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Edad de la Mineralización del Distrito Minero Taxco, Estado de Guerrero,
México por medio del método Ar/Ar.
1
José Luis Farfán-Panamá1,2* y Eduardo González-Partida1
Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla,
Blvd. Juriquilla 3001, Querétaro. Qro., México, C.P. 76230
2
Unidad Académica de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Guerrero,
Ex-Hacienda de San Juan Bautista s/n, Taxco el Viejo. Gro., México, A.P. 197
*
[email protected]
GENERALIDADES
El estado de Guerrero, desde la época de la colonia, se ha caracterizado por tener una
fuerte actividad minera y el Distrito Minero Taxco (DMT) que se ubica en la parte norte
del Estado de Guerrero, es un ejemplo con su sistema de vetas y mantos, así mismo es
uno de los distritos mineros más representativos de la República Mexicana donde ha
habido una gran producción de zinc, plomo y cantidades considerables de plata. El
DMT se ubica en la parte suroeste del cinturón de depósitos epitermales polimetálicos
(Damon et al., 1981; Clark et al., 1982; Camprubí et al., 2003a) y se encuentra
relacionado a la actividad volcánico-estructural de la Sierra Madre del Sur, la cual en
algunos sitios del distrito se ha identificado afectando hasta las rocas que forman el
basamento de la región (Camprubí et al.; 2006).
Los primeros trabajos en donde se reporta dicha producción de este tipo de elementos
económicos es el de Salazar-Salinas (1901) y en él se hace una recopilación de las
observaciones realizadas en otras épocas por distintos investigadores. Las primeras
descripciones de la mineralización del DMT fueron realizadas por Fowler et al., (1948)
y Osborne (1956); y poco tiempo después por Pérez-Segura (1973), Leija-Vázquez
(1973) y Gómez-Fragoso (1974).
En el presente trabajo se hace hincapié en los mecanismos de formación de los espacios
hospedantes de la mineralización, se data la fase de mineralización y se proponen
algunas hipótesis de las probables fuentes de los fluidos mineralizantes del distrito.
GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO
Las rocas en donde se hospeda la mineralización del DMT presentan edades variables
que van desde el Cretácico temprano hasta el Terciario (Fries, 1960; De Cserna, 1965.
Las rocas más antiguas pertenecen a la Secuencias volcánico-sedimentario de Taxco y
Taxco el Viejo (Campa, 2004) cubiertas discordantemente por las rocas cretácicas de la
Formación Morelos y Mezcala. Estas mismas rocas son cubiertas en discordancia
angular por las rocas conglomeráticas con algunos flujos de lava intercalados del Grupo
Balsas. La Riolita Tilzapotla cubre discordantemente a todo el anterior conjunto
litológico.
El paquete litológico del Esquisto Taxco está compuesto por distintas unidades
litológicas, las cuales consisten de esquistos pelíticos de grano fino de mica y/o clorita,
metariolitas, metaandesitas y filitas. El paquete de rocas que forman a la RVTV está
formado por roca tobáceas andesíticas, brechas, lavas y areniscas que muestran en
conjunto foliación y metamorfismo de bajo grado. El nombre de fue propuesto por Fries
(1960). Talavera-Mendoza (2007) obtiene edades de 141 Ma en zircones en la localidad
tipo y concuerda con el volcanismo cretácico de la región tiene un alcance de 141 a 130
Ma, por lo que se asevera que ambos paquetes litológicos (Esquisto Taxco + Roca
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Verde Taxco el Viejo) pertenecen un mismo conjunto petrológico, por lo que en la
actualidad se les agrupa a ambas unidades bajo el nombre de Secuencia volcánicosedimentaria Taxco-Taxco el Viejo (Campa, 2004).
En contacto tectónico con las rocas anteriormente mencionadas se encuentran las rocas
de la Formación Morelos, las cuales fueron definidas por Fries (1960) e incluye calizas
y dolomías con miliólidos, bioclastos e intraclástos, bancos de rudistas y
ocasionalmente chert. También se encuentran algunos lentes evaporíticos de yeso hacia
la base y se le ha asignado una edad de Albiano-Cenomaniano (Fries, 1960; Bonet,
1971). El contacto superior de la Fm. Morelos con las capas clásticas de la Fm. Mezcala
es aparentemente concordante. La Formación Mezcala fue definida por Fries (1960)
conteniendo un miembro basal de calizas bandeadas con lutitas finas, las cuales
cambian gradualmente hacia la cima hasta formar una secuencia de lutitas y areniscas
(Foto 3) y areniscas con ocasionales bandas conglomeráticas. PEMEX (1979) con base
en fauna foraminífera le asigna una edad del Turoniano-Cenomaniano hasta
posiblemente Maastrichtiano.
Sobre las rocas de la Formación Mezcala se ubican en discordancia angular las rocas del
Grupo Balsas que inicialmente fueron definidas por Fries (1960) como un paquete
conglomerático tobáceo y algunos flujos de lava de composición ácida a intermedia,
ocasionalmente intercaladas ente sí. Este conjunto es de edad Eocénica temprana.
Algunos investigadores han divido a esta unidad en diferentes paquetes litológicos
(Alaniz-Álvarez et al., 2002). Por último, se presentan las rocas volcánicas oligocénicas
que corresponden a una secuencia de brechas ignimbríticas riolíticas, vitrófiros y riolitas
formando un paquete por arriba de los 800 m de espesor. Fries (1960) las llamo Riolita
Tilzapotla y cubren discordantemente a las rocas del Grupo Balsas. Morán-Zenteno et
al., (1998) y Alaniz-Álvarez et al., (2002) han separado informalmente a esta unidad,
sin embargo, con base en estudios radiométricos hacen suponer que se trata de la misma
secuencia (Alba-Albave et al., 1996) y que tal separación no existe en términos de
eventos eruptivos.
Se reconocen cuerpos plutónicos y subvolcánicos, los cuales juegan un papel muy
importante para la evolución geológica del área de estudio. Los cuerpos plutónicos y
subvolcánicos corresponden a desarrollos dómicos, diques básicos llamados
informalmente Diques Calavera y la granodiorita Coxcatlán.
COMPORTAMIENTO ESTRUCTURAL DE LAS MENAS
Los estilos de mineralización en el DMT, esencialmente son filones y mantos de
reemplazamiento aunque se sabe de la existencia de brechas de chimenea y stockworks.
En la mayoría de los trabajos que han reportado algún tipo de mineralización del distrito
siempre mencionan solo los filones y los mantos de reemplazamiento. Estos filones se
encuentran controlados por estructuras mayores que han jugado un papel muy
importante en los diferentes eventos y tiempos de emplazamiento de los fluidos
mineralizadores. El comportamiento estructural de estas rocas del DMT para que se
emplacen estos filones mineralizados muestran de manera general 5 orientaciones
preferenciales derivadas de la geodinámica del Cretácico superior hasta el Oligoceno.
1) Estructuras mayores (cabalgaduras) con dirección general norte-sur y por las
características de la dinámica que presentan estos conjuntos rocosos y otros más que
pertenecen al TG, se le atribuye este evento deformacional a la Orogenia Larámide
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(Salinas-Prieto, 2007). A este sistema de estructuras mayores se le asocian la
cabalgadura Atzala, San Francisco, Sebastián, Pichahua, Juliantla y Acuitlapán.
2) Estructuras con dirección noroeste-sureste con echados al este y al oeste de
probable edad pre-Eocénicas que originaron grandes cuencas para la depositación de
secuencias clásticas y ocasionales secuencias volcánicas del Grupo Balsas. A este tipo
de estructuras se les asocian los siguientes lineamientos: Temixco, El Fraile, La Cañada,
Falla El Muerto y el Sistema Lateral Taxco; a este mismo sistema se les asocian fallas
de régimen un tanto más pequeño pero que tienen mayor importancia económica para la
región y estos sistemas de fallas son: Veta Cenicero, Jesús, Esperanza, Pastora,
Guadalupe, Sistema Cobre-Babilonia, Nopal, Amate, Vulcano, Acatlán, entre otras.
3) Estructuras con dirección noreste-suroeste que se generan con la reactivación
de la subducción en el Eoceno tardío - Oligoceno inferior y por ende la reactivación de
las estructuras mencionadas anteriormente, desarrollando una componente lateral. Esta
componente lateral en estas fallas reactivadas generó un mecanismo regional de
fallamiento “pull-apart” con dirección general noreste-suroeste con buzamientos hacia
el noroeste y con ello se generan espacios en donde se terminan de depositar las rocas
del Grupo Balsas. A este sistema se asocian los lineamientos de Acamixtla y San Juan
principalmente, aunque hay algunas estructuras que no tienen nombre.
4) Derivado del intenso fallamiento lateral y el subsecuente fallamiento en “pullapart” se desprende un conjunto de fallas locales en “échelon” o tipo Riedel, lo cual
genera estructuras con dirección nornoreste-sursuroeste con terminación casi norte-sur
con buzamientos hacia el noroeste y oeste. Este sistema de fallas muy probablemente
ocurrió durante el final del Oligoceno temprano o bien al inicio del Oligoceno tardío,
quizás un poco antes del inicio del vulcanismo de la Sierra Madre del Sur. Las
estructuras mineralizadas tipo Riedel llevan por nombre; Desarrollo Mi Carmen y
Desarrollo Mina Jesús.
5) También en el área de estudio ocurren fallas regionales con dirección
preferencial norte-sur y nornoroeste-sursureste, a este sistema de fallas regionales
normales Morán-Zenteno et al., (1998), Nieto-Samaniego et al., (1997), Morán-Zenteno
et al., (2003) y Alaniz-Álvarez et al., (2000, 2001, 2002) las han asociado al sistema de
fallas Taxco-San Miguel de Allende con edad del Mioceno tardío y a este sistema se
asocian los siguientes lineamientos: Falla Zacatecolotla-Coapango, veta San Pedro y
San Pablo, Argentina, Encino, Palestina, Pajaritos, Candela, Calavera, La Palma,
Aurora, Begoña, Tortuga, entre otras.
Los mantos de reemplazamiento se ubican esencialmente en las rocas de la Formación
Morelos y ocasionalmente este tipo de reemplazamiento se desarrolla en los lentes o
estratos carbonatados que presenta a la base la Formación Mezcala. Los cuerpos de
reemplazamiento que se reconocen en el DMT son el Manto Esperanza Vieja y Manto
Guadalupe. Y por último, los cuerpos mineralizados por stockwork corresponden a
pequeñas fallas conjugadas derivadas de otras estructuras mayores, como es el caso de
la Veta Titania (Camprubí et al., 2006).
MINERALES DE MENA Y ALTERACIÓN
La mineralización presente en el DMT está representada en el relleno de vetas y mantos;
ocasionalmente hay el desarrollo de drusas y diseminados. En la mayoría de las
estructuras mineralizadas hay el desarrollo de brechas hidrotermales, indicando
explosiones freatomagmáticas seguidas de los flujos hidrotermales. El conjunto mineral
en las vetas incluye elementos nativos de Ag, sulfuros (esfalerita, galena, pirita,
argentita y ocasionales cristales de calcopirita y bornita; arsenopirita, tetrahedrita,
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tennantita y marcasita), y sulfosales (pirargirita y argentita). Esta mineralogía de mena
está acompañada por cuarzo, calcita, arcillas minerales, adularia, clorita, tremolita,
actinolita y ocasionalmente fluorita como minerales de ganga. En los mantos la
mineralogía de mena está dominada por sulfuros (esfalerita rica en Fe, galena,
calcopirita, pirrotita y ocasionales cristales de magnetita) y vienen acompañados de
cuarzo, calcita, clorita, grosularita, ocasional wollastonita y carbonatos como minerales
de ganga. Los productos de alteración hidrotermal adyacentes a las vetas forman
generalmente zonas irregulares en la roca encajonante. La alteración propilítica es la
más desarrollada en el área y consiste de clorita, epidota, cuarzo, calcita y pirita y
arcillas minerales. En menor cantidad ocurre la alteración fílica y está formada por
minerales de sericita, adularia y cuarzo y solo ocurre en pequeños parches muy cercanos
a zonas fuertemente silicificadas o bien cercanas a la vetas. Ocasionalmente se aprecian
parches de alteración argílica, la cual está representada por cuarzo, arcillas minerales
(probable kaolinita) y pirita. En la zona de los mantos la alteración presente ahí es la
propílitica y está representada por tremolita, actinolita, calcita y cuarzo.
EDAD DE LA MINERALIZACIÓN
En algunas estructuras cercanas a las vetas del desarrollo Mi Carmen, afloran algunas
estructuras, de las cuales se obtuvo un cristal de la ganga mineral de adularia (GP-B48) el cual fue datado por el método 40Ar/39Ar (Farfán-Panamá, 2010 en preparación).
En donde no se obtuvo una edad plateau pero se calculo una edad promedio de 34.9 ±
0.2 Ma, y con base en la relación espacial de la asociación mineral de mena y las rocas
encajonantes; así como la actividad hidrotermal que tuvo lugar en el área de trabajo se
estima que la edad de la mineralización tuvo lugar a los 34.9 ± 0.2 Ma; y esta edad
está ampliamente relacionada a los primeros episodios del vulcanismo de la Provincia
Magmática de la Sierra Madre del Sur.
COMPORTAMIENTO DE LOS FLUIDOS MINERALIZANTES
Se seleccionaron aproximadamente un total de 350 muestras de roca para los análisis de
microtermometría, todas estas muestras se obtuvieron de cada uno de los niveles de
producción de las estructuras que forman el DMT (Farfán-Panamá, 2011 en
preparación). Las Inclusiones Fluidas (IF) fueron analizadas en minerales de cuarzo,
calcita u ocasionalmente cristales de esfalerita; estos cristales están formando parte del
relleno de las estructuras mineralizadas y para el caso de los mantos, son cristales que
forman parte de las minerales propios de reemplazamiento como la esfalerita y algunas
veces se obtuvieron minerales de fracturas que están rellenas por cuarzo y calcita. Como
parte de resultados parciales se tiene que se encontraron IF primarias, secundarias y
pseudosecundarias con base en los criterios de Roedder (1984). Estas IF son ricas en
líquido no conteniendo minerales hijos y se distinguen tamaños de entre 5 y 15 µm,
aunque ocurren ocasionales IF de tamaño de hasta 50 µm; son principalmente de dos
fases y se caracterizan por estar enriquecidas en liquido hacia la cima de las estructuras
mineralizadas con una relación aproximada de 70:30, es decir 70 % de líquido por 30 %
de vapor y hacia la base o a más profundidad estas IF son enriquecidas en vapor
alcanzando una relación de casi 50:50, todo esto a temperatura ambiente.
Desde el punto de vista microtermométrico las IF del DMT muestran 2 eventos con
características muy distintivas: evento A, con un rango de temperatura de
homogenización (Th) de entre 155 a 250 °C (promedio de 202.5 °C) y se ubica en todos
los niveles del DMT y evento B, con un rango de Th entre 266 a 376 °C (promedio de
321 °C). En las salinidades en equivalente en peso de NaCl, no se observan estos
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aparentes eventos presentando un rango de 0.18 a 13.14 % de NaCl equiv (promedio de
6.66 % de NaCl equiv). No obstante se observan ocasionales valores esporádicos por
arriba de 14 % hasta de 18.6 % en peso de NaCl, lo cual muchos de estos valores están
relacionados con el evento B. Las temperaturas en general de Tmi son de entre -0.1 °C y
-14.3 °C.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
En cuanto al origen de la mineralización del DMT se pueden especular varias
propuestas, dado que las nuevas interpretaciones de las rocas encanojantes de las
estructuras mineralizadas hacen suponer que pudiera haber quizás removilización de
una probable mineralización preexistente en las rocas del basamento de la región
(Secuencia volcánico-sedimentaria Taxco-Taxco el Viejo, Campa, 2004), sin embargo
el dato geocronológico obtenido de la adularia presente en la cercanía a las estructuras
que llevan por nombre desarrollo Mi Carmen aseveran que la mineralización está
asociada a los primeros episodios del vulcanismo de la Provincia Magmática de la
Sierra Madre del Sur y que esta mineralización se hospedo en las estructuras que están
relacionadas a la tectónica global generada por la deformación Laramídica de edad
Cretácico-Terciario y a los subsecuentes relajamientos y reactivaciones de la zona de
subducción del Paleoceno al Eoceno tardío o quizás hasta el Oligoceno temprano; esto
mismo ubica al DMT en el Cinturón de depósitos epitermales de baja a intermedia
sulfuración del Oligoceno. Por otro lado, en las estructuras mineralizadas hay el
desarrollo de brechas hidrotermales las cuales indican explosiones freatomagmáticas
seguidas de los flujos hidrotermales, lo cual es muy apropiado de este mismo ambiente
volcánico. Así mismo, las formas, los tipos tan particulares, las bajas salinidades para el
evento A (0.18 a 13.14 % de NaCl equiv) y las temperaturas de homogenización (con
un rango de entre 155 a 250 °C) y las ocasionales altas salinidades, así como las
temperaturas relativamente altas del evento B de las inclusiones fluidas del DMT nos
hacen afirmar que se trata de un yacimiento epitermal de baja a moderada sulfuración
con zonas de incipientes fenómenos de ebullición; con base en los datos que obtiene
Campribí, et al., (2006) concluyen que los fluidos mineralizados asociados al sistema
Cobre-Babilonia corresponden a un yacimiento epitermal de intermedia sulfuración
sugieriendo que este sistema evoluciona de un campo de baja sulfuración y que este
sistema está asociado directamente a una salmuera magmática; esta conclusión así como
la del presente trabajo, se planteo bajo el mismo fundamento, por lo que se reafirma la
conclusión de que los fluidos que dieron origen a la mineralización en el DMT tiene una
componente magmática.
La edad de 34.9 ± 0.2 Ma obtenida en adularia de las estructuras mineralizadas del
DMT queda comprendida en el rango de edad que se le ha estimado en las rocas de la
Sierra Madre del Sur, que en el área de Taxco se le ha llamado Formación Tilzapotla
(Fries, 1960); no obstante han habido trabajos que han permitido diferentes nombres,
diferentes divisiones e interpretaciones en cuanto a al origen de estas rocas. Por
ejemplo, Alba-Aldave et al., (1995) para las rocas volcánicas del área de estudio y el
área de Quetzalapa las llaman Provincia Volcánica Terciaria de la Sierra Madre
(TVPSM por sus siglas en inglés) localizada al sur del Cinturón Volcánico
Transmexicano de edad Mioceno-Cuaternario y al norte de la provincia plutónica
Oligocénica de la margen continental suroccidental de México. En la región de TaxcoQuetzalapa y en otras localidades como el sur del Estado de Morelos y al este de
Guerrero, las rocas de la TVPSM tienen composición predominantemente silícica. A
este conjunto de rocas volcánicas pertenecientes a la TVPSM se les asocian, de manera
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general, dos grupos de estructuras regionales dominadas por fallamientos normales y
laterales (Morán-Zenteno et al., 1998).
Con base en los trabajos geoquímicos realizados por Morán-Zenteno et al. (1998, 2000)
a las rocas del área de Taxco-Quetzalapa-Huatla se les han asignado dos posibles
orígenes. Las rocas del área de Taxco (aparentemente las rocas volcánicas más antiguas)
tienen un comportamiento geoquímico de afinidad calcialcalino, lo cual indica que el
vulcanismo es provocado por la zona de subducción de la placa oceánica Farallón por
debajo de la litósfera continental de México, semejante al origen de las rocas de la
Sierra Madre Occidental. Sin embargo, no han habido trabajos de detalle que confirmen
esta hipótesis, no obstante, se ha observado, de manera regional, que las rocas de la
Formación Tenería y Riolita Tilzapotla del área de Taxco se encuentran en la zona de
transferencia de dos fallas laterales derechas (Nieto-Samaniego et al, 1999b), lo cual
pudo ayudar a la generación de este tipo de rocas, por lo que se sugiere que su
emplazamiento fue a través de los conductos de la fisuras de tales fallas. El vulcanismo
que se sobrepone a estas rocas está representado por las rocas volcánicas que afloran en
el área de Buenavista, Quetzalapa y Huautla que tiene su origen derivado por una
caldera elíptica de dirección NW-SE (Morán-Zenteno, et al; 2000).
Se han obtenido datos radiométricos en los diferentes niveles y paquetes litológicos que
forman a la Sierra Madre del Sur, lo cual ha derivado en la división en diferentes
formaciones (De Cserna y Fries, en 1981; Alba-Aldave, et al. 1996; Alaniz-Álvarez et
al., 2002; Morán.Zenteno et al., (2004).
El emplazamiento de los cuerpos plutónicos y subvolcánicos juega un papel muy
importante para la evolución geológica del área de estudio y sobre todo para el
emplazamiento y el control de la mineralización presente en el área y como ejemplo de
estos cuerpos encontramos a los cuerpos subvolcánicos dómicos, así como el
emplazamiento de los diques básicos (Dique Calavera) y de la granodiorita Coxcatlán
(De Cserna et al. 1981; Figueroa et al., 2003) y con base en sus edades radiométricas
podemos pensar que probablemente estén muy relacionados en el proceso volcánico y
que ellos estén cogenéticamente relacionados y que muchos de los fluidos
mineralizadores estén directamente relacionados con estos cuerpos ígneos así como con
el o los eventos volcánicos propios de la Formación Tilzapotla o parte inferior de la
Provincia Volcánica Terciaria de la Sierra Madre.
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