Geología de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza

INSTITUTO POLITÉCNICO NACIONAL

ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERÍA Y ARQUITECTURA

UNIDAD TICOMAN

CIENCIAS DE LA TIERRA

ESTUDIO GEOLÓGICO EN LA ZONA VOLCÁNICA DE

ATIZAPÁN DE ZARAGOZA, CUENCA DE MÉXICO.

T E S I S

PARA OBTENER EL TÍTULO DE:

I N G E N I E R O G E Ó L O G O

PRESENTA:

CARLOS ALBERTO MARTÍNEZ GARCÍA.

ASESORES DE TESIS

DR. ARMANDO GARCÍA PALOMO

M. EN C. FELIPE GARCÍA TENORIO

MÉXICO, D. F. FEBRERO DE 2009

Agradecimientos

A mi familia por el apoyo, especialmente a mis padres Guillermina García y Marcelino

Martínez por el amor, la confianza y el apoyo incondicional, esta es una buena

oportunidad de agradecerles todo lo que me han ofrecido y por hacer de mi una persona

de bien.

A Cynthia mi compañera, por caminar todo este tiempo a mi lado, por todo el amor, la

confianza y la paciencia, porque la culminación de este trabajo y esta etapa es en gran

parte al apoyo que me has brindado, te amo Bawuina.

Al Dr. Armando García Palomo (QEPD) por recibirme en su grupo de trabajo, porque

sin saberlo me enseño una visión diferente de la geología, este trabajo representa un

pequeño homenaje a su memoria.

Al M. en C. Felipe García Tenorio por fungir como mi asesor y ayudarme a llevar a

buen término esta tesis.

A Adrian Jiménez Haro por su amistad, por la compañía y apoyo en el campo.

A mis compañeros del SEGEOMET, por las enseñanzas y experiencias compartidas

durante dos años de trabajo.

A mis sinodales por la revisión de la tesis, al Dr. Arturo Ortiz Ubilla, a los Ingenieros

Rene Téllez, Camilo Yáñez y Roberto Hernández, por sus acertados comentarios y

sugerencias para hacer de este un mejor trabajo.

Al Dr. José Luis Arce Saldaña por brindarme asesorías cuando parecía que perdía el

rumbo del trabajo.

Al C. Diego Aparicio Aparicio encargado del laboratorio de laminado del Instituto de

Geología de la UNAM, por facilitarme el uso del mobiliario.

Al Químico Rufino Lozano por su apoyo en los análisis químicos de las muestras de

roca que se llevaron a cabo en el laboratorio LUGIS del instituto de Geología de la

UNAM.

A la Técnico académico Ma. del Consuelo Macías Romo, encargado del laboratorio de

molienda del Instituto de Geología de la UNAM, por las facilidades y la orientación

otorgadas en la utilización del mobiliario.

Hay un gran número de personas que participaron del alguna manera en este trabajo, a

todos ellos le agradezco infinitamente el haber compartido conocimientos, exper iencias y comentarios para terminar de manera satisfactoria esta tesis.

CONTENIDO

ABSTRACT

RESUMEN

1. GENERALIDADES

1.1 Introducción………………………………………………………………………….1

1.2 Antecedentes……………………………………………………………………........2

1.3 Objetivos……………………………………………………………………………..3

1.4 Metodología………………………………………………………………………….4

1.5 Localización del área de estudio……………………………………………………..7

2. TERMINOLOGÍA

2.1 Definición de volcanes………………………………………....................................9

2.2 Tipos de volcanes……………………………………………....................................9

2.3 Tipos de erupciones…………………………………………………………….......12

2.4 Tipos de depósitos…………………………………………….................................14

2.5 Consideraciones teóricas de deformación……………………….............................17

3. GEOLOGÍA

3.1 Marco Geológico Regional…………………………………………………………21

3.2 Estratigrafía de la zona Noroeste de la Cuenca de México………………………...22

3.3 Geomorfología……………………………………………………………………...27

3.4 Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza……………………….…………………30

3.5 Depósitos Piroclásticos de la Sierra de las Cruces…………………………………34

4. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

4.1 Falla Tlayacampa…………………………………………………………………...39

4.2 Falla Chilpan………..………………………………………………………………42

4.3 Falla Buenavista….……..……………………………………………………….....45

4.4 Falla Tula-Mixuca………………………………………………………………….47

4.5 Fosa de Barrientos………………………………………………………………….49

5. PETROGRAFÍA Y GEOQUÍMICA

5.1 Petrografía……………………..…………………………………………………...51

5.2 Geoquímica…………………………………………………………………………55

6. DISCUSIÓN

6.1 Evolución Geológica de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza…………….61

7. CONCLUSIONES………………………………………………………..………….63

BIBLIOGRAFÍA………………………………………………………….……………66

ANEXOS………………………………………………………….……………………71

ABSTRACT

The Volcanic Field of Atizapan de Zaragoza (VFAZ) is located in the UTM coordinates

467360 E, 2157502 N y 477663 E, 2167683 N, in the northeast of the Mexico Basin, in

the central portion of the Transmexican Belt. This area is a volcanic complex with

structure like a ring and it is divided into two areas: Atizapán andesites (north area ) and

south domes (south area). The first area has three sequences of lava with chemical

compositions like andesite-basaltic (56.83% in Si weight) to andesitic lava with

pyroxenes with calcalcaline affinity. The second sequence has two types of andesitic

lava with pyroxenes and amphiboles. Overlying these lava deposits, exist pyroclastic

ash-fall deposits interbeded with ash-flows deposits from Las Cruces Range and soils,

called in this work Pyroclastic Deposits of Las Cruces Range.

The lavas of VFAZ were located in Late Miocene- Early Pliocene due to be

cover by ash-fall pyroclastic deposits from Las Cruces Range and their ages had been

reported in 2.9 Ma.

The study area has been affected by two regional faults systems: Tula-Mixuca

Fault with NNW-SSE direction and Chilpan, Tlayacampa and Buenavista Faults with E-

O direction. The volcanoes of this area are controlled by these Faults Systems.

The VFAZ right to their geologic and geographic position, is propensity to

seismic and structural hazards, the faults to affect the rocks of the area of VFAZ are

actives and affect the most recent soils and this suggest that the area is propensity to

rockslides.

RESUMEN

La Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza (ZVAZ) está localizada entre las

coordenadas UTM 467360 E, 2157502 N y 477663 E, 2167683 N, hacia el noroeste de

la Cueca de México, en la porción central de la Faja Volcánica Transmexicana. La Zona

Volcánica de Atizapán de Zaragoza es un complejo de estructuras volcánicas dispuestas

en forma de anillo, dividido en dos zonas: Andesitas Atizapán (Zona Norte) y Domos

del Sur (Zona Sur). La primera tiene al menos tres secuencias de lavas con

composiciones químicas que van de andesítico-basálticas ricas en olivino a lavas

andesíticas ricas en piroxenos (56.6 a 61.2% en SiO2), todas de afinidad calci-alcalina.

La segunda tiene al menos dos secuencias de lavas de composiciones andesiticas ricas

en piroxenos a andesitas de anfíbol (58.8% a 60.4% en SiO2). Sobreyaciendo a estas

lavas se encuentra una serie de depósitos piroclásticos de caída de pómez, intercalados

con depósitos de flujos de ceniza provenientes de la Sierra de las Cruces y suelos,

nombrados en este trabajo informalmente como Depósitos Piroclásticos de la Sierra de

las Cruces.

Las lavas de la ZVAZ fueron ubicadas en el Mioceno Tardío-Plioceno

Temprano debido a que están cubiertas por depósitos piroclásticos de caída de pómez

procedentes de la Sierra de las Cruces y cuyas edades han sido reportadas en trabajos

previos en 2.9Ma.

El área de estudio está afectada por dos sistemas de fallas regionales: la Falla

Tula-Mixuca con dirección NNW-SSE y las Fallas Chilpan, Tlayacampa y Buenavista

con dirección E-O. Los domos de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza siguen

los controles estructurales de estas fallas.

La zona de estudio, debido a su posición geológica y geográfica, se encuentra

sujeta a peligros de origen sísmico y estructural, ya que las fallas que afectan a las rocas

de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza son activas y cortan a los suelos más

recientes sugiriendo que el área es propensa a deslizamientos de laderas.

Geología de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza

1

1. GENERALIDADES

1.1 Introducción

La Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) atraviesa la porción central de la

República Mexicana desde el Pacifico hasta el Golfo de México entre los paralelos 19º

y 21º de latitud norte, con una longitud que supera los 1,000 Km. Su origen ha sido

relacionado tradicionalmente a la subducción de la Placa de Cocos por debajo de la

Placa Norteamericana (Demant, 1978). La FVTM ha sido dividida en tres sectores:

Sector Oeste que va desde las costas del Océano Pacifico hasta el Graben de Colima,

Sector Central que se extiende desde la zona volcánica de Michoacán hasta la Cuenca

de México en la Sierra Nevada (Nixon et al., 1987) y el sector Este desde la Sierra

Nevada hasta el Golfo de México (figura 1.1).

La Cuenca de México localizada en la porción centro de la FVTM tiene una

orientación NNE-SSW, ocupa un área de aproximadamente 9600 Km2 y está delimitada

por los sistemas volcánicos que comprenden: la Sierra de Pachuca al norte, la Sierra

Nevada al este, Sierra de Chichinautzin al sur y la Sierra de las Cruces al oeste (Mooser,

1975, 1996; Vázquez y Jaimes, 1989) (figura 1.1).

La Sierra de las Cruces está constituida por una serie de volcanes poligenéticos

los cuales han sido construidos de subsecuentes flujos de lava, depósitos piroclásticos y

lahares (Mora et al, 1991). La actividad de los principales volcanes que conforman esta

sierra tuvo periodos alternados de actividad efusiva y explosiva desde el Plioceno hasta

el Pleistoceno y estructuralmente ha sido afectada y controlada por varios sistemas de

fallas con orientación NW-SE, NE-SW y E-W (García et al., 2007).

La Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza (ZVAZ) está ubicada en la zona

norte de la Sierra de las Cruces, al noroeste de la Ciudad de México (figura 1.1), en los

alrededores de los poblados del mismo nombre. Estudios geológicos previos (Mooser,

1992; Flores, 2006; García, 2007) realizados en esta zona consideran a esta estructura

como una Caldera debido a que muestra un arreglo morfológico en anillo, sin embargo,


2

estos estudios no sustentan de manera clara el origen de dicha estructura. Con el objeto

de conocer el origen y evolución de esta zona volcánica, en este estudio se presenta por

vez primera, datos estratigráficos, petrológicos y estructurales con mayor detalle y se

utiliza informalmente el nombre de Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza (ZVAZ)

para esta área, basado en los nuevos levantamientos de datos volcánicos.

Figura 1. 1 Esquemas en los que se muestra la división del CVTM propuesta por Nixon

(1987), la ubicación de la Cuenca de México y la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza

(ZVAZ).

1.2 Antecedentes

En los últimos 40 años, los estudios geológicos en la Sierra de las Cruces han

sido con diferentes objetivos, algunos se enfocaron a reconocer su estructura geológica

y cartografía volcánico-geomorfológica, entre otros. De los primeros trabajos realizados

en esta zona son los realizados por Mooser (1975) quien elaboró un mapa geológico de

la Cuenca de México. Ortiz y Bocco (1989) que realizaron un estudio morfotectónico en


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el sector norte de la Sierra de las Cruces. Alaniz et al, (1998) consideran que la Sierra

de las Cruces fue emplazada sobre un sistema de fallas alineadas Norte-Sur.

Algunos de los estudios geológicos en la zona de Atizapán son los realizados

por Mooser (1992), quien nombro a la estructura como “Caldera de Atizapán de

Zaragoza” (o también llamada Caldera del Tigre), ubicándola dentro de la Sierra de

Guadalupe y la define como una estructura semicircular de 5 Km de diámetro, que se

encuentra bisectada por la fosa Mixuca, la cual tiene una orientación NE-SW.

Posteriormente Flores (2006), retoma el nombre para la misma estructura y realiza una

descripción litológica de la Caldera además de proponer una relación estratigráfica

ubicándola en el rango de Mioceno Tardío-Plioceno Temprano. García et al, (2007)

propone tres bloques en la Sierra de las Cruces: Norte, Centro y Sur, ubicando a la

Caldera de Atizapán en el bloque Norte y relaciona los depósitos piroclásticos que están

cubriendo la parte superior de la estructura al Volcán Iturbide.

1.3 Objetivos

El objetivo central del presente trabajo fue realizar una caracterización geológica

de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza.

Para el desarrollo del presente trabajo se consideraron una serie de objetivos

particulares, que ayudaran a definir el objetivo principal, éstos son los siguientes:

Definir la estratigrafía y petrografía de la zona de estudio.

Determinar las características geoquímicas de las rocas que afloran en el área de

estudio.

Identificar los rasgos geológicos estructurales del área de estudio.

Generar un mapa geológico de la ZVAZ.


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1.4 Metodología.

La realización del presente estudio se llevó a cabo en tres etapas principales:

trabajo de gabinete, trabajo de campo y trabajo de laboratorio, los cuales se llevaron a

cabo contemporáneamente:

El trabajo de gabinete abarcó los siguientes apartados.

Compilación bibliográfica: se recopilaron libros, artículos, mapas temáticos y

publicaciones técnicas que aportaron información referente al tema y al área de estudio.

Generación de mapas temáticos: a partir de un mapa base de curvas de nivel a una

escala de 1:60 000 se procesaron en un SIG (Sistema de Información Geográfico,

ILWIS 3.3) para obtener mapas de relieve sombreado, topográfico, de pendientes y

altimétrico que aportaron información de interés para la realización del estudio.

Fotointerpretación: Se realizó análisis fotogeológico de fotografías aéreas verticales a

escala 1:40 000, para la construcción de un mapa geológico base. Se obtuvo

información de la litología del área, dimensiones de las estructuras morfológicas, así

como la identificación de lineamientos, tipos de drenaje, vegetación, etc. la información

obtenida sirvió de base para la eficiente realización del trabajo de campo.

Trabajo de campo

Ya obtenida la información del trabajo de gabinete se procedió a la verificación en

campo, esto con la ayuda de los mapas temáticos generados, el mapa topográ fico base y

el mapa fotogeológico, siendo necesarias las siguientes actividades:

Reconocimiento general de las unidades litológicas que afloran en el área de

trabajo, dimensiones y la relación estratigráfica existente entre éstas.

Reconocimiento y medición de fallas y fracturas en afloramientos para su

análisis estadístico en proyecciones estereográficas mediante el uso del software


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Spheristat 2.2, que permitieron establecer una interpretación de los eventos

tectónicos que afectaron a las estructuras volcánicas así como identificar los

posibles dominios estructurales en la zona de estudio.

Cartografía geológica a detalle de las diferentes unidades litológicas y sus

contactos, fallas y fracturas que afectan a los afloramientos.

Toma de muestras para la elaboración de láminas delgadas, análisis geoquímico

de elementos mayores y traza mediante el método de fluorescencia de rayos x.

Figura 1.2 Diagrama de flujo en el que se indica la metodología empleada para la

realización de la tesis.


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Análisis de laboratorio

Una vez obtenidas las muestras en el campo, se procedió a preparar las muestras

para realizar secciones delgadas y análisis geoquímicos. La realización de secciones

delgadas se lleva a cabo con el siguiente procedimiento:

Se corta la muestra a un tamaño que pueda manipularse en un portaobjetos.

Posteriormente se pule una de las caras de la muestra, con la ayuda de abrasivos del

número 600, para poder pegarlo al portaobjetos. Posteriormente la cara pulida de la roca

se pega al portaobjetos con resina epoxica. La muestra se tiene que dejar secar bajo una

lámpara de luz ultravioleta durante una hora. El siguiente paso fue desvastar la muestra

con una cortadora. El control final de la lámina delgada se controla con la observación

de los minerales conocidos con ayuda de un microscopio petrográfico.

El procedimiento de preparación de muestras para el análisis geoquímico es el

siguiente:

Descostre y fragmentación. Consiste en quitar todo el material de roca alterado

y romper la roca en fragmentos pequeños que puedan ser procesados en la

maquina quebradora de quijada.

Lavado de muestra. Se tiene que lavar todos los fragmentos de roca con agua

destilada o desmineralizada tallándolos con un cepillo de cerdas no metálicas,

posteriormente se bañan con acetona para que el secado sea más rápido.

Pulverización. Esta etapa se lleva a cabo en el pulverizador de tipo Herzog que

tiene su mortero que está hecho de carburo de tungsteno o acero endurecido, se

introducen los fragmentos de roca y se activa para obtener el polvo, se cuartea

un par de veces para obtener una muestra aproximada de 20 gr para

posteriormente enviarla al laboratorio de geoquímica isotópica.


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Integración de resultados.

Con los datos obtenidos de los análisis se realizó la integración de resultados y

su interpretación para llevar a buen término los objetivos planteados en la tesis.

1.5 Localización del área de estudio

La Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza (ZVAZ) está situada en el extremo

noreste de la Sierra de las Cruces, al oeste de la Sierra de Guadalupe, entre las

coordenadas (UTM) 2157502 N, 467360 E, y 2167680 N, 477643 E.

La población de Atizapán de Zaragoza se ubica en las faldas de esta zona

volcánica. La Ciudad de México se ubica aproximadamente a 13 Km de distancia al este

de la misma. Para arribar al municipio de Atizapán partiendo de la ciudad de México se

debe tomar la carretera de cuota México-Querétaro, saliendo en el libramiento

Chamapa-Lechería que se ubica a la altura de la colonia La Quebrada, con dirección a la

ciudad de Toluca. Localmente otra ruta de acceso a la ZVAZ es tomando la avenida

Mario Colín, que se convierte en Boulevard Adolfo López Mateos a la altura de la

colonia La Cañada y girando a la izquierda por la Avenida Ruiz Cortines (figura 1.3).


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Figura 1.3 Esquema en el que se muestran las vías de acceso a la Zona Volcánica de

Atizapán de Zaragoza y los nombres de las estructuras volcánicas más importantes que son

mencionadas en este estudio.


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2. Terminología

Para una mejor compresión en cuanto a los procesos que se llevan a cabo en la

generación y emplazamiento de productos volcánicos es necesario reafirmar algunos

conceptos en cuanto a volcanología se refiere.

2.1 Volcanes

Un volcán es una estructura geológica en la que la roca fundida o fragmentada

por las altas temperaturas y gases calientes emergen a través de una abertura desde las

partes internas de la Tierra a la superficie (McDonald, 1972).

2.2 Volcanes Monogenéticos y Poligenéticos

Los volcanes pueden ser subdivididos en dos tipos: monogenéticos y poligenéticos

(Figura 2.1). Los volcanes monogenéticos son construidos por los productos de una sola

erupción o de una sola fase eruptiva (de 10 o más años) e involucran un solo tipo de

magma. Los volcanes poligenéticos son el resultado de muchas erupciones que duran

decenas o hasta cientos de miles de años, las fases eruptivas pueden estar separadas por

largos periodos de reposo, involucran diferentes tipos de magmas y están marcados por

múltiples centros eruptivos.

A) Volcanes Monogenéticos

Conos de Escoria

Los conos de escoria son de composición basáltica o andesítico-basáltica y están

formados de escorias y cenizas, pueden emitir lavas. El edificio volcánico llega a

alcanzar alturas desde su base de 200-300 m y son asimétricos, más elongados a lo largo

de la fisura en la que se emplazan, un rasgo distintivo de estos volcanes es la simple

forma geométrica cónica del edificio (figura 2.1), el cual tiene laderas con pendientes de

aproximadamente 33º.


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Figura 2.1. Tipos de vulcanismo en relación al tipo de actividad A) vulcanismo Poligenético y B)

Vulcanis mo Monogenético (modificado de CENAPRED, 2004)

Conos de Lava

Estos son volcanes que presentan erupciones de lavas viscosas que se acumulan

alrededor del cráter en forma de lóbulos y sus tamaños van de decenas de centímetros

hasta cientos de metros de altura (Figura 2.1). Regularmente los lóbulos que emiten

llegan a soldarse en la superficie del cono y tienen casi la misma apariencia que los

conos de escoria. La composición de sus lavas va de andesítica-basáltica a andesítas y

dacitas.

Maars, Anillos de Toba y Conos de Toba

Estos volcanes monogenéticos son creados por freatomagmatismo. Los Maars

tienen un cráter cuyo piso está por debajo del nivel freático, lo cual hace que formen un

lago-cráter (Figura 2.1). En contraste el anillo de toba se distingue por carecer de un


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lago en su interior, el nivel del piso de su cráter está por encima del nivel freático. En

general, ambos volcanes tienen un cráter circular el cual está rodeado por un anillo de

bajo relieve, con alturas que varían entre 10 y 40 m. Los cráteres de los Maars y anillos

de toba varían en diámetro de unos cuantos cientos de metros hasta 3 Km, pero

generalmente de 1 Km, por su parte los conos de toba son volcanes de aspecto cónico y

de pendientes externas inclinadas de más de 30º, son similares a los conos de escoria.

B) Volcanes poligenéticos

Estratovolcanes

Los conos compuestos tienen más de una fase evolucionaría en su existencia,

pero mantienen una simetría radial y una pendiente pronunc iada, están construidos por

flujos de lava viscosa y material piroclástico (Figura 2.1). Se desarrollan en periodos de

cientos o miles de años y pueden producir toda una variedad en cuanto a tipos de

magma, generan erupciones explosivas y alcanzan grandes alturas desde su base con

más de 3000 m.

Volcanes en escudo

Estos volcanes tienen un diámetro mucho mayor que su altura, se forman a partir

de la acumulación sucesiva de corrientes de lavas de composición generalmente

basáltica y en algunas ocasiones andesítica con contenidos de sílice que varían de 40 a

45% (Figura 2.1). Estos volcanes presentan pendientes suaves que varían de 2º a 10º.

Deben su nombre a la similitud que presentan con respecto a los escudos romanos. Son

los volcanes más grandes de la tierra con más de 8,000 m desde su base.

Calderas

Son depresiones volcánicas de forma circular de grandes dimensiones de más de

1 hasta 3 Km de diámetro (Figura 2.1). La formación de calderas está generalmente

asociada al vacio que se genera en la cámara magmática a partir de una erupción en

volcanes de grandes dimensiones (Merle et al, 2006). Los depósitos que forman son


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generalmente grandes volúmenes de depósitos piroclásticos, como son ignimbritas. Las

calderas pueden formarse por el colapso parcial de una ladera o cima del volcán,

formando erupciones que depositan avalanchas de escombros, la morfología de estas

calderas son en forma de herradura.

2.3 Tipos de erupciones

Erupciones Islándicas

Las erupciones Islándicas son conocidas también como de fisura con

emisiones no explosivas de grandes volúmenes, las lavas de estas erupciones son

de composición basáltica y producen extensos campos de lava y pequeños conos

de escoria (Figura 2.2).

Erupciones Hawaianas

Las erupciones Hawaianas comúnmente aparecen como ríos efusivos de lava

que generan ríos calientes de lava roja. Se caracterizan por la salida continua de lava de

baja viscosidad (Figura 2.2). El gas se libera fácilmente y la extrusión puede durar

minutos o días, los flujos de lava son muy extensos y de poco espesor. Son típicas de

volcanes en escudo (Schimncke, 2004).

Erupciones Estrombolianas

Estas erupciones están caracterizadas por una intermitente explosión o fuente de

lava basáltica de viscosidad mayor a la Hawaiana, el material proviene de un solo cráter

o fisura (Figura 2.2). Cada erupción de ésta obedece a la liberación de gases volcánicos,

lo que ocurre en varios minutos, en forma rítmica o irregular. Este tipo de erupciones

generan columnas eruptivas de hasta 10 000 m de altura (Schmincke, 2004).


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Figura 2.2. Clasificación de diferentes estilos eruptivos (modificada de Cas and Wright 1998).

Erupciones Vulcanianas

Estas erupciones son consideradas como muy violentas que se caracterizan por

la interacción de agua con magma (Figura 2.2). La composición de estas erupciones es

generalmente intermedia (basáltica-andesítica y andesítica), en general forman

depósitos de poco volumen, constituidos por fragmentos sólidos de lava juvenil, líticos,

cenizas y pómez (Cas y Wright, 1988).

Erupciones Plinianas

Las erupciones Plinianas son producidas por columnas eruptivas de ceniza y

gases que se extienden entre 20 hasta 50 km (Figura 2.2), en la atmósfera, el viento

puede hacer viajar a la ceniza por cientos o miles de kilómetros del volcán que la

eyectó. Dependiendo de la velocidad del viento estratosférico y de la dimensión de la


14

columna eruptiva, la ceniza puede ser acarreada alrededor del mundo con una sola

erupción de este tipo (Fisher et al, 1997). Los depósitos que producen son

principalmente pómez de caída.

2.4 Tipos de depósitos

Lahares

Los lahares son un flujo rápido de una mezcla de agua y detritos de un volcán, se

dividen en flujos de detritos y en flujos hiperconcentrados. Los lahares se forman

cuando los materiales no consolidados se mezclan con el agua y comienzan entonces a

movilizarse pendiente abajo (Figura 2.3). Un flujo de detritos es una masa de lodo,

arena, grava y clastos mezclados con agua, tiene la consistencia del concreto, tienen una

concentración de sedimentos entre 70 y 90% en peso (Pierson y Costa, 1987). Los flujos

de detritos son clasificados como no cohesivos (menos del 3-5% en volumen de arcillas)

y en cohesivos (más del 3-5% de volumen en arcillas). Los flujos hiperconcentrados son

flujos diluidos en agua que tienen una concentración del 40% en sedimentos, son de

grano fino (Pierson y Scott, 1985).

Depósitos de Caída

Estos depósitos se forman a partir de nubes o columnas eruptivas de material

piroclástico (fragmentos de pómez, ceniza, fragmentos de líticos), comúnmente estos

depósitos muestran variaciones con la distancia, tanto en tamaño de partículas como en

el espesor del depósito, debido a que como son transportados por el viento, las

partículas más pequeñas alcanzan mayor distancia (Figura 2.3). Estos depósitos

presentan características muy particulares como puede ser el contacto grano a grano que

mantienen entre partículas (no tienen soporte de mesostasis), están bien clasificadas, los

espesores son uniformes y pueden mantear la superficie (Schmincke, 2004). Los

depósitos pueden ser de pómez, escorias y de ceniza.


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Figura 2.3. Esquematización de la actividad volcánica y sus depósitos. A) cámara magmática, B)

fracturas, C) conducto magmát ico, D) acu ífero, E) columna eruptiva, F) flu jo piroclástico , G) avalancha

de escombros, H) proyectiles balísticos, I) domo de lava, J) co lapso de domo de lava, K) lahar, L) flu jo de

lava, M) caída de ceniza o tefra. (CENAPRED, 2004; Guerrero, 2008).


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Depósitos de Flujos Piroclásticos

Los flujos piroclástico están definidos como una corriente de alta densidad

constituida por una mezcla de gas con piroclásticos en la que la relación de partículas y

gas es alta, y se mueve ladera abajo a velocidades supersónicas (Fisher y Schimncke,

1984). Son generados a partir del colapso de una columna eruptiva, por la destrucción

de un domo de lava o por el colapso de un frente de lava (Figura 2.3). Se emplazan a

temperaturas muy altas y están controlados por la topografía rellenando depresiones.

Las características de estos depósitos son muy peculiares ya que presentan texturas

masivas, pueden contener fragmentos de materia orgánica carbonizada, conductos

verticales que indican el escape de gases. Estos depósitos pueden llegar a emplazarse a

temperaturas muy altas llegando a solidificarse y formar un depósito muy rígido

(ignimbrita soldada). Estos depósitos se pueden clasificar en flujos de escoria, flujos de

pómez y en flujos de bloques y cenizas (Fisher y Schimncke, 1984).

Depósitos de Oleadas Piroclásticas

Las oleadas piroclásticas son denominadas corrientes de baja densidad, debido a

que las relaciones que guardan entre la cantidad de piroclastos y gases son bajas, es

decir, están constituidos por una cantidad mayor de gases que partículas (Fisher y

Schimncke, 1984). Estos depósitos alcanzan grandes velocidades y están regulados por

la topografía (Figura 2.3), estos depósitos presentan estratificación cruzada.

Avalanchas de escombros

Las avalanchas de escombros son definidos como un flujo granular, seco, de

material constituido por una mezcla de rocas y fragmentos de suelo que se mueve bajo

la fuerza de la gravedad a velocidades supersónicas y recorre grandes distancias y

proviene del colapso parcial del flanco o de la cima de un volcán (Figura 2.3). Los tipos

de colapso que las originan se clasifican en: Colapso de un flanco (se desliza solo la

ladera de un volcán), colapso de un sector (involucra la cima del volcán) (Pierson y

Scott, 1998).


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2.5 Consideraciones teóricas de deformación

Las zonas de deformación incluyen indicadores de movimiento característicos de

cada ambiente de esfuerzos, el área de estudio presenta un ambiente de tensión y para

establecer la cinemática sobre los planos de falla fueron utilizados algunos criterios de

cizalla frágil, que permiten determinar el sentido de movimiento en las zonas de falla.

Consideraciones teóricas

La cinemática en los planos de falla es obtenida a partir de criterios de cizalla

frágil, estos permiten obtener el sentido del movimiento en zonas de falla. Es importante

definir el nivel de la corteza terrestre cuando se realiza el análisis estructural, debido a

que el comportamiento de las rocas se mantiene de manera distinta y las condiciones

geológicas son distintas en cada zona de la corteza, la textura específica y las estructuras

de deformación.

Las zonas de cizalla tienen ciertas características que ayudan a reconocerlas en

campo, las cuales dependen de qué tipo de deformación se encuentra incluida. La

cantidad de deformación es generalmente más alta dentro de la zona de cizalla

decreciendo hacia el exterior. Estas zonas son típicamente planas o ligeramente

curveadas, aunque algunas veces tienen geometrías complejas.

Para documentar el sentido de desplazamiento de los bloques rocoso separados

por zona de cizalla, es necesario contar con herramientas de observación que permitan

identificar el sentido de movimiento relativo entre bloques. Las rocas que afloran en la

ZVAZ son afectadas por fallas y fracturas. Con el fin de conocer su cinemática, se

realizo el estudio y análisis de los indicadores cinemáticos los cuales permiten

identificar el sentido de las rocas en las zonas de cizalla. Los criterios se fundamentan

en los principios básicos del fracturamiento como son: clastos rotados, fracturamiento

conjugado, lentes de deformación, zonas de relevo y desplazamiento de horizontes

(Figura 2.4).


18

Figura 2.4 Indicadores cinemáticos característicos de la Zona Volcánica de Atizapán de

Zaragoza.


19

Fallas

Las fallas son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un

desplazamiento apreciable, este puede ser a nivel microscópico o macroscópico.

Fallas con desplazamiento hacia el echado

Las fallas en las que el movimiento es fundamentalmente paralelo al buzamiento

de la superficie de falla se denominan fallas con desplazamiento hacia el echado. Los

dos tipos principales de estas se denominan fallas normales y fallas inversas.

Fallas normales

Las fallas con desplazamiento vertical se clasifican como fallas normales cuando

el bloque del techo (hanging wall) se desplaza hacia abajo en relación con el bloque del

piso (foot wall) (Figura 2.5a). La mayoría de estas fallas con desplazamiento vertical

tienen buzamientos de angulos altos, que tienden a disminuir con la profundidad.

Debido al movimiento descendente del techo, las fallas con desplazamiento vertical

acomodan el alargamiento, o la extensión de la corteza.

Fallas inversas

Las fallas inversas son fallas con desplazamiento horizontal en las cuales el

bloque del techo se mueve hacia arriba con respecto al bloque del piso (Figura 2.5b),

generalmente las fallas inversas presentan buzamiento de bajos angulos, este tipo de

fallas representan un acortamiento de la corteza debido a que son el resultado de

esfuerzos compresivos.

Fallas de desplazamiento al rumbo

Las fallas en las que el desplazamiento dominante es horizontal y paralelo a la

dirección de la superficie de la falla (Figura 2.5c), se denominan fallas de

desplazamiento al rumbo. Este tipo de fallas consisten en zonas de fracturas

aproximadamente paralelas, cuyas dimensiones son muy amplias y producen, a menudo,


20

valles lineales o depresiones que marcan la ubicación de las fallas de deslizamiento

horizontal.

Los indicadores de movimiento o cinemáticos en una zona de falla son

característicos de cada régimen de deformación. La documentación del sentido en el

desplazamiento de los bloques rocosos separados por zona de cizalla se realiza con

apoyo de herramientas de observación que permitan identificar el movimiento entre los

bloques.

Figura 2.5 Tipos de deformación en el nivel superior de la corteza. a) Compresión, b)

Tensión, c) Lateral.


21

3. Geología.

3.1 Marco Geológico Regional

El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (CVTM) es un arco volcánico

continental con una composición predominantemente andesítico-dacítico (García,

2002), que se extiende por más de 1000 Km desde el Océano Pacifico en el estado de

Nayarit hasta el Golfo de México en el estado Veracruz, entre los paralelos 19° y 21° de

latitud norte. El origen del CVTM ha sido asociado a la subducción de la Placa de

Cocos y Rivera por debajo de la Placa Norteamericana (Pardo y Suarez, 1993).

A nivel regional el CVTM se ha dividido en tres grandes sectores con

características vulcanologícas, estructurales y petrológicas propias, siendo estos el

sector occidental, el central y el oriental (Pasquaré et al, 1987).

El sector occidental está caracterizado por la presencia de un punto triple

formado por las fosas tectónicas de Tepic-Zacoalco, Colima y Chapala (Luhr y

Carmichael, 1985). El sector central constituido principalmente por vulcanismo

monogenético de la región Michoacán-Guanajuato y, por último, el sector oriental que

está caracterizado por la presencia de grandes estratovolcanes (Demant, 1981 y Nixon et

al, 1987).

Las características estructurales y su relación con el magmatismo se ha

considerado que dos principales sistemas de fallas han originado el magmatismo dentro

del CVTM, por un lado fallas con dirección N-S y E-W. El primer sistema se le ha dado

la atribución de grandes estratovolcanes, mientras que al segundo sistema se le atribuye

la generación del vulcanismo monogenético (Alanís et al, 1998; Suter et al, 1992).

La Cuenca de México se conoce como una cuenca vulcano-tectónica irregular y

alargada (SEGEOMET, 2004) caracterizada por tres sistemas de fallas con direcciones

N-S, NE-SW y E-O, se localiza en la parte centro-oriental del Cinturón Volcánico

Trans-Mexicano (CVTM). Está delimitada por una serie de sistemas montañosos de

origen volcánico, al sur por el campo volcánico Chichinautzin y la Sierra de Ajusco, al


22

sudoccidente y occidente por la Sierra de las Cruces. El límite norte de la Cuenca lo

forma la Sierra de Pachuca y Tepozotlán y por el Oriente la Sierra Nevada (Enciso,

1992).

La Sierra de las Cruces está formada por una serie de estructuras volcánicas

extendidas en dirección NNW. Esta Sierra constituye un límite morfológico entre las

cuencas de México y Toluca, tiene una longitud de 110 Km, un ancho de 47 Km en la

parte norte y 27 km en la parte sur y está conformada por ocho estratovolcanes

principales: Zempoala, La Corona, San Miguel, Salazar, Chimalpa, Iturbide, La Bufa y

La Catedral. Estos volcanes tuvieron periodos de actividad desde el Plioceno hasta el

Pleistoceno (García et al, 2007), hay una gran cantidad de flujos de lava y domos de

composición andesítico-dacítica con afinidad calcialcalina (Gunn y Mooser, 1970).

Estos depósitos están alternados con flujos piroclásticos de bloques y cenizas, depósitos

de caída, flujos de detritos y lodo. Se pueden identificar colapsos gravitacionales que

originaron depósitos de avalanchas de escombros.

La Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza es un complejo con forma

semicircular que aparentemente está bisectada por una falla con dirección NNW-SSE y

se localiza en la parte Norte de la Sierra de las Cruces, colinda al Este con la Fosa de

Barrientos y la Sierra de Guadalupe y al norte con la Cuenca de Hidalgo.

3.2 Estratigrafía de la zona noroeste de la Cuenca de México

Los estudios sobre la estratigrafía de la Cuenca de México han sido

innumerables, se ha comenzado a establecer un orden entre las formaciones a partir de

las perforaciones realizadas por Petróleos Mexicanos en los pozos Texcoco-1

interpretado por Oviedo (1970), los pozos Mixuca-1 y Tulyehualco-1 reinterpretados

por Vázquez y Jaimes (1989), así como los estudios de varios Geólogos ( Fries, 1956;

Segerstrom, 1962; López, 1979; Enciso, 1992; García et al, 2000). A continuación se

presentan las principales características estratigráficas de la porción noroeste de la

Cuenca de México.


23

Cretácico

Formación Morelos

La Formación Morelos (Fries, 1960), aflora al sur de la Sierra Chichinautzin, en el

estado de Morelos, tiene espesores máximos de 900 m. En los pozos exploratorios

realizados por Petróleos Mexicanos, Mixuca-1 y Tulheyualco-1, se ubicó a esta

formación a profundidades de 2060 y 2160 m, con espesores de 410 y 650 m

respectivamente. La Formación Morelos se ha descrito como una secuencia constituida

por calizas de color gris claro y con capas de pedernal en forma de nódulos con

estratificación que va de gruesa a masiva (Fries, 1960; López, 1979). En la porción

Suroccidental del estado de Morelos, la formación yace discordantemente sobre las

rocas de la formación Xochicalco y está cubierta en discordancia erosional por las

Formaciones Cuautla y Mexcala (Vázquez y Jaimes, 1989). En la Cuenca de México

esta formación se interdigita hacia el norte con la Formación El Doctor, la cual está

constituida por calizas relativamente puras, lentes de pedernal, capas de dolomita y de

lutita (Segerstrom, 1961).

Formación Cuautla

Propuesta por Fries (1960), consiste de una secuencia de calcarenitas de

estratificación gruesa, lentes irregulares y fragmentos angulosos de pedernal. Las calizas

varían de color café claro a gris obscuro. En general la formación tiene espesores

máximos de 750 m.

Formación Mexcala

La Formación Mexcala consiste de calizas arcillosas de coloración obscura (en su

parte inferior y de sucesión de limolitas y lutitas en su parte media y areniscas con capas

de conglomerado de grano fino en su parte superior. Presenta un espesor máximo de

1500 m (Vázquez y Jaimes, 1989), representa las rocas más jóvenes del Mesozoico con

una edad relativa que ha sido asignada al Cretácico Tardío.


24

Figura 3.1. Columna Estratigráfica compuesta del basamento en la zona poniente de la Sierra de

las Cruces y el área de estudio.

Cenozoico-Terciario

Grupo Balsas

Descrito por Fries (1960), como un depósito formado principalmente de

conglomerado calizo compacto, conglomerado volcánico, evaporitas, calizas lacustres,

limos, areniscas y productos piroclásticos. El conglomerado calcáreo en el estado de


25

Morelos está formado por fragmentos de calizas, pedernal, dolomita y arcilla derivados

de las formaciones cretácicas Morelos, Cuautla y Mexcala (López, 1979).

Rocas volcánicas del Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano.

Con este nombre se agrupan a las secuencias volcánicas que por sus

características litológicas, relaciones estratigráficas y edad, sobreyacen al Grupo Balsas

(Figura 3.1) (Vázquez y Jaimes, 1989). Dentro de este grupo se puede identificar según

su posición estratigráfica a la Riolita Tilzapotla y la Formación Xochitepec que

consta de rocas volcánicas erosionadas y fracturadas de composición andesítica a

dacítica. Estos depósitos están cubiertos por depósitos aluviales y por derrames de lavas

más jóvenes (Vázquez y Jaimes, 1989).

Rocas extrusivas del Mioceno Medio y Tardío

Se les llama así a las rocas volcánicas que difieren en composición litológica y

posición estratigráfica con respecto a las rocas volcánicas del Oligoceno Tardío-

Mioceno Temprano. La sierra de Guadalupe forma parte del conjunto de unidades de

rocas volcánicas más antiguas que afloran dentro de la Cuenca de México y solo se

observan los remanentes de los cuerpos originales. Está formada completamente de

rocas ígneas extrusivas de composiciones andesíticas a dacíticas, presentan alternancias

de brechas y lavas andesíticas y basálticas. La edad de estas rocas es de 14 a 16 millones

de años (Lozano, 1968; Jacobo, 1986) correspondiendo a una edad relativa del Mioceno

Medio. Esta sierra está formada por 9 volcanes estratificados de tipo central y presenta

varios sistemas de fallas y fracturas siendo el más notable el sistema N30E, seguido por

el sistema N45W, al que se le adjudica el emplazamiento de los volcanes que dieron

lugar a esta sierra.

Dentro de la Sierra de Guadalupe se encuentra una estructura llamada Caldera de

Barrientos, definida por Flores (2006), se trata de una estructura volcánica de

composición dacítica localizada al W de la Sierra de Guadalupe y al E de la Zona

Volcánica de Atizapán, esta estructura incluye los Cerros El Kilo, La Palma,

Tequesquinahuac, Barrientos, La Quebrada y Las Peñitas. Esta estructura está


26

constituida por seis unidades, de la base a la cima por lavas dacíticas, brechas de

explosión de composición dacíticas, depósitos de avalancha, lahar, flujo de pómez y en

la parte superior depósitos de ceniza acumulados en ambiente lacustre.

Formación Sierra de Las Cruces

Schlaepfer (1968), designó como Formación Las Cruces al conjunto de rocas

volcánicas que forman las Sierras de Las Cruces y Monte Alto; ésta se distribuye en

todo el límite occidental de la Cuenca de México en la que los estratovolcanes que la

forman se alinean con una dirección NNW-SSE y dividen a las Cuencas de México y

Lerma (Vázquez y Jaimes, 1989).

La Formación Las Cruces está constituida por andesitas del Mioceno Superior-

Plioceno (Mooser, 1975), cuyo espesor es cercano a los 600 m. Consiste en derrames de

lava, depósitos de flujos piroclásticos y lahares (Mooser, 1956), con edades

radiométricas obtenidas en estudios previos que oscilan entre los 3.71±0.40 Ma y

0.67±0.60 Ma. (Mora et al., 1991; Romero, 1998; Osete et al., 2000; Mejía et al., 2005).

Romero (2001) propone nombrar a la Sierra de Las Cruces como Grupo Las Cruces

debido a que está conformada por diversos productos volcánicos que viene de diferentes

fuentes que tuvieron actividad en distintos tiempos, pero cuyas lavas se intercalan. En el

mapa geológico realizado en el presente trabajo se muestran los depósitos de esta sierra

los cuales se encuentran rodeando al área de estudio y corresponden a lo que ha sido

llamado Lahar Sayavedra y flujo de pómez Chiluca provenientes de los volcanes

Iturbide y Salazar, situados al W del área de estudio.

Los flujos de pómez chiluca se caracterizan por su forma en abanico bisectado

por largos y profundos valles serpenteantes, característica de roca impermeable y de

fácil erosión. Es un depósito masivo no consolidado, constituido por pómez de color

amarillo claro y ceniza cristalina vítrea, el depósito tiene un espesor aproximado de 500

m. Este flujo es originado por una columna pliniana proveniente del volcán Salazar que

de acuerdo a las determinaciones radiométricas ha registrado edades de 3.04 ± .025 y

2.87 ± 0.15 Ma (Osete et al, 2000).


27

3.3 Geomorfología

Para la realización de la cartografía geológica y estructural se generaron mapas

temáticos como son el Mapa Topográfico, Altimétrico y de Pendientes. La

interpretación de éstos se presenta a continuación:

Mapa topográfico

Las curvas de nivel son de gran importancia debido a que ayudan a definir

características litológico-estructurales de una región dada, cuando la curvas se presentan

poco espaciadas y/o muy lineales indican la presencia de fallas; la forma, orientación,

espaciamiento o distribución de las curvas representarán bloques tectónicos o volcanes.

Las curvas en la ZVAZ se encuentran en formas concéntricas cerradas definiendo una

estructura en herradura. Se pueden definir dos áreas especificas, la zona norte (ZN) y la

zona sur (ZS) (Figura 3.2).

Figura 3.2 Mapa topográfico de la ZVAZ en el que se pueden observar la distribución y

rasgos principales de las curvas de nivel. (ZN) Zona Norte, (ZS) Zona Sur, (FB) Fosa de

Barrientos.


28

Mapa altimétrico

Este mapa representa las altitudes topográficas máximas y mínimas de la zona

de estudio permitiendo visualizar algunas características morfoestructurales como son

los lineamientos, los rangos son iluminados de acuerdo a su altitud, dando tonos claros a

las zonas topográficamente bajas y tonos fuertes a las zonas más altas. Basado en la

anterior información se pueden identificar dos zonas principales: la zona norte que

representa el área de máxima altura y la zona sur que presenta las zonas de baja altura,

el Pico la Biznaga representa la zona más alta alcanzando los 2680 msnm, siendo el

punto más bajo el área de la Fosa de Barrientos con una altura de 2260 msnm (Figura

3.3). La ZVAZ tiene una forma de herradura y en esta se puede observar la diferencia de

alturas entre la ZN y la ZS de esta área siendo la segunda la de menor elevación además

del emplazamiento de los domos volcánicos en la ZS siguiendo una clara tendencia

Norte-Sur, se observan lineamientos muy claramente marcados en el área de estudio

siendo el principal NNW-SSE que corresponden a la falla Tula-Mixuca.

Figura 3.3 Mapa altimétrico de la ZVAZ en el que se observa el rasgo en anillo y los

lineamientos. (FTM) falla Tula-Mixuca.


29

Mapa de pendientes

El mapa de pendientes tiene como finalidad reconocer la relación que hay entre

las pendientes y la forma del relieve, con este mapa se pueden identificar los diferentes

grados de inclinación del terreno. Se diferencian cuatro patrones principales de

pendientes que van de menor a mayor grado, pudiéndolas relac ionar con rasgos

geológicos como fallas o depósitos sedimentarios. El primer rango (0°-15°) está

representado por los valles que se ubican en la zona E-SE del mapa (Figura 3.4), el

segundo rango (16°-30°) corresponde a partes bajas de zonas de montañas o estructuras

erosionadas como el cerro Calacoaya o Puerto el Sapo que se ubican en las orillas de la

estructura en herradura que representa la zona volcánica de Atizapán, el tercer y cuarto

rango (31°-45° y 46°-60°) corresponden a laderas y áreas escarpadas que pueden

simbolizar zonas de falla, estos se pueden observar en el Cerro Pico la Biznaga.

Figura 3.4 Mapa de pendientes en el que se pueden observar los diferentes rangos de

inclinación de la ZVAZ.


30

3.4 Zona Volcánica de Ati zapán de Zaragoza

Los estudios realizados previamente en esta zona se limitan a los efectuados por

Flores (2006), quien realizó una descripción general de los depósitos de la zona. Este

autor describe en la zona rocas de composición andesítica y utiliza el nombre de Caldera

de Atizapán. Sin embargo, basado en los análisis de los mapas temáticos, el análisis de

las fotografías aéreas y la comprobación de campo, se utiliza informalmente el nombre

de ZVAZ y sus características se mencionan a continuación.

El levantamiento de más de 15 columnas estratigráficas a detalle en la zona

volcánica permitió construir 2 columnas compuestas para el área (ver Anexo 1),

encontrándose que la zona norte del área está formada de la base a la cima por

secuencias de flujos de lavas y brechas volcánicas denominadas Andesitas Atizapán y

de una secuencia de depósitos piroclásticos, nombrados informalmente Depósitos

Piroclásticos de la Sierra de las Cruces (DPSC). Por otra parte, la zona sur del área de

estudio se encontró que está formada por lavas andesíticas denominadas Domos Sur

(Figura 3.5).

Andesitas Atizapán: consiste en al menos tres secuencias de lavas que fueron

emitidas de centros eruptivos que forman domos y conos de lava. De la base a la cima

son andesitas-1, andesitas-2 y andesitas-3.

Andesitas-1 (LA-1). Constituyen las rocas basales de la zona de estudio, sus

mejores afloramientos se ubican en la caseta de Madín sobre el libramiento Chamapa-

Lechería y en el puente Madín. Son andesitas de olivino de color gris obscuro,

presentan textura porfídica, mineralógicamente las rocas presentan una asociación de

cristales de plagioclasa, piroxeno y olivino. Tienen estructuras masivas en algunas y en

otras se pueden observar diaclasas de enfriamiento, con espesores que alcanzan los 4 m

(Figura 3.6). Están intercaladas con brechas autoclásticas (Br-1) de color negro de

textura porfídica, los bloques subangulares están soldados a la mesostasis afanítica, los

bloques alcanzan hasta 1 m de diámetro, el depósito tiene un espesor de 3 m. A estas

lavas les sobreyace la secuencia de lavas andesitas-2.


31

Figura 3.5 Columna estratigráfica compuesta de los depósitos volcánicos de Atizapán que

afloran en el transecto de la carretera Chamapa-Lechería - Jorge Jiménez Cantú, en el área de la caseta

Madín.


32

Figura 3.6 Fotografía en la que se puede observar un depósito de lavas andesíticas (LA-1)

sobreyacidas por brechas volcánicas (Br), y por unos depósitos de caída de escoria (DCE) de color

amarillo.

Andesitas-2 (LA-2). Este depósito constituye la segunda secuencia de lavas y

consiste de unos depósitos de lavas y brechas autoclásticas de composición andesítica

porfídica de piroxenos (Figura 3.7). La unidad está bien expuesta en los cerros Puerto el

Sapo, Pico la Biznaga, caseta Madín y en el puente Madín, en donde se puede observar

claramente cómo sobreyacen a las lavas andesiticas-1. Las brechas autoclásticas (Br-2)

que le sobreyacen son de color gris obscuro a negro y muestran textura porfídica, tienen

bloques subangulares que están soldados a la mesostasis de la roca y éstos tienen

diámetros que alcanzan hasta 1 m. El depósito tiene espesores de hasta 3 m en las

mismas localidades. Por su parte, las lavas masivas de esta secuencia tienen color gris

obscuro y una textura porfídica con fenocristales de plagioclasa de hasta 1 cm de

tamaño. En general, a las lavas en los afloramientos se les observo espesores de hasta 8

m.


33

Figura 3.7 Fotografia en la que se observa la intercalacion de lavas (LA -2 y LA -3) con brechas

volcánicas (Br) pertenecientes a la ZVAZ, afloramiento cercano a la Caseta Madín.

Andesitas-3 (LA-3). Corresponden a la secuencia efusiva superior de la ZVAZ.

Consisten en una alternancia de brechas autoclásticas y lavas andesíticas masivas y

diaclasadas de texturas afaníticas. Las brechas autoclásticas de esta unidad descansan

directamente sobre las andesitas-2 (Figura 3.7). De manera general las brechas que le

sobreyacen (Br-3), tienen un color gris obscuro a negro y tienen bloques subangulares

de hasta 80 cm de diámetro, los cuales están soldados en una mesostasis afanítica. Las

lavas muestran ocasionalmente diaclasas de enfriamiento y tienen un color gris obscuro

y su textura es principalmente afanítica. Los espesores de la lava alcanzan en flujos

individuales hasta 2 m. En varios afloramientos se observó que la secuencia comienza

con brechas, seguidas de lavas en la parte media culminando con brechas autoclásticas.

Las brechas de la parte superior son de color rojo y tienen componentes líticos de hasta

1 m de diámetro. El espesor máximo observado es de 15 m.


34

Cabe mencionar que los contactos entre las andesitas 1, 2 y 3 son concordantes

por lo que posiblemente los periodos entre cada fase eruptiva no fueron muy

prolongados

Domos sur (LDS). Consiste en lavas andesíticas de piroxenos en el Cerro Las

Palmas y de andesitas de anfíbol en los cerros Calacoaya y Madín. En general, los dos

tipos de lavas son de color gris obscuro, con estructura masiva y en algunas zonas se

observan diaclasas de enfriamiento, tienen texturas que varían de afaníticas a porfídicas

y se observan espesores que van de los 10 a 70 m en las andesitas de anfíbol y de 20 a

100 m en las andesitas de piroxeno.

3.5 Depósitos Piroclásticos de la Sierra de las Cruces

Los depósitos piroclásticos de la Sierra de las Cruces son descritos de manera

general por el Servicio Geológico Metropolitano (2005) y Flores (2006), como Lahar

Sayavedra, perteneciente a la secuencia piroclástica del Volcán Iturbide. Los depósitos

piroclásticos de la Sierra de las Cruces levantados en el presente trabajo en el área de

estudio, son secuencias complejas que cubren las laderas de la parte norte de la ZVAZ y

están conformados por 6 horizontes de depósitos de caída separados por horizontes de

flujos piroclásticos, lahares y suelos (Figura 3.8). Esta secuencia descansa en

discordancia a la secuencia de lavas de la ZVAZ.

Las secuencias de la base a la cima se nombraron Depósito de Caída 1 (DCP-1),

Depósito de Caída 2 (DCP-2), Depósito de Caída 3 (DCP-3), Depósito de Caída 4

(DCP-4), Depósito de Caída 5 (DCP-5) y Depósito de Caída 6 (DCP-6). A continuación

se describe cada uno de los depósitos. En la parte inferior casi inmediatamente de las

lavas se encontró un horizonte de caída de pómez (DCP-1), el cual presenta fragmentos

de pómez de color gris-blanco, con alto contenido de biotita, gradación normal y

múltiple, el tamaño de la pómez es de lapilli, tiene un espesor máximo de 4 m. Le

sobreyace un suelo de color amarillo parcialmente endurecido, rico en cristales de

biotita y con alto contenido de material piroclástico retrabajado, el espesor de este suelo

es de 2 m (Figura 3.9).


35

Figura 3.8 Columna estratigráfica compuesta de los depósitos piroclásticos que afloran en el área de

estudio sobre el lib ramiento Chamapa-Lechería.


36

Figura 3.9 Fotografía de los depósitos de caída de pómez intercalados con suelos, afloramiento

localizado sobre el libramiento Chamapa-Lechería.

Sobre este descansa un deposito de caída de color amarillo (DCP-2) el cual

consiste de un horizonte de pómez de grano fino con alto contenido de biotita y

plagioclasa, el diámetro de los clastos varia de 1 hasta 10 cm, el depósito muestra

gradación inversa y tiene un espesor máximo de 1.50 m (Figura 3.10). A este horizonte

le sobreyace un depósito de flujo de ceniza (FC-1) retrabajado de color amarillo rico en

biotita muy alterada, con estratificación interna y cuyo espesor es de 50 cm. A éste

depósito le sobreyace un suelo de color café muy endurecido rico en cristales y

fragmentos piroclásticos retrabajados, los fragmentos tienen el tamaño de lapilli y tiene

un espesor de 3 m. Sobre este descansa un depósito de flujo de ceniza masivo (FC-2),

de color café de grano muy fino con gradación normal, tiene un espesor de 50 cm.


37

Figura 3.10 Fotografía de los depósitos de caída de los DPSC intercalados con suelos,

afloramiento localizado sobre el Libramiento Chamapa-Lechería.

Al flujo le sobreyace un depósito de caída de pómez de color café (DCP-3),

tiene alto contenido de anfíbol y piroxeno y biotita en menor cantidad, presenta

gradación simétrica y clastos subredondeados del tamaño de lapilli fino, tiene un

espesor de 50 cm (Figura 3.10). A este depósito le sobreyace un suelo de color

amarillo semiendurecido de grano fino de 1 m de espesor con gradación interna,

sobreyacido por un depósito de caída de pómez de color rojo (DCP-4), con tamaño de

granos de lapilli fino con un espesor de 1.50 cm (figura 3.10). Este depósito está

sobreyacido por un depósito de flujo piroclástico de ceniza semiendurecido de color

amarillo (FC-3), el cual tiene bajo contenido de líticos, los cuales tienen diámetros de

hasta 3 cm, el horizonte tiene un espesor máximo de hasta 50 cm. Sobre este horizonte

descansa un depósito de caída de pómez de color amarillo-rojizo (DCP-5), con

estratificación interna, el tamaño de los granos es de lapilli, el depósito contiene líticos

accidentales de color gris y tiene un espesor máximo de 3 m (Figura 3.11).


38

Figura. 3.11 Fotografía de los depósitos de depósitos de caída de pómez (DCP-5 y DCP-6) con

suelos, afloramiento localizado sobre el libramiento Chamapa-Lechería.

Los DPSC están sobeyacidos por dos horizontes de suelos, el primero de

aspecto masivo y de color rojo y el segundo de grano grueso, de color amarillo, cada

horizonte tiene un espesor máximo de 1 m. A estos suelos le sobreyace un depósito de

caída de pómez de color gris (DCP-6), el cual contiene pómez muy vesículadas, el

depósito tiene alto contenido de cristales de obsidiana de color gris y biotita con

gradación normal y los granos son del tamaño del lapilli grueso, el horizonte tiene un

espesor máximo de 2 m (Figura 3.11). A éste le sobreyacen 4 horizontes de suelos que

se diferencian entre ellos por los cambios de colores que van del amarillo al rojo y el

contenido de granos de pómez se va reduciendo de la parte inferior a la superior de los

estratos, están parcialmente endurecidos y los espesores varían entre los 50 cm hasta los

4 m.


39

4. Geología Estructural.

En el área de estudio se identificaron dos sistemas de fallas, el primer sistema

tiene una dirección ENE-WSW y el segundo sistema tiene una orientación NNW-SSE

(Figura 4.1), uno de los objetivos de este trabajo es asociar estos sistemas a los

existentes de manera regional en las sierras colindantes.

Sistema ENE-WSW

4.1 Falla Tlayacampa

Esta falla fue definida por el Servicio Geológico Metropolitano (2004) y está

ubicada en la zona sur del Graben de Barrientos, identificada en el cerro Tlayacampa, de

donde recibe el nombre, en los cerros Tequesquinahuac y el Kilo. En el área de estudio

se puede observar en las localidades de los Cerros Madín, Calacoaya y Las Palmas (ver

Anexo1).

Regionalmente, se trata de una estructura que presenta escarpes bien definidos

con fallas discontinuas, con arreglo en echelon con escalonamiento derecho, esta falla

está formada por segmentos y zonas de relevo de aproximadamente 2 a 3 Km y más al

oeste hacia el área de estudio se observa un escalonamiento dando una geometría

curvilínea.

Esta falla afecta a los DPSC, así como a las lavas de la ZVAZ formando de

manera local pilares y fosas, escalonamientos de fallas y sistemas conjugados (Figura

4.2). En el área de estudio se reconocieron varios indicadores cinemáticos como son

estructuras sigmoidales, harina y brecha de falla, clivaje de fractura, alineación de

clastos y desplazamientos de horizontes guía (figura 4.3), los desplazamientos de las

fallas pertenecientes a este sistema alcanzan los 5 m.


40

jk


41

S

S

Horizontesdesplazados

Figura 4.2 Fotografía de los DPSC que están afectados por la Falla Tlayacampa, afloramiento

localizado en la caseta Madín, se pueden observar desplazamiento de horizontes, harina y brecha de falla

y estructuras sigmoides.

Figura 4.3 Fotografía de la Falla Tlayacampa que afecta depósitos de caída y suelos de los

DPSC, se puede observar desplazamiento de horizontes, estructuras sigmoides, de acuerdo a los

indicadores cinemáticos se interpreta un sentido de movimiento normal. Afloramiento cercano a la Presa

Madín.


42

De acuerdo a los análisis realizados a los datos obtenidos en campo, esta falla

tiene en general una orientación N80ºE y el buzamiento de las fallas es de alto ángulo,

predominando el rango de 80º a 90º (figura 4.4), que combinado con los indicadores

antes mencionados, sugieren un sentido normal para esta falla y debido a que afecta a

los depósitos más recientes se considera una falla activa (Figura 4.5).

.

Figura 4.4 Rosetas de fractura en los que se observa la dirección general de los datos obtenidos

en campo y los angulos de inclinación de los echados pertenecientes a la Falla Tlayacampa.

4.2 Falla Chilpan

La falla Chilpan fue estudiada por Flores (2006) y define al bloque norte del

Graben de Barrientos. Esta falla fue estudiada en los cerros de Barrientos, Las Peñitas,

Lomas de Cartagena y Lomas Lindas, tiene una orientación general de N75E y es

paralela a las fallas La Quebrada y Tlayacampa (Figura 4.1).

Regionalmente esta falla tiene una longitud aproximada de 19 km y la geometría

de esta falla es en escalonamiento izquierdo y con algunas zonas de relevo que van de

0.5 a 2 Km.

La Falla Chilpan afecta a los DPSC y las lavas de la ZVAZ (Figura 4.6)

observándose los mejores afloramientos en el libramiento Chamapa-Lecheria,

presentando de manera local sistemas conjugados, fallas escalonadas, pilares y cuencas,

en las zonas de deformación se observaron indicadores cinemáticos como sigmoides


43

Figura 4.5 Secciones geológicas generadas a partir de la información obtenida del trabajo de campode la ZVAZ


44

sub-verticales, fallas conjugadas (Figuras 4.7), desplazamiento de horizontes de

hasta 3 m, clivaje de fractura, harina y brecha de falla.

Figura 4.6 Fotografía de la Falla Chilpan en la que se pueden observar fallas normales

escalonadas, se pueden identificar indicadores cinemát icos como son horizontes desplazados, harina y

brecha de falla. Afloramiento localizado en el puente Madín.

Figura 4.7 Fallas conjugadas pertenecientes a la Falla Chilpan, se puede observar el

desplazamiento de los horizontes formando angulos de aprox. 60° y 120°. Afloramiento localizado sobre

el libramiento Chamapa-Lechería.


45






.

Figura 4.8 Rosetas de fractura en los que se observa la dirección general de los datos

obtenidos en campo y los ángulos de inclinación de los echados pertenecientes a la Falla

Chilpan.

4.3 Falla Buenavista

La falla Buenavista es propuesta por Flores (2006). En el presente trabajo, de

acuerdo al análisis fotogeológico, así como del mapa altimétrico y de pendientes, esta

falla se ubica en la zona sur del área de estudio, en el cerro Calacoaya y Las Palmas,

tiene una orientación ENE-WSW (Figura 4.1).

Esta falla presenta un arreglo en echelon izquierdo, con zonas de relevo que van

de 500 m hasta 1 km, afecta a las lavas de los Domos del Sur, es paralela a la falla

Tlayacampa. En el estudio de campo no fue posible obtener datos estructurales para

corroborar la existencia de esta falla debido a que el área donde se localiza esta

densamente poblada. En el Cerro La Palma se midieron fracturas de gran consideración

en rocas andesiticas rellenas con harina de falla dirección E-W que posiblemente

asociadas a la deformación en esta zona (Figura 4.9).


46

Figura 4.9 Fotografía en la que se observa un afloramiento de lavas andesíticas con diaclasas de

enfriamiento, afectadas por fracturas rellenas de material triturado (harina de falla). Afloramiento

localizado en el Cerro Las Palmas.







obtenidos en campo y los angulos de inclinación de los echados pertenecientes a la Falla

Buenavista.


47

Sistema NNW-SSE

4.5 Falla Tula-Mixuca

La falla Tula-Mixuca fue propuesta por Pérez (1988) a partir de los perfiles

sísmicos y los cortes litológicos obtenidos de las perforaciones de los pozos Mixuca-1 y

Roma-1 del subsuelo de la Cuenca de México.

Alaniz y Nieto (2005), realizan una reinterpretación a los datos sísmicos

obtenidos por Pérez (1988) de las perforaciones de los pozos Mixuca-1, Roma-1,

Copilco-1 y Tulyehualco-1, proponiendo la existencia de una falla normal de dirección

NNW-SSE, denominada Falla Mixuca, con una actividad en el Eoceno Tardío.

Posteriormente Guerrero (2007) propone la existencia de una falla con rumbo

NNW-SSE, en la zona noroeste de la cuenca de México asociándola a la falla Mixuca y

mencionándola como una extensión de esta misma y plantea dos reactivaciones para

esta falla, la primera en el Mioceno debido al emplazamiento de estructuras volcánicas

en la zona Norponiente de la Cuenca de México con dirección NNW-SSE y la segunda

reactivación ocurrida en el Pleistoceno, debido a que los depósitos piroclásticos y

Vulcano-sedimentarios de esta edad están afectados por esta falla.

La Falla Tula-Mixuca afecta a las Andesitas Atizapán y a los DPSC

observándose los mejores afloramientos en los depósitos cercanos a la caseta Atizapán y

en el Libramiento Chamapa-Lechería, presentando de manera local fallas escalonadas y

poniendo en contacto a las lavas de la ZVAZ con los DPSC (Figura 4.11).

Se identificaron afloramientos con indicadores cinemáticos que permitieron

identificar la presencia y el sentido de las fallas, tales como estructuras sigmoides, zonas

de deformación rellenas con brecha y harina de falla (Figura 4.12) y horizontes

desplazados.


48

Figura 4.11 Fotografía en la que se puede observar una zona de falla del sistema NNW-SSE que pone en

contacto brecha volcánica, depósitos de caída de pómez y suelos. Afloramiento localizado en la avenida

Jorge Jiménez Cantú.

Figura 4.12 Fotografía en la que se puede observar una zona de falla del sistema NNW-SSE de

aproximadamente 10 m de deformación en la que se puede observar brecha de falla. Esta falla pone en

contacto lavas andesíticas y suelos. Afloramiento localizado cerca de la colonia Zona Es meralda.


49


tiene en general una orientación N45ºW y el buzamiento de las fallas es de alto ángulo,




.


obtenidos en campo y los angulos de inclinación de los echados pertenecientes a la Falla Tula-

Mixuca.

4.4 Fosa de Barrientos

La fosa de Barrientos fue definida por Mooser (1992), y se encuentra en la parte

oriental del estudio, tiene aproximadamente 20 Km de longitud, con valles que van de

los 100 m hasta los 2 Km en su parte más ancha con una dirección E-W (Figura 4.14).

La fosa de Barrientos es delimitada por las fallas de Tlayacampa hacia el sur y la

falla Chilpan en la porción norte. Esta fosa se encuentra cubierta por material aluvial

constituido por flujos de lodo y material piroclástico que sobreyacen a rocas volcánicas

del Mioceno-Plioceno. Abarca desde la Sierra de Guadalupe en el Este hasta la zona de

estudio (Flores, 2006).


50

Figura 4.14 Mapa estructural en el que se

muestran las fallas y lineamientos

principales de la Fosa de Barrientos y del

área volcánica de Atizapán de Zaragoza.

(Modificado de Flores, 2006)


51

5. Petrografía y Geoquímica

5.1 Petrografía

Para el análisis petrográfico se elaboraron seis secciones delgadas de las

muestras de rocas recolectadas en el campo pertenecientes a los flujos de lava de la

ZVAZ, tres muestras pertenecen a la zona norte (CA-03, CA-05, CA-06), dos muestras

pertenecen a la zona sur (CA-01, CA-04) y una más que se tomo de un área adyacente a

la zona de estudio perteneciente a la Caldera de Barrientos (CA-02).

Después de ser analizadas las secciones delgadas en el microscopio petrográfico,

las muestras no presentan una diversificación considerable en cuanto a la mineralogía,

pero hay otros aspectos en los que se pueden observar contrastes como es la textura y el

grado de cristalinidad. Las variaciones en las muestras son muy pocas, en general son de

color gris obscuro en roca fresca, tienen matriz afanítica y varia a porfídica en otras

muestras. Los cristales visibles son principalmente plagioclasas, piroxenos y

menormente anfíboles y olivino, los cristales tienen tamaños de hasta 4 mm en algunas

rocas.

Las rocas tienen texturas microlíticas, pilotaxiticas, traquíticas, intergranulares,

hipocristalinas y porfídicas con una asociación mineralógica que varía de plagioclasas,

piroxenos olivino en las andesitas-basálticas (CA-03) y de plagioclasas, piroxenos,

Óxidos de Fe-Ti en las Andesítas Atizapán (CA-05 y CA-06) y en las muestras de los

Domos Sur las variaciones mineralógicas son de plagioclasas, piroxenos y anfíboles

(CA-01 y CA-04) (Figura 5.1).


52

Figura 5.1 fotomicrografías en pares (luz paralela a la izquierda y nicoles cruzados a la derecha)

de las secciones delgadas de las lavas pertenecientes a la ZVAZ. A) microfenocristal de o liv ino

fracturado y relleno por óxidos embebido en una mesostasis con textura intergranular de la muestra CA-

03. B) fenocristal de plagioclasa fracturado con bordes de reacción de piroxeno de la muestra CA -05. C)

fenocristal de piroxeno embebido en una mesostasis de textura pilotaxitica de la muestra CA-06. D)

fenocristal de anfíbol euhedral con bordes de óxido embebido en una mesostasis con textura traquítica,

esta imagen corresponde a la muestra CA-04.


53

En general las asociaciones minerales están embebidas en una mesostasis de

vidrio. Las plagioclasas aparecen como fenocristales (>0.5 mm), microfenocristales

(0.5- 0.05 mm) hasta como microlitos (<0.05 mm) en todas las muestras (50 -60%)

(Tabla 1) y tienen forma tabular, presentan maclado tipo Carlsbad y Andesina, son

visibles en estos cristales las inclusiones de vidrio y la textura tipo tamiz (Figura 5.2).

Los Piroxenos y Anfíboles aparecen como microfenocristales y el Olivino como

microfenocristal a fenocristal. Los Piroxenos (10 a 20%) presentes son ortopiroxenos y

clinopiroxenos y tienen formas subhedrales a anhedrales. Los Anfíboles (5 a 10%)

aparecen como fenocristales y microfenocristales, tienen formas euhedrales y hábitos

aciculares. Tanto los Piroxenos como los Anfíboles muestran ocasionalmente oxidación

a minerales opacos (con un color rojo intenso).

MUESTRA PLAGIOCLASA PIROXENO ANFIBOL VIDRIO OLIVINO OXIDO TOTAL

% % % % % % %

CA-01 60 15 20 5 100

CA-02 60 10 5 20 5 100

CA-03 50 20 10 10 5 5 100

CA-04 50 20 10 10 10 100

CA-05 60 20 15 5 100

CA-06 60 20 15 5 100

Tabla 1. Resultados de conteo modal realizado a las muestras petrográficas de la Zona Volcánica

de Atizapán de Zaragoza.


54

Figura 5.2 fotomicrografías en pares (luz paralela a la izquierda y Nicole cruzados a la derecha)

de las secciones delgadas pertenecientes a las lavas de la ZVAZ. A) fenocristal de plagioclasa con

zoneamiento embebido en una matriz de micro litos de plagioclasa perteneciente a la muestra CA-01. B)

microfenocristales de plagioclasa y piroxeno embebidos en una matriz micro lít ica de plagioclasa

correspondiente a la muestra CA-01. C) fenocristal de plagioclasa subhedral en el que se observa el

maclado tipo Carlsbad . D) microfenocristal de plag ioclasa con textura t ipo tamiz.


55

5.2 Geoquímica

Se realizaron seis análisis de roca total para determinar los componentes de los

elementos mayores y trazas de las muestras mediante el método de Fluorescencia de

Rayos X, (FR-X), en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) del

Instituto de Geología de la UNAM. De las muestras analizadas, tres de estas pertenecen

a las Andesitas Atizapán ( CA-03, CA-05, CA-06), dos a los Domos Sur (CA-01 y CA-

04) y una muestra (CA-02) a una lava adyacente al área de estudio perteneciente a la

Fosa de Barrientos (Tabla 2).

Los elementos mayores (SiO2, Fe2O3, Al2O3, MgO, MnO, Na2O, K2O, TiO2,

CaO, P2O5) conforman parte de un estudio integral de geoquímica debido a su

abundancia relativa y a la variabilidad que presentan en las rocas volcánicas, los

resultados obtenidos de los análisis químicos de las muestras colectadas fueron

graficados en el diagrama ¨Total Álcali vs. Silica¨ (TAS, Le Bas et al., 1986) (Figura

5.3) y SiO2 vs K2O (Peccerillo y Taylor, 1976) (Figura 5.4) previamente normalizados

al 100% en base anhidra. Las muestras en las gráficas se clasificaron químicamente

como Andesítas-basálticas y Andesítas con variaciones en contenido de SiO2 de 56% a

62%. En el diagrama de SiO2 versus K2O, las rocas presentan una afinidad calci-alcalina

con un contenido medio de potasio.


56

Unidades Muestra SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Suma

% % % % % % % % % % %

Lavas CA‐01 60.42 0.86 18.53 5.40 0.06 2.39 6.27 3.77 1.28 0.15 99.61

Lavas CA‐02 58.25 0.94 17.63 6.02 0.08 2.79 6.42 3.76 1.37 0.20 98.24

Lavas CA‐03 56.62 0.99 17.90 7.59 0.10 3.91 7.74 3.33 1.25 0.18 100.06

Lavas CA‐04 58.81 1.01 16.12 6.47 0.09 3.13 6.26 3.54 1.93 0.27 99.44

Lavas CA‐05 60.82 0.87 17.99 5.01 0.06 2.68 6.16 3.75 1.33 0.17 99.38

Lavas CA‐06 61.20 0.71 16.25 5.71 0.07 3.27 5.71 3.64 1.44 0.17 99.56

Unidades Muestra Rb Sr Ba Y Zr Nb V Cr Co Ni Cu Zn Th Pb

Lavas CA‐01 27 566 355 16 163 6 112 54 16 12 11 60 3 6

Lavas CA‐02 21 688 500 19 171 4 103 43 14 10 11 64 3 6

Lavas CA‐03 24 547 365 16 143 5 177 79 17 11 10 68 2 9

Lavas CA‐04 24 551 456 24 196 2 149 118 25 34 21 83 <3 5 Lavas CA‐05 26 612 324 14 165 5 105 55 3 11 9 58 3 4

Lavas CA‐06 30 584 364 16 167 4 113 90 19 32 23 76 <3 15

Tabla 2. Resultados de los análisis de roca total para elementos mayores y traza analizados en el Laboratorio Universitario de Isotopos Estables (LUGIS) del Instituto

de Geología de la UNAM bajo la asesoría del químico Rufino Lozano a las muestras de lavas de la ZVAZ. Los resultados de los elementos mayores están presentados en

porcentaje en peso. Los elementos traza se presentan en partes por millón (ppm) debido a su bajo porcentaje en la muestra.


57

Figura 5.3 Diagrama de clasificación de rocas volcánicas TAS (Total Alcalis Silice, Le Bas et al,

1986) que grafica las muestras de la ZVAZ. La elipse representa los valores de trabajos previos realizados

a lavas y depósitos de la Sierra de Las Cruces como son los volcanes San Miguel, Ajusco, Zempoala, La

Corona, así como pómez del Bosque de Tlalpan y La Marquesa.

Figura 5.4 Diagrama de clasificación de rocas volcánicas de SiO2 vs K2O (Pecerrillo y Taylor,

1976) que gráfica las muestras de la ZVAZ. Los valores obtenidos a partir de los análisis químicos

expresados en peso (wt%) se graficaron junto a los de trabajos previos realizados en la Sierra de las

Cruces.


58

Elementos mayores

Los elementos mayores son esenciales en un estudio de geoquímica debido a la

abundancia de estos y a la variabilidad que presentan las rocas volcánicas. Se realizaron

diagramas binarios o tipo Harker, graficando el Sílice versus los elementos mayores y

algunos elementos traza de la ZVAZ y muestras de otros complejos volcánicos

perteneciente a la Sierra de las Cruces.

En las figuras se pueden observar las variaciones en a cantidad de Sílice de las

rocas de la ZVAZ y varia de 56.8 a 61.5% en peso de SiO2. En los diagramas de forma

general, las muestras presentan correlaciones negativas en las concentraciones de CaO,

Fe2O3, MgO y TiO2 con respecto a un incremento en el contenido de Sílice y

correlaciones en el contenido de K2O y Na2O3 también con incremento en el contenido

de Sílice. Estas tendencias sugieren que procesos tales como la cristalización

fraccionada probablemente fueron importantes en la evolución de las rocas andesíticas a

partir de las rocas más básicas (andesitas-basálticas) (Wilson, 1989; Ewart, 1982). Los

valores de las muestras de la ZVAZ siguen en general una tendencia similar a las rocas

pertenecientes a la Sierra de las Cruces (Figura 5.5).

Elementos traza

Los elementos con concentraciones menores a 0.1% en peso son llamados

elementos traza, estos elementos generalmente se reportan en partes por millón (ppm),

1000ppm equivalen al 0.1% en peso.

Los valores obtenidos a partir de los análisis realizados a las rocas se graficaron

utilizando al Sílice como índice de diferenciación. Específicamente se usaron elementos

traza de alto radio iónico como el Rubidio (Rb), Estroncio (Sr) y elementos

ferromagnesianos como el Cromo (Cr) y Níquel (Ni) por presentar correlaciones

relativamente mejores. En general en los diagramas (tipo Harker) se puede observar que

el Rb y Sr siguen una tendencia positiva con respecto a los contenidos de Sílice y los

elementos ferromagnesianos Ni y Cr siguen una tendencia negativa e inclusive el Th

con respecto al incremento se Sílice (Figura 5.6). Las tendencias positivas y negativas

con respecto al incremento de Sílice de los elementos traza antes mencio nados también


59

son consistentes con procesos de cristalización fraccionada. Sin embargo, en general la

dispersión tanto de los elementos mayores y traza en los diagramas sugieren que los

procesos de diferenciación fueron más complejos en la evolución de la ZVAZ.

Figura 5.5 Diagramas de variación tipo Harker que confronta sílice contra óxidos mayores

para muestras de la ZVAZ. La elipse representa valores de trabajos realizados anteriormente de la Sierra

de las Cruces.


60

Figura 5.6 Diagramas de tipo Harker que confronta sílice contra Rb, Sr, Cr y Ni para rocas de la

ZVAZ. La elipse representa valores de trabajos realizados anteriormente de la Sierra de las Cruces .


61

6. Discusión

6.1 Evolución de la Zona Volcánica de Ati zapán de Zaragoza

La zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza situada en la parte norte de la

Cuenca de México, está formada por una serie de aparatos volcánicos domicos y lavas

que forman una estructura en anillo. Su evolución que comenzó en el Mioceno Tardío y

finalizo en el Pleistoceno, este trabajo se ha agrupado en cuatro etapas principales.

La primera etapa durante el Mioceno-Plioceno y consistió en el emplazamiento

en su parte norte de una serie de erupciones efusivas que emitieron lavas andesiticas

basálticas (LA-1), dando inicio al vulcanismo en la ZVAZ (Figura 6.1a).

En la segunda etapa también en el Plioceno temprano sobre las lavas andesitico-

basálticas se emplazaron una secuencia de lavas y brechas andesiticas de piroxenos

(LA-2), tanto en la zona norte como en la zona sur de la ZVAZ. Este vulcanismo

efusivo siguió una dirección preferencial NNW-SSE (Figura 6.1b).

Posteriormente en una tercera etapa de crecimiento, la actividad volcánica de la

zona norte continuo con el emplazamiento de lavas y brechas de piroxenos porfídicas y

afaníticas (LA-3) siguiendo el mismo control estructural antes mencionado,

construyendo edificios domicos que alcanzaron una altura de hasta 2650msnm,

contemporáneamente en esta etapa en la zona sur de la ZVAZ se emplazaron una serie

de edificios domicos, los cuales se construyeron con lavas andesiticas de anfíbol en la

zona sur (LDS) (Figura 6.1c).

Los domos de la zona sur muestran orientación y elongación N-S,

probablemente se emplazaron siguiendo la orientación de la falla regional Tula-Mixuca,

debido a reactivaciones de la misma. Los domos alcanzaron alturas de entre 2500 y

2600 msnm, y representan junto con las andesitas de piroxenos la etapa final de

actividad de la ZVAZ. Finalmente en la cuarta etapa después de un periodo de erosión,

en el pleistoceno se emplazaron una serie de erupciones piroclásticas sucesivas

complejas (DPSC), que depositaron al menos 6 depósitos de caída de pómez y tres

flujos piroclásticos en diferentes etapas explosivas como es indicado por la presencia de


62

suelos entre cada horizonte piroclástico. Los depósitos procedentes de la Sierra de las

Cruces, específicamente de los volcanes Iturbide y Salazar cubrieron a la ZVAZ (Figura

6.1d).

La ZVAZ fue afectada y controlada estructuralmente por dos sistemas de fallas:

NNW-SSE y E-O desde el Mioceno hasta el reciente por reactivaciones de las fallas

regionales Tula-Mixuca, Chilpan y Tlayacampa.

Procesos de evolución magmática tales como cristalización fraccionada fueron

los procesos de diferenciación que más influyeron en las lavas andesiticas de piroxenos

y anfíbol, como es indicado en las correlaciones negativas y positivas en los diagramas

de elementos de tipo Harker.

Cabe recalcar que los rasgos morfológicos del relieve volcánico de la ZVAZ

forman una estructura en anillo que puede interpretarse como una caldera, sin embargo,

los estudios estratigráficos realizados en el presente trabajo en la zona volcánica indican

que se trata de estructuras domicas dispuestas en anillo orientadas NNE-SSW y

alineadas NNW-SSE y que no se encontraron depósitos volcánicos relacionados a

calderas, tales como flujos de pómez masivos o facies piroclásticas de calderas.


63

A) Primera etapa B) Segunda etapa

C) Tercera etapa D) Cuarta etapa

Figura 6.1. Diagramas en los que se muestran las 4 etapas de la evolución geológica de la ZVAZ.


64

7. CONCLUSIONES

La cartografía geológica y el trabajo de campo del área de estudio permitieron

encontrar que la ZVAZ está formada por dos principales grupos de aparatos volcánicos

andesiticos: Andesitas Atizapán y Domos del Sur, los cuales fueron construidos por tres

principales fases efusivas en los volcanes Atizapán de Zaragoza: andesitas-basálticas

(lavas 1) y por andesitas de piroxenos (lavas 2 y 3). Por otra parte, los domos del sur se

construyeron de dos diferentes fases efusivas por andesitas de piroxeno (Cerro las

Palmas) y de andesitas de anfíbol (Cerros Calacoaya y Madín). Morfológicamente los

aparatos volcánicos tienen formas domicas alargadas y de conos de lava con laderas

escarpadas en la parte alta y pendientes suaves en sus laderas inferiores y forman un

relieve en forma de anillo que puede interpretarse como una caldera volcánica, sin

embargo, los estudios estratigráficos realizados en el presente trabajo indican que se

trata de estructuras domicas dispuestas en anillo orientadas NNE-SSW y alineadas

NNW-SSE, por lo que la existencia de una caldera volcánica propuesta en estudios

anteriores no es evidente.

Las distintas lavas sobrepuestas de manera concordante indican que los eventos

que dieron lugar a estas erupciones se llevaron a cabo en lapsos de tiempo muy cortos.

La variación de las lavas andesitico-basálticos y andesiticas presentan porcentajes de

sílice que van de los 56 a 62% y las correlaciones positivas y negativas en los diagramas

interelementos de tipo Harker sugieren que uno de los principales procesos de evolución

magmática fue la cristalización fraccionada.

Se reconocieron depósitos piroclásticos que pertenecen a volcanes de la Sierra

de las Cruces, se trata de seis depósitos de caída de pómez separados por suelos,

posiblemente los depósitos de caída fueron originados por una o más erupciones de gran

magnitud, de tipo Pliniano, debido a sus espesores de más de 1 m. Probablemente la

fuente eruptiva de estos depósitos procede de los estratovolcanes más cercanos de la

Sierra de las Cruces como son el Volcán Iturbide y Salazar.


65

Las lavas de la ZVAZ fueron ubicadas en el Mioceno Tardío-Plioceno

Temprano debido a que estas están cubiertas por depósitos piroclásticos procedentes de

la Sierra de las Cruces que en trabajos previos han sido reportados en 2.9 Ma.

Se identificaron dos sistemas de fallas que afectan a la ZVAZ con direcciones E-

W representado por las fallas Tlayacampa y Chilpan, que dan lugar a la Fosa de

Barrientos, por otra parte se comprueba la existencia de la falla Tula-Mixuca con

dirección NNW-SSE. Las fallas mencionadas son normales con echados de alto ángulo

(70º a 85º), dispuestas en arreglos estructurales escalonados, fallas conjugadas, zonas de

cuencas y pilares. Se observaron indicadores cinemáticos como son horizontes

desplazados, harina y brecha de falla, estructuras sigmoidales, clastos orientados que

afirman la presencia de las fallas mencionadas.

De acuerdo a los resultados obtenidos en el área de estudio, esta se encuentra

sujeta a peligros de origen sísmico y estructural, debido a que las fallas son activas y

cortan a los suelos más recientes sugiriendo que el área es propensa a deslizamientos de

laderas. La población que habita en los alrededores de la ZVAZ se encuentra expuesta a

este tipo de peligros, además de otros como son los hidrológicos, debido a que la

población está situada en una zona de inundación por los afluentes que descienden de

las partes altas del área de estudio y de la Sierra de las Cruces.


66

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ANEXOS

Anexo 1. Mapa de puntos de verificación

Anexo 2. Mapa Geológico de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza

Geología de la Zona Volcánica de Atizapán de Zaragoza

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