El Anillo de Cenotes

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Las características topográficas y geofísicas de la estructura profunda del impacto del cráter de Chicxulub, se ven reflejadas en la superficie de la Península de Yucatán con un arco alineado de cenotes, formando el “Anillo de Cenotes”.

Desde hace casi cuatro décadas sabemos que un gran meteorito impactó con la Tierra hace unos 66 millones de años, en un lugar del sureste de México que llamamos Chicxulub, en la Península de Yucatán. Al mismo tiempo, los grandes dinosaurios desaparecieron de la Tierra. Éste fue un descubrimiento muy sorprendente, ya que el cráter del meteorito está muy bien escondido, sepultado debajo de más de 1,000 metros de roca caliza, compuesta principalmente de carbonato de calcio. Sin embargo, podemos ver rastros del cráter en la superficie, ya que hay una gran cantidad de depresiones redondeadas que contienen agua, muy profundas, que se alinean semicircularmente a lo largo del borde de la cuenca del cráter. La gente local llama a estos sumideros cenotes, en una palabra relacionada con el idioma maya (ts’ono’ot) y que significa algo parecido a “depósito con agua” ó “cavidad donde hay agua“.

¿Cómo es posible que el cráter enterrado bajo gruesas capas de roca pueda manifestarse de alguna manera en la superficie?

Figura 1. La anomalía gravimétrica de Bouguer (Connors et al., 1996) indica rocas de diferente densidad en las profundidades de la Península, confirmando la existencia de la estructura sepultada del impacto de Chicxulub. Sobrepuestos a la imagen se encuentran en rojo algunos de los cenotes reportados por SEDUMA Yucatán y en anaranjado los considerados como parte del “Anillo de Cenotes“. EMR (2018)

Existen varias hipótesis* sobre la formación del Anillo de Cenotes, todas las cuales implican relación con las estructuras, fallas y fracturas en los carbonatos Cenozóicos (la capa superior de carbonatos que se depositó después del impacto). Sin embargo, no existe una explicación detallada de los mecanismos que operarían para crear las cavidades iniciales y, más importante aún, tampoco ha sido establecido el mecanismo por el cual el cráter profundo controla el flujo de agua subterránea cerca de la superficie. Otra hipótesis no-tectónica pero que igualmente implica relación con el impacto es la que involucra arrecifes de coral (dejando roca caliza más porosa y soluble) en la periferia del “mar interior” (Cuenca del Cenozóico / Cenozoic Basin) que se formó también como consecuencia del impacto,  la cual no cuenta con evidencias suficientes.

* Recomiendo para  personas interesadas en abundar en este tema revisar la información contenida en los artículos de Pope et al. (1993, 1996); Hildebrand et al. (1995); Perry et al. (1995) y Kinsland et al. (2000).

Figura 2. Posición relativa de la Cuenca del Cenozóico (Cenozoic Basin), un somero “mar interior” que se formó en la depresión consecuencia del impacto y que hoy se encuentra enterrado dentro del área del Anillo de Cenotes. Redibujado de Galloway et al. (2000) y Christeson et al. (2001). Batimetría moderna: Dirección General de Oceanografía, Secretaría de Marina Armada de México.

¿Cuál es el mecanismo responsable de transferir la geometría del cráter profundo hasta la superficie, a través de más de 1 km de carbonatos del Cenozóico?

Modelo hidrogeotérmico de formación del “Anillo de cenotes”

La hipótesis que he trabajado argumenta que incluso antes del impacto el calor de las profundidades de la tierra (gradiente geotérmico) provocaba que el agua marina fluyera a través de la roca de la península. El cráter producido por el impacto cambió dónde y cómo podría fluir el agua, ya que en el centro del cráter ahora hay un gran bulto sólido de roca cristalina formado por una mezcla de material terrestre y del meteorito. Al ser bastante impermeable, el agua no puede fluir a través de la roca cristalina, por lo que ahora fluye alrededor de ésta. También se han encontrado asentamientos de grandes bloques desplazados hacia abajo en las profundidades alrededor del cráter, en una zona llamada de “terrazas”.

Figura 3. Imagen coloreada del modelo de elevación del Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) de la NASA (2000).

Los cenotes cercanos al anillo son pozos verticales profundos (+150m), morfología que sugiere una formación hipogénica, de abajo hacia arriba.

En su perímetro, la blanda roca caliza puede disolverse, creando huecos grandes y profundos. Con el paso del tiempo, en escala de cientos de miles a millones de años, algunas de estas cuevas profundas alrededor del borde del cráter y del bulto de roca impermeable colapsan de abajo hacia arriba. Muchas de ellas incluso alcanzan la superficie, donde ahora podemos verlas formando un arco alineado de cenotes cilíndricos y profundos llamado el “Anillo de cenotes“.

Figura 4. Estratigrafía e hidrogeología generales de la Plataforma de Yucatán y Golfo de México. Diagrama basado en literatura publicada sobre núcleos geológicos realizados por Pemex, UNAM y IODP/ICDP (Ward et al., 1995; Gulick et al., 2013); geometría y dimensiones del impacto de Kring (2005); corte transversal Golfo de México de H. Levin (2013); interpretación de corteza profunda de Christeson et al. (2009).
A) Antes del impacto: El flujo de calor geotérmico desde el basamento granodiorítico hacia las capas superiores de roca caliza produce circulación de agua marina en toda la plataforma.
B) 15-30 segundos depués del impacto: El bólido de ~10km de diámetro penetra la corteza terrestre, vaporizando muchas de las rocas debajo del impacto, causando un gigantesco tsunami y la emisión de millones de partículas a la atmósfera. Existe un “rebote” de rocas de la corteza profunda hacia la superficie dentro del cráter.
C) Después del impacto: El impacto produce un gran bulto de roca cristalina con alta conductividad térmica y muy baja permeabilidad cerca del centro de la plataforma, compuesto de una mezcla de materiales terrestres y del meteorito.
D) Presente: La plataforma, hoy “emergida” sobre el nivel del mar, incluye una serie de fracturas concéntricas (lístricas) alrededor de la estructura profunda del cráter que proveen rutas preferenciales de flujo. Específicamente, la fractura que se alinea con el perímetro del bulto cristalino se sitúa justo debajo del anillo de cenotes.

En contraste, los cenotes que se observan en la costa oriental de la península en Quintana Roo, a lo largo de la “Riviera Maya”, desde Puerto Morelos hasta Tulum, suelen ser colapsos de sistemas de cuevas con galerías anchas, ramificadas y no muy profundas. En su formación, la posición del contacto entre el agua salada profunda y el agua dulce superficial (llamada haloclina) juega un papel fundamental, debido a que la mezcla de los dos tipos de agua resulta más corrosiva a la roca y al disolverla, va agrandando y ensanchando pasajes y galerías subterráneas.

Figura 5. Secciones transversales de: Ucil – Lazcano&Knab in: Thomas (2011); Xcolac – Socky et al. (2002); Sabak Ha – Andreas Matthes (Underwater Speleology, 2008).

La figura anterior muestra la comparación de distintos tipos cenotes con diferente mecanismo de formación. A la izquierda, pit-cenotes que predominan en el noroeste de la Península y sobre el Anillo de cenotes. En ellos, seguramente intervienen flujos de agua desde profundidades mayores, favoreciendo la disolución de la roca desde abajo hacia arriba, un proceso denominado hipogénico. Del lado derecho, la morfología de los cenotes más comunes en la costa oriental de Quintana Roo, sobre la “Riviera Maya”. Estos cenotes son la entrada a sistemas de cuevas menos profundos y con galerías anchas y ramificadas, formados por disolución de la roca en la posición de la haloclina.

Figura 6. Fotografía del pit-cenote Ik Kil en Timún, Yucatán, Mexico. Nótese la forma cilíndrica y profunda. Imagen: Rodrigo Reyes.

Esta hipótesis constituye la base del modelo conceptual  que presenté por primera vez en la conferencia anual de la American Geophysical Union (AGU) en San Francisco, 2015. Una versión más extendida ya se encuentra en revisión para su probable publicación en una revista arbitrada.

AGU2015 [Abstract]: Hydrogeothermal Convective Circulation Model for the Formation of the Chicxulub Ring of Cenotes in the Yucatán Peninsula, Mexico.


¿Cómo se formaron cuevas y cenotes? Espeleogénesis

Sistema Sac Actun

El sistema cárstico-antropogénico de la Península de Yucatán


Referencias

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Christeson, G.L., Collins, G.S., Morgan, J.V., Gulick, S.P.S., Barton, P.J. & Warner, M.R. (2009) Mantle deformation beneath the Chicxulub impact crater. Earth and Planetary Science Letters 284: 249-257. doi:10.1016/j.epsl.2009.04.033

Connors, M., Hildebrand, A.R., Pilkington, M., Ortiz-Aleman, C., Chavez, R.E., Urrutia-Fucugauchi, J., Graniel-Castro, E., Camara-Zi, A., Vasquez, J. & Halpenny, J.F. (1996) Yucatán karst features and the size of Chicxulub crater. Geophysics Journal International 127(3): F11-F14.
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Gulick, S.P.S., Christeson, G.L., Barton, P.J., Grieve R.A.F., Morgan, J. & Urrutia‐Fucugauchi, J. (2013) Geophysical characterization of the Chicxulub impact crater. Reviews of Geophysics 51(1): 31-52. doi:10.1002/rog.20007

Hildebrand, A.R., Pilkington, M., Connors, M., Ortiz-Aleman, C. & Chavez, R.E. (1995) Size and structure of the Chicxulub crater revealed by horizontal gravity gradients and cenotes. Nature 376:415-417. doi:10.1038/376415a0

Kinsland, G.L., Hurtado, M. & Pope, K.O. (2000) Detection of groundwater conduits in limestones with gravity surveys: Data from the area of the Chicxulub Impact Crater, Yucatan Peninsula, Mexico. Geophysical Research Letters 27(8): 1223-1226. doi:10.1029/1999GL008404

Kring, D. (2005) Hypervelocity collisions into continental crust composed of sediments and an underlying crystalline basement: comparing the Ries (∼24km) and Chicxulub (∼180km) impact craters. Chemie Der Erde – Geochemistry 65(1):1-46. doi:10.1016/j.chemer.2004.10.003

NASA/JPL (2000) SRTM Mexico Images. Shaded and colored SRTM elevation model of the Yucatan Peninsula, Mexico. Original Data: Shuttle Radar Topography Mission (Feb 2000) Jet Propulsion Laboratory, NASA.

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Pope, K., Ocampo A.C. & Duller, C.E. (1993) Surficial geology of the Chicxulub impact crater, Yucatan, Mexico. Earth, Moon and Planets 63:93-104.
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Pope, K., Ocampo, A., Kinsland, G., & Smith, R. (1996) Surface expression of the Chicxulub crater. Geology 24(6):527-530.
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Socki, R.A., Perry, E.C. & Romanek, C.S. (2002) Stable isotope systematics of two cenotes from the northern Yucatan Peninsula, Mexico. Limnology and Oceanography 47(6):1808-1818. doi:10.4319/lo.2002.47.6.1808

Thomas, C. (2011) Cuevas de Yucatán. La región de Valladolid. Vol 1. Ed. Xibalba, 164 p.

Ward, W.C., Keller, G., Stinnesbeck, W. & Adatte, T. (1995) Yucatán subsurface stratigraphy: Implications and constraints for the Chicxulub impact. Geology 23(10):873-876. doi:10.1130/0091-7613(1995)023<0873:YNSSIA>2.3.CO;2

Emiliano Monroy-Ríos