esquistos a los siguientes nú-cleos: Pozo 11 N-6, y Pozo 12 N-26, sin embargo, estas rocas corresponden a rocas cataclásticas, así también se han reportado gneises: Pozo 13 N-2 y Pozo 14 N-3, ambos tipos de rocas están asociadas a fallas regionales del basamento y cuya presencia serán explicadas en el capítulo de Petrología del Ba-samento.

Unidad Magnética III

Esta Unidad Magnética está asociada al ba-samento cristalino ígneo del Paleozoico Tardío, se localiza en la parte central del área de estudio, esta unidad se caracteriza por tener una serie de alinea-mientos magnéticos orientados NW-SE y sólo en la parte oriental de esta unidad presenta un alineamien-to magnético NE-SW, generalmente ésta es formada por un alineamiento de curvas de alta frecuencia magnética distribuidas al centro y norte de la Cuen-ca de Sabinas, las anomalías con mayor amplitud y baja frecuencia oscilan de 48,100 a 48,200 gammas se asocian a las rocas graníticas del Paleozoico y las curvas que tienen valores de 48,200 a 48,625 gam-mas se asocian a las rocas hipabisales aflorantes en esta región y se describen en el capítulo de Rocas Íg-neas, dicha unidad es la de mayor respuesta magné-tica. Geológicamente, ésta se encuentra en contacto tectónico con la Unidad Magnética I e intrusiona a la Unidad Magnética II, litológicamente correspon-den a rocas graníticas del Paleozoico Tardío y fueron seccionadas por los siguientes pozos: Pozo 15 N-2;

Pozo 16 N-4; Pozo 17 N-1 y Pozo 18 N-6, las rocas ígneas hipabisales fueron cortadas por los siguientes pozos: Pozo 19 N-1, Pozo 20, Pozo 2 N-1, Pozo 21 N-7 y Pozo 17 N-2 y recientemente, el Pozo 22 N-1 a excepción del Pozo 20 y Pozo 22 que se clasificó como Microgranito y Microgranodiorita de biotita-hornblenda, el resto corresponden a roca con fuerte tendencia básica (dioritas y microdioritas), lo cual se refleja en una alta susceptibilidad magnética, la evidencia más clara de intrusión de estas rocas hipa-bisales básicas se tiene en el Pozo 17, el cual cortó (N-1) un basamento Paleozoico Granítico, posterior-mente (N-2) cortó diversos diques dioríticos de edad posterior, seguramente del Terciario.

•••

Precámbrico (gneis cuarzo feldespático)Paleozoico (esquistos)Paleozoico Superior (granitos)

INTERPRETACIÓN PETROLOGÍADEL BASAMENTO CRISTALINO

Con base a la información geológica superficial de subsuelo, petrográfica, radiométrica, geoquímica, análisis de la subsidencia sísmica, así como del aná-lisis cualitativo de la magnetometría se propone la si-guiente subdivisión en tiempo y espacio de las rocas del basamento:

Precámbrico Gneis Cuarzo Feldespático

Se denomina con este nombre a las ro-cas precámbricas gnéisicas cristalinas, ubicadas al noreste y oeste del área (Fig. 2). Es importante la presencia de estas rocas precámbricas en la Cuenca de Sabinas para comprender mejor la evolución y origen de la Cuenca de Sabinas y complementar el conocimiento en cuanto a la génesis de la apertura del Golfo de México y entender mejor la afinidad del basamento cristalino con el Cratón de Norteamérica y/o con Sudamérica. No se tiene evidencia de rocas genésicas en superficie, los afloramientos de gneises semejantes a los de la Cuenca de Sabinas se tienen en el Anticlinorio de Huizachal Peregrina (gneis No-villo) y al norte de Molango, Hgo. (gneis Huiznopala) definidos por Carrillo (1961) y Rincón Orta (1965), respectivamente. En subsuelo del área de estudio estas rocas gnéisicas han sido seccionadas por los siguientes po-zos:

Actualización Petrológica del Basamento Cristalino de la Cuenca de Sabinas

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POZO CLASIFICACIÓN

Pozo 14 N-3 Gneis cuarzo-feldespático Pozo 1 Gneis cuarzo-feldespático Pozo 13 N-1 Gneis cuarzo-feldespático

Composición litológica: Las características petrográficas de las rocas gnéisicas de estos núcleos corresponden a una textura granoblástica y ocasio-nalmente porfidoblástica; su mineralogía característi-ca es a base de cristaloblastos de cuarzo, plagioclasas, feldespatos potásicos, micas (biotita y muscovita), magnetita, así como trazas de esfena y epídota, su protolito corresponde a rocas cuarzo-feldespáticas y se ubican dentro de la facies de las anfibolitas corres-pondientes a un grado medio.

Figura 2.- Mapa de Litología del Basamento y rasgos estructurales

. En la Cuenca Tampico-Misantla están repor-tadas rocas gnéisicas semejantes a las rocas de la Cuenca de Sabinas (Álvarez y Castaños, 1981). La clasificación está tomada de Álvarez y Castaños (1981).

Edad.- Como se mencionó anteriormente las rocas gnéisicas identificadas en subsuelo se localizan al nor-oeste del área de estudio, el Pozo 1 cortó rocas gnéisicas cuarzo-feldespáticas que fueron datadas en el Laboratorio de Geocronometría del Instituto Mexicano del Petróleo por el Método K-Ar, reportan-do una edad de 390 Ma. Como se puede observar, es una edad que no corresponden al Precámbrico y se interpreta como una edad de recalentamiento, esto se justifica observando el mapa de intensidad magnética total (ver Fig. 1) donde se aprecia la pre-sencia de cuerpos intrusivos emplazados en las rocas gnéisicas, la evidencia directa de uno de estos intru-sivos es el Núcleo 1 cortado por el Pozo 2 que a una profundidad de 4,592-4,595 mbnm seccionó una diorita, también se puede notar la presencia de di-versas fallas de desplazamiento lateral que afectaron fuertemente a las rocas precámbricas provocando un recalentamiento y pérdida parcial de argón radiogé-nico ocasionando como resultado la obtención de datos de recalentamiento.


107Paleozoico Esquistos y Metasedimentos

Con este nombre se denominan a las rocas producto del metamorfismo regional de grado bajo a medio con edades que oscilan del Devónico al Pérmico, con base a la información de subsuelo y a la interpretación magnetométrica, la distribución de estas rocas dentro del área de estudio se ubican prin-cipalmente al norte y este sin descartar su presen-cia como colgantes dentro de los cuerpos intrusivos pérmicos, los cuales cubren el área central (Fig. 2). En afloramientos, las rocas más antiguas en Coahui-la son del Paleozoico Tardío y están expuestas en la región Delicias-Acatita (McKee et al., 1988) y en la Sierra del Carmen (Carpenter, 1997) al noroeste de Coahuila. Rocas semejantes fuera del área de estudio se localizan aflorando en Arramberri, N.L.; Miqui-huana, Villa Bustamente y en el Anticlinorio Huiza-chal-Peregrina, Tamps.; las cuales se encuentran en este último lugar, Carrillo (1961) las denominó como Esquistos Granjeno. En el área de estudio los metasedimentos sólo afloran en una pequeña área en el Valle de San Mar-cos donde se logra distinguir su protolito de carácter pelítico-calcáreo y se encuentra en discordancia con sedimentos de tipo lechos rojos correspondientes al Triásico. No fue posible medir los espesores de estas rocas y únicamente se puede mencionar que los me-tasedimentos derivaron de una secuencia terrígena carbonatada, cuyas características litológicas y ras-gos estructurales fueron afectados por metamorfis-mo regional a fines de Paleozoico y seguramente son pequeños colgantes remanente dentro de la masa granítica pérmica principal que forma el basamento del centro de la Cuenca de Sabinas. En subsuelo estas rocas metamórficas fueron seccionadas por los siguientes pozos:

POZO NÚCLEO CLASIFICACIÓN

Pozo 4 1 Esquisto de biotita-muscovita Pozo 9 20 Metasamita Pozo 5 4 Esquisto de sericita Pozo 7 2 Esquisto de granate Pozo 6 2 Esquisto de sericita Pozo 8 7 Esquisto de muscovita Pozo 10 8 Metasamita Pozo 3 2 Esquisto de biotita-muscovita

Cabe mencionar que rocas afectadas por metamorfismo dinámico o cataclástico con textura foliada han sido clasificadas como esquistos, sin em-bargo, al realizar un estudio petrográfico detallado resultan las siguientes clasificaciones:

Litología.- Esta unidad se compone de rocas derivadas del metamorfismo regional identificadas, tanto en subsuelo como en afloramiento. Las rocas metamórficas de esta unidad son producto de un metamorfismo regional de grado bajo a medio, algunas de las cuales han sido afecta-das por metamorfismo de contacto de grado bajo a medio y otras también afectadas sensiblemente por metamorfismo dinámico. Al analizar los núcleos antes mencionados se distinguen tres tipos de texturas, las primeras corres-ponden a texturas típicas de los esquistos, o sea, lepi-doblásticas y porfidoblásticas, algunas de estas textu-ras han sido parcialmente modificadas por efecto del metamorfismo de contacto imprimiendo a la roca un polimetamorfismo. La mineralogía que exhiben es-tas rocas esquistosas es a base de cristaloblastos de cuarzo, feldespatos potásicos, plagioclasas, clorita, biotita, muscovita, sericita, granate y óxidos de fierro (Anexo Petrográfico). El segundo tipo de texturas corresponden a rocas metamórficas sin foliación (metasamitas) que pueden ser producto de un incipiente metamorfismo regional, lo que permite observar relictos de la textu-ra original. La mineralogía de estas rocas es a base de cristales de cuarzo, feldespatos, clorita, sericita, calcita, biotita, óxidos de fierro y aún fragmentos de roca. El último tipo textural corresponde a las ro-cas que han sido afectadas por metamorfismo diná-mico o cataclástico. Se presentan dos tipos de textu-ras producto de este metamorfismo que son foliadas (milonitas) y no foliadas (cataclásticas). Las primeras exhiben un arreglo textural en la orientación de los fe-noclastos y matriz, y las segundas un total desarreglo. En ambos casos las características son que el cuarzo exhibe extinción ondulante y granulación periférica,

POZO NÚCLEO CLASIFICACIÓN

Pozo 6 6 Hornfels andesítico Pozo 11 6 Milonita Pozo 16 26 Blastomilonita


108los feldespatos y las micas presentan deformación de maclas; generalmente, los ferromagnesianos mues-tran deformación de crucero (Anexo Petrográfico). En el caso del Núcleo 26 del Pozo 16, debido a su fuerte grado de deformación no fue posible iden-tificar su protolito, en el caso del Núcleo 6 del Pozo 11 se logró identificar su protolito asociado a una roca ígnea intrusiva. Rocas metamórficas derivadas del metamor-fismo regional, semejantes textural, estructural y mi-neralógicamente se han identificado también en la Cuenca Tampico-Misantla [Álvarez y Castaños (1981) y Jacobo (1984)]. Edad.- Los metasedimentos de protolitos ar-cillo-calcáreos que constituyen el basamento esquis-toso-metasedimentario Paleozoico de la región se produjeron hace 400 a 300 Ma cuando se acreciona-ron al basamento gnéisico, Grenvilliano (1,200-900 Ma) se infiere, con base en datos estratigráficos, que este evento tuvo lugar en el Devónico-Carbonífero con su correspondiente fase magmática granitoide durante el Carbonífero-Pérmico. Estos metamórficos constituyen el basamento de secuencias sedimenta-rias de Paleozoico Superior y Mesozoico. Las deter-minaciones radiométricas para esta unidad fueron realizadas en algunos núcleos y afloramientos por di-versos autores, siendo en estos últimos donde existe el mayor número de datos radiométricos relaciona-dos a las rocas metamórficas. La información geocronométrica de esta uni-dad en subsuelo ha sido reportada principalmente por el Laboratorio de Geocronometría del IMP y esta información involucra a los núcleos de los pozos si-guientes:

En conclusión, podemos considerar que la interpretación de estos análisis isotópicos es comple-ja, debido en gran parte a la diferencia de edades obtenidas por los métodos isotópicos antes mencio-nados. En nuestro caso y en base a las edades K-Ar

se considera que el tiempo en el que ocurrió el meta-morfismo regional fue cuando menos durante el De-vónico-Pensilvánico, el cual ha sufrido diversos pe-riodos de recalentamiento provocados por la intensa actividad magmática ocurrida en el Permo-Triásico, y otras de menor magnitud en el Jurásico y aún en el Terciario. En el caso de los núcleos del Pozo 16 y Pozo 11 las edades corresponden a eventos termodi-námicos asociados a la deformación cataclástica.

Paleozoico Superior Granitos Con este nombre se denomina informalmen-te a todas las rocas granitoides (granitos, granodiori-tas y tonalitas), cuyas edades oscilan desde el Missisí-pico al Pérmico. Éstas tienen firmas geoquímicas de arco magmático continental con base a la informa-ción de subsuelo y a la interpretación magnetométri-ca, la distribución de estas rocas dentro del área de estudio se ubican principalmente al centro y suroeste (Fig. 2). Rocas granitoides de edad semejante aflo-ran en las regiones de Delicias Acatita, Lindavista, Valle San Marcos y Potrero La Mula (Jones et al., 1984, y Handschy, McKee et al., 1988) y en la Isla de Coahuila. Fuera del área de estudio existen aflora-mientos de rocas ígneas intrusivas semejantes al sur de la Cuenca Tampico-Misantla en la localidad de Altotonga, Ver. Floran granodioritas y dioritas pérmi-cas (Jacobo y Murillo, 1989). Dentro del área de estudio estas rocas han sido seccionadas por los siguientes pozos:

Litología.- Al analizar los núcleos antes men-cionados se distinguen tres tipos de rocas: granitos, tonalitas y granodioritas. Las primeras exhiben una textura granular y granular poikilítica, en el segun-do tipo de rocas presentan una textura holocristalina granular y el último exhibe también la típica textura granular; los granitos presentan la siguiente mine-ralogía esencial: cuarzo, plagioclasa, ortoclasa y/o pertitas; los accesorios son biotita y muscovita, en el caso del Pozo 16 también se reportan minerales-

MINERAL

POZO CLASIFICACIÓN ANALIZADO EDAD

Pozo 4 N-7 Esquisto de biotita Roca Total 169 ± 8Pozo 16 N-25 Blastomilonita Muscovita 218 ±11Pozo 16 N-25 Blastomilonita Biotita 147 ± 5Pozo 11 N-6 Milonita Muscovita 154 ± 6Pozo 11 N-7 Milonita Sericita 68.5± 3Pozo 8 N-7 Hornfels Esquistoso Biotita 142± 5

POZO CLASIFICACIÓN

Pozo 15 N-2 Granito Pozo 16 N-4 Granito Pozo 17 N-1 Tonalita Pozo 18 N-2 Granodiorita de biotita


109accesorios, tales como: circón, esfena y los de altera-ción son: caolinita, clorita y hematita Las tonalitas presentan la siguiente minera-logía esencial: cuarzo, plagioclasas sódicas escaso feldespato potásico, como accesorios presenta trazas de biotita, los secundarios son: caolín, y clorita. Las granodioritas contienen como minerales esencia-les: cuarzo, ortoclasa, oligoclasas, como accesorios muestra biotita y trazas de esfena, los minerales de alteración son: calcita, caolín y clorita Fuera del área de estudio se encuentran am-pliamente distribuidas en subsuelo rocas granitoides principalmente en el basamento de la Cuenca Tam-pico-Misantla que por su semejanza litológica y de edad se pueden correlacionar con las rocas granitoi-des de la Cuenca de Sabinas. En la Cuenca Tampico-Misantla se reportan granitoides semejantes [Álvarez y Castaños (1981) y Jacobo (1984)]. Edad.- Se han definido edades para estas ro-cas que van de 264 a 233 Ma, Jacobo (1984) y de 287 a 232 Ma, Torres et al. (1999), así como valores de εNd de -4.4 a +2.5, por lo que concluyen que corresponden a rocas de un arco que se desarrolló sobre corteza continental evolucionada.

RASGOS ESTRUCTURALESDEL BASAMENTO

Con base a la interpretación de la información mag-netométrica al análisis de la columna sedimentaria de 150 pozos y al estudio petrológico de rocas ca-taclástica cortadas por diversos núcleos de pozos se logró interpretar dos principales sistemas de fallas: NE-SW y NW-SE. Las primeras son las más antiguas que en un principio funcionaron como fallas laterales y permitieron el desplazamiento del Bloque Precám-brico al NE, el cual se localiza al noroeste del área de estudio (Fig. 2), este sistema NE-SW continúa al centro de la cuenca. Mediante el análisis de la co-lumna sedimentaria de pozos se interpretó que estas fallas posteriormente han funcionado como fallas normales con vergencia al SW en el área cercana a la ciudad de Sabinas, Coah., se interpretó un gran fracturamiento de la corteza continental, lo cual ha permitido una gran actividad volcánica reciente de tipo intraplaca, en el caso de los intrusivos hipabisa-les denominados ‘‘Candela Monclova’’ también han sido emplazados siguiendo este sistema de fracturas.

El segundo sistema de fallas con orientación NW-SE están plenamente identificadas en superficie y co-rresponde a las fallas La Babia y San Marcos. Con base al estudio de los núcleos 26 y 27 del Pozo 12 se determinaron lineamientos paralelos a la falla princi-pal de La Babia que confirma que es un sistema de fallas laterales debido a la presencia de un bloque aislado de rocas gnéisicas precámbricas cortadas por el Pozo 13 N-1, se interpretó que esta falla anterior-mente funcionó como lateral derecha. El vulcanismo intraplaca Mioceno-Plioceno está emplazado en los dos sistemas principales de fallas.

AGRADECIMIENTOS

Para la edición del presente boletín se tuvo la valiosa colaboración de Ulises Hernández Romano, Rolando Peterson Rodríguez e Irasema Olvera Barroso para ade-cuar la versión original de la excursión a la versión pre-sente.

REFERENCIAS

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Handschy, J.W.; Keller, G.R., y Smith, K.J., 1987. The Ouachita System in Northern Mexico. Tectonics, v. 6, pp. 323-330.

Jacobo, A.J., 1984. Estudio Petrogenético del Basamento en el Distrito de Poza Rica. Proyecto C-2001. Informe Geológico del Instituto Mexicano del Petróleo.

Jacobo, A.J. y Murillo, M.G., 1989. Integración e Interpretación Petrogenética del Basamento de México (Carta del Basamento de México, 1a. parte). Proyecto C-2017, Informe Geológico del IMP.

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Jacobo, A.J., 1997. Studio Geolgico e Petrologico del Complesso Vulcanico di lod Tuxtlas, Stato di Veracriz, Messico. Universita’ Degli Studi Di Pisa. Tesis de Doctoriado (inédita).

Jones, N.W.; McKee, J.W.; Márquez, D.B.; Tovar, J.; Long, L.E., y Laudon, T.S., 1984. The Mesozoic La Mula Island, Coahuila,


110México: Geological Society of America Bulletin, v. 95, pp. 1226-1241.

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Recibido: ?Recibido corregido: ?Aceptado: ?

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Anexo Petrográfico


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Fotomicrografía en NX 2.5x presenta una textura holo-cristalina granular. Se observa oligoclasa, ortoclasa, cuarzo y como mineral accesorio biotita y trazas de epidota. Las plagioclasas y los feldespatos presentan una fuerte alteración a minerales del grupo del caolín y en menor proporción a calcita, la biotita se encuen-tra parcial o totalmente cloritizada.

POZO 14, N-3 POZO 13, N-2

Fotomicrografía en NX 2.5x (der.) se observa una tex-tura granoblástica formada por un mosaico de crista-loblastos enlazados de: oligoclasa, ortoclasa, pertita y microclina, cuarzo, biotita, esfena y calcopirita. Se puede ver que los feldespatos se encuentran altera-dos a minerales del grupo del caolín y las micas se encuentran totalmente cloritizadas.

POZO 1

Fotomicrografía en NX 2.5x presenta textura grano-blástica. Se observan cristaloblastos elongados de cuarzo, feldespatos potásicos en menor proporción plagioclasas se logran distinguir escamas de biotita y sericita.

POZO 6, N-2

Fotomicrografía en NX 2.5x presenta textura esquis-tosa lepidoblástica formada por abundantes escamas de sericita y clorita. Se observan pequeños cristalo-blastos de cuarzo feldespatos y esporádicos de es-fena.


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Fotomicrografía en NX 2.5x presenta una textura holo-cristalina granular. Se observa oligoclasa, ortoclasa, cuarzo y como mineral accesorio biotita y trazas de epidota. Las plagioclasas y los feldespatos presentan una fuerte alteración a minerales del grupo del caolín y en menor proporción a calcita, la biotita se encuen-tra parcial o totalmente cloritizada.

POZO 18, N-6 POZO 2, N-1

POZO 11, N-6

Fotomicrografía en NX 2.5x de textura holocristalina-granular constituida por cristales subhedrales, oligo-clasa, cristales subhedrales de hornblenda. Los fel-despatos se observan caolinizados y epidotizados y los anfíboles están cloritizados y oxidados.

Fotomicrografía en NX 2.5x, su textura es microlítica pilotaxítica. Se compone principalmente de plagiocla-sas, se logra distinguir una pasta de sílice criptocris-talino totalmente producto de la desvitrificación del vidrio original. También se aprecia abundante epídota diseminada.

Fotomicrografía en NX 2.5x presenta una textura cata-clástica, está constituida por una matriz milonítica. Se observan cristaloblastos de biotita de neoformación.

POZO 12, N-26


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