Triásico superior

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Las formaciones Gran Tesoro y Nazas: evolución de
				las secuencias Triásico Superior-Jurásico Inferior en México y su
				significado tectogenético

Las formaciones Gran Tesoro y Nazas: evolución de las secuencias Triásico Superior-Jurásico Inferior en México y su significado tectogenético

meta-ígneas y meta-sedimentarias no son claras entre cada una de ellas. Las edades de deformación interpretadas a partir del magmatismo reportado por Horne et al. (1976), para las rocas en Honduras, pueden tener un vínculo con las rocas en Santa María del Oro, Durango, (Esquisto Pescaditos y Granito Magistral), con rocas más jóvenes en Cualé (riolita inferior), Complejo Arteaga (intrusivo Tumbiscatio y Formación Varales), pero también con parte del Complejo Acatlán (evento tectónico-termal ~290 Ma, intrusivos y migmatitas entre 205 – 170 Ma (Yañez et al., 1991; Ortega- Gutiérrez et al., 1995; Keppie et al., 2011), así como con el basamento meta-sedimentario de Chiapas (Weber et al., 2005; Shaaf et al., 2002). Numerosas localidades en el Bloque Chortis reportan capas rojas continentales referidas erróneamente como Formación Todos Los Santos, de edad pre-Jurásico, pero se ha demostrado (Donnelly et al., 1990) que las rocas del Cretácico presentan sucesiones con estas facies continentales, intercaladas entre carbonatos en varios intervalos estratigráficos. Estas sucesiones alternantes de facies marinas y continentales también se presentan en el Terreno Zihuatanejo (Centeno-García, 2008) como son las formaciones Alberca, Madrid, Grupo Balsas, etc. Las capas inferiores del Grupo Honduras (Donnelly et al., 1990) son siliciclastos que sobreyacen en discordancia a rocas metamórficas del Bloque Chortis, sobre estos siliciclastos sobreyacen concordantes carbonatos del Cretácico. En la base del Grupo Honduras generalmente no hay capas rojas y se han reportado plantas fósiles y moluscos marinos de edad Jurásico (Delevoryas y Srivastava, 1981; Richie y Finch, 1985), pero no se confirma la edad Rético propuesta por Newberry (1888). Consideramos en este artículo que la estratigrafía del Bloque Chortis comparte similitud estrecha con Terreno Zihuatanejo, pero las rocas de los basamentos en ambas regiones difieren en cuanto a su interpretación tectónica. En el presente trabajo se asume que los basamentos de Chortis y de Baja California son terrenos sospechosos de aloctonía, emplazados en el borde occidental de México durante el Triásico Superior – Jurásico Inferior, por lo que pudiera especularse que el Abanico del Potosí tuvo un límite paleo-tectónico al occidente, con basamento Paleozoico, hipótesis que habrá de probarse. Adicionalmente, en las formaciones Santiago-Sacha de Ecuador y Perú, existe un vulcanismo situado entre 172 ± 2.1 Ma (por 40 Ar/ 39 Ar: Toro-Alva, 2007) a 181 Ma por 40 Ar 40 K (Baby et al., 2004), éste señala un periodo magmático

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Reciclamiento sedimentario: Análisis
				composicional asociado a discordancias del noroeste de México, un
				ejemplo del Triásico Superior al Cretácico Inferior

Reciclamiento sedimentario: Análisis composicional asociado a discordancias del noroeste de México, un ejemplo del Triásico Superior al Cretácico Inferior

La columna estratigráfica de la Fosa de Monterrey en el Noreste de México se caracteriza por secuencias clásticas que varían en edades desde el Triásico Tardío hasta Cretácico Temprano (Michalzik, 1988; Figura 1). Estas secuencias clásticas se caracterizan por presentar discordancias angulares-erosivas entre formaciones (e.g., Formación Huizachal versus Formación La Boca), que solo han sido interpretadas desde el punto de vista estratigráfico (e.g., Michalzik, 1988; Ocampo-Díaz, 2007; Rubio- Cisneros, 2008a). Estos autores omiten la interpretación genética relacionada con las áreas fuente, reactivación y exhumación de los altos del basamento, e inclusive el grado de reciclamiento intraformacional (autociclicidad/ canibalismo). Este trabajo evalúa los datos composicionales de las secuencias clásticas del Triásico Superior hasta el Cretácico Inferior propuestos por García-Obregón (2008), Ocampo-Díaz (2007), Ramos-Ledezma (2007) y Rubio-

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Evaluación de cristalinidad y grado de grafitización de los mantos de grafito en Sonora central, utilizando espectroscopia MicroRaman

Evaluación de cristalinidad y grado de grafitización de los mantos de grafito en Sonora central, utilizando espectroscopia MicroRaman

Una interpretación alterna es la de considerar que las rocas incluidas dentro del Terreno Antimonio por Stanley y González-León (1995) son esencialmente autóctonas, en relación a las rocas subyacentes; es decir, que fueron originalmente depositadas sobre las rocas paleozoicas. De acuerdo con esta alternativa, las rocas dentro de este terreno representarían una amplia y distribuida asociación litológica cubriendo a las rocas que fueron deformadas durante el evento orogénico del Pérmico Tardío al Triásico Medio. De acuerdo con este concepto, en caso de ser válido, las rocas del Triásico Superior y Jurásico Inferior de sierra Santa Teresa representarían una facies intermedia entre la potente secuencia no-marina del Grupo Barranca y la potente secuencia marina de la Formación Antimonio. Sin embargo, una especial observación es necesaria: las rocas de la Formación Antimonio se han depositado sobre las rocas pérmicas de la Formación Monos, la cual es incluida también como parte del Terreno Antimonio y por lo mismo, ambas formaciones son consideradas como parte de una unidad alóctona (Stanley y González-León, 1995). Una alternativa a esta interpretación es la de que únicamente la Formación Monos es alóctona y que la Formación Antimonio corresponde a una secuencia de cobertura autóctona. Un origen alóctono para la Formación Monos ha sido propuesto anteriormente (Stewart et al., 1990). Por otro lado, para González-León et al. (2009), análisis de edades en zircones detríticos en este grupo y correlaciones estratigráficas de diferentes localidades, sugieren una relación lateral entre los grupos Antimonio y Barranca, determinando una paleobahía para esta última (Figura 3.6)

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Estratigrafía y evolución magmática del Grupo Los Menucos (Triásico), provincia de Río Negro, Argentina

Estratigrafía y evolución magmática del Grupo Los Menucos (Triásico), provincia de Río Negro, Argentina

El Triásico Inferior está bien representado en la zona central del MNP, entre Valcheta, Sierra Colorada, Aguada de Guerra, Comico y Prahuaniyeu. Las rocas son mayormente piroclasticas con lavas y sedimentitas subordinadas agrupadas bajo el nombre de Grupo o Complejo Los Menucos. Hacia el sector oriental del MNP, entre Ramos Mexía y Nahuel Niyeu el Triásico Temprano esta representado por una serie de plutones graníticos incluidos en los complejos Nahuel Niyeu y Ramos Mexía. El Triásico Superior está representado en cercanías de Piedra del Águila por la Formación Paso Flores y por algunas intrusiones mesosilícias en la zona de Los Menucos. El vulcanismo Jurásico está bien representado en el sector oriental y occidental, no así en la porción central del MNP. Estas rocas se agrupan bajo los nombres de Formación Marifil, Garamilla, Taquetrén y Sañico entre otras. Las secuencias piroclásticas y lávicas mesozoicas están cubiertas por depósitos continentales de edad eo- a neocretácica agrupados bajo el nombre de Formación Bajada Colorada entre otras. Sobre estas unidades cretácicas se depositan, en los sectores oriental y sudoccidental, los sedimentos maestrichtianos-danianos de la Formación Roca.

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Estudio geológico de la cuenca Santiago sectores Centro y Sur - [Boletín D 30]

Estudio geológico de la cuenca Santiago sectores Centro y Sur - [Boletín D 30]

El periodo extensional continuó durante el Triásico superior- Jurásico inferior controlando la sedimentación de la época, creando relieves y estructuras que fueron peneplanizados, sobre los que se depositaron en discordancia rocas sedimentarias de edad Triásica-Jurásica. A nivel de la cuenca Santiago este periodo es muy importante porque se produce en el Noriano una importante ingresión marina proveniente del SSO que se extendió hacia el norte hasta la actual cuenca Oriente (Ecuador), dando inicio a la depositación de la unidad inferior del Grupo Pucará. Durante este periodo se depositaron en los grábenes y/o semigrábenes, en este ambiente marino, las calizas, los conglomerados y las brechas calcáreas correspondientes a las formaciones Chambará y Aramachay del Grupo Pucará, colmatando posiblemente las estructuras extensivas permo- triásicas. La presencia de depósitos marinos triásicos en la cuenca Santiago fue registrada por primera vez en el Pongo de Lorocache (borde suroeste de la cuenca) y están constituidos por sedimentos marinos someros ricos en materia orgánica, compuesta por una fauna nerítica de plataforma interna. En esta parte la evolución tectonosedimentaria estaba controlada por los procesos extensionales del rift permo-triásico y la formación de grábenes y semigrábenes tectónicos. En la época y durante el proceso extensional existía basculamiento de semigrábenes, registrado en la discordancia entre el límite Triásico-Jurásico, con facies de conglomerados y brechas sedimentarias de la Formación Aramachay, sobre las calizas de la Formación Chambará (Chacaltana et al., 2009; Valdivia et al., 2010).

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Geología de los cuadrángulos de Aramango y Bagua Grande, 11-g, 12-g - [Boletín A 142]

Geología de los cuadrángulos de Aramango y Bagua Grande, 11-g, 12-g - [Boletín A 142]

de la Formación Gollarisquizga y en la secuencia carbonatada del Cretácico, como son la Formación Chulec, Grupo Pulluicana, Grupo Quilquiñan y la Formación Cajamarca. El grupo Pucará (Triásico superior-Jurásico inferior), constituido por calizas gris a gris oscuras, podría estar considerado también como una buena roca madre, debido a su reconocido potencial que presenta en cuencas adyacentes, como son las cuencas subandinas de Huallaga y Santiago. Los análisis de la empresa OXY en la cuenca indican valores de carbono orgánico total (TOC) de pobre a bueno; sin embargo, una mejor colección de muestras faltaría para poder determinar su verdadero potencial. Las lutitas de la Formación Gollarisquizga presentan un TOC entre 0,14 y 1,16, llegando incluso a 4,96 (Oxy, 1991), reflectancia de vitrinita (Ro) entre 0,82 y 1,13 y el T max. (Temperatura de maduración máxima) entre 449° y 452° valores que indican que se encuentra en una etapa de maduración termal media (Baca, 2002). Segpetrol para Oxy (1991) analizó un total de 14 muestras en las secuencias calcáreas del Cretácico para ver sus caracteristicas geoquímicas y corroborar la posibilidad de ser potenciales rocas madre. Los análisis arrojaron como resultados, TOC entre 0,63 a 2,08 llegando incluso a 4.15 y 4,66 en algunos casos. Ro de 0.69 a 0,83 hasta 4,15 y T max de 394° a 449°. De todos estos análisis, las rocas del Cretácico se encuentran en la ventana de generación de petróleo y algunas en la ventana de generación de gas. El tipo de Kerógeno indica una generación de petróleo-gas y de gas.

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El Triásico Marino del Arroyo Alumbre. El Océano Perdido

El Triásico Marino del Arroyo Alumbre. El Océano Perdido

En relación con la geología del área, sobre la margen norte del río Atuel, entre el cerro Sosneado y el arroyo Blanco, se halla expuesta una sucesión sedimentaria de edad mesozoica, mayormente marina, comprendida entre el Triásico superior y el Jurásico superior (Volkheimer, 1970, 1978; Riccardi y otros, 1988, 1997; Lanés, 2005). Es precisamente en la zona de los arroyos Malo y Alumbre donde afloran las rocas más antiguas de esta sucesión, cuya des- cripción e implicancias constituyen el foco del presente trabajo. Éstas rocas corresponden a la Formación Arroyo Malo, una antigua suce- sión marina depositada en un ambiente deltaico vinculado con la cuenca marina pacífica de Chile (Figura 2). Esta formación se halla compuesta por pelitas masivas y laminadas cuya edad se halla comprendida entre el Triásico y el

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Tectónica, volcanismo y sedimentación en la cuenca triásica del Grupo Puesto Viejo (Triásico Medio-Superior), provincia de Mendoza, Argentina

Tectónica, volcanismo y sedimentación en la cuenca triásica del Grupo Puesto Viejo (Triásico Medio-Superior), provincia de Mendoza, Argentina

Estas fallas se observan a escala de afloramiento, delimitando pequeños grábenes dentro de los hemigrábenes mayores generados por las fallas internas. Constituyen estructuras que se extienden desde centímetros hasta centenares de metros y fueron observadas especialmente en el extremo sureste del área de estudio, a lo largo de la localidad Río Seco de La Quebrada (Figura 3.9). Se trata de fallas normales cuya orientación es variable. Las más importantes presentan dos orientaciones: NO-SE paralelas a los bordes de cuenca y ONO-ESE oblicuas a las anteriores. Ambas direcciones son coincidentes con la de las fallas internas descriptas en el inciso anterior. Con menor frecuencia se midieron fallas con orientación NE-SO con inclinaciones al noroeste y al sudeste. En términos generales las fallas normales menores poseen inclinaciones altas, de entre 60° y 85° (véase Anexo 1; Figura 3.9). La superficie de los planos de falla, en la mayoría de los casos, no se encuentra expuesta. Al recorrer los afloramientos es posible observar que consisten en fallas normales que controlan la estratigrafía del Triásico, desplazando estructuras previas y generando espacios menores de acumulación como grábenes y hemigrábenes, en los cuales se depositan niveles más modernos del mismo Triásico. Capas guía y conjuntos de estratos de variable espesor y composición en la sucesión triásica deformada, junto con indicadores cinemáticos asociados a la zona de falla, han permitido identificar el desplazamiento directo sinestral (véase Anexo 1; Figura 3.9).

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Análisis geoquímico (elementos mayores, menores,
				traza, δ13C, δ18O y tierras raras) de microbialitas selectas
				provenientes de la Formación San Casiano (Triásico Medio - Superior,
				NE de Italia)

Análisis geoquímico (elementos mayores, menores, traza, δ13C, δ18O y tierras raras) de microbialitas selectas provenientes de la Formación San Casiano (Triásico Medio - Superior, NE de Italia)

de lantano. El valor obtenido de Ce/Ce* = 3.89 sería considerado como altamente positivo, mucho mayor aún que los valores de Ce/Ce* reportados para el agua marina (e.g. Nothdurft et al., 2004; Olivier y Boyet, 2006), y por lo tanto no debe ser considerado como un valor auténtico de condiciones originales de pH alto y ambiente reductivo (Bolhar et al., 2004). Con el fin de probar si existe una anomalía positiva de Ce, es necesario conocer el valor de la anomalía de praseodimio (Pr/Pr*). El valor de Pr/Pr* = 0.58 respaldaría anomalías positivas tanto de La/La* como de Ce/Ce* (Bau, 1996). Sin embargo, estas evidencias son refutadas a partir del coeficiente Y/Ho = 1, que es menor que el registrado para condritas y mucho menor que los reportados para el agua marina (Y/Ho = 44 - 74; Bau, 1996). Delecat (2005) encontró valores de Y/Ho muy similares para el Triásico de Adnet, en Austria y los atribuyó asimismo a los efectos de contaminación por siliciclásticos.

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Estudio metamórfico estructural en el contacto complejo Xolapa- complejo Acatlán en la región de San Luis Acatlán, Guerrero, México

Estudio metamórfico estructural en el contacto complejo Xolapa- complejo Acatlán en la región de San Luis Acatlán, Guerrero, México

En la unidad metasedimentaria del Complejo Xolapa, el conjunto de edades más jóvenes y confiables es de 213 Ma, lo que indica una edad máxima depósito del Triásico Tardío para dicha secuencia. Contiene dos poblaciones dominantes, una del Mesoproterozoico - Neoproterozoico (1399-839) y la otra, del Pensilvánico - Triásico Tardío. En la primera población el pico mayor es a ~1152, lo que sugiere que proviene del orógeno Grenvilliano. La segunda población, con un pico de ~288 Ma, es decir, del Pérmico Temprano, puede provenir de rocas magmáticas pérmicas las cuales han sido reportadas desde el NW de Sonora (Arvizu et al., 2009), hasta el sur de México (terrenos Mixteca, Xolapa y Oaxaca, Yañez et al., 1991; Elías-Herrera y Ortega- Gutiérrez, 2000; Ducea et al., 2004; Solari et al., 2001), así como en el Bloque Maya (Damon, 1975; Weber et al ., 2007). Las edades pérmicas han sido interpretadas como un arco pérmico el margen continental activo Pacifico de Gondwana (Weber et al ., 2007). Estas ocurrencias en México han permitido a algunos autores (Torres et al ., 1999; Solari et al ., 2001; Weber et al ., 2007) proponer una conexión de este arco permo-triásico con el del SW de Norteamérica. La existencia de granitos Pérmicos en el Complejo Xolapa, podría sugerir que estas rocas son las que se erosionaron y fueron la principal fuente de aporte de los sedimentos del Complejo Xolapa.

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Revisión y actualización del cuadrángulo de Cusco (28-s). Escala 1:50 000

Revisión y actualización del cuadrángulo de Cusco (28-s). Escala 1:50 000

va de Ccatca a Ocongate, en el límite este del cuadrante I se puede apreciar que luego de la se- cuencia pizarrosa superior de la Formación Chagrapi aparecen niveles o bloques de cuarcitas englobados en una masa fina que indican corresponder a deslizamientos sinsedimentarios y diamictitas ma- sivas soportadas por la matriz. Los clastos de las diamictitas varían en tamaño, alcanzando incluso bloques de varios metros. Se trata principalmente de bloques de cuarcitas interpretados como resedimentados (Foto N° 2). Seguidamente, conti- núan capas de cuarcitas con laminaciones hummocky que indican una plataforma interna do- minada por tormentas y oleajes (Foto N° 3). El es- pesor es variable pero desde que empiezan los pri- meros niveles deslizados hasta el techo, es 500 m. Sin embargo, por ser el paso progresivo, en la car- tografía, se ha considerado junto a esta formación la parte superior de la Formación Chagrapi. El me- dio de depósito corresponde a una plataforma con procesos de resedimentación y probable sedimen- tación glaciomarina, tal como ocurre en el Altipla- no de Bolivia donde es conocida como Formación Cumaná del Devoniano terminal-Carbonífero Basal (DÍAZ-MARTÍNEZ, 1995).

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Bioestratigrafía y paleobiología de conodontos del triásico medio del sector oriental de la Península Ibérica.

Bioestratigrafía y paleobiología de conodontos del triásico medio del sector oriental de la Península Ibérica.

tramo 2: 36 m de potencia. Equivale al Miembro Calizas Negras de Libros de Pérez- Arlucea (1991) con materiales alternantes de margas, calizas dolomíticas y dolomías, con fósiles frecuentes. Abundan las laminaciones de algas estromatolíticas, a veces con láminas rotas y porosidad móldica de sales. A unos 15 m de la base del tramo aparece un subtramo formado por dolomías y calizas dolomíticas con tonos amarillentos y rojizos, macizo o mal estratiicado en la parte inferior, estando la parte superior formada por estratiicación en capas inas y medias. La bioturbación es, en ocasiones, intensa. En este subtramo se encuentra el nivel denominado Li-8, que entre los macrofósiles incluye: “Placunopsis” teruelensis Würm, Leptochondria alberti Goldfuss, P. gregaria, Pseudocorbula sp., Pectinidae sp., Turbonilla (?) dubia Münster, Turbuonilla sp., Modiolus cf. salzstettensis (Hohenstein), B. costata, Bakevellia sp., “Mytilus” sp., Natica stanensis?, Rhizocorallium jenense Zenk. Otro subtramo con restos fósiles identiicados que incluye el nivel Li-13, aparece a unos 32 m desde la base del tramo. Está formado por calizas mal estratiicadas, con abundante bioturbación y con restos de los siguientes macrofósiles: “P”. teruelensis, M. cf. salzstettensis, Bakevellia sp. y otros bivalvos no identiicados.

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Franjas metalogenéticas del sureste peruano: Nuevos datos geoquímicos, isotópicos y de edad  [Artículo presentado en Congreso]

Franjas metalogenéticas del sureste peruano: Nuevos datos geoquímicos, isotópicos y de edad [Artículo presentado en Congreso]

El área de estudio se localiza en el sureste del Perú, entre las regiones de Puno y Cusco entre las Cordilleras de Carabaya y Vilcabamba. Geológicamente (Laubacher,1978), las unidades sedimentarias tienen una orientación NO-SE y se distribuyen de NE a SO en el siguiente orden: Paleozoico inferior (Formaciones Sandia y Ananea del Ordovícico, Silúrico y Devónico) relacionada a la Franja I del estudio (Figura1); Paleozoico superior (Grupos Ambo, Tarma y Copacabana del Carbonífero y Pérmico) relacionada a la Franja IV del mismo; Cretáceo (Cuenca Putina: Formaciones Huancané y Ayabacas) relacionada a la Franja III y la zona Potencial de U; y Cenozoico (Grupo Puno y volcánicos), dispersos en todo el área. Las intrusiones han sido divididas por edad en Permotriásico, Triásico Tardío, Jurásico, Cretácico y Cenozoico, con la misma tendencia NO-SE (Figura 1). Tectónicamente se ha reconocido tres ciclos orogénicos: Precámbrico, Paleozoico y la Tectónica Andina.

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La geoquímica orgánica de las cuencas petrolíferas argentinas: perspectiva histórica y estado actual del conocimiento

La geoquímica orgánica de las cuencas petrolíferas argentinas: perspectiva histórica y estado actual del conocimiento

de fines de los noventa, en un progreso notable del conocimiento de los sistemas generadores y de las acumulaciones de hidrocarburos líquidos y gaseosos vinculados. Las cuencas productivas de hidrocarburos en Argentina son seis e incluyen sistemas generadores tanto marinos como no marinos. Las rocas lacustres que originaron el total de los hidrocarburos en sus respectivas cuencas comprenden a las lutitas de Cacheuta (Triásico) en la Cuenca Cuyana, las de D-129 y del “Neocomiano” (ambas del Cretácico Temprano) en la Cuenca del Golfo San Jorge, y las de Yacoraite (Cretácico Tardío) en la Cuenca Cretácica del Noroeste. La Cuenca Neuquina y la Cuenca Austral también incluyen estratos generadores lacustres, el llamado Pre-Cuyo (Triásico Tardío- Liásico) y la Formación Tobífera (Jurásico Superior), respectivamente, pero su aporte relativo a la producción acumulada en cada cuenca es limitado. Cada uno de estos sistemas presenta particularidades de sus condiciones de acumulación reflejadas en sus fósiles geoquímicos, ya sea como indicadores de improntas lacustres de agua dulce en Cacheuta, Tobífera, “Neocomiano” y parte del Pre-Cuyo, a moderadamente carbonático-salinas en D-129 y Yacoraite, a fuertemente anóxico-salinas en ciertos depocentros precuyanos. Las tres rocas generadoras marinas de la Cuenca Neuquina están representadas por las lutitas de Los Molles (Jurásico Temprano-Medio) acumuladas bajo condiciones sólo suavemente reductoras y con significativo aporte terrestre; las lutitas y margas de ambiente anóxico de Vaca Muerta (Jurásico Tardío) que muestran variantes organofaciales significativas, desde la plataforma rica en carbonatos de Malargüe, pasando por las lutitas distales de centro de cuenca en transición a la Plataforma Nororiental, a las de los sedimentos euxínicos del sur de la Dorsal de Huincul; por último, la tercer roca generadora corresponde a las lutitas margosas de Agrio (Cretácico Temprano), con importante significado económico y extensión restringida al sector noroeste de la cuenca. En Cuenca Austral, las lutitas de Inoceramus inferior (Cretácico Temprano), depositadas en condiciones marino-abiertas y sub-óxicas, constituyen el sistema generador por excelencia, además de aportes menores de Springhill y Margas Verdes (también del Cretácico Temprano). La Cuenca Paleozoica del Noroeste alberga las lutitas generadoras de Los Monos (Devónico Tardío), acumuladas en un escenario marino relativamente ventilado y con aporte variable de materia orgánica continental; la eventual contribución de las pelitas de Kirusillas (Silúrico) a las acumulaciones gasíferas de la porción argentina de la cuenca es todavía un punto controvertido.

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Zona GEODE Z1700  Cordillera Ibérica

Zona GEODE Z1700 Cordillera Ibérica

151.- Virgili, C., Hernando, S., Ramos, A. y Sopeña, A. (1980).- Cartografía del Triásico y Pérmico del Borde Oriental del Sistema Central y de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Cuadernos de Geología Ibérica. C.S.I.C. Dpto. de Geología Económica y Dpto. de Estratigrafía. UCM. Madrid. ISSN:

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Procedencia como herramienta para la subdivisión estratigráfica del Mesozoico temprano en el noreste de México

Procedencia como herramienta para la subdivisión estratigráfica del Mesozoico temprano en el noreste de México

La muestra SM07-6, colectada en la Formación El Alamar, en la parte superior de la secuencia en el área de San Marcos, Nuevo León (24°41.8'N; 100°06.1'W), y de la cual se analizaron 88 granos de circón, arrojó un total de ocho circones con edades del Paleoproterozoico- Mesoproterozoico (2237 ± 37.5 – 1342.8 ± 30.3 Ma), 54 granos con edades correlacionables a dataciones grenvillianas (1287.5 ± 50.4 – 927.6 ± 13.7 Ma), diez circones paleozoicos (506.6 ± 31.1 – 307 ± 10.5 Ma) y 12 circones cuyas edades se encuentran entre 284.7 ± 3 Ma y 246.8 ± 7.7 Ma, que corresponden con el arco Pérmico-Triásico, además de cuatro circones del Triásico Tardío. En el diagrama de concordia de la Figura 8a se observa que, de manera general, los circones con edades menores que 1200 Ma tienden a ser concordantes, mientras que los circones más antiguos aparecen discordantes y presentan mayores rangos de error. La Figura 8b muestra el diagrama de curva de probabilidad relativa, en donde se reconoce una importante población de circones grenvillianos ligeramente dividida en dos picos, así como un pico menor pero representativo de circones del Paleozoico temprano y un pico prominente de circones pérmicos-triásicos. La edad máxima del depósito de esta muestra está dada por tres circones con edades entre 222.4 ± 2.2 y 218.3 ± 5.8 Ma, lo que arroja en promedio 220 Ma. Un grano aislado de circón con una edad de 203.6 ± 4.5 Ma aparece concordante y podría indicar una edad máxima del depósito aún menor. Sin embargo la incertidumbre es mayor, si consideramos que el fenómeno de pérdida de plomo podría, teóricamente, hacer aparecer un grano de mayor edad, como más joven y concordante. Es factible eliminar dicha incertidumbre únicamente ante la ocurrencia mínima de tres circones, cuyos resultados se traslapen de acuerdo con el grado de incertidumbre, en este caso 1σ (Ludwig, 2003). De la muestra MIQ06-8, colectada en la secuencia de areniscas rojas que afloran en el cerro

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Memoria descriptiva de la revisión y actualización del cuadrángulo de Oxapampa (22-m). Escala 1:100 000

Memoria descriptiva de la revisión y actualización del cuadrángulo de Oxapampa (22-m). Escala 1:100 000

La segunda exposición de mayor amplitud areal se ubica al nor-oeste de la ciudad de Bajo Pichanaqui, constituidos por una alternancia de lutitas pizarrosas calcáreas gris verdosas a oscu- ras intercaladas con lodolitas rojizas, calizas gris clara a oscuras y margas, en estratos medianos a finos, correspondería al nivel superior. Morfológi- camente constituyen relieves muy suaves, tales como lomadas redondeadas y desarrollo de abun- dante regolito.

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Hoja Geológica 2966-III La Rioja

Hoja Geológica 2966-III La Rioja

La llanura ubicada al este de la sierra de Velasco, conocida como Llanos de La Rioja, es la expresión actual de una cuenca sedimentaria denominada cuen- ca de La Rioja. Las cotas dentro de la cuenca son del orden de los 300- 400 m s.n.m. La sierra de Velasco, ubicada al oeste, tiene alturas de 4000 m, mientras que en el borde oriental, formado por la sierra de Ancasti, las elevaciones rondan los 2000 metros. Estudios realizados sobre 280 km de líneas sísmicas de reflexión registradas por YPF, permitie- ron a Fisher et al. (2002) distinguir 4 secuencias estratigráficas principales separadas por discordan- cias. A lo largo de toda la cuenca reconocieron una sección del Paleozoico superior (Grupo Paganzo) que posee espesores de alrededor de 700 metros. Depósitos posteriores a lo largo de angostas zonas de 10 a 15 km de ancho traslaparon el relieve pro- vocado por el fallamiento que afectó los niveles paleozoicos. Estos depocentros han sido interpreta- dos como cuencas de rift de edad cretácica. Traslapando estas cuencas y los altos paleozoicos que las limitan, los citados autores distinguieron un delgado nivel de reflectores de elevada amplitud que está vinculado con un nuevo evento de fallamiento. La secuencia termina con un grueso paquete de estratos interpretados como de edad terciaria supe- rior. La última deformación está representada por fallas inversas de alto ángulo de rumbo NS, con des- plazamientos entre 200 y 2000 metros.

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Paleoflora de la Formación Carrizal (Triásico Medio-Superior), provincia de San Juan, Argentina

Paleoflora de la Formación Carrizal (Triásico Medio-Superior), provincia de San Juan, Argentina

En este artículo se presenta el estudio de una paleoflora recuperada del Triásico continental de la Formación Carrizal (Grupo Marayes), Cuenca de Marayes-El Carrizal, provincia de San Juan, Argentina. Las muestras provienen en su mayoría de perfiles ubicados en las cercanías de la localidad de Marayes, a lo largo del río homónimo, de las Quebradas del Barro y El Carrizal y de zonas adyacentes a Mina Rickard y que fue sintetizado en un solo perfil. Desde un punto de vista taxonómico, se han diferenciado los Reinos Fungi y Plantae, éste último con representantes de distintos órdenes, géneros y especies de las Divisiones Bryophyta, Sphenophyta, Filicophyta, Pteridospermophyta, Ginkgophyta y Gymnospermophyta, como así también un grupo de plantas Incertae sedis. Estos materiales están preservados como impresiones y compresiones carbonosas. También se halló madera petrificada de Corystospermaceae, Cycadales y Coniferales.

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Fallas regionales y anomalías geoquímicas de sedimentos de quebrada, guías para la exploración de yacimientos minerales: ejemplo Cerro de Pasco [Artículo presentado en Congreso]

Fallas regionales y anomalías geoquímicas de sedimentos de quebrada, guías para la exploración de yacimientos minerales: ejemplo Cerro de Pasco [Artículo presentado en Congreso]

Las fallas regionales de la región de Cerro de Pasco han controlado la actividad de cuencas sedimentarias y el emplazamiento de magmatismo desde el Carbonífero hasta el Cuaternario. El estudio estratigráfico de las unidades del Permo-Triásico (del Mitu al Pucará) es la clave para entender la evolución de los Andes. Durante el Pérmico superior al Cretácico inferior (grupos Mitu, Pucará, Goyllarisquizga y las formaciones Chayllacatana, Chulec, Pariatambo y Jumasha), elestilo estructural de la región de Cerro de Pasco estuvo formado por grabens y horts. En la zona de estudio se encuentra la parte norte del graben de la Oroya, ubicado al sur; y los hemigrabenes de Atacocha-Milpo-Ninacacay Carhuamayo al noreste (Fig. 1). Durante el Permo-Cretácico inferior, las fallas regionales Huayllay, Tarma, Cerro de Pasco, Atacocha-Milpo-Ninacaca y Ticlacayan tuvieron el movimiento normal. En el Cretácico inferior, en el graben de la Oroya y en el hemigraben de Atacocha-Milpo-Ninacana, a través de las falla Atacocha-Milpo-Ninacaca y la falla Tarma respectivamente, se emplazó el volcanismo alcalino de la Formación Chayllacatana del Cretácico inferior, acompañada de mineralización de cobre en amígdalas, que forman la franja de depósitos de Cu en rocas volcánicasdel Cretácico, la cual puede estar relacionada con tierras raras.

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