agenda de la excursiÓn (continuación) - amgp...muchos ejemplos de pliegues despegados con 1 ó 2...

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un espesor más potente de litofacies de ambiente de plataforma abierta (Taraises-Tamaulipas Inferior). El borde del Sistema Sedimentario Cupido está ausen-te al oriente de la Sierra Minas Viejas. En la Sierra Minas Viejas la Formación La Peña es más gruesa respecto a la Sierra del Fraile, sin embargo, la zonificación paleontológica no revela ausencia de taxones de amonitas entre ambas locali-dades, por lo que se considera que en Potrero Chico está condensada esta formación. En el Potrero Minas Viejas, en la base de la Formación Taraises, aflora un cuerpo de caliza wacke-stone y packstone de edad Valanginiano Inferior, conocido en el Noreste de México como miembro Nogales y correlacionable en Texas con la unidad ‘‘Knowles’’, estas litofacies corresponden a una se-cuencia transgresiva de segundo orden (Fig. 1).

PANORÁMICA SOBRE LA ESTRUCTURADE ANTICLINALES NUCLEADOS POR SAL

La relevancia de los relieves estructurales de los pliegues nucleados por sal, será un tema para se-ñalar, debido a la escala de estas trampas estructu-rales que también son desarrolladas en el Golfo de México, aunque la columna estratigráfica involucra-da en ambos casos tiene una diferencia importante. Se observará cómo el flanco frontal del Anti-clinal de Potrero Chico cambia notablemente, debido a la rotación de echados a lo largo de la estructura hacia el buzamiento occidental y oriental de la naríz estructural del pliegue (Fig. D2-2). El modelo estructural que explica este cam-bio de geometría del pliegue atendiendo los datos de superficie adquiridos por Echanove, 1965, pero actualizado con conceptos estructurales y datos re-gionales es el de un anticlinal con falla tardía (Mo-delo 1), el cual presenta fallas inversas tardías en la porción central del flanco norte del anticlinal que se propagan hacia ambas terminaciones de éste (Figs. D2-3 y D2-4); estas fallas producen la rotación de un segmento central del flanco norte del pliegue. Muchos ejemplos de pliegues despegados con 1 ó 2 fallas tardías se pueden observar en el subsuelo del Golfo de México, siendo más común los plie-gues tipo pop-up de este tipo de estilo estructural que pliegues no fallados.

AGENDA DE LA EXCURSIÓN(Continuación)

LUNES, 26 de Mayo

Parada 2-1

La primera Parada (2-1) del segundo día de la excursión se encuentra a 1 hr, 45 min y 57 km de la ciudad de Monterrey sobre la carretera Monterrey-Monclova. En esta Parada de la excursión se aborda-rán aspectos regionales de la Estratigrafía y Geología Estructural porción sur de la Cuenca de Sabinas en su sector sur de anticlinales nucleados por sal. El objetivo de la Parada 2-1 es: Mostrar los elementos estratigráficos y estructurales alrededor del área en una vista panorámica del flanco frontal del Anticlinal Potrero Chico y sur del Pliegue Minas Vie-jas, enfatizando sobre las variaciones de la geometría del primero. Se demostrará que los anticlinales Gar-cía y Potrero Chico forman una enorme estructura de despegue tipo caja con un sinclinal colgado. Posible-mente, este anticlinal represente la flexura de despe-gue más grande en la región.

PANORÁMICA SOBRE LA ESTRATIGRAFÍA DELANTICLINAL DE POTRERO CHICO

Y SIERRA DE MINAS VIEJAS

En la Sierra de Minas Viejas las capas más gruesas en la cima de la montaña pertenecen a la ca-liza ‘‘Cupidito’’ y corresponden a la secuencia trans-gresiva colocada sobre la discordancia 124 Ma. La estratigrafía de Potrero Chico es similar a la descrita para el Potrero García con la diferencia de que entre ambas localidades la base de la For-mación Cupido tiene mayor espesor de parches del Complejo “Arrecifal” Cupido. Una sección de corre-lación litoestratigráfica del intervalo Neocomiano-Aptiano entre el Cañón Huasteca, los potreros de García, Chico y la Sierra de Minas Viejas (Fig. D2-1) muestra que en las primeras localidades la posición de parches de “arrecife” estratigráficamente están en la base y subyacen a litofacies que denotan ambiente lagunar, mientras que en la Sierra de Minas Viejas el “arrecife” es más joven, la litofacies lagunar cam-bia de espesor y el Complejo “Arrecifal” sobreyace a

ANTICLINAL DE POTRERO CHICO,NUCLEADO POR EVAPORITAS

Estratigrafía Jurásico-Cretácica del Arco de Monterrey de la Sierra Madre Oriental y . . .

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Figura D2-1.- Sección de corre-lación entre el Cañón Huasteca, Potrero Chico y Sierra Minas Viejas. El borde del Sistema Se-dimentario Cupido prograda ha-cia el NE las litofacies de cuenca de las formaciones La Peña y Taraises aumentan su espesor y la Formación ‘‘Cupidito’’ es una secuencia transgresiva a partir de la discordancia 124 Ma (sec-ción modificada de Wilson et al., 1984).

SE NW

a.

b.

c. SE

NW

0 2Km

Figura D2-2.- Vistas panorámicas del flanco norte de la Sierra de Potrero Chico, viendo al noroeste (a.) y al sur (b.). Imagen Spot de la Sierra de Potrero Chico mostrando los rasgos dominantes del anticlinal del mismo nombre.

Mario Aranda García et al.

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El desarrollo de fallas tardías en los pliegues de despegue, es el mecanismo de deformación que explica el acortamiento máximo en este tipo de es-tructuras, acomodando a través de estas fallas una de vergencia en dirección del acortamiento y otra en dirección opuesta, la deformación contraccional, incrementando el relieve estructural por el ascenso de la estratigrafía en la rampa de la falla del bloque alto de la estructura por un empuje vertical dominan-temente. Existe la posibilidad de la sobreposición de dos niveles de plegamiento disarmónico en el flanco

Figura D2-4.- Secciones estructurales transversales del Anticlinal de Potrero Chico (modificada de Echa-nove, 1965). Las secciones (a0.) y (a1.) corresponden al Modelo 1 de un anticlinal de despegue nucleado por evaporitas con fallas tardías. La sección (b.) corresponde al Modelo 2 que involucran dos niveles de plegamiento disarmónico.

Figura D2-3.- Secciones estructurales de Echa-nove 1965 (a.) y modifi-cada de Echanove (b.), ubicación de la sección en el mapa de Echanove, 1965 (d.). Imagen Spot del Anticlinal de Potrero Chi-co con sus principales rasgos estructurales (c). Corte geológico interpre-tando la geometría en el subsuelo (e) a partir de la sección (b).

frontal para explicar el recostamiento de la estrati-grafía en la porción central del pliegue (Modelo 2). La secuencia del desarrollo de los pliegues de este modelo fue primero el desarrollo de los pliegues con un despegue superior, ubicado hacia la cima de la columna del Cretácico Inferior, esta posición estratigráfica corresponde a niveles plásticos dentro de la Formación Cupido y después el desarrollo del pliegue principal despegado en evaporitas jurásicas afectó y rotó los pliegues superiores, explicando el cambio lateral de ángulos de buzamiento en el flanco frontal.

a0. b.a1.

0 2Km


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DOMO DIAPÍRICO AL ESTEDE LA CUENCA LA POPA

Parada 2-2

La segunda Parada (2-2) del segundo día de la excursión se encuentra a 10 min y 10 km de la primera Parada sobre la misma carretera Monterrey-Monclova. En esta Parada de la excursión se aborda-rán aspectos locales de la Geología Estructural por-ción sur de la Cuenca de Sabinas donde existe otra estructura halocinética no reportada como tal. El objetivo de la Parada 2-2 es: Mostrar los elementos estratigráficos y estructurales del área del Diapiro de Mina en su posición norte, adyacente al Pliegue de Minas Viejas. Se enfatizará sobre las va-riaciones y magnitudes del relieve estructural.

PANORÁMICA SOBRE LA ESTRUCTURADEL DOMO DE MINA

La figura D2-6 muestra la expresión morfo-lógica típica de estructuras dómicas subyacidas por evaporitas, numeradas a continuación:

La relación proporcional de longitud y amplitud en el eje de la estructura es no-toriamente en una relación 1:1.5.El arreglo de fracturas del Domo de Mina es más parecido a los ejemplos de la figura xx e, cuya expresión y arreglo geométrico es como el modelo de do-mos por diapirismo activo con la cima de la sal sin fallar y fallamiento simétrico en el domo.

La figura D2-7 (a.) muestra una sección transversal que incluye los diversos estadios de es-

a)

b)

MECANISMO DEL NUCLEAMIENTODE ANTICLINALES POR EVAPORITAS

La figura D2-5 ilustra cómo las geometrías de los pliegues de García, Potrero Chico y Minas Vie-jas son estados de evolución diferente de pliegues de despegue nucleados por sal. El volumen de evapori-ta en el núcleo corresponde en cada caso a: (García

y Potrero Chico) 35.4 y 18.2 km2 bajo la base del Kimmeridgiano. Adicionalmente se propone que el bloque de basamento bajo los pliegues referidos res-ponde al acortamiento invirtiendo fallas antiguas de un graben sin-rift, este modelo proporciona el meca-nismo para explicar deformación vertical de evapo-ritas actuando con el mecanismo contraccional de manera simultánea o desfasada.

a

Anticlinorio de laSierra del Fraile

Anticlinal deMinas Viejas

0 10Km

Figura D2-5.- Sección transversal de los anticli-nales de García y Potrero Chico (ver figura 13, sección 2c, página 66.) para la ubicación. Mo-delo de Anticlinal nucleado por sal con inver-sión de basamento. La inversión de basamento introduce las evaporitas en los anticlinales (a). Panel de la Estratigrafía de un graben jurásico con relleno syn-rift de evaporitas (b). La línea roja punteada es la posición del despegue thin-skin, las líneas moradas son fallas jurásicas que limitaron el graben, y después fueron invertidas modificando el despegue.

b

0 10Km


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0 2Km

0 1Km0 1.5Km0 1.5Km

Figura D2-6.- Imágenes de satélite (a.) Spot y (b.) Google (Landsat) del Diapiro de Mina mostrando su sistema de fracturas radiales. Modelos de domos tomados de Hongwei et al. (2006). (c.) y (d). Modelos de domos pasivos sin fallamiento en la sal y con fallamiento en la sal, respectivamente y (e.) Mapas de fracturas en un ejemplo del Golfo de México y Alemania.

tructuras halocinéticas, los diapiros del Lineamiento Cara y Cuna, el Diapiro de Mina y el Anticlinal nu-cleado por sal de Minas Viejas. La ubicación de la sección en la figura 13 (página 66) permite ver el entorno estructural de la Cuenca La Popa, del cual proponemos que las estructuras halocinéticas mencionadas representan el conjunto de miembros-tipo de estructuras halo-cinéticas que ilustran la evolución estructural ha-locinética y la evacuación de evaporitas en dirección W-E.

Figura D2-7.- Secciones transversales detallada del Domo de Mina y su referencia en un transecto regional (a y b), respectivamente. Imagen Spot del Diapiro de Mina y la ubicación del corte geológico detallado (b.). Ubicación de la sección (corresponde a la sección 5), de la figura 13, página 66.

b.

0 5Km

0 10Km

a.


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Parada 2-3

La Parada (2-3) del segundo día de la excur-sión se encuentra a 10 min y 31 km de la segunda parada sobre la misma carretera Monterrey-Monclo-va, pero en una desviación de un camino de terra-cería hacia el SW. En esta Parada de la excursión se abordarán aspectos locales de la Estratigrafía y Geo-logía Estructural del Diapiro El Papalote.

Los objetivos de la Parada 2-1 son: Recono-cer los elementos estratigráficos y estructurales del Diapiro El Papalote. Se enfatizará sobre las variacio-nes y magnitudes del relieve estructural regional.

PANORÁMICA SOBRE LA ESTRATIGRAFÍADEL DIAPIRO EL PAPALOTE

En esta localidad se observará la estrati-grafía del núcleo del diapiro formada por blo-ques exhumados con limolita laminar, yeso en es-

Figura D2-8.- Nódulos de anhidrita calcitizados incluidos en una matriz dolomitizada con estructuras en-terolíticas y laminaciones de arcilla.

tructuras enterolíticas y nodulares ‘‘chiken wire’’ con carbonatos wackestone y packstone dolomitizado, de peletoides y moluscos, propios de condiciones restringidas, de intermarea y submarea, de ambiente tipo sabkha en el que se asume se formaron (Fig. D2-8). Los bloques de caliza y dolomía estratificadas con fósiles de ambiente marino somero del Jurási-co Superior (Laudon, 1984; y Lawton et al., 2001) son lenticulares, semi-elípticos y están deformados, también hay clastos de rocas ígneas con bajo me-tamorfismo del complejo basal y están exhumados por ascenso salino. El tamaño de los bloques puede variar en longitud desde escala centimétrica hasta una centena de metros. El conjunto litológico no tie-ne deformación penetrativa y se interpreta que fue transportado a la superficie por succión durante el ascenso del flujo salino, actualmente lixiviado (Fig. D2-9), casos similares han sido estudiados en las montañas Zagros de Irán, en España y otras partes del mundo (Ferrez, 1993).

DIAPIRO EL PAPALOTE UN STOCK-DESPEGADO


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Las rocas ígneas son plutónicas y volcánicas con ligero metamorfismo en la facies de esquistos verdes (Garrison y McMillan, 1999) divididas en cuatro grupos generales basados en su petrografía y geoquímica, las rocas plutónicas y metavolcánicas varían en su contenido de Nb. La roca plutónica tie-ne textura equigranular que sugiere ser intrusiva de tipo diorítico. Las rocas meta-volcánicas son andesitas, dioritas y diabasas con texturas hipidiomórfica, afa-nítica y ocasionalmente fanerítica, presenta vesículas rellenas de calcita, clorita y epídota, rocas propias de la mezcla heterogénea del manto superior (Garrison y McMillan, 1999). La edad radiométrica del metamorfismo por Ar40 Ar39 con biotita en una meta-diorita se aproxi-ma a 146 Ma, esta edad sugiere ser más joven que la Formación Minas Viejas (Fig. 1).

Para la instalación de los bloques de caliza e ígneos en el Diapiro Garrison y McMillan (1999) consideran cuatro modelos (Fig. D2-10). El modelo de succión del basamento sugiere que rocas de basamento ígneo fueron succionadas y transportadas en ascenso por esfuerzos del flujo halocinético. Este mecanismo no explica satisfacto-riamente la incorporación de bloques de sedimentos más jóvenes a la sal y ausencia de lechos rojos cono-cidos en sondeos profundos en la región. El segundo modelo interpreta que las rocas ígneas fueron flujos de lava intercalados en las eva-poritas, continuando aún en este tiempo la extensión del basamento y flujo calorífico alto. Posteriormente, el crecimiento halocinético transportó en ascenso a las rocas sedimentarias e ígneas simultáneamente. Esta interpretación puede ser apoyada por la des-cripción de núcleos del Pozo Ramones 1 (Eguiluz,

Figura D2-9.- Estratos gruesos de la Caliza Olvido? con terminaciones flexionadas y exhumados por ha-locinesis.


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2001) que señala la asociación de doleritas, entre carbonatos y evaporitas del Jurásico Superior sin la presencia de diapirismo en esa localidad y también pudiera explicar las variaciones de litologías ígneas, pero no queda clara la relación con la edad de defor-mación que pudo ocurrir al iniciarse el transporte de estas rocas por halocinesis. Una tercera opción considera que flujos de avalanchas clásticas, provenientes de bloques altos de basamento, están intercaladas entre las capas de evaporitas y posteriormente se han exhumado por efecto ascendente del flujo salino. Esta interpretación es inconsistente porque el ambiente de sabkha es una extensión sensiblemente plana, no explica la au-sencia de otros tipos de roca que pueden estar aso-ciadas al complejo basal y la posición de carbonatos de edad más jóvenes a la sal. Otra alternativa sugiere que el diapiro inició su movimiento de ascenso en una etapa temprana, posterior al depósito de carbonatos ubicados en la cima de la Formación Olvido, produciendo la defor-

Figura D2-10.- Modelos propuestos para explicar la presencia de bloques exhumados por el movimiento ascendente de diapiros de sal (Garrison y McMillan, 1999).

0 200m

mación observada en los sedimentos aún no con-solidados en los bloques de carbonato. Esta hipó-tesis no responde sobre la presencia de las rocas ígneas. De los modelos anteriores, el segundo mode-lo puede ser el más consistente al considerarse que durante el depósito de sal ocurrió la extravasación de lavas, emplazamiento de sills y diques hipabisales y el movimiento halocinético produjo el incipiente metamorfismo que inició su ascenso cuando termi-naba la acumulación del depósito de la Formación La Casita (ver Fig. 1). Al margen del diapiro se observan lentiles de carbonatos con las características similares al lentil observado en Boca La Carroza (Fig. D2-11) con ca-pas invertidas por inyección y evacuación durante el ascenso salino (Fig. D2-12), así como cuñas de silici-clastos periféricas al emplazamiento del diapiro (Fig. D2-13). Estas cuñas presentan discordancias internas locales que separan secuencias halocinéticas de de-pósitos sin-sedimentarios (Fig. 28).

Figura D2-11.- Panorámica del Diapiro El Papalote. Varios lentiles de carbonatos circundan la periferia del diapiro. Un bloque de rocas meta-volcánicas en su interior y capas invertidas del Lentil 1 son rasgos sobresalientes de la estructura.


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El Lentil 1 tiene aproximadamente 10 m de espesor, su base tiene un conglomerado de 50 cm que pasa gradualmente a carbonatos wackestone-pack-

rocas volcánicas descritas como blo-ques extraídos del basamento, por lo que se interpreta que la cresta del diapiro en crecimiento tuvo erosión subaérea y depósitos sin-sedimen-tarios al margen del diapiro. Cuñas de estratos de cre-cimiento de carbonatos y clásticos silíceos se observan en la periferia del Diapiro El Papalote (Fig. D2-13), estas cuñas forman secuen-cias halocinéticas (Figs. D2-14 y D2-15) y son potenciales trampas estratigráficas al margen del dia-piro. Las cuñas de estratos tienen capas invertidas por efecto del cre-cimiento y extravasación de la sal. Anteriormente, la contorsión de estratos se interpretaba formada por estructuras plegadas de tipo “S” o “Z” por arrastre de sal en las paredes del diapiro.

Figura D2-13.- Cuñas sedimentarias e inversión de estratos de halosecuencias clásticas y carbonatos al margen del Diapiro El Papalote.

0 100m

miembros de la Formación Potrerillos de edad Paleoce-no. Al sur, la prominencia más alta la constituye el Len-til El Gordo, ubicado al margen del diapiro del mismo nombre, intercalado entre siliciclastos de la Formación Potrerillos de edad Cretácico Superior. Entre ambas lo-calidades se encuentra el contacto K/P marcado por sedimentos de tsunamitas (Lawton et al., 2005). El conjunto estratigráfico descrito forma parte de la mini-cuenca aledaña a los diapiros El Gordo y El Papalote.

Figura D2-12.- Capas invertidas del Lentil 1 en el Diapiro El Papalote por efecto de evacuación salina sin-sedimentaria.

0 100m

stone masivos con algas y organismos bentónicos. Su contacto inferior descansa tectónicamente sobre los yesos del diapiro, mientras que su contacto superior presenta desarrollos de algas concéntricas de hasta 1 cm de largo (rodolitos) y pasa en transición rápida a areniscas de la Formación Potrerillos. Lateralmente, el lentil puede presentar canalización y superficies de exposición con brechas cársticas representadas por paleosuelos. En estos lentiles se presentan clastos de

Desde esta posición se observa en el Cerro Potrerillos las formaciones Viento en la cima, adjuntas de coloración obscura y hacia la falda del cerro varios


42CONTRACCIÓN REGIONAL YHIN SKIN Y THICK SKIN ALREDEDOR DE LA CUENCA

LA POPA

La estructura del Diapiro El Papa-lote es una de las estructuras halocinéti-cas más espectaculares en la Cuenca La Popa, y fue emplazada en un depocentro durante el depósito de rocas del Cretácico Tardío y del Paleógeno (ver figuras D2-15, D2-16 y D2-17c.). La estructura diapírica de El Papalote y El Gordo han sido moti-vo de numerosas investigaciones desde su reporte inicial a principios de la mitad del Siglo XX a la fecha. Las últimas investigaciones han tratado de analogar la tectónica salina de las estructuras en la margen pasiva del Golfo con la tectónica representada con las estructuras de la Cuenca La Popa; sin embargo, consideramos que ésta fue formada en una fosa jurásica que tuvo la sopreposición de eventos de deformación, tales como: 1) halocinesis, 2) plegamiento thin-skin de origen tectónico y 3) inversión de basamento.

Figura D2-15.- Modelo de evolución para el depósito de halosecuencias (Giles et al., 1999). Fase 1. Bre-chas del diapiro se depositan en flujos de escombros sobre estratos en crecimiento y forman la base del lentil de una secuencia halocinética. Fase 2. El influjo siliciclástico se incrementa, continúa creciendo el diapiro, los sedimentos ‘‘onlapan’’ al Lentil 1 y la carga sedimentaria se incrementa. Fase 3. El diapiro cre-ce, causa inestabilidad y escalonamiento en sus márgenes que caen produciendo depósitos de sedimen-tos variados. Fase 4. El flanco del diapiro se desborda y sobrepone a secuencias antiguas, se depositan fragmentos de yeso en flujos de escombros y se crea una secuencia halocinética nueva.

Figura D2-14.- Modelo de halosecuencia de alta frecuencia carac-terizada por decrecencia de grano hacia estratos jóvenes y su in-terpretación de ambientes de depósito en base al control litológico observadas en los lentiles de carbonatos de la Cuenca La Popa (Giles y Lawton, 2001).


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Figura D2-16.- (a. b.) Imágenes Spot del Diapiro El Papalote en la parte sureste de la Cuenca La Popa. Foto-grafías del diapiro, viendo al norte (c.) y al este (d. y e.).

Mapas geológicos de la zona de los diapiros El Gordo y El Papalo-te fue integrada con mapas de gravi-metría para identificar la distribución de evaporitas con las anomalías de mínimos gravimétricos extraídos de la Anomalía de Bouger (Fig. D2-18.). Basados en las respuestas de dichos mapas se concluye que los diapiros no tienen una respuesta gravimétrica, por lo que se considera que son diapiros despegados. La ubicación de la Cuenca La Popa en este entorno, implica recon-siderar componentes de deformación profunda que no han sido interpretados en los modelos de evolución descrita para la cuenca. Por eso consideramos

Figura D2-17.- (a. b.) Detalles de la sección regional de la fi-gura D2-16 mostrando los dia-piros El Gordo (derecha) y El Papalote (izquierda). Ubicación de la sección (corresponde a la sección 6), de la figura 13, pá-gina 66. La sección corre simi-lar a la de Rowan et al., 2003. La falla de la derecha corres-ponde a la Soldadura La Popa, nótese la diferencia estructural del Cretácico Inferior en ambos bloques de la soldadura. Cima de las evaporitas en rosa, cima del Jurásico Superior en azul claro, Cretácico en tonos ver-des y verde olivo dentro del Pa-leoceno. (c.) Sección restaura-da secuencialmente, tomada de Rowan et al., 2003. La sección está orientada NW-SE, y tiene una referencia de restauración horizontal sin considerar las paleobatimetrías. En el estado (a) se restauró la deformación contraccional Laramídica y se tiene la deformación del diapi-rismo (diapiro activo a, b y c) (diapiro pasivo d) representada por los lentiles 1-5. Esta deformación fue restaurada secuencialmente de (b) a (d).

a. b.

c.

d.

e.

c.

d.

e.

0 500m0 4Km

a.

0 10Km

0 5Km

c.b.


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Parada 2-3A

La Parada (2-3A) del segundo día de la ex-cursión se encuentra a 10 min y 31 km de la Parada 2-3 sobre la misma carretera Monterrey-Monclova, pero en una desviación de un camino de terracería hacia el W. En esta Parada de la excursión se abor-darán aspectos locales de la Estratigrafía y Geología Estructural de la Soldadura La Popa. El objetivo de la Parada 2-3A es:

Reconocer los elementos estratigráficos y estructurales de la Soldadura La Popa.

PANORÁMICA DE LA CUENCA LA POPA EN BOCA LA CARROZA

Al norte de esta localidad se observa la naríz estructural del buzamiento del Anticlinal Minas Viejas (con la estratigrafía descrita en la parada anterior) y al sureste se encuentra la Sierra de El Fraile (con la estra-tigrafía observada en la Parada 1/2 del día anterior). Al noroeste y oeste la prominencia más alta es el Cerro de La Popa, está formado por un lentil de carbonatos del mismo nombre, cuya edad es Paleoce-no. En la misma dirección y prominencia topográfica

de suma importancia los concep-tos de deformación contraccional regional plasmados en la figura xx, (a.), en la cual se detallan los acortamientos regionales thin-skin y thick-skin. Note la ubicación de las estructuras halocinéticas de la Cuenca La Popa en un entorno tec-tónico de contracción combinada thin-thick skin. La figura D2-19 (b.) corresponde a secciones regionales que muestran la inversión de fallas de basamento entre el Bloque de Coahuila y el Golfo de Sabinas y en la figura xx (c) Sección transversal al Golfo de Sabinas, pero interpre-tada bajo conceptos estructurales actualizados. El origen halocinético de las estructuras y la contracción en la Cuenca La Popa son difíciles de distinguir entre sí, sobre todo en un enfoque local, ya que pueden ser confundidos elementos estruc-turales regionales de la provincia contraccional que la rodea. La figura D2-20 muestra una sección regional entre la Sierra Madre Oriental, la Cuenca La Popa y el Golfo de Sabinas. Los ele-mentos regionales que ayudan a distinguir relaciones estructurales de corte son: 1) Cambios mayores del relieve estructural regional del Cretácico Inferior, 2) El levantamiento de 1.3 km por arriba del nivel paleo-batimétrico de unidades estratigráficas del Eoceno formando sinclinales de morfología invertida, y 3) La presencia de pliegues contraccionales al sur y noreste de la Cuenca La Popa indican que la deformación contraccional fue interferida por la estructuración ha-locinética, ya que el despegue es discontinuo y pre-senta un desnivel entre los extremos de la sección. La deformación vertical del diapirismo de evaporitas puede ser incrementado por la inversión de fallas antiguas de un graben (ver figura D2-5, Pa-rada 1-2), lo cual ocurrió de manera progresiva con la contracción por plegamiento, en las estructuras de la Cuenca La Popa, aunque con un dominio de es-tructuras halocinéticas, debido probablemente a los espesores salinos originales en ella. La figura D2-21 presenta una síntesis de las edades de la deformación en la Cuenca La Popa según nuestra interpretación comparada con otros autores.

√

0 10Km

PDRA-1

Figura D2-18.- Imagen Landsat integrada con anomalía residual gravimé-trica en la Cuenca La Popa, los colores azules corresponden a mínimos gravimétricos y los colores rojos a máximos gravimétricos.


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b.

BC BM

CLP

SMO

BC Bloque CoahuilaBM Bloque Monclova

CLP Cuenca la PopaSMO Sierra Madre

OrientalAM Arco de MonterreyCSB Cuenca de

SabinasMM Mar Mexicano

CSB

MMAM

a.

0 100Km

c.Anticlinal de Menchaca Anticlinal Anticlinal Anticlinal Anticlinal de Anticlinal de Pirineos Anticlinal

Cristo-Capulín San Blas Chicharra Oballos de Merced

0 10Km

menor en primer plano, en la base del cerro, está la Formación Parras reducida en espesor y en la cima rocas de la base del Grupo Difun-ta (Formación El Muerto). Hacia el sur se observa la topografía de mayor relieve del Cerro Potrerillos con rocas del Eoceno Medio de las formaciones Viento (en la cima), Adjuntas (de contraste obscuro) y Potrerillos (de edad Paleoceno-Cretácico en la base), la triada de formacio-nes arman el núcleo de un sinclinal o mini-cuenca (Fig. D2-22). En esa dirección, en primer plano, una serie de cerros alargados, alineados NW-SE, corresponden a lentes de carbonatos formados por caliza packstone de bioclastos y litoclastos de alta energía, desarrollados separadamente unos de otros y con edades que van del Aptiano al Turoniano. Estos len-

Figura D2-20.- Sección regional compuesta, modificada de Gray (1997) a través de la Parada 2-3. La sección de sur a norte y nores-te une el Anticlinal Los Muertos, la Cuenca La Popa y el Anticlinal Minas Viejas.

Parada 2-3

0 40Km 0 40Km

10 kmc.

Estructuras de despegue delArco de Monterrey

Estructuras de despegueDe la Cuenca de Parras

Estructuras halocinéticas yContraccionales de la Cuenca

de La Popa

Parada 2-3KSD

JSEv KI

Estructuras dedespegue del

Golfo de Sabinas

Inversión de Basamento

-

b.

tes presentan capas verticales, el mayor espesor de aproximadamente 250 m co-rresponde al cerro de mayor altura llama-do Boca La Carroza. Este cerro tiene en su base un par de metros de la Caliza Cupido con coquinas de Gryphaea sp. (Fig. D2-23), entre las fracturas se observa un ma-terial obscuro y vítreo de posible gilsonita, su cima estratigráfica está limitada por una superficie discordante paralela sobre la cual descansan varios centímetros de arenisca. Sobre ésta se encuentra la For-mación La Peña con espesor condensado de 3 m y ejemplares de Dufrenoyia sp., y Globigerinoides ferreolensis que sitúan a estas rocas en el Aptiano (Fig. D2-23). La base del lentil tiene diversidad de organismos (esponjas, corales, brio-zoarios, amonitas Rhytidoplites cf. y fo-raminíferos planctónicos depositados en ambiente posiblemente arrecifal y de edad Aptiano Medio-Superior, mientras que en estratos superiores la caliza wackestone tiene Colomiella recta, Favusella soluta, F. washitensis, F. hiteimani, Calcisphaeru-la innominata y Bishopella sp. de edad Albiano-Cenomaniano. La cima del lente calcáreo subyace a terrígenos de la Forma-ción Indidura y Parras con Globigerinoides sp., Globotruncanidos sp., Inoceramus sp. y Exogyra ponderosa del Cenomaniano-

Figura D2-19. (a.) Mapa re-gional del Noreste de México que muestra los principales elementos tectónicos y sus acortamientos con flechas, en color rosa, la Cuenca La Popa. En color verde, acor-tamiento thin-skin dominan-te; en color morado, acorta-miento thick-skin dominante y en bandas verdes y mora-das, ambos acortamientos ocurren, thin-skin y thick-skin. (b.) Cortes geológicos de González-García (1976, 1984) transversales al Golfo de Sabinas mostrando inver-sión de fallas de basamen-to. (c.) Sección modificada de Eguiluz, Peterson et al. (2008) (en esta guía) donde se muestra la deformación con pliegues de despegue, pliegues de propagación de falla con el mismo despegue o con otros niveles de des-pegue y pliegues de basa-mento en el borde izquierdo (suroeste) de la sección.


46

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47

Figura D2-22.- Panorámica de la Cuenca La Popa. Los cerros de Potrerillos y La Popa en último plano son las mayores elevaciones topográficas. Las formaciones Viento, Adjuntas y Potrerillos forman el depósito de una minicuenca. Los cerros grises en primer plano corresponden a capas verticales con lentiles de carbonato.

Figura D2-23.- Columna estratigráfica del área Lentil Boca La Carroza y fotografías que muestran detalles litológicos de la sección (Lawton et al., 2002, modificada por el autor).


48Campaniano (Giles y Lawton, 1999, Fig. 20). El espe-sor del lentil (aproximadamente 250 m) contrasta con espesores de rocas circunvecinas que duplican el espe-sor del mismo intervalo estratigráfico en edad (Sierra del Anhelo 450 m; pozos Popa 1, 485 m y Hacienda 1, 450 m), motivo por el cual es posible que se encuentre condensada la sección albiana de este lentil. En contacto estructural con las rocas del lentil (Caliza Cupido) se encuentran estratos de la Forma-ción Adjuntas y Viento (Fig. D2-24.), formadas por areniscas con conglomerados y brechas, que se acu-mulan y acuñan en este flanco de la minicuenca. En el plano de contacto estructu-ral hay fuerte oxida-ción y yesos indicati-vos de la evacuación de evaporitas (sal) a través del plano de sutura o soldadura (Fig. 21). Adyacente al sur-oeste de la zona de falla soldada, la Formación Adjuntas tiene una litofacies peculiar constituida por estratos gruesos de arenisca de grano fino a medio, con lamelibranquios y gasterópodos, así como guijas de pedernal negro y rocas hipabisales ígneas, todo soportado por matriz arenosa. Los clastos ígneos son de la misma composición mineralógica a los fragmentos del basamento transportados por el as-censo de los diapiros de sal El Papalote y El Gordo, por lo tanto, puede considerarse que estos clastos provienen de los diapiros hacia el flanco en hundimiento de la mini-cuenca, o bien, de la sal evacuada al saturarse las paredes de la soldadura.

ESTRUCTURA DE LA SOLDADURA LA POPA

La estructura de la Soldadura La Popa co-rresponde a un contacto estructural entre rocas del Eoceno y Carbonatos de Aptiano Inferior o del Al-biano. Diversos autores la interpretan como una sol-dadura secundaria de sal o como una falla inversa. En la localidad del Cerro Boca La Carroza presenta un plano vertical ligeramente curvado; en el aflora-miento se observan estrías subhorizontales (Fig. D2-25) que pueden indicar que la zona de falla tuvo una historia compleja de movimiento y no solamente mo-vimiento vertical por la falla o la soldadura. La figura D2-17 de la Parada 2-3 muestra una sección detallada del Cerro Boca La Carroza, en la que se puede distinguir la diferencia del nivel estruc-tural que existe entre ambos bloques de la soldadura.

Figura D2-24.- A) Traza de la falla de soldadura en Boca La Carroza. Echados ver-ticales de carbonatos del lentil de edad Albiano en contacto con estratos silici-clásticos con echado al SW de la Formación Viento. B) Veta de yeso con alteración de oxidación, ubicada en la zona de evacuación de sal.

La diferencia del relieve se piensa que fue causado

de Monterrey sobre la ca-rretera Monterrey-Saltillo. En esta Parada de la ex-cursión se tendrá una vista panorámica del borde oc-cidental del frente Plegado del Arco de Monterrey, y del tipo de estructuras de la Cuenca de Parras. Los objetivos de la Parada 3-1 son: Mostrar los elementos estratigráficos y estructurales regio-nales en la parte frontal del Arco de Monterrey y la Cuenca de Parras. Se podrá observar también dife-rentes detalles de la geología a lo largo de 50 km.

PANORÁMICA DE LA ESTRATIGRAFÍA DEL ARCO DE MONTERREY

En esta localidad se observan las caracterís-ticas litológicas del Grupo Difunta formadas por una

por movimiento vertical en una falla de basamento que corre paralelo a la zona de la soldadura.

MARTES, 27 de MayoELEMENTOS ESTRATIGRÁFICOS Y ESTRUCTURALES

ENTRE EL ARCO DE MONTERREY, LA CUENCA DE PARRAS Y LA CUENCA LA POPA

Parada 3-1 La primera Parada (3-1) del tercer día de la excursión se encuentra a 1 hr y 52 km de la Cd.


49

Figura D2-25.- Fotografía en la zona de la soldadura en la Boca La Carroza mostrando estrías sub-horizontales.

sucesión de estratos que pasan desde ambiente de pro-delta (Formación Parras en el corte de la carre-tera) en transición prolongadamente gruesa a frente deltaico distal (estación de bombeo de PEMEX) fren-te deltaico proximal (en las torres de alta tensión) y lagunar representados por el engrosamiento de los estratos en la parte alta de la montaña (Fig. D3-1). En contraste, el frente de montaña de la AM muestra rocas con carbonatos de las formacio-nes Indidura, Cuesta del Cura y Tamaulipas Supe-

Figura D3-1.- Panorámica del Grupo Difunta (Formación El Muerto) que muestra ciclos granocrecientes formados por arcosas de grano medio a grueso. La base del cerro es una transición muy gruesa con la Formación Parras.

rior (Albiano-Cenomaniano), La Peña (Aptiano) y ‘‘Cupidito’’-Cupido (Aptiano Neocomiano). Al igual que en el Cañón Huasteca, la Formación Taraises y el Jurásico Superior están presentes en el núcleo del Anticlinal Los Muertos con rocas siliciclásticas y carbonatos. En esta localidad se aprecia que el Grupo Di-funta es una cubierta sedimentaria compartida por el Bloque de Coahuila y la AM como parte del desa-rrollo de una cuenca tipo foreland.


50ESTRUCTURA DEL FRENTE DE MONTAÑA

DE UN CINTURÓN PLEGADO

En la Parada se tiene una vista panorámica de diversos sectores del frente de la cadena plegada de la Sierra Madre Oriental y su cuenca ‘‘foreland’’ en su extremo occidental. En las figuras D3-2. y D3-3. se detallan pliegues desarrollados en las series intercaladas de areniscas y lutitas de la base de la Formación Difunta, estos pliegues están despegados dentro de un nivel arcilloso de la base de la Forma-ción Difunta o en la Formación Parras.

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Las montatañas, en el sur del valle, son los majestuosos pliegues de la Sierra Madre, formados principalmente por rocas Jurásicas y Cretácicas. En primer plano se tiene una clara exposición del pliegue frontal de Los Muertos, la estructura está dominan-temente recostada al norte a lo largo de su extremo occidental, además en la parte final presenta su bu-zamiento. El sinclinal formado por lutitas de la For-mación Parras entre el Anticlinal Los Muertos y los pliegues de Difunta también está recostado al norte. Diversas secciones estructurales publicadas por diferentes autores fueron modificadas para esta guía para introducirlas en un modelo digital tridimensional, la figura D3-4 muestra una perspectiva de la parte occiden-tal del Arco de Monterrey y de la Cuenca La Popa. La sección mostrada fue modificada de Gray (1997) para mostrar las relaciones regionales de las provincias geo-lógicas y para correlación de los elementos estructurales. La sección que sólo se muestra por arriba de la superficie del terreno es compuesta y atraviesa los anticlinales de García, Potrero Chico y Minas Viejas.

DIAPIROS EVAPORÍTICOS EN PLIEGUES DEDESPEGUE EN EL ARCO DE MONTERREY

Parada 3-2 La segunda Parada (3-2) del tercer día de la excursión se encuentra a 1 hr y 27 km de la primera Parada cerca de la carretera Monterrey-Saltillo. En esta Parada de la excursión se podrá conocer afloramientos de evaporitas jurásicas que están en contacto con carbonatos del Cretácico Infe-rior. Se visitará una mina que explota minerales eva-

Figura D3-2.- Sección transversal al Arco de Monterrey y las estructuras plegadas de la Cuenca ‘‘foreland’’ de Parras que pasa en la Parada 3-1. Se observan los pliegues diarmónicos del Cretácico Superior a los pliegues despegados en las evaporitas jurásicas (en rosa).

poríticos donde las anhidritas presentan tonalidades verdosas y rojizas. Los objetivos de la Parada 3.2 son:

Mostrar la estructura cercana a la zona periclinal en el Anticlinal Los Muertos.Significado de la presencia de evapori-tas en el Cañón Las Higueras.

En esta localidad se observarán estratos de la cima de las formaciones Cupido, La Peña y Tamauli-pas Superior constituidas por carbonatos de ambien-te lagunar, mudstone arcilloso laminar y carbonatos de ambiente de cuenca, respectivamente. La estructura del Anticlinal en el Cañón de Las Palomas presenta complicaciones importan-tes respecto a un comportamiento de despegue del mismo anticlinal en la porción central del Arco de Monterrey. Higuera et al. (2005) presentan un mo-delo tridimensional que documenta las variaciones estructurales y discuten su desarrollo cinemático.

Parada 3-1 a.

Estructuras de despegue delArco de Monterrey Estructuras de despegue

De la Cuenca de Parras

10 km

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52 En la figura D3-5 se muestra el contacto del Cre-tácico Superior e Inferior en línea color verde, dicho con-tacto al pasar por el Cañón de Las Palomas está desplazado por una falla que corre a lo lar-go del mismo de manera late-ral-izquierda. En tonos rosas el Diapiro Las Palomas formado por anhidritas y yeso en con-tacto estructural con calizas del Cretácico Inferior. En ambos lados del cañón se encuentra ausente las formaciones Tarai-ses y La Casita que sobreya-cen en contacto estratigráfico a las evaporitas de la Forma-ción Olvido. Como se puede ver en la figura D3-5c., el Diapiro de Las Palomas ocurre en la naríz en donde se unen los an-ticlinales de Los Muertos y San Blás, se propone que la unión de los 2 núcleos en un sólo an-ticlinal más angosto produjo la

Figura D3-5.- Imágenes Spot; Vertical regional (a.). Vista detallada (b.) de la Pa-rada 3-2 en el Anticlinal de Los Muertos en su buzamiento oeste. En verde el contacto recostado entre el Cretácico Superior e Inferior y (c.) Mapa geológico tomado de Wilkerson et al. (2007).

expulsión de la evaporita en El Cañón de Las Palomas. Las figuras D3-6 y D3-7 son una espectacu-lar vista en perspectiva y un modelo estructural de la naríz del pliegue frontal del Arco de Monterrey y los afloramientos de la Cuenca de Parras. En color rojo se propone una zona de falla a partir de la cual se facilitó la expulsión de la evaporita del Diapiro Las Palomas. En afloramientos las evapo-ritas presentan una mayor cantidad de impurezas de sedimentos arcillosos lami-nares, así como evaporitas en tonos rojos y verdes que indican la cercanía de la Isla de Coahuila donde las eva-poritas se restringe su depó-sito hasta acuñarse.

0 10Km

Figura D3-4.- Vista en perspectiva del Arco de Monterrey en su porción occidental. La superficie mostrada es el modelo digital del terreno. Las secciones mostradas son al fondo, sección modificada de Gray et al. (1997). En primer término es una sección compuesta y modificada de Padilla y Sánchez (1987) y Latta (2007).


53

Parada 3-3

La última Parada (3-3) del tercer día de la excursión se encuentra a 36 min y 45 km de la segunda Parada so-bre la carretera Monterrey-Saltillo. Al sur de la población de Santa Catarina en las estribaciones de Monterrey. En esta Pa-rada de la excursión se podrán conocer los afloramientos de rocas mesozoicas que han sido motivo de numerosas pu-blicaciones. Se podrá apreciar la majes-tuosidad de la expresión de la naturaleza de pliegues de despegue. Los objetivos de esta Parada son: 1) Identificar la es-tratigrafía y estructura del Anticlinal de Los Muertos. 2) Comparar análogos del Golfo de México con el Anticlinal de Los Muertos.

ESTRATIGRAFÍA DEL CAÑÓNDE LA HUASTECA

En el núcleo del pliegue anticlinal se observa-rán los carbonatos de la Formación Olvido compuestos por caliza wackestone de bioclastos y peletoides do-lomitizados en capas gruesas donde las estilolitas per-

Figura D3-6.- (a-) y (b.) Imáge-nes Spot oblícuas mostrando en perspectiva el buzamiento del Anticlinal Los Nuncios. Fotogra-fías del Cañón de Las Palomas.

a.b.

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0 5km

0 5Km

miten reconocer los planos de estratificación (Fig. D3-8). En los valles, al pie de las paredes de montaña, cu-bren con aluvión a la parte in-ferior y media de la Formación La Casita que tiene el miembro La Muralla de mudstone arci-lloso y el miembro San Pablo siliciclástico de grano grueso. Dentro de este cuerpo está el límite de secuencia 139 Ma en conformidad correlativa y sobre él en sucesión estrati-gráfica tractos de nivel bajo, transgresivo y de inundación.

Figura D3-7.- Modelos estructurales en perspectivade la nariz del pliegue frontal del Arco de Monterrey, viendo al noreste (recuadro blanco). Las secciones son tomadas de Higuera (2005) son mostradas con transparencia, de una geometría asimétrica al norte (primeros tres pliegues a pliegue de despegue (en caja).

0 10Km


54

Como tracto transgresivo un espesor de 20 m de carbonatos packstone de bioclastos, litoclastos y abundante bioturbación, con amonitas del Valan-giniano Inferior (miembro Nogales), resalta al pie de ambos flancos de la montaña y sobre éste sobreyace la Formación Taraises constituida por caliza mudsto-ne arcillosa con 250 m en promedio de espesor con la superficie de inundación 134.6 Ma.

En transición rápida y ascendente en la co-lumna estratigráfica aparecen brechas de talud, par-ches de biohermas, dolomías y calizas grainstone de peletoides, wackestone y packstone que representan desde el ambiente de talud hasta el ambiente de lagu-na posterior a la barrera arrecifal dentro de un tracto de nivel alto (HST). La zona lagunar es una gruesa sucesión de estratos wackestone dolomitizados con organismos bentónicos (miliólidos, pelecípodos, al-gas, etc.) con cuerpos de espesor grueso de caliza grainstone de peletoides que indican ambientes de submarea e intramarea en ciclos de frecuencia alta. La cima de esta formación es más somera y presenta rosetas de anhidrita y yeso substituidos por calcita con carpetas de algas y termina en la cima de la dis-cordancia 124 Ma. La unidad descrita es la Forma-ción Cupido.

Al igual que en la localidad visitada de Po-trero García, la Formación ‘‘Cupidito’’ presenta en su base una brecha polimíctica compuesta por frag-mentos angulares de yeso, caliza con varias texturas, mudstone arcilloso y con 5 m de espesor (Fig. D3-9). Se observan estructuras sedimentarias de corte y re-lleno sobre estratos subyacentes. La litología descrita pasa a calizas wackestone y packstone de litoclastos dolomitizada y en la cima predomina caliza mudsto-ne y wackestone de bioclastos, nódulos de pedernal y capas laminares de arcilla negra de un tracto trans-gresivo y en contacto transaccional subyace a la For-mación La Peña con espesor condensado compues-to por mudstone arcilloso que representa un lapso de inundación mayor (123 Ma). Al sur de esta localidad se observa el Anticlinal de San Blás (Fig. D3-10), en su buzamiento oriente, en la localidad de la Presa Rompepicos, ‘‘Cupidito’’ con-siste de packstone de litoclastos de caliza que indican ambiente de brechas de talud distal, mientras que en el buzamiento oeste del mismo pliegue, en la localidad Puerta Cabrera (Fig. D3-11.), aparecen en el nivel de ‘‘Cupidito’’ parches de arrecife y brechas de talud proxi-mal, motivo que lleva a considerar de manera prelimi-nar la retractación de posiciones del borde del Sistema Sedimentario Cupido (Fig. 7, Eguiluz, en prensa).

Figura D3-8.- En el núcleo del Anticlinal Los Muertos afloran carbonatos y yesos de la Formación Olvido (Jol-Mv), siliciclastos de la Formación La Casita (JIc), el miembro Nogales (Kmn), la Formación Taraises (Kt) y paredes rocosas altas de carbonatos de la Formación Cupido-’’Cupidito’’ (Kc).


55

ESTRUCTURA EN EL CAÑÓN DE LA HUASTECA

La figura D3-12 muestra una sección regional que ha sido modificada para insertar en el modelo di-gital del terreno. La interpretación de la sección fue ho-mogeneizada con otras secciones utilizando las mismas cimas estratigráficas y criterios para ubicar el despegue (en línea roja). Las líneas verdes corresponden al Cretá-cico Inferior, Cretácico Indidura y Cretácico Parras. La línea azul corresponde a la cima de la Formación La Casita y la línea rosa, la cima de la Formación Olvido. Se muestra también una interpretación de los bloques de basamento ‘‘synrift’’ que modificaron la superficie de despegue.

Figura D3-9.- Cañón de la Huasteca. Estratos ver-ticales de las formaciones Cupido y ‘‘Cupidito’’ en contacto discordante con truncación de estratos, es-tructuras de corte rellenadas por una brecha de lito-clastos mal seleccionada en capa masiva.

Figura D3-10.- Anticlinal de San Blás en la localidad de Presa Rompepicos. Capas rítmicas de ambiente de submarea e intramarea en la Formación Cupido que subyacen en discordancia paralela a capas gruesas y brechoides de boundstone y packstone de litoclastos de la caliza ‘‘Cupidito’’. La Formación La Peña está condensada con espesor menor a un metro.

Figura D3-11.- Flanco NE del Anticlinal de San Blás en el camino a la localidad de Puerta Cabrera. Discor-dancia entre yesos de la Formación Cupido y capas de boundstone de la caliza ‘‘Cupidito’’.

Figura D3-12.- Panel tridimensional del Arco de Mon-terrey mostrando una Sección Geológica al oeste del Cañón de la Huasteca (flecha roja), modificada de Pa-dilla y Sánchez (1983).

0 20km


56REFERENCIAS

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