Marco geológico

La zona geotérmica de SBB se encuentra al sureste del estado de Guanajuato, en la proximidad del límite estatal con Querétaro. Geológicamente se halla en el sector oriental de la Faja Volcánica Transmexicana (de acuerdo con la división de ^{Ferrari et al., 2012}), cerca del límite de ésta con la provincia fisiográfica de la Mesa Central (definida por ^{Raisz, 1959}).

Con una variación hipsométrica moderada, entre ~1750 y 2250 msnm, el relieve en SBB es poco accidentado, el propio de las mesetas volcánicas; se caracteriza por las planicies bordeadas por taludes de pendiente suave, e interrumpidas por conos y otras geoformas volcánicas, de escasa elevación y con un grado avanzado de erosión. Otro elemento distintivo del paisaje de la zona de estudio es una depresión endorreica ocupada por el lago de playa conocido como El Salitre (Figura 1).

Atravesando la zona de SBB de norte a sur, el escarpe de la falla de San Bartolomé, con desniveles de entre 50 y 100m, constituye un rasgo conspicuo del relieve (Figura 1). La falla de San Bartolomé, de carácter normal, sigue un trazado N-S y se extiende por al menos 25 km (^{Alaniz-Álvarez et al, 2001}; ^{Aguirre-Díaz et al., 2005}). Esta falla pertenece al sistema de fallas extensionales de San Miquel de Allende-Querétaro y su edad (5-7 Ma; ^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}) está alrededor del límite entre el Mioceno y el Plioceno. En la región limítrofe entre Guanajuato y Querétaro hay, además, fallas normales de dirección ENE-OSO que son cortadas por las de dirección N-S y que se asocian al sistema de fallas de Chapala-Tula (^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}); en la zona de SBB, la intersección entre ambos sistemas de fallas ocurre en las inmediaciones del poblado de Calera de Ameche (Figura 1).

Tanto en el bloque levantado (oeste) como en las zonas montuosas al este de la falla de San Bartolomé aflora una secuencia volcánica continental calcoalcalina, cuya edad va del Mioceno al Plioceno, y que consiste en dos unidades: (a) una unidad piroclástica basal, y (b) una unidad de lavas basálticas que sobreyace a la anterior (Figura 1). La primera, nombrada como «Volcaniclástico Querétaro» por ^{Alaniz-Álvarez et al. (2001)}, se compone esencialmente por tobas y depósitos de tefra (ceniza y lapilli), con composiciones intermedias a ácidas; localmente, hay tobas riolíticas con pómez emplazadas en diques (N-S) que cortan estos depósitos piroclásticos (Figura 3B). Además, de acuerdo con ^{Alaniz-Álvarez et al. (2001)}, en la unidad piroclástica hay horizontes intercalados de sedimentos lacustres y aluviales, así como depósitos de lahar. Esta unidad tiene un espesor máximo de 100 m y se le atribuye una edad Mioceno superior (^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}). La unidad sobreyacente, denominada «Basalto Querétaro» por ^{López-Hernández (1996}) y por ^{Alaniz-Álvarez et al. (2001)}, había sido incluida por ^{Pasquarè et al. (1991)} en la Secuencia Máfica de Querétaro, con la cual se correlaciona y, por ello, puede ser asignada al Mioceno superior (^{López-Hernández, 1996}). El vulcanismo al que se asocia esta unidad produjo, además de derrames basálticos asociados a aparatos centrales de tipo escudo, vulcanismo fisural y monogenético; este último está representado por conos de escoria muy erosionados (^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}).

Figura 3 Fotografías representativas de muestras de roca del sistema geotérmico de San Bartolomé de los Baños. (A) Costra de ópalo y calcita criptocristalina, con textura laminar-botroidal, sobre una lava basáltica sin alteración (APA-4). (B) Toba riolítica de ceniza con lapilli (pómez), emplazada en un dique piroclástico; no presenta alteración hidrotermal (APA-28). (C) Toba de lapilli con silicificación pervasiva (ópalo, con cantidades subordinadas de esmectitas y caolinita) (APA-7). (D) Toba de ceniza afectada por alteración argílica avanzada, compuesta de caolinita y ópalo, con pirita diseminada (APA-11). (E) y (F) Sínter silícico (ópalo y tridimita) con abundantes restos silicificados de plantas vasculares, y porosidad macroscópica recubierta por yeso (APA-24); procedentes de los manantiales termales activos de «Los Hervideros» (1 y 2A). La notación entre paréntesis corresponde a los números de muestra -y ubicaciones- indicados en la Tabla 1. 

Manifestaciones geotérmicas

Las manifestaciones geotérmicas de SBB son conocidas desde la antigüedad; muestra de ello son los vestigios del Antiguo Hospital de Baños Termales de San Bartolomé. Este hospital fue construido a finales del siglo XVIII, aunque el aprovechamiento balneológico data de inicios de la colonia (^{Arredondo, 2012}). Desde el año 2000 los manantiales y pozas termales alrededor de estas edificaciones están secos (^{Cañada, 2015}), quedando como única evidencia del hidrotermalismo algunos depósitos de sínter y geyserita, así como depresiones circulares de hasta 2 m de diámetro y 40 cm de profundidad (Figura 2B). Las manifestaciones activas, conocidas localmente como los «Hervideros» (Figura 2A), se concentran en la orillas occidental y meridional de la laguna El Salitre (Figura 1), y son frecuentadas por visitantes de los alrededores. Sin embargo, no hay ninguna gestión ni ordenamiento de las actividades recreativas, por lo que el lugar está completamente descuidado y rodeado de basura.

Las pozas termales activas de SBB, 146 en total, se concentran en un área inferior a 20 ha. La temperatura del agua varía entre 30 y 92 °C (^{Hiriart Le Bert, 2011}; ^{Leal et al, 1979}), el pH es cercano al neutro a alcalino (6.0 a 9.2) y el tipo de agua descargada es sódica-bicarbonatada. Las alteraciones hidrotermales se encuentran en tres áreas principales de modesta extensión (de ~0.5 km² cada una), distribuidas sobre el trazado de la falla de San Bartolomé (Figura 1).

Cartografía y muestreo

Previo al trabajo de campo, se descargaron imágenes satelitales de alta resolución de Google Earth Pro. A partir de ellas se trazó el mapa base de la zona de estudio, estableciéndose un polígono de ~15 km en latitud por ~10 km en longitud para planear el muestreo de alteraciones. Se usó el sistema de coordenadas WGS84. A partir del mapa base se hizo en gabinete una selección de puntos de interés, para su posterior muestreo y caracterización, cuya apariencia (elevada reflectancia, de manifiesto por las coloraciones más claras) sugiriera que afloran rocas con alteración hidrotermal. En campo se hizo el reconocimiento de 36 afloramientos rocosos; el total de muestras recolectadas en dichos sitios es de 39. Las claves y coordenadas de los sitios de muestreo (y sus correspondientes muestras) se hallan en la Tabla 1, mientras que en la Figura 2 se presentan fotografías de campo de algunos de los sitios más representativos de la zona geotérmica.

Caracterización mineralógica

Todas las muestras de roca fueron analizadas por el método de espectroscopia de reflectancia en el infrarrojo de onda corta (SWIR, por sus iniciales en inglés), al cual, de aquí en adelante, nos referiremos como espectroscopia SWIR. Para ello se utilizó un equipo portátil LabSpec Pro Spectrophotometer (Analytical Spec-tral Devices, Inc.) ubicado en el Laboratorio de Petrografía y Microtermometría del Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). Las muestras se analizaron en el laboratorio, sin someterlas a ningún tratamiento previo; únicamente se tuvo la precaución de medir la reflectancia sobre superficies totalmente secas y limpias de polvo o material del suelo. Los espectros de reflexión se adquirieron para un rango de longitudes de onda de 350 a 2500 nm, con un intervalo de muestreo de 2 nm cada 0.1 s por escaneo, y utilizando una fuente interna de radiación y un detector óptico. Para este estudio, sin embargo, se seleccionó un rango más restringido, de 1300 a 2500 nm, el cual corresponde a la región SWIR del espectro. El motivo es que la radiación SWIR es particularmente sensible a los enlaces de las moléculas de CO₃, SO₄, NH₄, H₂O, OH (y OH-catión) (^{Thompson et al., 1999}). Muchos minerales que se forman por alteración hidrotermal, como aquellos pertenecientes a los filosilicatos, sulfatos y carbonatos, contienen dichas moléculas; por otro lado, los minerales que carecen de ellas, como el cuarzo, no muestran rasgos claros de absorción en la zona SWIR del espectro y, por lo tanto, no se pueden detectar mediante esta técnica. La identificación de los minerales activos ante la radiación SWIR se realizó de forma manual, comparando la posición (en longitud de onda) y forma de los rasgos de absorción con librerías de espectros y tablas (Spectral International Inc., 1994; USGS Spectroscopy Lab de ^{Clark et al., 2007}), y siguiendo los criterios de ^{Canet et al. (2010} y ^2015b). En la Figura 4 se muestran los espectros de reflectancia SWIR más representativos de las paragénesis de alteración de SBB.

Figura 4 Espectros de reflectancia en el infrarrojo de onda corta (SWIR, por sus siglas en inglés), representativos de las paragénesis de alteración descritas en el sistema geotérmico de San Bartolomé de los Baños. Los rasgos de absorción usados para la identificación de las fases minerales (barras verticales) se obtuvieron de Spectral International Inc. (1994). (A) Caolinita, Al₂Si₂O₅(OH)₄ (APA-11). (B) Fases del grupo de la sílice, SiO₂ (ópalo: APA-19; silicificación: APA-12; sínter: APA-32). (C) Yeso, CaSO₄-2H₂O (APA-10, eflorescencias). (D) Calcita CaCO₃ (APA-3). La notación entre paréntesis corresponde a los números de muestra -y ubicaciones- indicados en la Tabla 1. 

En función de los resultados de espectroscopia SWIR, así como de las observaciones realizadas en muestra de mano, se seleccionaron 12 muestras para su análisis por difracción de rayos X (DRX). La cantidad de muestra separada para el análisis por DRX osciló entre 0.5 y 1.0 g. Las muestras fueron molidas en un mortero de ágata, tamizadas a malla 200 (<75 μιη) y montadas en un portamuestras de aluminio de doble carga. Los análisis se efectuaron mediante un difractómetro Shimadzu XRD-6000 equipado con un tubo con ánodo de Cu como fuente de rayos X, y direccionando el colimador de radiación CuKa₁₂ (longitud de onda λ=0.15405) hacia una muestra orientada al azar, siguiendo el método del polvo cristalino. Los escaneos se registraron de 4° a 70° (2θ), con un tamaño de paso de 0.02° y un tiempo de integración de 2 s por paso. El equipo utilizado se localiza en el Laboratorio Nacional de Geoquímica y Mineralogía (LANGEM) de la UNAM. La identificación de las fases minerales se llevó a cabo con la base de datos PDF-2, mediante el programa de evaluación EVA de Shimadzu y el programa Highscore 4.5 de PANalytical. Una única muestra (APA-1a de la Tabla 1) fue analizada por el método de los agregados orientados, con el objetivo de caracterizar en detalle los minerales arcillosos (cf.^{Moore y Reynolds, 1997}). Este análisis se realizó en la fracción arcilla (<2 μΓη), la cual se separó y preparó con el procedimiento que de manera resumida se describe a continuación. En primer lugar, la muestra original se disgregó (sin triturar) suavemente utilizando un mortero de porcelana. El material disgregado se tamizó utilizando una malla de 1 mm de apertura y se introdujo en tubos de centrifuga con agua destilada para su agitación durante 24 horas, favoreciendo de esta forma la suspensión de la arcilla. En una segunda etapa y en base a los cálculos obtenidos al aplicar la ley de Stokes, las muestras se centrifugaron con una centrifuga Rotanta 46 a 600 rpm durante 5 minutos. Utilizando porta-muestras de vidrio se pipeteó la fracción en suspensión de la muestra centrifugada, depositándose en tres alícuotas, de las cuales una no recibió ningún tratamiento, otra se calentó a 550 °C durante una hora, y la tercera se saturó con etilenglicol, de acuerdo con el procedimiento descrito en ^{Moore y Reynolds (1997)}. Las tres alícuotas se midieron en el difractómetro Shimadzu XRD-6000 utilizando una rutina lenta (1°/ minuto) de escaneo continuo en un rango de 4° a 30° (2θ). La interpretación se basó en el diagrama de flujo de ^{Poppe et al. (2001)} para la identificación de minerales arcillosos. Los difractogramas interpretados se presentan la Figura 5.

Figura 5 Análisis de agregados orientados por difracción de rayos X de la alteración argílica (muestra APA-1a, en la Tabla 1). Se muestran tres difractogramas obtenidos para la misma muestra pero bajo distintas condiciones (de arriba abajo): sin tratamiento, con etilenglicol, y calentada a 550°C. Se confirma la presencia de caolinita (Cao) y esmectita (Esm) como fases puras en la muestra, descartándose así la presencia de interestratificados. 

Microtermometría de inclusiones fluidas

El estudio microtermométrico de IF se realizó en 9 muestras de vetillas, en particular en cristales de calcita, cuarzo, fluorita, barita y yeso. Las muestras se prepararon como secciones doblemente pulidas a un grosor de 100-150 μΓΓ1, siguiendo los procedimientos descritos por ^{Roedder (1984)}; también se analizaron algunas IF directamente en fragmentos de cristales obtenidos por exfoliación. Se analizaron exclusivamente aquellas IF que, de acuerdo con los criterios de ^{Bodnar et al. (1985)}, ^{Sander y Black (1988)} y ^{Van den Kerhof y Hein (2001)}, pudieron considerarse primarias, descartándose las secundarias o las que mostraban indicios de haber sido afectadas por procesos post-atrapamiento.

Las mediciones microtermométricas se realizaron por medio de la platina térmica Linkam THMSG 600, en el Centro de Geociencias de la UNAM, la cual está montada sobre un microscopio óptico Olympus con objetivos de hasta 100x. Dicha platina tiene la capacidad de enfriar las muestras hasta alrededor de -196 °C y calentarlas hasta ~600 °C. La reproducibilidad de las mediciones fue de ±0.2 °C por debajo de los 0 °C (temperatura de fusión del hielo; Tm) y de ±2 °C por encima de los 0 °C (temperatura de homogenización; Th). La mayoría de las muestras fueron enfriadas a -196 °C, y, una vez descartada la presencia de CO₂ y CH₄, se enfriaron las restantes a -80 °C. El cálculo de la salinidad se realizó a partir de Tm, mediante la ecuación propuesta por ^{Bodnar (1993)} para el sistema H2O-NaCl:

salinidad = 0.00 + 1.78 θ - 0.0442-θ² + 0.000557-θ³

siendo θ el abatimiento del punto de congelación en grados Celsius. Dado que el sistema utilizado (H₂O-NaCl) es una simplificación razonable que permite modelar el comportamiento de las soluciones hidrotermales naturales (que contienen otros cationes como Ca y K), la salinidad así obtenida es de hecho una aproximación, que se expresa en términos de porcentaje en peso equivalente de NaCl (de aquí en adelante, simplemente: %).

Clasificación y mapeo de las alteraciones

En la zona geotérmica de SBB se han reconocido tres tipos de alteración hidrotermal (a partir del muestreo en superficie): (a) silicificación, (b) argílica, y (c) argílica avanzada; además, se han encontrado y caracterizado otros productos de la actividad hidrotermal: (d) sínter silícico, (e) geyserita rica en sílice y sulfatos, y (f) vetillas de cuarzo, calcita, fluorita y barita. La Tabla 1 presenta las alteraciones y rocas mencionadas, junto con su caracterización mineralógica y descripción general; se incluyen, además, costras criptocristalinas de carbonato y sílice, así como rocas volcánicas sin alterar: lavas, y depósitos de tefra y cenizas (sin consolidar y con cierto grado de desvitrificación).

Los minerales detectados por espectroscopia SWIR son (Figura 4): ópalo (SiO₂-nH₂O), caolinita (Al₂Si₂O₅(OH)₄), calcita (CaCO₃) y yeso (CaSO₄·2H₂O). Algunos espectros sugieren la presencia de esmectitas (Ca,Na) (Al,Mg,Fe,Zn)₂(Si,Al)₄O₁₀(OH)₂·nH₂O; esto fue confirmado mediante el análisis por DRX de agregados orientados, que a la vez descartó la presencia de filosilicatos interestratificados (Figura 5). Además, el método de polvo cristalino permitió detectar otros minerales: cuarzo, cristobalita y tridimita (SiO₂), plagioclasas (Na,Ca)(Si,Al)₄O₈, feldespato potásico (K,Na) (Si,Al)₄O₈, alunita (KAl₃(SO₄)₂(OH)₆), fluorita (CaF₂) y azufre nativo (S).

La alteración superficial más común en SBB es la silicificación, con nueve sitios en total (Tabla 1 y Figura 6). En muestra de mano esta alteración se observa como un reemplazamiento pervasivo de las rocas volcánicas por fases del grupo de la sílice (ópalo y cuarzo), con coloraciones variables de gris a beige y rosado. En algunos casos se presenta macroporosidad secundaria, indicando la disolución selectiva de componentes de la roca como clastos. En dos sitios (APA-19 y APA-20 en Tabla 1 y Figura 6) se ha hallado ópalo masivo en sus variedades lechosa y "menilita" (i.e. de color pardo y brillo mate) (Figura 2D). Además de ópalo y cuarzo, la silicificación puede contener alunita y azufre nativo en cantidades subordinadas, así como cristales relictos de feldespatos de la roca volcánica original.

Figura 6 Mapas de distribución de las alteraciones y otras paragénesis hidrotermales en el sistema geotérmico de San Bartolomé de los Baños. La notación de los sitios corresponde a los números de muestra de la Tabla 1. 

La alteración argílica avanzada se ha encontrado en cuatro sitios de muestreo en SBB (Tabla 1 y Figura 6). Macroscópicamente se caracteriza por los tonos claros (blanco a beige), por su aspecto pulverulento y por el tacto sedoso. Sin embargo, estas características sólo se presentan en las muestras más ricas en caolinita (Figura 2 C). El mineral más característico de este tipo de alteración en SBB es la caolinita, la cual puede estar mezclada (no interestratificada) con esmectitas (Figura 5). Una fase que en todos los casos se ha encontrado asociada a la caolinita es el ópalo, mientras que la alunita sólo se detectó -y en cantidades subordinadas- en una muestra (APA-29 en Tabla 1 y Figura 6).

La alteración argílica se ha encontrado en tres sitios de SBB (Tabla 1 y Figura 6), donde se identifica por la presencia de esmectitas y ausencia de caolinita. La determinación de este tipo de alteración resulta ambigua en algunos casos, pues las esmectitas pueden tener su origen tanto en procesos hidrotermales como supergénicos (intemperismo) (cf. ^{Thompson, y Thompson, 1996}). Además de esmectitas, esta asociación de alteración presenta ópalo y, en un caso, zeolitas (APA-22 en Tabla 1).

Los depósitos de sínter se localizan en dos zonas separadas de SBB, que distan 4 km entre sí (Figura 1): (a) alrededor de la laguna de El Salitre, donde hay numerosos manantiales termales activos «Hervideros» (Figura 2A), y (b) al sur del área de estudio, en torno a los antiguos baños de San Bartolomé Aguacaliente, donde las manifestaciones geotérmicas están extintas pero quedan algunos vestigios de su aprovechamiento balneológico (Figura 2B). Macroscópicamente, el depósito de sínter muestra superficies irregulares y macroporosidad; su coloración es gris obscuro y en fractura muestran un brillo vítreo (Figuras 3 E y F). Comúnmente las superficies (incluida la porosidad) están parcialmente tapizadas por costras claras de aspecto pulverulento (Figura 3E). El sínter contiene muchos fragmentos silicificados de plantas; en una muestra (APA-24 en Tabla 1) la proporción de dichos fragmentos es tan alta como en un travertino (Figura 3 F). Los sínters de SBB están compuestos casi en su totalidad por ópalo, con cristobalita y tridimita asociadas; además, en cantidades subordinadas se ha identificado yeso (Tabla 1).

En los manantiales inactivos (antiguos baños de San Bartolomé Aguacaliente; Figura 1) se encuentra un material pulverulento gris que está compuesto básicamente por yeso, al que denominamos geyserita por no poder catalogarse como sínter (Tabla 1). En la misma zona existe una veta de dirección N-S y espesor de 10 cm, y vetillas <5 cm de espesor. La veta se compone de cuarzo, calcita, fluorita y barita, con una textura bandeada (APA-26 en Tabla 1).

La distribución espacial de las alteraciones se presenta en la Figura 6. Las rocas alteradas se distribuyen a lo largo de la Falla de San Bartolomé, una falla normal de dirección N-S y ~100 m de desplazamiento (^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}). Hay tres zonas que concentran la mayor parte de alteraciones, de sur a norte (Figuras 1 y 6): (a) zona de manifestaciones extintas cercanas a los antiguos baños de San Bartolomé Aguacaliente, (b) zona de manantiales activos «Hervideros» de la laguna El Salitre, y (c) zona inmediatamente al sur del pueblo de Calera de Ameche. De estas zonas, únicamente la primera presenta todos los tipos de alteración, además de vetas hidrotermales y manifestaciones geotérmicas, aunque estas entraron en inactividad en épocas recientes.

Inclusiones fluidas

Todas las IF estudiadas pertenecen al sistema H₂O-NaCl, habiéndose observado el punto eutéctico entre -21 y -22 °C. En su mayoría las IF son monofásicas líquidas (menos frecuentemente bifásicas), concretamente L+V con predominio de la fase líquida (~80% vol.). El tamaño de las IF varía entre ~5 y 25 μm(Figura 7). La Th varía en las muestras estudiadas entre 62 y 139 °C, con un intervalo modal en 100-110 °C; por otro lado, el rango de salinidad va de 2.4 a 10.4%, mostrando una distribución bimodal con máximos alrededor de 3 y de 7% (Tabla 2 y Figura 8). En general, se observa una correspondencia entre ambos parámetros, tal que las IF con Th más elevada también presentan una mayor salinidad (Figura 8); éstas corresponden a cristales de fluorita y barita (APA-26 en las tablas 1 y 2) de la veta N-S que aflora cerca de San Bartolomé Aguacaliente.

Figura7. Fotomicrografías representativas de inclusiones fluidas primarias representativas, líquido-vapor (L+V) y líquido (L), hospedadas en (A) cuarzo, y (B) fluorita. Sistema geotérmico de San Bartolomé de los Baños. 

Figura 8 Representación gráfica de los resultados de microtermometría de inclusiones fluidas del sistema geotérmico de San Bartolomé de los Baños. (A) Histograma de distribución de valores de temperatura de homogenización (Th); la curva representa la función de densidad de probabilidad (moda = 113). (B) Histograma de distribución de valores de temperatura de fusión del hielo (Tm, por sus siglas en inglés) -o abatimiento del punto de congelación-. (C) Diagrama de dispersión, con la Th y la salinidad (en porcentaje en peso equivalente de NaCl) como variables. 

Mediante el método estadístico de clasificación natural de ^{Jenks (1967)} se establecieron tres categorías de Th, las cuales se representan cartográficamente en la Figura 9. La categoría de mayor temperatura (Th > 109 °C) únicamente se encuentra en San Bartolomé Aguacaliente.

Figura 9 Mapa de distribución de la temperatura de homogenización (T_H) de inclusiones fluidas en el sistema geotérmico de San Bartolomé de los Baños. La notación de los sitios corresponde a las claves de las muestras en la Tabla 1. 

Consideraciones generales

Para la realización de este estudio en SBB, con una orientación hacia a la exploración geotérmica, se ha combinado la caracterización de las alteraciones hidrotermales con la microtermometría de IF. El tratamiento cartográfico de los resultados, presentado en las Figuras 6 y 9 sugiere, a primera vista, que hay una conexión entre la distribución de las alteraciones y los valores de Th. Un examen más detallado de la correspondencia geográfica observable entre ambos atributos permite inquirir la zona de estudio en cuanto a las propiedades y naturaleza de los fluidos, así como a las condiciones geológicas particulares del sistema geotérmico.

Las alteraciones hidrotermales caracterizadas en el presente estudio, así como las manifestaciones termales, tanto activas como inactivas, se asocian a la falla de San Bartolomé, distribuyéndose sobre el bloque hundido, adyacentes al trazado de la misma (Figura 1). Esta peculiaridad, aunada a la ausencia de evidencias de vulcanismo reciente (Cuaternario) cerca del área de estudio, permite clasificar a SBB como un sistema geotérmico convectivo controlado por fallas (non-magmatic, extensional domain type; de acuerdo con la clasificación de ^{Moeck, 2014}). Dentro de esta tipología se incluyen diversos sistemas geotérmicos de baja y mediana entalpía (según la clasificación de ^{Lee, 2001}) de la Faja Volcánica Transmexicana, por ejemplo, Atotonilco El Alto, Jalisco (^{Pérez-Martínez et al., 2018}), y Amajac, en el Geoparque Comarca Minera, Hidalgo (^{Cruz Pérez et al., 2018}). Según este modelo de sistema geotérmico, la energía es transportada hacia la superficie mediante fluidos que ascienden a través de fallas normales, esto en ausencia de una fuente magmática de calor; el movimiento de las fallas es lo que ocasiona que las alteraciones y zonas permeables queden expuestas (e.g. ^{Kissling y Weir, 2005}; ^{Faulds y Hinz, 2009}).

Modelo de alteración y naturaleza de los fluidos geotérmicos

Los depósitos de sínter en SBB se forman alrededor de los manantiales termales de la laguna El Salitre, cuya temperatura de descarga oscila entre 30 y 92 °C; además, se encuentran en la zona actualmente inactiva de los antiguos baños de San Bartolomé Aguacaliente (Figura 6). La precipitación de ópalo (principal componente del sínter; Tabla 1) en las descargas sugiere que las temperaturas del reservorio están por encima de los 200 °C (e.g. ^{Prol-Ledesma et al, 2004}), y se debe a una sobresaturación de sílice por enfriamiento del fluido (cf. ^{Canet et al, 2005}). Destaca la presencia de yeso en los depósitos de manantial termal, en particular, tapizando las oquedades (macroporosidad) del sínter, lo cual indica la presencia de sulfato en el agua.

La silicificación (con cantidades accesorias de caolinita y alunita) de las rocas volcánicas está presente en las tres principales zonas de alteración (Figura 6), sugiriendo temperaturas de alrededor de 100 °C y condiciones de pH moderadamente ácidas (cf. ^{White y Hedenquist, 1995}; ^{Corbett y Leach, 1998}). En los sistemas geotérmicos generalmente la silicificación se desarrolla en formaciones permeables a escasa profundidad, justo por debajo de la zona de condensación de vapor (^{e.g. Thompson y Thompson, 1996}; ^{Canet et al., 2015b}); en SBB, la falla de San Bartolomé proporciona la permeabilidad necesaria para el desarrollo de la esta alteración.

La alteración característica de zonas de condensación de vapor en sistemas geotérmicos es la argílica avanzada (^{e.g. González-Partida et al., 2005}). Este tipo de alteración en SBB se localiza en las tres principales zonas de alteración de la falla de San Bartolomé (Figura 6), y se caracteriza por la paragénesis caolinita-cuarzo-ópalo±alunita (Figura 5; Tabla 1). La alteración argílica avanzada en sistemas geotérmicos se desarrolla por encima del nivel freático, debido a la disolución y oxidación del H₂S, el cual condensa como resultado de la interacción entre el vapor y el acuífero; las condiciones son un pH muy ácido (2-3) y temperaturas cercanas a los 100 °C (^{White y Hedenquist, 1995}; ^{Thompson y Thompson, 1996}). Esta alteración puede tener un desarrollo lateral y ocurrir junto con una disolución parcial de la roca (^{Hedenquist y Taran, 2013}). Por último, la alteración argílica, indicada en SBB por las esmectitas, podría estar indicando temperaturas inferiores a 100 °C y pH neutro (^{cf. Corbett y Leach, 1998}).

Las Th medidas en las inclusiones fluidas oscilan entre 62 y 139 °C, con un máximo para la función de densidad de probabilidad en 113 °C (Figura 8A). Este valor es compatible con las con las condiciones indicadas por las asociaciones de alteración antes discutidas; además, es cercano al valor límite para la categoría más alta (109 °C; para tres clases) al aplicar el método estadístico de clasificación natural (Figura 9). Los valores de Th dentro de la categoría más alta (por arriba de 109 °C) se obtuvieron exclusivamente en cristales de barita y de fluorita de una veta localizada en zona de manifestaciones inactivas de los antiguos baños de San Bartolomé Aguacaliente (Tabla 2).

La Th promedio por muestra más elevada es de 130 °C; se obtuvo en un cristal de barita y le corresponde una salinidad promedio de 6.8% (APA-26 en Tabla 2). Utilizando el modelo de ebullición de salinidad variable de ^{Cruz-Pérez et al. (2016)}, esta muestra se debió haber formado al menos ~50 m por debajo del nivel freático. Esta profundidad es similar al salto de la falla de San Bartolomé estimado a partir del desnivel del talud, siendo dicha fractura, por lo tanto, la causante de su exposición a la superficie.

La correspondencia entre Th y salinidad (Figura 8C), con una correlación positiva baja (r² = 0.58), podría reflejar un proceso de dilución -del fluido hidrotermal (de circulación profunda, con temperatura y salinidad elevadas) con agua meteórica superficial (fría y pobre en sales); este proceso debe suceder a escasa profundidad, por arriba del nivel de ebullición antes estimado.

La presencia de la veta bandeada de cuarzo-fluorita-barita y los depósitos de sínter con diagénesis de fases de sílice (e.g. transformación de ópalo-A a tridimita; ^{Lynne y Campbell, 2003}) sugieren una actividad hidrotermal longeva, relacionada con la falla de San Bartolomé, cuya actividad extensional se remonta al límite entre Mioceno-Plioceno (^{Alaniz-Álvarez et al., 2001}). La longevidad y diversidad de pulsos hidrotermales de sistemas geotérmicos ha sido observada en otros sistemas extensionales, donde la actividad de estructuras extensionales regula la actividad hidrotermal (e.g. graben de Bahía Concepción, en la Península de Baja California; ^{Rodríguez-Díaz et al., 2018}).