BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA VOLUMEN CONMEMORATIVO DEL CENTENARIO GRANDES FRONTERAS TECTÓNICAS DE MÉXICO Vol. 57, NÚM. 1, 2005, p. 111-122 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n1a6

La falla Chacalapa en el sur de Oaxaca

Gustavo Tolson

Departamento de Geología Regional, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Deleg. Coyoacán, México, D. F., 04510, México

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Resumen

A lo largo de la costa de Oaxaca, entre Puerto Ángel y Santiago Astata, afloran rocas metamórficas del Complejo Xolapa intrusionadas por rocas ígneas de edad Paleógeno a Mioceno sin metamorfismo regional. Ambas unidades se encuentran en contacto tectónico a lo largo de zonas de cizalla con rocas proterozoicas del Complejo Oaxaqueño al norte de Pochutla y con rocas sedimentarias mesozoicas discordantes que sobreyacen los gneises. La principal de estas zonas de cizalla en el área de estudio es la falla Chacalapa, expuesta al norte de Pochutla, que está constituida por ultramilonitas, milonitas, protomilonitas, pseudotaquilitas, filonitas y cataclasitas en orden cronológico de desarrollo. La cinemática de esta zona de cizalla vertical es predominantemente lateral-izquierda.

Las rocas miloníticas de la falla Chacalapa registran temperaturas de recristalización dinámica de ~500ºC (deformación cristal-plástica de feldespatos) que disminuyen sistemáticamente hasta el régimen netamente quebradizo. Asociadas a la recristalización dinámica se desarrollaron texturas cristalográficas de cuarzo en las rocas miloníticas que, cuando son asimétricas, exhiben un sentido de cizalla izquierdo. Las rocas del régimen quebradizo también registran una cinemática izquierda, al igual que las fallas activas.

La edad de las rocas miloníticas de la falla Chacalapa se ubica entre los 29±0.2 y los 23.7±1.2 Ma. El límite de edad superior lo constituye la edad del intrusivo Huatulco (U-Pb de circones, Herrmann et al. 1994) que se observa milonitizado en su margen septentrional y el límite de edad inferior corresponde a la edad K-Ar de hornblenda procedente de diques granodioríticos porfídicos que truncan la milonita.

Palabras clave: Falla, México, Oaxaca, milonita, pseudotaquilita, Xolapa.

Abstract

Along the coast of Oaxaca between Puerto Angel and Santiago Astata a suite of rocks is exposed corresponding to the Xolapa metamorphic complex which is intruded by granitoid igneous rocks of Paleogene to Miocene age. Both of these rock units are in fault-contact along coast-parallel shear zones with granulite facies metamorphic rocks of the proterozoic age Oaxaca Complex and with cover rocks which unconformably overlie this crystalline basement. The largest of these shear zones is the Chacalapa shear zone exposed to the north of the town of Pochutla and formed by ultramylonites, mylonites, protomylonites, pseudotachylites, phyllonites and cataclasites. The kinematics of this shear zone are dominantly left-lateral.

The mylonitic rocks of the Chacalapa shear zone indicate temperatures ~500°C (as evidenced by crystal-plastic deformation of plagioclase feldspar) which decrease systematically to a strictly brittle deformation regime. Quartz crystallographic textures associated with crystal-plastic deformation processes are locally asymmetric, indicating leftlateral shear. Brittle structures also exhibit left-lateral shear-sense indicators, as do active deformation structures.

The age of the shear zone is constrained between 29±0.2 and 23.7±1.2 Ma. The upper limit is the age of the Huatulco granodiorite (U-Pb from zircon, Herrmann et al. 1994), whose northern contact is sheared, and the lower bound is fixed by the K-Ar age of hornblende separated from granodioritic dikes which cut the mylonitic lineation.

Key words: Fault, Mexico, Oaxaca, mylonite, pseudotachylite, Xolapa.

1. Introducción

En el estado de Oaxaca a unos 10 kilómetros al norte del poblado de Puerto Ángel aflora una notoria franja de rocas miloníticas orientada E-W. Esta zona de falla separa rocas en facies de anfibolita del Complejo Xolapa en el sur de rocas en facies de granulita del Complejo Oaxaqueño en el norte y se conoce como falla Chacalapa. La primera descripción de esta falla se encuentra en un resumen de Ortega-Gutiérrez y Corona-Esquivel (1986), quienes la reportaron en las inmediaciones del poblado de San José Chacalapa sobre la carretera Puerto Ángel-Miahuatlán.

La falla Chacalapa se extiende unos 10 kilómetros hacia el poniente de San José Chacalapa donde se bifurca y posteriormente es truncada por rocas intrusivas. Hacia el oriente se extiende unos 40 kilómetros adquiriendo un carácter quebradizo e intersecando la línea de costa del Océano Pacífico. La falla Chacalapa fue tema central de la disertación doctoral de Tolson (1998) quien llevó a cabo la primera cartografía sistemática de la falla así como análisis detallados que se discutirán a continuación.

Figura 1. Mapa general del sur de México donde se muestra la distribución de rocas metamórficas y las principales fallas regionales que han sido documentadas (modificado de Sánchez-Zavala, 2005).

2. Marco geológico

Uno de los aspectos más conspicuos de la geología de México es la presencia de una extensa franja de rocas plutónicas a lo largo de las costas de Guerrero y Oaxaca(Figura 1). Estas rocas consisten en orto- y paragneises en facies de anfibolita y de edad incierta cortados por cuerpos batolíticos de composición tonalítica, diorítica y granítica cuyas edades son eocénicas a miocénicas (Morán-Zenteno, 1992). Las rocas metamórficas que afloran entre Chilpancingo y Acapulco fueron descritas en detalle y definidas estratigráficamente por De Cserna (1965) como Complejo Xolapa de edad paleozoica. El mismo autor describió también rocas graníticas sin deformación regional que cortan el gneis, y comentó el carácter truncado de las estructuras regionales por la línea de costa.

Sánchez-Rubio (1975), Guerrero-García et al. (1978) y posteriormente Ortega-Gutiérrez (1981) resaltaron el contenido de las rocas migmatíticas y ortognéisicas del Complejo Xolapa. Ortega-Gutiérrez (1981) señaló que el complejo basal metamórfico era intrusionado por plutones sin metamorfismo ni deformación regional y dio también una interpretación tectónica al Complejo Xolapa, asentando sus características de metamorfismo de alta temperatura/baja presión y sugirió que se tratara de la porción mesocortical de un arco magmático.

La disertación doctoral de Morán-Zenteno (1992) reportó detalles isotópicos y geocronológicos de las rocas del Complejo Xolapa y de los intrusivos que le afectan al oriente de Acapulco, documentando una edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano para las rocas ortognéisicas del Complejo Xolapa y asignando el plutonismo postmetamórfico al Eoceno-Oligoceno.

Posteriormente, Corona-Chávez (1997) llevó a cabo análisis petrológicos detallados en las rocas del Complejo Xolapa, indicando que se estableció un equilibrio a temperaturas >650ºC y a presiones >7 kbar durante el pico metamórfico. La historia del truncamiento y de la exhumación de la margen pacífica de México se encuentra resumida sucintamente en Schaaf et al. (1995) y en Morán-Zenteno et al. (1996).

El límite septentrional del Complejo Xolapa ocurre o bien a lo largo de fallas, como se observa al norte de Acapulco (Riller et al., 1992) y en el área del presente trabajo, o bien a lo largo de intrusivos como en las inmediaciones de Pinotepa Nacional (Hernández-Bernal, 1995; Hernández-Bernal y Morán-Zenteno, 1996).

Hacia la parte septentrional del área de estudio se encuentran aflorando rocas que constituyen el extremo sur del Complejo Oaxaqueño. Estas rocas son una secuencia dominantemente máfica, que contiene franjas alternantes de anfibolita, metagabro y piroxenita. La foliación dominante sigue un rumbo E-W con echados hacia el S pero su orientación varía localmente y exhibe pliegues de escala variable (micro-, meso- y macroscópicos) con asimetría hacia el norte.

Las rocas félsicas del basamento metamórfico de esta región han sido consideradas previamente como anortosita de tipo alcalino (Herz, 1978) y muestran evidencia de emplazamiento sincinemático. Están constituidas por un mosaico de plagioclasa de composición intermedia (andesina) y lentes de megacristales deformados con textura antipertítica. El contenido de cuarzo es muy variable y se le encuentra en proporciones que varían desde trazas hasta un 30%. Se observan además, rutilo, ilmenita, y apatita diseminados. En algunas zonas las concentraciones de titanio llegan a ser importantes desde un punto de vista económico, formando yacimientos como el de Pluma Hidalgo, al norte de Pochutla (Paulson, 1969). En general, hay una variación en el índice de color de las rocas que es controlada por el contenido de cristales sub- a euédricos de clinopiroxenos, los cuales se presentan cloritizados y tremolitizados.

Alternando con los cuerpos de roca anteriores, se encuentran franjas de anfibolita, en ocasiones con piroxeno y granate, metagabro de augita y diópsido que contienen localmente bandas hasta de 10 cm de piroxenita de clinopiroxeno en parte cloritizado. La secuencia metamorfica es cortada por una generación de diques máficos a intermedios, afaníticos o porfídicos, que no presentan deformación en el régimen cristal-plástico alguna (Figura 2).

En el área de estudio, el Complejo Oaxaqueño está cubierto en discordancia angular por un paquete de andesita basáltica, cubierto por una secuencia de conglomerado seguido por arenisca con intercalaciones de conglomerado.

Es característico en este paquete un color verde en roca fresca que intemperiza a marrón con tonos de morado. La arenisca es cubierta concordantemente por brecha calcárea que a su vez le sobreyace caliza masiva que forma los altos topográficos de la región. La caliza no contiene fósiles índice y durante este estudio sólo se reconocieron restos de pelecípodos y gasterópodos. Esta secuencia estratigráfica es muy similar a la descrita en un reporte interno de PEMEX (1986) donde correlacionan las rocas carbonatadas con la formación Teposcolula de edad Albiano-Cenomaniano. Las rocas de esta secuencia también son afectadas por el sistema de falla Chacalapa en la zona de estudio y exhiben metamorfismo en facies de esquistos verdes.

Figura 2. Dique porfídico cuarzodiorítico con hornblenda (arriba) cortando rocas miloníticas de la zona de cizalla Chacalapa (abajo, con lineación subvertical en la foto) en el lecho del río Huatulco, 1 km aguas arriba del puente Paso Ancho al norte del poblado de Santa María Huatulco.

3. Geología estructural

La geología estructural del área es compleja, ya que incluye una falla de escala regional que pone en contacto dos paquetes metamórficos que a su vez se caracterizan por una historia de múltiples eventos de deformación. Los distintos episodios de deformación se manifiestan mediante estructuras del régimen cristal-plástico, transicional y frágil con relaciones de corte que permiten establecer su cronología relativa.

3.1. Estructuras regionales

La estructura regional de mayor importancia en el área de estudio es la falla Chacalapa con rumbo general E-W que yuxtapone las rocas del Complejo Oaxaqueño (y su cobertura) con las del Complejo Xolapa. Esta discontinuidad tectónica se extiende más de 50 km a rumbo.

Tiene características de deformación en el régimen dúctil, con desarrollo de milonitas con texturas de recristalización dinámica en estado sólido, y de deformación en el régimen quebradizo con desarrollo de pseudotaquilitas, cataclasitas y salbandas. La zona de cizalla es continua a rumbo desde el occidente del poblado de Chacalapa (Lazos-Ramírez y Rodríguez-Rivera, 1995) hasta el oriente de Santa María Xadani, pero en las cercanías del poblado de Xuchil, adquiere un carácter trenzado o anastomosado, bifurcándose alrededor de bloques de los complejos Oaxaqueño y Xolapa no milonitizados (Figuras 3 y 4). El espesor de las zonas miloníticas varía desde cientos de metros donde se encuentra trenzada, hasta ~2 km en las cercanías del pueblo de Santa María Huatulco. Esta zona milonítica es posterior a una serie de zonas de cizalla que se encuentran en rocas del Complejo Xolapa con espesores de decenas de metros y extensiones de 1 a 2 km con texturas de carácter netamente dúctil; la traza en planta de estas estructuras es más compleja que la de la falla Chacalapa, ya que sus inclinaciones son moderadas a bajas.

Por otra parte existen también una serie de fallas con desplazamiento oblicuo lateral-normal evidentes tanto en imágenes de satélite, como en fotografías aéreas, como en el campo. Algunas de estas fallas son activas como lo sugiere el desplazamiento de estructuras civiles (Delgado-Argote y Carballido-Sánchez, 1990).edro

Figura 3. Mapa geológico del área de estudio. La porción nororiental está modificada del mapa de Carfantan (1986). El recuadro muestra la ubicación del área en el marco tectónico (modificado de Morán-Zenteno et al., 1996). FC se refiere a la fosa Caymán y ZFMP se refiere a la zona de fallas Motagua-Polochic.

3.2. Estructuras mesoscópicas

El área estudiada se puede subdividir en cuatro dominios estructurales: el dominio del Complejo Oaxaca y sus rocas de cobertura hacia el norte, el dominio del Complejo Xolapa hacia el sur, la falla Chacalapa que forma el contacto entre ambos y finalmente las rocas de bajo grado metamórfico del “Arco Chontal” de Carfantan (1983) en la porción nororiental de la zona de estudio (Figura 5). Los dominios Oaxaca y Xolapa se caracterizan principalmente por estructuras planares, en particular la presencia de foliación gnéisica penetrativa en escala de centímetros, definida por alternancias de minerales claros y obscuros. En las rocas del Complejo Xolapa esta foliación fue afectada por una deformación tardo-migmatítica que se manifiesta en zonas miloníticas de espesor decamétrico claramente truncadas por la falla Chacalapa; estas zonas miloníticas no son el tema central del presente trabajo y sólo se mencionarán en el contexto evolutivo del Complejo Xolapa. El dominio milonítico de la falla Chacalapa, en cambio, ha desarrollado una fuerte lineación, L, de extensión mineral mientras que la foliación puede ser débil o más comúnmente ausente.

La zona milonítica había sido previamente descrita en su segmento oriental por Ortega-Gutiérrez y Corona-Esquivel (1986) y cartografiada por Ortega-Gutiérrez et al. (1990) en el sector Puerto Escondido, Puerto Ángel. Regionalmente la traza de la falla presenta una curvatura aproximadamente paralela a la costa (Figura 1) que varía en su rumbo de WNW a ENE. Existe también una tesis de licenciatura en la cual se describe con mucho detalle cartográfico y microscópico la zona milonítica desde San José Chacalapa hacia el oriente, donde se documenta también el carácter trenzado de la zona de deformación (Lazos-Ramírez y Rodríguez-Rivera, 1995).

La proyección equiareal de polos de foliación del dominio Xolapa muestra una guirnalda de círculo mayor orientada verticalmente norte-sur, lo cual indica que la foliación ha sido plegada alrededor de un eje horizontal este-oeste (Figura 5). Existe una ligera asimetría en la distribución de los planos, lo que sugiere una vergencia hacia el norte. Esta vergencia es acorde a la observación de zonas de cizalla tabulares de extensión limitada (cientos de metros a rumbo) orientadas más o menos E-W (075- 095º), con inclinaciones moderadas (20-75º) al sur y con indicadores cinemáticos de sobrecorrimiento hacia el norte.

 Figura 4. Detalle del mapa geológico del área de estudio. Esta área se cartografió a escala 1:50,000. El recuadro ubica el área que se muestra en la Figura 7.

La proyección de polos de foliación del dominio Oaxaqueño muestra que la foliación tiene una orientación preferencial con rumbo E-W e inclinación moderada a fuerte al sur (Figura 5). Los polos de planos de estratificación de las rocas de la cobertura del Oaxaqueño son subparalelos a los de la foliación gnéisica.

La red equiareal de los polos de foliación milonítica y las lineaciones de extensión, muestran que las foliaciones miloníticas son en general subparalelas a las de los dominios Oaxaqueño y Xolapa, y que las lineaciones están contenidas en el plano de foliación siendo subhorizontales y con dirección E-W (Figura 5). La sección mejor expuesta de milonita es la que aflora a lo largo del cauce del río Huatulco entre Santa María Huatulco y Benito Juárez. En esta sección se observa claramente la transición de rocas graníticas sin deformar del intrusivo Huatulco, hasta ultramilonitas con lineación de extensión mineral penetrativa en escala milimétrica. Esta transición es gradual y compleja: el granito fresco empieza a ser afectado por pares de fallas conjugadas con distancias aproximadas entre los pares de 20 m y orientaciones NNW-SSE y NE-SW. La densidad de las fallas aumenta paulatinamente, así como su espesor, conforme desarrollan una zona de salbanda y brechas con una distintiva coloración azul-gris. Los planos de falla no exhiben lineaciones que indiquen el movimiento relativo entre los bloques, pero las relaciones de corte entre fallas sugieren que son pares izquierdos-derechos. La separación entre fallas continúa disminuyendo hasta que llega a ser de centímetros. A partir de ese punto, la roca adquiere una apariencia sumamente fracturada y su color se torna más obscuro a raíz de la intensa molienda en ciertos sectores. En una distancia del orden de metros, se hace evidente la presencia de una lineación de extensión y las fallas se vuelven escasas. Esta última constituye la transición final y, a partir de este punto, la roca se transforma en una milonita franca. En total, la secuencia de transición tiene un espesor de 300 m sobre el lecho del río. Esta secuencia indica que la misma traza de zona de cizalla ha sido reactivada con fallamiento en régimen quebradizo, lo cual a su vez indica la exhumación progresiva de la zona de cizalla.

Dentro del granito milonitizado se pueden ver xenolitos de metasedimento del Complejo Xolapa alargados paralelos a la lineación mineral. Al avanzar hacia el norte, aumentan los xenolitos de tamaño decimétrico a métrico y finalmente el granito se encuentra sólo en apófisis dentro de los metasedimentos milonitizados. Esto sugiere que la zona de milonita en esta localidad es subparalela al contacto del granito con la roca encajonante. El desarrollo de las estructuras miloníticas es acompañado por un aumento en el contenido de muscovita en el granito que puede ser debido a una de dos razones: la reacción, en presencia de agua, de feldespato potásico a cuarzo + muscovita que frecuentemente se observa en zonas de milonita y que corresponde a presiones de H₂O mayores a 3.5 kbar (Simpson y De Paor, 1991); o bien pudiera ser el resultado de la asimilación de metasedimentos del Complejo Xolapa en la periferia del intrusivo Huatulco, que le impartiría una composición más aluminosa manifestándose con el crecimiento de cristales de muscovita.

 Figura 5. Mapa con los límites entre los dominios estructurales definidos en el presente estudio. El dominio I consiste principalmente de gneises granulíticos del Complejo Oaxaqueño y su cobertura. El dominio II lo constituyen milonitas fuertemente lineadas de la zona de cizalla Chacalapa. El dominio III consiste en gneises localmente migmatíticos del Complejo Xolapa e intrusivos oligocénicos. El dominio IV corresponde a una secuencia supracortical fuertemente plegada.

En otra sección, al sur de San Miguel del Puerto, afloran rocas protomiloníticas del Complejo Oaxaqueño afalladas e intrusionadas por pseudotaquilita. Más al oriente de esta localidad en la ribera derecha del río Copalita, afloran vetas de pseudotaquilita con espesores hasta de 30 cm. A lo largo de la falla a la cual están asociadas estas pseudotaquilitas, el río Copalita exhibe un desplazamiento aparente de 3.0 km.

Para la estimación de distorsión se utilizaron los métodos NewFry (Tolson, 1996) y Retrodeformación de imágenes digitales (Weger, 1996). El método NewFry se utilizó para las rocas de bajo grado de deformación correspondientes a la cobertura mesozoica y el método de retrodeformación de imágenes se aplicó a dominios de plagioclasa de las rocas miloníticas. Los resultados de estimación de distorsión se presentan en un diagrama de Flinn logarítmico en la Figura 6. Las orientaciones y formas de las elipses XY y XZ también están representadas en la Figura 7, incisos a y b, respectivamente. El diagrama de Flinn muestra que la forma de los elipsoides determinados cae en el campo de los elipsoides prolados, lo cual es corroborado en campo por las características de la tectonita L con lineación predominante. En un sistema de zona de cizalla general (con combinaciones de cizallas pura y simple) los elipsoides prolados corresponden a un sistema transtensivo, ya que aún a distorsiones internas fuertes la lineación sigue siendo horizontal. Esto no sucede en un sistema transpresivo, ya que la dirección de máxima extensión cambia de ser horizontal a vertical con el aumento de la distorsión interna y los elipsoides resultantes son oblados (Fossen y Tikoff, 1993).

Figura 6. Gráfico logarítmico de Flinn con los puntos correspondientes
a rocas de la zona de falla Chacalapa calculados en el curso del presente
estudio. Los datos con círculo fueron estimados con el método de Weger
(1996) y aquellos con estrella con el método NewFry. Nótese que, en
general, las muestras se restringen al campo de elipsoides prolados.

Figura 7. a) Ubicación de elipses de distorsión medidas en el plano XY del elipsoide de distorsión interna. b) Ubicación de elipses de distorsión medidas en el plano XZ del elipsoide de distorsión interna. En ambos mapas los elipses con círculos de referencia blancos fueron estimados con el método de Weger (1996) y los grises con el método NewFry (Tolson, 1996). Para la leyenda véase la Figura 4.

3.3. Estructuras microscópicas

Desde el punto de vista microscópico, las rocas estudiadas contienen una variedad de estructuras que incluyen: esquistosidad, gneisosidad, orientación preferencial de agregados granulares, orientación preferencial de ejes cristalográficos, porfidoclastos δ y σ, peces de mica, y estructuras S-C (Figuras 8a y 8b).

Figura 8. a) Pez de biotita en una ultramilonita del lecho del río Huatulco
en las cercanías de Santa María Huatulco. Es clara la cinemática izquierda.
b) Porfidoclasto

La esquistosidad es definida por el paralelismo de hojuelas de biotita y muscovita en las rocas metasedimentarias no migmatizadas del Complejo Xolapa y es, en general, paralela a la gneisosidad definida por alternancias de minerales cuarzo-feldespáticos y máficos en las rocas migmatíticas y ortognéisicas del complejo. Aparte de pequeñas crenulaciones de las micas, que se observan localmente, tanto en gneises como en esquistos, la gneisosidad y la esquistosidad no aportan información que no haya sido previamente discutida en la sección anterior.

La orientación preferida de formas granulares y de orientaciones cristalográficas, en cambio, tienen implicaciones importantes sobre las condiciones termobáricas durante la deformación. Las rocas que exhiben orientación preferida de formas granulares y de orientaciones cristalográficas son las milonitas graníticas del intrusivo Huatulco. Estas rocas muestran al microscopio las mismas
gradaciones en deformación que se observan en los afloramiento al aproximarse a la zona de cizalla. Las muestras que provienen de afloramientos más distantes del centro de la zona de cizalla, muestran evidencia de deformación en régimen quebradizo, pudiéndose ver plagioclasas fracturadas, zonas de molienda, y vetillas rellenas de material secundario como calcita y epidota. Las muestras de granito provenientes de la zona media de la franja milonítica, en cambio, tienen cristales de plagioclasa cuyas maclas están deformadas de manera dúctil, y cristales de cuarzo que se ven completamente recristalizados, con uniones triples de 120°, sin extinción ondulante, y con fuerte paralelismo de los ejes ópticos. Siguiendo criterios definidos por Tullis (1977) y Hirth y Tullis (1992), estas texturas microscópicas sugieren un régimen de deformación cuya temperatura es mayor de ~500°C. Las texturas cristalográficas del cuarzo muestran tanto círculos menores alrededor del eje de máximo acortamiento, como máximos lineales oblicuos a la foliación (Tolson et al., 1993) (Figura 9). Las texturas de círculos menores son comunes en rocas con elipsoides de deformación oblados (Lister y Dornsiepen, 1982) y los máximos oblicuos pudiesen interpretarse como resultado de desliz basal en dirección <1000>. Las dos texturas han sido reportadas en terrenos donde la deformación ocurrió a temperaturas >500ºC. La recristalización dinámica de plagioclasa y su deformación cristal-plástica son acordes a
temperaturas en este rango (Passchier y Trouw, 1996).

Figura 9. Ejes cristalográficos de cuarzo de las rocas miloníticas de la zona de cizalla Chacalapa. Para la leyenda véase la Figura 4.

También asociadas a la falla Chacalapa se observan milonitas que exhiben evidencia de haberse formado bajo condiciones fisicoquímicas correspondientes a la facies de esquistos verdes. En estas rocas la paragénesis albita+epidota±clorita es característica y se observa directamente asociada a los procesos de deformación (Figura 10).

 Figura 10. Fotomicrografía de la protomilonita Chacalapa mostrando
la fragmentación de un cristal de plagioclasa (pl) con el crecimiento de
fibras de epidota (ep) entre los fragmentos. Nótese que se puede restituir
la forma inicial del cristal de plagioclasa (anchura del campo 2 mm; luz
paralela).

3.4. Desarrollo estructural

Localmente, las migmatitas del complejo Xolapa incluyen vestigios paleosomáticos, de composición pelítica a anfibolítica, embebidos en un neosoma granítico. Estos vestigios exhiben evidencia de una deformación penetrativa en escala de centímetros anterior a la fusión parcial que generó las migmatitas del complejo Xolapa (Figura 11). Este evento constituye la deformación más antigua que registran las rocas del Complejo Xolapa en la zona de estudio aquí
denominado Dn. El segundo evento de deformación (D_n+1) coincide en el tiempo con la intrusión de los ortogneises sincinemáticos documentados por Morán-Zenteno (1992) y es el responsable del desarrollo de foliaciones en las rocas encajonantes paralelas a las foliaciones magmáticas que se observan en los ortogneises. El siguiente evento deformacional (D_n+2) fue penecontemporáneo con el evento migmatítico y existe evidencia de su continuación en tiempos inmediatamente posteriores a la migmatización. La evidencia la constituyen, por ejemplo, las franjas miloníticas con trazas curvas con rumbos más o menos E-W e inclinaciones bajas a moderadas al sur e indicadores cinemáticos que sugieren sobrecorrimientos dirigidos hacia el norte. Estas zonas de cizalla tienen la misma vergencia que la asimetría de los pliegues que afectan la foliación gnéisica asociada a las migmatitas y es contemporánea. Asociadas también a los pliegues, existen estructuras de intrusión local de material móvil que fueron posteriormente involucrados en el plegamiento. La cuarta fase (D_n+3) de deformación firmemente documentada es la asociada al régimen tectónico transtensional y a la falla Chacalapa. Esta fase de deformación afectó progresivamente a las rocas del terreno Xolapa de manera tanto dúctil como quebradiza en escala de afloramiento, de tal manera que tenemos el desarrollo de rocas miloníticas (deformación cristal-plástica) en facies de anfibolita, esquistos verdes y la formación de pseudotaquilitas y cataclasitas.

Figura 11. Fotografía de afloramiento de gneises migmatíticos del
complejo Xolapa. En primer plano se observa una reliquia anfibolítica
con una foliación preexistente plegada de manera isoclinal. Notense las
distintas generaciones de material neosomático.

Las edades absolutas para estos eventos de deformación son aún desconocidas, pero están bastante constreñidas con respecto a algunos eventos magmáticos que se han podido fechar. El evento premigmatítico Dn debe ser pre-Cretácico Temprano si consideramos la edad de las rocas ortognéisicas del Complejo Xolapa obtenida por Morán-Zenteno (1992) como correcta. Por otra parte, si las edades discordantes de U/Pb reportadas por Herrmann et al. (1994) son correctas, entonces Dn podría ubicarse hasta el Cretácico terminal. También se puede ubicar el evento D_n+2 en el Cretácico Temprano o el Paleoceno-Eoceno medio dependiendo de la edad que uno considere correcta. En cambio, el evento milonítico transtensional D_n+3 sucedió entre 29 y 23.7 Ma (Tolson 1998), ya que el tronco Huatulco es afectado por cizalla y la foliación milonítica es truncada por diques de composición dacítica y hornblenda separada de éstos arrojó
la edad inferior (Figura 2). La deformación en el área de estudio continúa hoy en día a lo largo de fallas activas de desplazamiento lateral izquierdo.

3.5. Cinemática

En el curso del presente estudio se documentaron dos fases de desarrollo de zonas miloníticas. El primer evento sucedió en las etapas tardías del evento migmatítico del Complejo Xolapa y muestra la misma vergencia que la asimetría de los pliegues de foliación migmatítica. Las zonas de cizalla asociadas a este evento son irregulares en planta y tienen inclinaciones fuertes a moderadas hacia el sur. Estas zonas de cizalla son las que mejor exhiben el desarrollo de estructuras S-C, quizás caracterizando la naturaleza más transpresiva de este evento en contraste con las rocas de deformación transtensiva del dominio correspondiente a la falla Chacalapa.

Los porfidoclastos δ y σ, asociados a la falla Chacalapa, son notables en las rocas metasedimentarias del Complejo Xolapa y en algunos gneises del Oaxaqueño. Los peces de mica son comunes en la mayoría de las rocas miloníticas, mientras que las texturas S-C escasean en general dado que la tectonita es dominantemente de tipo L (Turner y Weiss, 1963). Todos estos indicadores cinemáticos del régimen dúctil acusan una cizalla izquierda a rumbo. Por otra parte, las texturas cristalográficas medidas en algunas muestras de la zona milonítica refuerzan esta interpretación cinemática, ya que poseen guirnaldas oblicuas a la lineación con una asimetría que indica también movimiento izquierdo, aunque cabe mencionar que hay también texturas que indican cizalla pura (Figura 9). Las fallas del régimen quebradizo también exhiben una cinemática izquierda dominante (Figura 12), aunque también se han observado fallas normales con desplazamientos importantes.

 Figura 12. Indicadores cinemáticos del régimen quebradizo en rocas
graníticas del intrusivo de Ayuta.

4. Discusión y conclusiones

Si bien, como se ha demostrado, la edad, geometría y cinemática de la falla Chacalapa están bien constreñidas, su interpretación en términos tectónicos es aún incierta. Lo cierto es que la falla Chacalapa limita rocas granulíticas del Complejo Oaxaqueño y su cobertura sedimentaria, por
un lado, de las rocas mesocorticales del Complejo Xolapa, por el otro. Por este motivo, las propuestas iniciales sugerían que este límite tectónico corresponde a una falla de exhumación similar a las fallas asociadas con los núcleos metamórficos de la Cordillera americana (Robinson et al., 1989). Estas consideraciones de similitud se basaban en aspectos un tanto superficiales y cualitativos de la geología de los bordes septentrionales del Complejo Xolapa, particularmente la yuxtaposición de rocas con deformación en régimen quebradizo con rocas deformadas en el régimen cristal-plástico.

Esta propuesta fue madurando e incorporándose a modelos tectónicos que invocaban la presencia del bloque Chortis frente a las costas de Guerrero y su posterior desplazamiento hacia su posición actual (Meschede, 1994; Morán-Zenteno et al., 1996). Este modelo es apoyado por los datos geocronológicos de rocas cristalinas a lo largo de la costa pacifica mexicana, desde Pto. Vallarta, Jalisco, hasta Salina Cruz, Oaxaca (Morán-Zenteno et al., 2000). Los datos muestran una tendencia general de disminución de las edades hacia el sureste, y se pueden reconocer dos tendencias más o menos lineales lo cual se ha citado a favor de la paulatina extinción del magmatismo al cambiar el régimen tectónico de un límite tectónico lateral distensivo a un régimen de subducción ligeramente oblicuo (Figura 13).

Figura 13. Modelo tectónico evolutivo del sur de México desde el
Oligoceno mostrando la evolución de patrones de actividad ígnea. Las
abreviaciones son: Ac = Acapulco, MC = México, Mz = Manzanillo, PA
= Puerto Ángel, Zt = Zihuatanejo.

En fechas más recientes, los trabajos de Ducea et al. (2004, 2005) han cuestionado y aumentado la base de datos geocronológicos de la región, al grado de poner en tela de juicio dichas interpretaciones. Estos autores proponen que el magmatismo a lo largo del pacífico mexicano exhibe un historial episódico caracterizado por distintos pulsos de magmatismo intenso que se ve reflejado en rocas tanto intrusivas como volcánicas. Keppie y Morán-Zenteno (2005) se basaron en la ausencia de “puntos de penetración” (piercing points) comunes en México y Centro América, así como el polo de rotación de la placa Caribe para sugerir una acreción del bloque Chortis por subducción por erosión de la margen pacífica mexicana desde el Eoceno.

Independientemente de la diversidad de interpretaciones del significado tectónico que se le atribuye, la zona de falla Chacalapa registra una actividad documentada que abarca desde el Oligoceno hasta el presente. Exhibe un conjunto de estructuras diacrónicas que reflejan profundidades mesocorticales hasta superficiales que proveen un ejemplo claro de flujo y deformación en una zona de falla.

Agradecimientos

Gracias a Luigi Solari y a Ángel Nieto Samaniego por la revisión del artículo y sus comentarios. Gabriela Solís hizo una revisión adicional que mejoró el texto. Este trabajo fue financiado parcialmente con el proyecto PAPIIT-UNAM IN102602.

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Manuscrito recibido: Noviembre 14, 2004
Manuscrito corregido recibido: Junio 10, 2005
Manuscrito aceptado: Junio 13, 2005

BOLETÍN DE LA SOCIEDAD GEOLÓGICA MEXICANA VOLUMEN CONMEMORATIVO DEL CENTENARIO GRANDES FRONTERAS TECTÓNICAS DE MÉXICO Vol. 57, NÚM. 1, 2005, p. 83-109 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n1a5

La falla de Caltepec: raíces expuestas de una frontera tectónica de larga vida entre dos terrenos continentales del sur de México

Mariano Elías-Herrera^1,*, Fernando Ortega-Gutiérrez¹, José Luis Sánchez-Zavala¹, Consuelo Macías-Romo¹, Amabel Ortega-Rivera², Alexander Iriondo³

¹Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Deleg. Coyoacán, 04510, México, D.F.
²Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, L.D. Colosio y Madrid S/N, Campus Unison, Apartado Postal 1039, 83000 Hermosillo, México
³Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 76230, México

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Resumen

En este trabajo se discuten las características geológicas de la falla de Caltepec, una zona de cizalla de larga vida con dirección norte-sur y mecanismo transpresional derecho que separa a los terrenos Zapoteco al oriente y Mixteco al poniente al nivel de sus basamentos metamórficos (complejos Oaxaqueño y Acatlán). Los excelentes afloramientos (área de Caltepec) que exponen completamente el contacto en una anchura variable entre 2 y 6 km revelan una actividad tectonomagmática y metamórfica del Pérmico temprano relacionada con la yuxtaposición de los complejos cristalinos durante la consolidación de Pangea, y registran también períodos múltiples de reactivación mesozoicos, cenozoicos y probablemente hasta recientes. Con base en la cartografía geológico-estructural detallada y estudios petrográficos, geocronológicos e isotópicos, se determinó un rango de edad de 275.6−270.4 Ma para el evento de cizalla dúctil en la zona de falla mediante fechamientos U-Pb en circones de un leucosoma anatéctico y granito sintectónico (granito Cozahuico). Se establece también una estructura en semiflor con su cima en posición casi vertical y su base cabalgada hacia el poniente con desplazamientos indeterminados. Las relaciones iniciales de 87Sr/86Sr (0.70435-0.70686) y edades modelo Sm-Nd (TDM) (1.0-1.6 Ga) para el granito Cozahuico y el leucosoma indican un origen por mezcla magmática entre corteza local proterozoica y una componente de manto empobrecido. La edad leonardiana de la cobertura discordante (Formación Matzitzi) y una edad de enfriamiento 40Ar/39Ar (moscovita) de 268.6 Ma para un esquisto de mica milonítico en la base de la cabalgadura, implica tasas altas de enfriamiento (~180°C/Ma) y levantamiento durante el Pérmico. Por otro lado, el registro sedimentológico adyacente indica reactivación tectónica intensa durante el Cretácico Inferior, Paleógeno y Neógeno a lo largo de la falla de Caltepec, alternando con periodos de estabilidad tectónica relativa durante el Triásico, Jurásico y Cretácico medio. La orientación paralela de las fallas de Caltepec y Oaxaca, distante decenas de kilómetros al oriente de la primera, se interpreta como partes de un sistema estructural sincrónico y dinámicamente acoplado que ha estado liberando alternadamente los esfuerzos tectónicos asociados con la ruptura de Pangea y la evolución del margen del Pacífico del sur de México desde el Jurásico hasta el Holoceno en esta región.

Palabras clave: Falla mayor, límite de terrenos, Complejo Acatlán, Complejo Oaxaqueño, México meridional.

Abstract

This work presents the main geologic characteristics of the long-lived Caltepec fault zone, a N-S trending, right-transpressional shear zone that separates the Zapoteco terrane on the east from the Mixteco terrane on the west at their basement level (Oaxaqueño and Acatlan complexes). The high quality of the outcrops (Caltepec area), entirely exposing a 2-6 km wide tectonic contact, reveals protracted and polyphase tectonic activity on the fault from at least early Permian time to the present. Based on detailed geological mapping, petrography, geochronology, and isotopic studies, it is shown that the tectonothermal event in the Caltepec fault zone is related to the oblique collision of the metamorphic complexes during the amalgamation of Pangea. An anatectic leucosome and the resulting syntectonic granite (Cozahuico granite) in the fault zone yielded U-Pb zircon ages of 275.6 and 270.4 Ma. It is also established a half-flower structure for the fault zone, with the top lying almost vertical and its base thrusted westward with unknown displacements. The initial 87Sr/86Sr ratios (0.70435-0.70686) and Sm-Nd model ages (TDM) (1.0-1.6 Ga) for the Cozahuico granite and leucosome indicate a magmatic mixture that originated from melted Proterozoic crust and a component of depleted mantle. The leonardian age for the cover (Matzitzi Fm.) and a 40Ar/39Ar cooling age (muscovite) of 268.6 Ma for a mylonitic mica schist at the sole of the thrust, implies high ratios of cooling (~180°C/Ma) and uplift during the Permian. On the other hand, the adjacent sedimentological record indicates intense tectonic reactivation during Early Cretaceous, Paleogene, and Neogene times along the long-lived Caltepec fault zone, alternating with periods of relative tectonic quiescence during Triassic, Jurassic, and mid Cretaceous times. The trend of the Caltepec fault zone, parallel to the Oaxaca fault, distant only a few kilometers to the east, is interpreted as part of a synchronous and dynamically coupled tectonic system. This coupled system has liberated tectonic stresses associated with the rupture of Pangea and the evolution of the Pacific margin of southern Mexico from Jurassic to Holocene times.

Keywords: Major fault, terrane boundary, Acatlán Complex, Oaxacan Complex, southern Mexico.

1. Introducción

El sur de México es sin duda una de las regiones del país que presenta más problemas geológicos sin resolver, ya que su evolución tectónica dista mucho de ser plenamente comprendida en términos de una visión moderna de tectónica de placas. Las rocas de esta región, cuya ubicación en modelos de reconstrucción paleogeográfica ha sido incierta desde hace casi cuatro décadas (e.g., Bullard et al., 1965), están agrupadas en los terrenos Zapoteco, Mixteco, Cuicateco, Chatino y Guerrero meridional (Figura 1). En conjunto las rocas registran una historia geológica de >1.0 Ga ligada esencialmente a los sistemas orogénicos Grenvilliano, Apalachiano-Alleghaniano y Cordillerano de América del Norte, así como a eventos geológicos relacionados con el rompimiento y dispersión de Pangea y con la evolución tectónica cenozoica de la cuenca del Pacífico que modificaron sustancialmente escenarios anteriores. El sur de México es, por lo tanto, una región en donde los fenómenos a nivel cortical de deformación, metamorfismo y magmatismo y reactivación de estructuras preexistentes (e.g., Holdsworth et al., 1997, 2001a, 2001b) ocurrieron a gran escala y a diferentes profundidades durante los procesos de sepultamiento o de exhumación de la región a lo largo de su historia. Uno de los mejores ejemplos de estructuras mayores con reactivaciones múltiples en esta región del país es justamente la falla de Caltepec. Esta falla es elemento fundamental en la conformación estructural del sur de México y tema central del presente trabajo. La falla de Caltepec es una zona de cizalla longeva con una historia compleja de deformación dúctil y frágil que representa el contacto tectónico entre los basamentos cristalinos Acatlán del Paleozoico y Oaxaqueño del Mesoproterozoico, y delimita a los terrenos Mixteco y Zapoteco (Figura 1).

1.1. Antecedentes

Desde principios del siglo pasado la relación geológica entre los complejos metamórficos de las regiones de Acatlán y Oaxaca fue motivo de especulaciones (Ordóñez, 1905, 1906). No fue sino hasta casi siete décadas después cuando De Cserna (1970) retomó este aspecto de la geología de la parte centro-meridional de México enfatizándolo y discutiéndolo como uno de los problemas principales a resolver. Sin embargo, debido a que la zona de contacto entre ambos complejos está casi en su totalidad cubierta por rocas fanerozoicas no metamórficas, y sólo aflora plenamente en una localidad poco accesible al sur de Caltepec, zona limítrofe entre los estados de Puebla y Oaxaca (Figura 2), los primeros detalles sobre la naturaleza de este contacto empezaron a conocerse hasta mediados de los años 70 del siglo pasado. El contacto entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño fue documentado por primera vez en la barranca El Carrizal, 10 km al SSE del poblado de Caltepec, Puebla, por Ortega-Gutiérrez (1975) en su tesis doctoral. En este primer reporte, el contacto, que tiene un rumbo general N-S, fue descrito como una zona de ~300 m de espesor de cataclasita/milonita foliada verticalmente, y una cuña angosta de conglomerado no deformado, sólo basculado, con fragmentos de gneis, esquisto y caliza fosilífera cretácica, confinado por fallas normales verticales justamente en el borde poniente de la zona cataclástica/ milonítica. El contacto fue considerado como un límite tectónico importante entre bloques corticales con al menos dos etapas de movimiento (Ortega-Gutiérrez, 1975). La primera etapa, con una edad precretácica indefinida y un sentido de desplazamiento incierto, se relacionó con la zona de cataclasita/milonita y una retrogresión intensa de las rocas granulíticas del Complejo Oaxaqueño. En esta etapa se infirió una componente fuerte de acortamiento horizontal pero con desplazamientos laterales insignificantes debido a la presencia del mismo tipo de cuerpos graníticos intrusivos en ambos bloques de la falla (Ortega-Gutiérrez, 1975). La segunda etapa fue claramente deducida por la cuña tectónica de conglomerado y se caracterizó esencialmente por movimientos diferenciales poscretácicos a lo largo de fallas normales. Ortega-Gutiérrez (1978) interpretó el contacto entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño como una gran falla normal con épocas diversas de actividad y rotación tectónica.

El límite tectónico fue posteriormente descrito como una zona de cizalla dúctil vertical con rumbo N-S en el área de Los Reyes Metzontla, 5 km al norte de Caltepec, y su continuidad hacia el sur en el subsuelo se infirió por 200 km hasta la región de Juchatengo (Figura 1), porción meridional del estado de Oaxaca (Ortega-Gutiérrez, 1981). Esta frontera tectónica se interpretó entonces como una sutura paleozoica entre paleocontinentes colisionados (Ortega-Gutiérrez, 1981). Previamente, Hernández-Estevez (1980) había considerado al Complejo Acatlán como el único basamento metamórfico y cubierto discordantemente por la Formación Matzitzi del Paleozoico tardío en Los Reyes Metzontla. En esta área, sin embargo, la Formación Matzitzi no sólo cubre a esquistos del Complejo Acatlán sino también a gneises del Complejo Oaxaqueño, lo cual es una relación estratigráfica clave porque implica que la yuxtaposición tectónica de los dos complejos cristalinos ocurrió antes del depósito de las capas Matzitzi. La presencia de la Formación Matzitzi encima de ambos complejos en el área ya ha sido previamente documentada por otros autores (e.g., Hernández-Lascares, 2000; García- Duarte, 1999).

Como parte de la celebración del 80 aniversario de la fundación de la Sociedad Geológica Mexicana, en 1984 se editaron los trabajos relacionados con el Simposio de Tectónica de la Mixteca. Un tema importante en este simposio fue el límite tectónico entre los terrenos Mixteco y Oaxaca (Zapoteco) sobre el que se publicaron varios artículos (Ramírez-Espinosa, 1984; González-Hervert et al., 1984; Torres-Torres et al., 1984) con interpretaciones alternativas. Ramírez-Espinosa (1984) consideró que los terrenos Mixteco y Oaxaca (Zapoteco de acuerdo con Sedlock et al., 1993 y Figura 1) fueron acrecionados durante el Cretácico Temprano con base en un análisis estratigráfico regional. Según este autor, la presencia de rocas continentales y marinas del Jurásico Medio (Grupo Tecocoyunca) en todo el terreno Mixteco y su ausencia aparente en el Zapoteco, y la existencia de capas rojas con variaciones transicionales a rocas carbonatadas del Cretácico Inferior cubriendo indistintamente a ambos terrenos, implica que dichos terrenos evolucionaron en contextos diferentes hasta su colisión en el Cretácico Temprano. González-Hervert et al. (1984) concluyeron lo mismo que Ramírez-Espinosa (1984) en un estudio estratigráfico del área de Caltepec-Metzontla (Figura 1), en el que enfatizaron la ausencia aparente de la Formación Matzitzi sobre el Complejo Acatlán y describieron capas rojas del Cretácico Inferior (conglomerado rojo Caltepec) como unidad de traslape sobre los complejos Acatlán y Oaxaqueño. González-Hervert et al. (1984) cartografiaron el contacto tectónico entre estos complejos como una zona muy angosta con un comportamiento sinuoso, aunque con rumbo general N-S, compuesta de micropliegues y fracturas en rocas del Complejo Acatlán y milonitas en las rocas precámbricas. La naturaleza del desplazamiento a lo largo del contacto no fue determinada.

Figura 1. Mapa de la región sur de México donde se muestra el contexto tectónico de la falla de Caltepec. Los límites y nomenclatura de terrenos son de acuerdo a Sedlock et al. (1993).

Por otro lado, según los trabajos exploratorios de PEMEX en la región de Tlaxiaco, Oaxaca, los complejos Acatlán y Oaxaqueño están yuxtapuestos por la falla de Tamazulapan (López-Ticha, 1985). La falla de Tamazulapan (falla de Caltepec en la Figura 1) fue descrita como una gran estructura relacionada con la “consolidación” antigua de terrenos, y considerada como una frontera tectónica entre dos ámbitos geológicos con basamentos propios y coberturas precretácicas sedimentarias distintas (López- Ticha, 1985). Aunque gran parte de la traza de la falla de Tamazulapan es inferida, en la región de Tlaxiaco se describió con un rumbo general N-S y con movimiento lateral izquierdo. Su carácter izquierdo, como reactivación laramídica, se infirió por el arco estructural y cabalgaduras asociadas que se observan en la sierra del Tentzo, al sur de Puebla, al considerar que la prolongación septentrional de la falla se extiende hasta esta localidad (López-Ticha, 1985). Una reactivación posmiocénica de la falla de Tamazulapan fue también documentada (Torres-Torres et al., 1984). La reactivación fue descrita como un fallamiento lateral con componente derecha transpresiva afectando a las rocas volcánicas del área de Tamazulapan. Meneses-Rocha et al. (1994) interpretaron que la falla de Tamazulapan fue reactivada durante la orogenia Laramide como una falla inversa de ángulo alto. Más recientemente esta falla fue documentada cartográficamente (González-Ramos et al., 2000) como una falla lateral sinestral, y como límite tectónico entre los terrenos Mixteco y Oaxaca, cuyo trazo, en general N-S, vuelve a ser en gran parte inferido. Es de mencionarse que la falla de Tamazulapan coincide con la prolongación meridional de la falla de Caltepec en el área de San Juan Teita, al SE de Tlaxiaco (Figura 1).

A principios de los años 90, Yañez et al. (1991) concluyeron que la yuxtaposición de los complejos Acatlán y Oaxaqueño fue el resultado de la colisión Laurencia- Gondwana durante la orogenia Acadiana en el Devónico Medio. Esta interpretación fue sustentada con datos geocronológicos e isotópicos de las unidades del Complejo Acatlán, y en la suposición de que ambos complejos fueron intrusionados y ligados por los Granitoides Esperanza, unidad sinorogénica de la que se obtuvo una edad U-Pb (circón) de intersección inferior de 371 ± 34 Ma (Yañez et al., 1991). Poco tiempo después, en congruencia con esta idea, el límite tectónico entre los terrenos Mixteco y Zapoteco fue interpretado como una sutura devónica producto de la colisión entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño (Sedlock et al., 1993; Ortega-Gutiérrez, 1993). Según estos autores, el evento de colisión ocasionó la intensa deformación dúctil, el metamorfismo y magmatismo sintectónico en el Complejo Acatlán. De acuerdo con Sedlock et al. (1993), la colisión probablemente ocurrió en un límite continental con una componente convergente en un contexto oceánico al sur del borde oriental de Norteamérica (Laurencia), pero en un escenario paleozoico de tectónica de placas incierto. Ortega-Gutiérrez (1993) interpretó el contacto entre los complejos como una sutura poliorogénica compleja en la que la yuxtaposición original de ambos ocurrió en el Devónico a lo largo de una estructura mayor subhorizontal en la que el Complejo Oaxaqueño, como corteza continental, cabalgó al Complejo Acatlán. La sutura involucró una napa compuesta por rocas ígneas ofiolíticas y sedimentarias eclogitizadas y los Granitoides Esperanza de afinidad continental, cuyo emplazamiento sintectónico selló y fechó la napa como elemento acadiano (Ortega-Gutiérrez, 1993).

Figura 2. Vista panorámica viendo hacia el WNW de la zona de falla de Caltepec, sector limítrofe entre los estados de Puebla y Oaxaca, en la que se señalan las distintas unidades litológicas que conforman el relieve geomorfológico. CO, Complejo Oaxaqueño; CA, Complejo Acatlán; M, milonita (gneises granulíticos completamente milonitizados); GCz, granito Cozahuico (plutón sintectónico sellador); Tcg, conglomerado paleogénico con clastos de caliza cretácica fosilífera, gneis y esquisto; Tvs, rocas volcanosedimentarias oligocénicas.

En trabajos más recientes (Elías-Herrera y Ortega- Gutiérrez, 1998, 2002), con base en cartografía geológica, análisis estructural y de microtectónica en muestras orientadas, y estudios petrográficos y geocronológicos, el contacto entre los basamentos cristalinos Acatlán y Oaxaqueño en el área de Caltepec fue reconocido como un borde tectónico más complejo (Figura 2). La edad, cinemática y dimensiones de la zona de contacto resultaron ser muy distintas a las previamente consideradas, lo cual modifica radicalmente la visión que se tenía de esta frontera geológica. Para los propósitos de este estudio en la Figura 3 se presenta el mapa geológico de la zona de falla de Caltepec, y en las Figuras 4 y 5 se muestran detalles geológico-estructurales de esta zona de falla modificados de Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez (2002).

2. Falla de Caltepec

El contacto tectónico entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño al sur de Tehuacán, Puebla, en las áreas de Caltepec y Reyes Metzontla, únicos lugares donde éste aflora, fue reevaluado y redefinido como una zona de falla mayor retrabajada, con deformación dúctil y frágil sobrepuestas, con rumbo N-S y NNW, un espesor de 2 a 6 km, y con una estructura en media flor (half-flower structure) en sección transversal (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1998, 2002). La zona de falla (Figuras 2 y 3), de oriente a poniente, consiste en 100-500 m de gneises granulíticos proterozóicos con retrogresión intensa dislocados por fallas subverticales; 200-500 m de milonita con foliación vertical, con protolito gnéisico y con cataclasis posterior; 50-800 m de una cuña tectónica de conglomerado paleogénico con clastos de esquisto, granito deformado, caliza fosilífera cretácica, pedernal, cuarzo, y escasos fragmentos de gneis; bordeado y basculado por fallamiento vertical; 2-4 km de un granito (granito Cozahuico) milonitizado con una foliación que varía de vertical a moderadamente inclinada hacia el ENE, con cataclasis posterior, y que cabalga hacia el poniente al Complejo Acatlán (Figuras 4 y 5); y por último, un sector indefinido de esquisto de mica-granate del Complejo Acatlán con una estructura fuertemente planar dislocados por fallamiento posterior subyacente al granito Cozahuico. El sentido de la cizalla en la deformación dúctil (milonitización) de los gneises proterozoicos y del granito Cozahuico es derecha, y fue deducida por medio de porfidoclastos tipo delta y sigma, geometría de granos cristalinos, microestructuras S-C, y deslizamiento antitético en granos minerales a escala meso y microscópica. La componente de contracción por el cabalgamiento del granito Cozahuico sobre el Complejo Acatlán en régimen dúctil, aunada a la cizalla derecha, indica que la falla de Caltepec corresponde a una estructura mesocortical mayor transpresiva, al menos en una parte de su historia de deformación dúctil. Aunque la cinemática derecha en la zona de falla (Figuras 3, 4 y 5) es ambigua en términos de describir una contracción derecha debido a que la orientación de la foliación y la lineación de elongación mineral está afectada por deformación frágil posterior, la componente de contracción relacionada con el cabalgamiento fue deducida esencialmente por medio de meso y microestructuras en esquistos miloníticos a lo largo del contacto tectónico con el granito. Este aspecto se discute con detalle más adelante. Rasgos adicionales sobre la petrografía, relaciones texturales, e implicaciones de los diferentes sectores litológicos que conforman la zona de falla de Caltepec están documentados en Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez (2002).

3. Complejo Oaxaqueño

Al oriente, fuera de la zona de falla, el Complejo Oaxaqueño está conformado por bandas de gneises granulíticos gabróico-dioríticos y tonalíticos alternados con bandas de gneises graníticos (Figura 6a) con facies pegmatíticas en algunos lugares. La asociación mineral granulítica en los gneises gabróicos consiste en plagioclasa + clinopiroxena + ortopiroxena + granate + anfíbol titanífero + biotita titanífera ± cuarzo ± ilmenita. La ortopiroxena está reemplazada por bastita. La mineralogía en los gneises graníticos es cuarzo + feldespato potásico pertítico + plagioclasa + granate + biotita titanífera ± ilmenita ± allanita. Estructuralmente los gneises se caracterizan por un bandeamiento con rumbo general NW-SE con una inclinación subvertical al SW y NE, y una lineación de elongación mineral con una inclinación general de 20-50° al NW. Los gneises están dislocados y brechados localmente en algunos lugares debido a un fallamiento frágil N-S de ángulo alto (Figura 6b). Muy cerca de la zona de falla de Caltepec, el bandeamiento gnéisico es gradualmente transpuesto por una foliación milonítica subvertical y un rumbo NNW, y por zonas de cizalla dúctil trenzadas de hasta un metro de espesor (Figura 6c). Los gneises granulíticos máficos en las zonas de cizalla dúctil son transformados a milonitas anfibolíticas. La fábrica gnéisica es sobrepuesta por una fábrica planar desarrollada por la reducción de grano debido a recristalización y alineación de anfíbol verde acicular y granos cuarzofeldespáticos. Relaciones texturales del anfíbol y plagioclasa en las milonitas indican un sentido de cizalla derecho (Figura 6d).

El Complejo Oaxaqueño al oriente de la zona de falla de Caltepec está cubierto discordantemente por la Formación Matzitzi, capas rojas (conglomerado Caltepec) del Cretácico Inferior, conglomerados paleogénicos, y rocas volcánicas y sedimentarias lacustres cenozoicas. De hecho, todas estas rocas de cobertura también cubren discordantemente al Complejo Acatlán al poniente de la zona de falla. La Formación Matzitzi, como unidad sedimentaria de traslape más antigua, es una restricción estratigráfica fundamental para la yuxtaposición tectónica de los complejos metamórficos. Esta formación es una secuencia de conglomerados, areniscas y limolitas con facies de litoral y continentales muy rica en flora fósil. Por la descripción de su flora se le asignó anteriormente una edad pensilvánica (Silva-Pineda, 1970), o bien una edad ambigua del Pensilvánico-Pérmico (Weber et al., 1987). Una década después, debido al descubrimiento de una planta fósil de las gigantopteridales, Lonesomia mexicana Weber, sp.nov., la Formación Matzitzi fue reasignada al leonardiano (Weber, 1997), lo cual parece ser corroborado por la similitud de la flora de Matztzi con estratos leonardianos de Texas. La yuxtaposición tectónica de los complejos metamórficos Acatlán y Oaxaqueño es, por lo tanto, preleonardiana (pre-Pérmico temprano tardío) y parece haber ocurrido más cerca del borde laurenciano que del gondwánico, como lo sugiere la flora leonardiana de la unidad de traslape.

En las partes aledañas al rancho Santa Lucía, 6 km al SSE de Coatepec (Figura 3), el Complejo Oaxaqueño está cubierto discordantemente por capas rojas del Cretácico Inferior. Las capas rojas consisten en conglomerados y areniscas con estratificación cruzada, con fragmentos de gneises del complejo subyacente, granitos, areniscas de la Formación Matzitzi, y rocas volcánicas, y se intercalan gradualmente con margas y limolitas fosilíferas de la Formación Zapotitlán del Barremiano (Calderón- García, 1956). Estas mismas capas rojas están cubriendo discordantemente a gneises, al granito Cozahuico y a esquistos del Complejo Acatlán en el área de Caltepec- Metzontla, en donde han sido descritos informalmente como “unidad de conglomerados rojos” (González-Hervert, 1984), “conglomerado rojo Caltepec” (Hernández-Lascares, 2000) o “formación Metzontla” (García-Duarte, 1999). Los gneises cubiertos por las capas rojas en el área de Caltepec corresponden a bloques xenolíticos contenidos en el granito Cozahuico dentro de la zona de falla de Caltepec, y no a gneises granulíticos del Complejo Oaxaqueño in situ, como se discute más adelante.

4. Complejo Acatlán

Al poniente, fuera de la zona de falla, el Complejo Acatlán consiste esencialmente en esquisto de mica, esquisto anfibolítico, esquisto cuarzofeldespático, esquisto verde, cuarcita, lentes de mármol, y algunos cuerpos de serpentina. El complejo metamórfico está cubierto discordantemente por sedimentos lacustres y rocas volcánicas terciarias, y localmente se observa debajo de las capas rojas del Cretácico Inferior en las áreas de Caltepec y San Simón Tlacuilotepec, y de la Formación Matzitzi en Metzontla. En las rocas micáceas del Complejo Acatlán la asociación mica blanca + biotita + granate, con clorita y epidota como fases retrogresivas, está ampliamente difundida. En los esquistos anfibolíticos la asociación hornblenda ± plagioclasa ± epidota ± cuarzo sugiere que el metamorfismo regional alcanzó por lo menos la parte baja de la facies de anfibolita. Más aún, en algunas anfibolitas la asociación anfíbol sódico-cálcico (?) (pleocroismo verde azulado) + epidota (± zoisita) + rutilo sugiere un metamorfismo en facies de anfibolita de alta presión. En el esquisto micáceo, porfidoblastos de granate son abundantes y presentan una relación textural compleja que sugiere una cristalización pre y sintectónica con la foliación dominante. No sólo en el esquisto micáceo, sino también en anfibolitas es común observar microscópicamente foliación metamórfica muy plisada. A escala de afloramiento las rocas presentan evidencias de polideformación, con patrones de superposición de pliegues indicando por lo menos dos fases de plegamiento (Figura 6e), cuya orientación y vergencia aún no han sido determinadas. Sin embargo, las rocas del Complejo Acatlán cerca y a lo largo del contacto tectónico con el granito Cozahuico presentan una fábrica completamente planar, con una foliación que se traspone a las anteriores. Por ejemplo, en el cañón de Cozahuico la foliación transpuesta en esquisto micáceo es definida por la reorientación y recristalización de mica blanca, biotita, granate y cuarzo, y tiene un rumbo NNW con inclinación moderada hacia el NE (Figura 4). Esta foliación es paralela a los planos axiales de pliegues menores asimétricos apretados con vergencia hacia el poniente y a la foliación milonítica del granito Cozahuico sobreyacente, mientras que los ejes de pliegues menores son paralelos a la lineación de elongación mineral del granito. En el área del río Hondo, un esquisto de cuarzo-mica blanca-granate milonítizado está estructuralmente subyaciendo al granito Cozahuico y a gneises anfibolíticos encajonados en el granito. En este caso, la lineación mineral del esquisto es burdamente paralela a la lineación de elongación del gneis y del granito. Granos de mica en forma de pez (mica fish) y microestructuras S-C en el esquisto milonítico indican una dirección de movimiento de cima hacia el WSW, lo cual es consistente con la dirección de transporte tectónico hacia el W indicado por la vergencia de los pliegues menores en el esquisto del cañón de Cozahuico. Una relación de intrusión entre el granito Cozahuico y las rocas del Complejo Acatlán no fue observada. Con base en estos datos de campo se considera que el borde occidental de la zona de falla de Caltepec es por lo tanto una falla inversa con deformación dúctil asociada.

Figura 3. Mapa geológico del área de Caltepec, área singular por ser la única localidad donde está expuesta la zona de contacto tectónico entre los complejos cristalinos Acatlán y Oaxaqueño. Las rocas de cobertura pospaleozóica no fueron diferenciadas.

Figura 4. Detalle geológico-estructural del borde poniente de la zona de falla de Caltepec en el cañón de Cozahuico. La cinemática derecha en el granito Cozahuico se ilustra de manera esquemática por medio de una geometria tipo mica fish. Para su localización ver la Figura 3.

5. Granito Cozahuico

El granito Cozahuico (Figura 6f y g) aflora en el cañón del mismo nombre, y es un plutón leucocrático de grano medio a grueso extremadamente alargado, con sus bordes delimitados por fallas, que se extiende a lo largo y dentro de la zona de falla de Caltepec. Por la relación de campo el granito es una unidad esencial en el entendimiento de la deformación dúctil de la falla de Caltepec. El borde oriental del granito es un contacto por falla normal (estructura frágil de reactivación cenozoica) con el conglomerado paleogénico y con una zona vertical de milonita; el borde occidental es un contacto de cabalgadura con deformación dúctil asociada. Su distribución a lo largo del contacto de falla sugiere que su emplazamiento pudo haber ocurrido a lo largo de una zona de debilidad (Ortega-Gutiérrez, 1975). Debido a su deformación interna, el plutón presenta una estructura de augengneis, por lo que originalmente fue considerado como parte del Complejo Acatlán, al correlacionarlo con los Granitoides Esperanza (Ortega- Gutiérrez, 1975) en los que la estructura porfidoclástica es una característica importante. El granito Cozahuico es, sin embargo, diferente a los Granitoides Esperanza en términos petrográficos, geoquímicos, isotópicos y geocronológicos. El granito Cozahuico tiene una estructura compleja conformada por una mezcla de minerales ígneos, metamórficos y de alteraciones tardías relacionada con cataclasis posterior. Los minerales primarios son feldespato potásico, cuarzo, plagioclasa, biotita, hornblenda, ilmenita, titanita, allanita/epidota, apatita y circón. Si bien la epidota metamórfica y de alteración hidrotemal es abundante en el granito, en los casos de cristales euédricos a subédricos con zoneamiento oscilatorio de crecimiento alrededor de núcleos de allanita, y en cristales euédricos aislados dentro de fenocristales no alterados de ortoclasa en sectores no deformados del granito, la epidota se considera de origen magmático (e.g., Zen y Hammarstrom, 1984; Keane y Morrison, 1997). La orientación de cristales tabulares euédricos grandes (0.3-3 cm de largo) de feldespato potásico y plagioclasa con las maclas de crecimiento paralelas a las caras cristalinas, y cristales de tamaño medio de biotita, ilmenita y allanita/epidota definen una foliación magmática. La mineralogía metamórfica que define una foliación tectónica, o de estado sólido, consiste en cuarzo finamente recristalizado, biotita, microclina, mica blanca, albita, epidota, clinozoisita, y titanita, con abundancia de mirmequitas en los bordes de fenocristales de feldespato y a lo largo de esta foliación. En términos de microtectónica, la foliación en estado sólido se sobrepone paralelamente a la foliación magmática, lo que sugiere un emplazamiento sintectónico (e.g., Paterson et al., 1989; Miller y Paterson, 1994).

5.1. Gneises y migmatitas en el granito Cozahuico El granito Cozahuico contiene bloques xenolíticos de gneises anfibolíticos, graníticos y migmatíticos bandeados con espesores que varían desde unos metros hasta 500 m, y hasta 7 km de largo. Los bloques están alineados paralelamente al rumbo general N-S de la zona de falla y del granito Cozahuico, y presentan estructuras de boudinage a escalas macro (de mapa) y mesoscópica (de afloramiento). La fábrica de todos los gneises xenolíticos en general está también orientada paralela a la foliación magmática/tectónica y lineación mineral del granito encajonante, e inclusive con relaciones texturales o de fábrica indicando una cinemática derecha. Los gneises son similares a los del Complejo Oaxaqueño fuera de la zona de falla, con bandas máficas y félsica alternadas, con pequeños cuerpos lenticulares de mármol impuro con relaciones intrusivas a escala del bandeamiento circundante. Estos gneises, sin embargo, ya no presentan asociaciones mineralógicas de facies de granulita, las bandas máficas consisten en una asociación de hornblenda + plagioclasa + feldespato potásico ± epidota ± biotita, mientras que cuarzo monocristalino (localmente de color azulado) + listones de feldespato (principalmente microclina) policristalino + biotita constituyen las bandas félsicas. La relación de intrusión entre el granito Cozahuico y los gneises xenolíticos es clara, diques de granito deformado y no deformado cortan a los gneises, y localmente a lo largo del contacto con el plutón, los gneises presentan una zona de hibridación sugiriendo asimilación parcial de éstos por el granito.

Figura 5. Detalle geológico-estructural del borde oriental de la zona de falla de Caltepec en el cañón del Carrizal, sección tipo de esta zona de falla. La cinemática destral en el granito Cozahuico y en la milonita se ilustra de manera esquemática por medio de una geometría tipo mica fish. Para su localización ver la Figura 3.

Los gneises migmatíticos consisten en bandas (milimétricas hasta 50 cm de espesor) alternadas de melanosoma rico en hornblenda, biotita y epidota, y leucosoma granítico como parte del neosoma (Figura 6h). Gneises graníticos, granodioríticos y tonalíticos ricos en hornblenda conforman el paleosoma. Localmente se observan schlieren, estructuras plegadas y estructuras flebíticas de leucogranito. El neosoma granítico en las migmatitas es un granito con epidota con una fábrica hipidiomórfica granular en las que la microclina y texturas mirmequitas son abundantes. La epidota en el granito anatéctico se presenta en pequeños cristales (0.1-0.6 mm de largo) con contactos en bahía asociada a feldespato potásico, plagioclasa y cuarzo; en intercrecimiento vermiculítico a mirmequítico con cuarzo; y en cristales euédricos y subédricos con núcleos de allanita en feldespato y asociados a biotita. La epidota también presenta estabilidad textural en el melanosoma y en gneises granodioríticos bandeados ricos en hornblenda, sugiriendo un equilibrio térmico entre el leucosoma granítico y las unidades migmatíticas máficas. Es importante señalar que la asociación mineral en el neosoma es similar a la mineralogía primaria del granito Cozahuico, con epidota magmática en ambos casos, y que bandas o diques plegados del granito están estrechamente alternadas con las migmatitas bandeadas, por lo que la asociación petrogenética migmatitas-granito Cozahuico es claramente sugerida.

Con base en los datos estructurales y petrográficos, se considera que los bloques de gneises son megaxenolitos de gneises granulíticos proterozoicos que fueron fuertemente deformados y térmicamente reequilibrados por metamorfismo y fusión parcial en facies de anfibolita durante el emplazamiento del granito Cozahuico. La deformación dúctil, el metamorfismo, la migmatización, y el magmatismo con epidota primaria dentro de la zona de falla de Caltepec han sido por lo tanto interpretados como fenómenos simultáneos que ocurrieron en las raíces profundas de este límite tectónico (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2000, 2002). En este caso la deformación penetrante, recristalización y la fusión parcial probablemente fueron promovidas simultáneamente por la canalización y movilización de fluidos a lo largo de capas o bandas, proceso que es común en rocas fuertemente foliadas o en migmatitas bandeadas (Mawer et al., 1988). El magma anatéctico en la falla fue probablemente generado a presiones mínimas de ~ 4.5 kb (16-17 km de profundidad) y con una presión de H2O alta sugerida por la presencia de epidota magmática (e.g., Schmidt y Thompson, 1996). Los fluidos y el calor necesario para rehomogeneizar y fundir gneises granulíticos posiblemente fueron derivados localmente de la deshidratación, en niveles corticales más profundos, del Complejo Acatlán cabalgado, o por procesos regionales asociados con una zona convergente oblicua (e.g., Saint Blanquat et al., 1998), postulada al poniente del Complejo Acatlán para tiempos premesozoicos (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002). La inversión tectonotérmica que se observa en el cabalgamiento de gneises migmatíticos (metamorfismo de facies de anfibolita en su parte alta) sobre esquistos del Complejo Acatlán (metamorfismo de esquisto verde esencialmente) puede indicar un desplazamiento vertical grande y un traslape cortical importante en el borde poniente de la zona de falla. El cabalgamiento que se observa en los niveles de exposición actuales probablemente corresponde a un estadío de este evento tectonomagmático durante la etapa tardía de enfriamiento sintectónico del granito Cozahuico. Así lo sugieren la deformación dúctil y el metamorfismo de facies de esquisto verde-parte baja de la facies de anfi- bolita de los esquistos del Complejo Acatlán a lo largo de la zona de falla.

5.2. Naturaleza sintectónica del granito Cozahuico

El emplazamiento sintectónico de plutones es un aspecto controversial en el que se han señalado dudas importantes sobre el significado de la relación espacial estrecha entre plutones y fallas (Paterson y Schmidt, 1999). Los criterios para definir la naturaleza sintectónica de intrusiones ígneas son comúnmente ambiguos, requiriéndose casi siempre líneas de argumentación múltiples (Paterson y Tobisch, 1988; Paterson et al., 1989; Miller y Paterson, 1994). No obstante estas dificultades, el emplazamiento y la deformación dúctil del granito Cozahuico a lo largo de la falla de Caltepec como fenómenos simultáneos se sustenta en la siguiente argumentación: (1) La forma exageradamente elongada, con 2-6 km de ancho por más de 25 km de largo, del plutón deformado, con su eje mayor paralelo a la dirección principal de alargamiento, y sus bordes definidos por fallas a lo largo de un límite de terrenos, sugieren que su emplazamiento y expansión lateral fueron probablemente controlados por el rumbo de un fallamiento dúctil (e.g., Vigneresse, 1995; Román-Bardiel et al., 1997). (2) La foliación en el granito Cozahuico es concordante con la foliación compuesta en el esquisto subyacente al poniente, y los ejes de pliegues menores apretados con vergencia hacia el WSW en el esquisto son paralelos a la lineación de elongación mineral en el plutón. Si bien estas relaciones pueden ser ambiguas, el paralelismo estructural en este caso se interpreta como el resultado de una deformación dúctil simultánea del esquisto y el granito durante su etapa de enfriamiento. La foliación compuesta en el esquisto, en la zona de contacto tectónico con el granito, es una estructura planar que se sobrepone claramente a foliaciones anteriores en el esquisto. (3) La relación intrusiva del granito Cozahuico con relación a bloques alargados de gneises con estructuras de boudinage, vetillas de granito plegadas y con boudinage en los gneises xenolíticos, deformación dúctil heterogenea en vetillas graníticas con sectores fuerte y débilmente deformados, y plegamiento en los gneises xenolíticos con planos axiales paralelos a la foliación del granito circundante, son evidencias sólidas de magmatismo y deformación simultáneos. (4) La presencia, en el granito Cozahuico, de pegmatitas no foliadas, aplitas, y diques graníticos de grano medio a fino con foliación interna, con pliegues apretados a cerrados cuyos planos axiales son paralelos a la foliación milonítica del plutón encajonante (Figura 6f), indica que pulsos magmáticos tardíos ocurrieron durante el enfriamiento y la deformación del granito. (5) La deformación interna del plutón con zonas de cizalla microscópicas (estructuras S-C) a lo largo y ancho de éste, aunada a la ausencia de zonas de cizalla mesoscópicas entreveradas y alrededor de sectores poco deformados, son también rasgos consistentes con un emplazamiento sintectónico (e.g., Gapais, 1989). (6) La presencia de foliación magmática o submagmática y de estado sólido en arreglos paralelos son características diagnósticas de un emplazamiento sintectónico (Paterson et al., 1989; Miller y Paterson, 1994). Por otro lado, el aspecto termomecánico entre cizalla dúctil y magmatismo sintectónico es un problema importante y complejo (e.g., Brown y Solar, 1998; Harrison et al., 1998; Nabelek y Liu, 1999; Leloup et al., 1999) que, para el caso de la falla de Caltepec, no ha sido abordado hasta ahora.

Figura 6. (a) Bandas alternadas de gneises gabróicos-dioríticos y graníticos del Complejo Oaxaqueño en el río Hondo, al oriente de la falla de Caltepec. (b) Gneises del Complejo Oaxaqueño dislocados por fallas normales cenozoicas en el cañón del Carrizal, cerca de la zona de falla de Caltepec. (c) Gneis granulítico gabróico-diorítico que por cizalla dúctil es transformado a una milonita anfibolítica con foliación vertical que se sobrepone al bandeamiento gnéisico, cañón del Carrizal, borde oriental de la zona de falla de Caltepec. (d) Milonita anfibolítica a escala microscópica de la porción oriental de la zona de falla de Caltepec; las relaciones texturales del anfíbol (Anf) y de plagioclasa (Pl) en la milonita indican un sentido de cizalla derecha. (e) Metasedimentos del Complejo Acatlán con al menos dos fases de plegamiento sobrepuestas: pliegue de funda F1 afectado por un plegamiento posterior F2. La localidad corresponde al cañón de Cozahuico, al poniente de la zona de falla de Caltepec; la escala es un cincel de 15 cm de largo. (f) Granito Cozahuico con una fase granítica más leucocrática plegada cuyos planos axiales (F) son paralelos a la foliación milonítica (S), cañón del río Hondo, zona de falla de Caltepec; la escala es un plumón de 12 cm de largo. (g) Granito Cozahuico con un porfidoclasto de feldespato potásico (Fk) tipo ó indicando cizalla derecha, cañón del Carrizal, zona de falla de Caltepec. (h) Gneises migmatíticos bandeados encajonados dentro del granito Cozahuico; bandas melanosoma ricas en anfíbol se alternan con bandas graníticas leucosomáticas, cuya edad U-Pb de una de ellas se señala. Localidad de la barranca Agua Salada, zona de falla de Caltepec.

6. Geocronología: edad del granito Cozahuico, migmatitas y de la falla Caltepec

Debido a que la naturaleza sintectónica del granito Cozahuico parece ser clara, y su emplazamiento entre basamentos metamórficos diferentes como plutón sellador (stitching pluton) probablemente ocurrió casi simultáneamente con la migmatización dentro de la falla de Caltepec, la edad tanto del granito como del neosoma en las migmatitas, son evidentemente muy significativas. Aunque algunos datos geocronométricos e isotópicos relacionados con el granito Cozahuico fueron documentados anteriormente (Ruiz-Castellanos, 1979; Torres-Vargas et al., 1986; 1999), la trascendencia del plutón como elemento fundamental en la historia geológica de la falla de Caltepec y de la yuxtaposición de los basamentos cristalinos más importantes del sur de México no fue percibida plenamente. Así, por ejemplo, Ruiz-Castellanos (1979) obtuvo una línea de regresión Rb-Sr (7 puntos de roca entera) de 269 ± 21 Ma (Pérmico medio) con una relación inicial 87Sr/86Sr de 0.7056 para el granito deformado de la localidad La Compañía, en el área de Caltepec. Es conveniente señalar que “el granito de La Compañía” o “granito Caltepec”, por continuidad de afloramiento corresponde claramente a la prolongación septentrional del granito Cozahuico. La edad pérmica Rb-Sr fue interpretada ambiguamente como la edad de intrusión del granito o bien como la edad de la deformación “cataclástica” del mismo. El emplazamiento del plutón fue, sin embargo, considerado casi simultáneo a su deformación con base en las relaciones isotópicas (Ruiz-Castellanos, 1979).

Es interesante mencionar que esta primera inferencia sobre la relación sintectónica del granito y su edad Rb-Sr del Pérmico vienen a ser congruentes con lo determinado estructural, petrográfica y geocronológicamente dos décadas después. Ruiz-Castellanos (1979) también concluyó que “el granito de La Compañía” es isotópicamente muy diferente a los augen-esquistos de la “Formación Esperanza” (Granitoides Esperanza) aflorando en otras partes del Complejo Acatlán. Por otro lado, “el granito de La Compañía” fue también fechado por K-Ar (biotita) con una edad del Jurásico Medio de 167 ± 8 Ma (Torres-Vargas et al., 1986), edad que más bien puede estar relacionada con el retrabajo de la zona de falla. Después, una edad devónica para el granito Cozahuico fue implicada al asumirse que los Granitoides Esperanza, fechados en el área de Acatlán por U-Pb (circón) en 371 ± 34 Ma (Yañez et al., 1991), estuvieron involucrados directamente en la yuxtaposición tectónica de los complejos Acatlán y Oaxaqueño en la zona de falla de Caltepec (Yañez et al., 1991; Sedlock et al., 1993; Ortega-Gutiérrez, 1993). Si embargo, de acuerdo con información geocronológica más reciente, la edad de los Granitoides Esperanza en su localidad tipo resultó ser del Ordovícico Tardío-Silúrico temprano (440 ± 14 Ma, Ortega-Gutiérrez et al., 1999), y la correlación entre el granito Cozahuico y los Granitoides Esperanza ha resultado ser también inválida a la luz de datos geológicos nuevos. Por lo anterior, y debido a la falta de estudios isotópicos adecuados para establecer claramente la edad y deformación dúctil del granito Cozahuico y de la falla de Caltepec, se decidió fechar por U-Pb (circón) a este plutón (muestra GC1) y al neosoma granítico (muestra ZFC17) de las migmatitas en la zona de falla de Caltepec. Los resultados y los procedimientos analíticos resumidos Falla de Caltepec 95 se presentan en las Tablas 1 y 2, y en los diagramas concordia Pb/U tradicionales se muestran gráficamente los resultados (Figura 7). Del granito Cozahuico se obtuvieron seis fracciones de circones con edades discordantes (Tabla 1 y Figura 7a). Con todas las fracciones discordantes se obtuvieron edades de intersección inferior y superior muy pobremente definidas de 326 ± 118 Ma y 1137 ± 257 Ma, respectivamente. Al excluir las dos fracciones con errores analíticos mayores se obtuvieron edades de intersección inferior y superior más definidas de 373 ± 43 Ma y 1301± 122 Ma, pero descartando las dos fracciones más discordantes las edades obtenidas fueron de 258 ± 11 Ma y 987 ± 11 Ma (Figura 7a). En cualquier caso, las edades de intersección superior del Mesoproterozoico se interpretan como la edad de la fuente de componentes radiogénicos heredados, mientras que las edades de intersección inferior se consideran correspondientes a la edad de cristalización del granito. Así, la edad de intersección inferior de 373 ± 43 Ma fue interpretada preliminarmente como la edad de emplazamiento del granito Cozahuico y de la interacción transpresiva de los bloques Acatlán y Oaxaqueño relacionados a la orogenia Acadiana (Elías- Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1998), como previamente se había sugerido (Yañez et al., 1991). No obstante, la edad de 258 ± 11 Ma se aproxima más a la edad de cristalización del granito como se discute más adelante, y la edad de intersección superior correspondiente, 987 ± 11 Ma, es más consistente con el evento tectonotérmico zapoteco granulítico del Complejo Oaxaqueño (Solari et al., 2003), el cual es la fuente probable de los componentes heredados. Por la ambigüedad de los datos, los cuales varían en función de la combinación de fracciones, se considera que la edad del granito Cozahuico no quedó claramente establecida con las seis fracciones de circones analizadas.

Paralelamente a lo anterior, ocho fracciones de circones del neosoma granítico en los gneises migmatíticos fueron analizadas (Tabla 1). Algunas de estas fracciones resultaron ser menos discordantes, e inclusive una de ellas (C, W27) tiene una edad concordante de 275.6 ± 1 Ma (Figura 7b).

Tabla 1. Datos geocronológicos U-Pb (circón) para un leucogranito (neosoma) de gneises migmatíticos y el granito Cozahuico en la zona de la falla de Caltepeca.

^a Los análisis fueron hechos por Robert López en la Universidad de California, en Santa Cruz, Ca. ^b Propiedades de las fracciones: grn, granos; abr, pulidos; dm, diamagnéticos; elg, alargados y delgados; stb, cortos y gruesos. ^c Las relaciones istópicas observadas fueron corregidas por un fraccionamiento de masa de 1 ‰. Las fracciones fueron resaltadas con el trazador mezclado 235U/205Pb y fueron corregidas por el efecto del trazador y del blanco. Los errores 2σ en las relaciones 207Pb/206Pb y 208Pb/206Pb son < 0.8 %, generalmente mejores que 0.1 %; Los errores en la relación 206Pb/204Pb varían desde 0.3 % hasta 1.9 %. d Pb radiogénico. ^e Las constantes de decaimiento son: 238U = 1.55125x10-10; 235U = 9.48485x10-10; 238U/235U = 137.88. Los errores estimados de la relación atómica U/Pb son ± 0.4 % basados en análisis replica de una fracción de circón de cristal único. Los errores (2σ, en %) son presentados en paréntesis. ^f La disolución de circon y la química de intercambio iónico fueron modificadas de acuerdo con Krogh (1973) y Mattinson (1987), en microcápsulas del tipo usadas por Parrish (1987). La cantidad total procesada del blanco de Pb varió entre 2 pg y 30 pg, generalmente promediando <10 pg. Las composiciones iniciales de Pb corresponden a análisis isotópicos de feldespatos seleccionados con relaciones 208:207:206:204 = 18.34:15.57:37.66:1. Los datos isotópicos fueron medidos en un espectrómetro de masas multicolector VG54-30 con un detector de conteo de pulsos Daly en la Universidad de California en Santa Cruz, Cal. ^g Los errores en las edades 207Pbd/206Pbd son 2σ según los programas para el procesamiento de datos isotópicos PBDAT de Ludwig (1991).

El arreglo lineal de las fracciones discordantes define una edad de intersección superior de 1105 ± 80 Ma. La edad concordante del Pérmico temprano es considerada la edad de la migmatización en la falla de Caltepec, y la edad de intersección superior del Mesoproterozoico, similar a la obtenida en el granito Cozahuico, sugiere también que los gneises del Complejo Oaxaqueño pueden ser los protolitos y/o fuentes de componentes heredados. Dado que las relaciones geológicas indican que la migmatización, con fusión parcial de gneises proterozoicos, y el emplazamiento del granito Cozahuico y su deformación dúctil, fueron fenómenos más o menos simultáneos relacionados con la colisión oblicua de los complejos cristalinos Acatlán y Oaxaqueño, las edades del plutón, de la deformación dúctil a lo largo de la falla de Caltepec, y del evento de colisión fueron consideradas, por lo tanto, del Pérmico temprano (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2000, 2002). Datos geocronológicos más recientes, dados a conocer por primera vez aquí, vienen a fortalecer esta interpretación.

Debido a que la edad del granito Cozahuico no quedó determinada por medio del método geocronológico convencional de U-Pb, la misma muestra de este plutón (GC1) fue analizada con microsonda iónica sensitiva de alta resolución (SHRIMP, por sus siglas en inglés). Por este método, la edad del granito Cozahuico quedó claramente establecida en 270.4 ± 2.6 Ma y componentes heredados del Mesoproterozoico en el plutón son confirmados. Los cristales de circones analizados fueron seleccionados manualmente a partir de los concentrados de minerales pesados no magnéticos, y montados posteriormente en resina epóxica para ser desbastados a la mitad de su espesor y pulidos. Se hicieron 20 puntos de análisis en circones cuyas edades 206Pb/238U se muestran en la Tabla 2, y los diagramas concordia correspondientes se presentan en la Figura 7c y 7d. De estas edades 13 son concordantes o casi concordantes y corresponden a análisis puntuales en los bordes de cristales zonificados de circón (Figura 8). Las siete edades restantes son ligeramente discordantes y representan puntos de análisis en los núcleos antiguos de los granos de circones (Figura 8). Las edades concordantes varían desde 257 ± 4 Ma hasta 286 ± 4 Ma, con una edad concordante promedio de 270.4 ± 2.6 Ma (Figura 7c y d) que corresponde claramente a la edad de cristalización del granito Cozahuico. Es importante señalar que de las edades discordantes, las menos discordantes, 971 ± 16 Ma (3% discordante) y 1227 ± 17 Ma (-2 % discordante), corresponden a núcleos o granos de circones heredados y son comparables a las de rocas granulíticas y metaígneas de la porción norte del Complejo Oaxaqueño (Solari et. al., 2003; Keppie et al., 2003). Adicionalmente, cabe mencionar que la mayoría de estas edades discordantes tienen un arreglo lineal cuya intersección superior define una edad de ~1000 Ma (Figura 7c), la cual también coincide con la edad del metamorfismo granulítico del Complejo Oaxaqueño.

Tabla 2. Datos geocronológicos U-Th-Pb de análisis puntuales por medio de microsonda iónica sensitiva de alta resolución (SHRIMP) en circones del granito Cozahuico (muestra GC-1) en la zona de falla de Caltepeca.

^a Los análisis fueron hechos por Alexander Iriondo usando SHRIMP-RG instalada en la Universidad de Stanford, California, en copropiedad con el Servicio Geológico de Estados Unidos. El procedimiento SHRIMP usado fue similar al reportado por Williams (1998), y los datos isotópicos fueron graficados por medio de los programas IsoplotEx y Squid de Ludwing (2001a, b). El rayo iónico primario de oxígeno operó a 2-4 nA y excavó un área de 25-30 μm de diámetro a una profundidad de ca. 1 μm, con un rango de sensibilidad de 5 a 30 cps/ppm de Pb. ^b Pb común. El análisis de las muestras y del patrón de circón usado, R33 de 419 Ma, fueron alternados para una control más estrecho de la relación Pb/U. Las concentraciones de U y Pb tienen un 10-20 % de incertidumbre. c Relaciones atómicas corregidas por Pb inicial usando la cantidad de 204Pb y el promedio correspondiente al valor de la Tierra de Stacey y Kramers (1975). Las relaciones 206Pb/238U fueron normalizadas al patrón de circón R33. d Los errores en 2σ son presentados en paréntesis en %. e Errores absolutos presentados en el nivel de 1σ en Ma. f El grado de discordancia corresponde al porcentaje de la distancia desde el punto de análisis hasta la intersección con la concordia (equivalente a su edad 207Pb/206Pb ) a lo largo de una línea recta extrapolada hasta el punto de origen a 0 Ma.

Figura 7. Diagramas concordia para: (a) fracciones discordantes diferentes de circones del granito Cozahuico (muestra GC-1); (b) para fracciones discordantes diferentes de circones de leucosoma granítico (muestra ZFC17) en gneises migmatíticos; en este caso la fracción concordante, C,W27, a 275.6 ± 1 Ma define la edad de la migmatización en la zona de falla de Caltepec; (c) para análisis puntuales por SHRIMP en granos diferentes de circones de la misma muestra del granito Cozahuico (GC-1), con detalle en los análisis puntuales concordantes que sustentan una edad promedio 206Pb/238U de 270.4 ± 2.6 Ma (d). Los datos en los diagramas (a) y (b), y (c) y (d), corresponden a los de las Tablas 1 y 2, respectivamente

La edad de cristalización del granito Cozahuico de 270.4 ± 2.6 Ma resultó ser ligeramente más joven, incluso dentro de los rangos de error, que la edad de 275.6 ± 1 Ma para el leucosoma granítico en las migmatitas. Sin embargo, y al margen de la duda razonable en la diferencia de edades por el hecho de que los datos U-Pb corresponden a análisis de laboratorios y geocronología de circones diferentes, ambas edades pérmicas se consideran relacionadas al mismo fenómeno sintectónico de deformación, metamorfismo, migmatización, fusión parcial y magmatismo ocurrido en la zona de falla de Caltepec, producto de la colisión transpresiva entre los complejos metamórficos Acatlán y Oaxaqueño. El granito Cozahuico, al menos en su porción norte que es la parte fechada, puede entonces representar fases tardías de este evento tectonomagmático. La edad de las migmatitas y del granito Cozahuico en la zona de contacto entre los complejos cristalinos es congruente con la edad leonardiana (Weber, 1997) de la Formación Matzitzi como unidad de traslape en el área de Metzontla. Además, la relación discordante entre milonitas de la falla de Caltepec y la Formación Matzitzi, aunque plegada pero sin deformación cristaloplástica, implica un tasa de exhumación muy rápida de la zona de cizalla dúctil, lo cual es consistente con la coexistencia de foliaciones magmática y de estado sólido (e.g., Miller y Paterson, 1994) en el granito Cozahuico, y la preservación como fase metaestable de epidota magmática (e.g., Drummond et al., 1997) tanto en el granito como en los neosomas graníticos.

Datos termocronológicos de 40Ar/39Ar corroboran también el modelo de exhumación rápida.

6.1. Datos 40Ar/39Ar

Los datos de geocronología 40Ar/39Ar y detalles del procedimiento analítico, así como los espectros de edades aparentes correspondientes, se presentan en la Tabla 3 y en la Figura 9, respectivamente. Para el propósito de este estudio, una edad de meseta es obtenida cuando las edades aparentes de al menos tres segmentos o pasos consecutivos comprenden un mínimo de 55% del 39Ark liberado y son consistentes, dentro del error 2σ, con la edad integrada de los segmentos de meseta. Los errores presentados en la Tabla 3 y los espectros de edades de la Figura 9, así como en los diagramas de correlación isotópica (no incluidos) representan la precisión analítica en ± 2σ. Los datos completos 40Ar/39Ar están disponibles con el primer autor. La muestra SST4 (hornblenda) corresponde a una banda de melanosoma anfibolítico alternada con bandas de leucosoma granítico de gneises migmatíticos encajonados en el granito Cozahuico. Los gneises migmatíticos están en el bloque del alto de una falla inversa sobre esquistos de mica milonitizados del Complejo Acatlán en la barranca Agua Salada. La muestra SST3 (mica blanca) corresponde precisamente al esquisto de mica ubicado en el bloque del bajo. La localización de ambas muestras se señala en la Figura 3.

La edad de meseta de 278.06 ± 1.32 Ma para la hornblenda (muestra SST4) de los gneises anfibolíticos, en principio, pudiera interpretarse como una edad de enfriamiento de las migmatitas en la zona de falla, y estaría marcando el tiempo en que la roca pasó la isoterma de 530 ± 40°C (temperatura de cierre para la retención de Ar radiogénico en hornblenda; Harrison, 1981). Sin embargo, la parte granítica leucosomática dió una edad U-Pb (circón) concordante de 275.6 ± 1 Ma (Figuras 6h y 7b) que fecha la anatéxis, por lo que la edad 40Ar/39Ar de la hornblenda, ligeramente mayor que la edad concordante U-Pb del circón en el leucosoma adyacente, puede estar reflejando más bien exceso de 40Ar distribuido uniformemente en la estructura del anfíbol. La hornblenda del melanosoma anfibolítico, como porción restítica de las migmatitas, probablemente absorbió 40Ar radiogénico liberado por difusión de otras fases minerales, debido a que la migmatización y el emplazamiento del granito Cozahuico en la zona de falla probablemente reflejan una evolución isotérmica sintectónica de alta temperatura (~700°C) de ~6 Ma de duración relacionada con el evento de colisión transpresiva.

Figura 8. Cristales de circones del granito Cozahuico (muestra GC-1). Las fotomicrografías fuero tomadas con catodoluminiscencia para resaltar y señalar el zoneamiento interno de los granos y algunos de los puntos de análisis geocronológico con microsonada iónica sensitiva de alta resolución (SHRIMP, por sus siglas en inglés). Los resultados completos de estos análisis de presentan en la Tabla 2.

Respecto a la edad de meseta 40Ar/39Ar de 268.59 ± 1.27 Ma de la mica blanca del esquisto de mica milonitizado (muestra SST3) (Figura 9), ésta puede considerarse una edad de enfriamiento metamórfico a 350-400°C (rango de temperatura de cierre para la moscovita en el sistema isotópico 40Ar/39Ar; Wijbrans y McDougall, 1986; Hames y Bowring, 1994). La edad 40Ar/39Ar es ligeramente más joven que la edad U-Pb (circón) de 270.4 ± 2.6 Ma del granito Cozahuico, por lo que implicaría un enfriamiento muy rápido de ~180°C/Ma (Figura 10) tomando en consideración la pequeña diferencia de edades entre el granito y la roca metamórfica. Debido a que el esquisto de mica milonitizado representa el bloque del bajo justamente en el borde occidental de la zona de falla de Caltepec, la edad de la mica está fechando una etapa de enfriamiento del cabalgamiento dúctil del granito Cozahuico y los megaxenolitos de gneises migmatíticos sobre el Complejo Acatlán. La edad 40Ar/39Ar de la hornblenda (probable exceso de 40Ar) en los gneises migmatíticos, que representan el bloque del alto en las localidades muestreadas, es inconsistente con una historia de enfriamiento simple al considerar la edad 40Ar/39Ar de la mica (Figura 10).

En conjunto, los datos U-Pb y 40Ar/39Ar sugieren un enfriamiento rápido, consistente con una tasa de exhumación muy alta. El levantamiento rápido del Complejo Oaxaqueño relacionado con el evento de transpresión quedó también registrado estratigráfícamente en la Formación Matzitzi. La porción basal de esta formación en el área de Coatepec, 5 km al oriente de la zona de falla de Caltepec, se caracteriza por centenares de metros de conglomerados con cantos redondeados de gneises proterozoicos de varios metros de diámetro indicando depósitos catastróficos de muy alta energía relacionados a relieves topográficos muy abruptos e inestables.

7. Isotopía de Rb-Sr y Sm-Nd de migmatitas y del granito Cozahuico

En la Tabla 4 se presentan datos isotópicos Rb-Sr y Sm-Nd de los gneises migmatíticos bandeados y del granito Cozahuico. Los detalles resumidos del procedimiento analítico usado también se incluyen en esta Tabla. Las muestras de gneises migmatíticos analizadas corresponden a bandas alternadas de melanosoma anfibolítico y leucosoma granítico colectadas en la misma localidad de la muestra ZFC17, fechada por U-Pb (circón) en 275.6 ± 1 Ma (Figuras 3 y 6h). Debido a que esta fecha es la edad de la migmatización, las relaciones isotópicas iniciales fueron calculadas a 275 Ma. Las edades modelo Sm-Nd (TDM) corresponden al modelo evolutivo de manto empobrecido de DePaolo (1981). Las bandas de melanosoma y leucosoma tienen una relación inicial 87Sr/86Sr de 0.70616 a 0.70686, y valores iniciales negativos εNd(i) que varían desde –2.7 hasta –5.8, con edades TDM de 1.2 a 1.6 Ga. El granito Cozahuico se caracteriza por una relación inicial 87Sr/86Sr más baja que 0.70435-0.70560, un εNd(i) de –3.2 a –3.6, y edades TDM menos variables de 1.0 Ga a 1.2 Ga. Debido posiblemente a un fraccionamiento químico y mineralógico durante la migmatización (e.g., Zeng et al., 2005), las relaciones 147Sm/144Nd de las muestras del melanosoma (CO98/58C2 y CO98/58B) y una del leucosoma (CO98/58C1) son relativamente altas (> 0.16) lo que resulta en edades modelo anormales (> 2.0 Ga). En estos casos las edades modelo fueron corregidas por fraccionamiento (Milisenda et al., 1994) a 275 Ma.

Tabla 3. Datos 40Ar/39Ar para dos muestras de la zona de falla de Caltepeca.

^a Los minerales estudiados fueron concentrados y limpiados por técnicas normales de molienda, lavado, y selección y separación manual con microscopio binocular a partir de fracciones de 40-60 mallas en el laboratorio de separación de minerales del Instituto de Geología de la UNAM. Los minerales separados fueron cargados en paquetes de papel-aluminio e irradiados en el reactor nuclear McMaster (Hamilton, Ontario). Los análisis 40Ar/39Ar fueron hechos por Amabel Ortega en el laboratorio de geocronología de Queen’s University, Kingston, Ontario, Canadá, por medio de la técnica de calentamiento a pasos con láser descrita por Clark et al. (1998). Los datos fueron corregidos por blancos, discriminación de masa e interferencias de neutrón inducido.

Las relaciones iniciales de 87Sr/86Sr ≤ 0.70686 de los gneises migmatíticos y del granito Cozahuico sugieren que en el evento de fusión parcial y magmatismo sintectónico dentro de la zona de falla de Caltepec el material involucrado fue poco evolucionado, o corresponde a un material fuente poco diferenciado de la corteza inferior. Los datos Rb-Sr son, sin embargo, inconsistentes con los datos Sm-Nd que indican material cortical evolucionado. La relación Rb/Sr, que influye mucho en el cálculo de la relación inicial 87Sr/86Sr, es muy baja en los gneises y en el granito. Por ejemplo, el leucosoma granítico y el granito Cozahuico, con valores negativos de εNd(i) de –3.16 a –4.96, tienen relaciones Rb/Sr que varían de 0.01 a 0.28; mientras que granitos alleghanianos (de ˜300 Ma) de los Apalaches meridionales, con valores iniciales εNd(300 Ma) negativos comparables, tienen relaciones Rb/Sr de 0.12 a 1.24, con relaciones iniciales 87Sr/86Sr de 0.70642-0.70915 (Sampson et al., 1995). Es probable, por lo tanto, que en las rocas de la zona de falla de Caltepec haya ocurrido cierta removilización de Rb, y que el sistema Rb-Sr no permaneció completamente cerrado durante la historia de retrabajo de la falla. Los datos Rb-Sr y Sm-Nd, no obstante, reflejan claramente involucramiento significativo de corteza proterozoica en la generación del granito Cozahuico.

De acuerdo con las correlaciones geológicas locales, se ha interpretado que los gneises bandeados encajonados en el granito Cozahuico corresponden a gneises proterozoicos del Complejo Oaxaqueño completamente rehomogeneizados por migmatización y fusión parcial en el Pérmico temprano, evento tectonotérmico relacionado también con la generación del granito. Las edades TDM de 1.36, 1.48 y 1.62 Ga del leucosoma granítico que coinciden con las edades modelo del Complejo Oaxaqueño (1.47 − 1.60 Ga; Ruiz et al., 1988a) son congruentes con esta interpretación. Sin embargo, los valores εNd(i) tanto de los gneises migmatíticos como del granito Cozahuico (Tabla 4) no son consistentes con las características isotópicas del Complejo Oaxaqueño para el Pérmico temprano (Figura 11). Los valores estimados de εNd(275 Ma) para el Complejo Oaxaqueño varían de –6.5 a –10.2 según los datos Sm-Nd de Ruiz et al. (1988a). Aunque se hicieron correcciones por fraccionamiento de Sm/Nd durante el evento de migmatización-fusión parcial, las características isotópicas de los gneises migmatíticos y del granito Cozahuico, con edades variables TDM de ˜1.0 Ga a ˜1.6 Ga, no pueden explicarse únicamente por medio de fusión parcial de los gneises del Complejo Oaxaqueño.

Con los datos isotópicos disponibles, el granito Cozahuico puede considerarse más bien como producto de fusión de corteza proterozoica y componentes de manto empobrecido o corteza inferior poco diferenciada. Los núcleos de circones con edades proterozoicas U-Pb en el granito es una evidencia directa del involucramiento del Complejo Oaxaqueño en la generación del plutón, lo cual es consistente con los valores negativos de εNd(i) indicando material cortical antiguo como fuente. Por otro lado, la baja relación inicial 87Sr/86Sr de 0.70435−0.70560 para el granito, no obstante la pérdida probable de Rb en el plutón, puede reflejar la componente de material juvenil o poco evolucionado. El Complejo Oaxaqueño, como componente cortical involucrado, se caracteriza por relaciones relativamente altas de Rb/Sr (Ruiz et al., 1988b). Las edades modelo del granito, con poca variación alrededor de 1.0 Ga, pueden, por consiguiente, no tener significado geológico, y representar un valor intermedio entre la edad proterozoica de corteza continental y material de manto paleozoico involucrado. Si esta interpretación es correcta, el manto seguramente tuvo un papel importante, no sólo como elemento activo en la petrogénesis del granito Cozahuico, sino también como fuente de calor en el evento tectonotérmico relacionado con la yuxtaposición de los complejos cristalinos. Xenolitos de rocas máficas, a escala centimétrica, en algunas localidades dentro del granito Cozahuico sugieren tenuemente la presencia de magmas del manto durante el proceso. En los Apalaches meridionales, los granitos alleghanianos en el cinturón Inner Piedmont y en el terreno Carolina, pueden representar casos similares al del granito Cozahuico. Muchos de estos plutones son sintectónicos ligados a fallas inversas importantes, sus relaciones isotópica Sm-Nd, que son comparables a las del Cozahuico, indican esencialmente una formación por anatexis de corteza evolucionada tipo grenvilliana, y se consideran plutones de colisión y no granitos de arco magmático (Sampson et al., 1995).

Figura 9. Espectros de edades aparentes a partir de datos 40Ar/39Ar (Tabla 3) por calentamiento a pasos de hornblenda (muestra SST4) y mica blanca (muestra SST3) de anfibolita y esquisto de mica, respectivamente, de la zona de falla de Caltepec.

Respecto a los gneises migmatíticos, isotópicamente no parecen corresponder a la evolución del Complejo Oaxaqueño (Figura 11), a pesar de que los datos U-Pb (circón) del neosoma granítico sugieren claramente componentes heredados procedentes de rocas grenvillianas. Esta apreciación puede ser aparente y solamente estar reflejando la escasez de datos isotópicos Sm-Nd del Complejo Oaxaqueño con relación a su extensión y variaciones litológicas. La evolución isotópica del complejo en la Figura 11 corresponde a sólo ocho muestras de la región de Oaxaca. Por otro lado, los gneises migmatíticos de Caltepec muestran buena concordancia con la evolución isotópica Sm-Nd del complejo Guichicovi (Weber y Kohler, 1999), y con los gneises Huiznopala y Novillo (Ruiz et al., 1988a) en Hidalgo y Tamaulipas, respectivamente; unidades que, conjuntamente con el Complejo Oaxaqueño, conforman el microcontinente Oaxaquia (Ortega- Gutiérrez et al., 1995). Los gneises migmatíticos, por lo anterior, corresponden a bloques de este microcontiente y pueden representar fragmentos del Complejo Oaxaqueño rehomogeneizados en facies de anfibolita y transportados a niveles de la corteza media por el granito Cozahuico a lo largo de la falla de Caltepec.

8. Implicaciones regionales

La falla de Caltepec, contacto tectónico incuestionable entre los complejos cristalinos más importantes del sur de México, refleja indudablemente los movimientos de convergencia que terminaron configurando Pangea en su porción centro-occidental. El evento tectonomagmático del Pérmico temprano en la falla de Caltepec coincidió con la extinción del arco volcánico Misisípico-Pérmico Las Delicias debido a la colisión del terreno Coahuila de origen gondwánico, contra el margen meridional de Laurencia, y con los últimos pulsos compresivos de la orogenia Marathon-Ouachita (Ross, 1986; López, 1997; Carpenter, 1997).

La falla de Caltepec, a pesar de que sólo aflora en una longitud de ˜20 km, debe tener continuidad regional al norte hasta su truncamiento con la Faja Volcánica Transmexicana y hacia el sur hasta su terminación abrupta en el Complejo Xolapa, basamento del terreno Chatino. La falla representa un límite de terrenos con un grado elevado de aloctonía dado el registro geológico tan diferente en los terrenos que delimita. En el análisis regional de este límite tectónico hay interrogantes fundamentales tales como: ¿Por qué la suturación entre los bloques continentales es directa, sin que haya aparentemente elementos oceánicos entre ellos? ¿Se trata de una sutura críptica en la que estos elementos fueron eliminados por erosión? ¿Cuánto movimiento representa la zona de falla en su deformación dúctil?

Figura 10. Historia preliminar de enfriamiento de la zona de falla de Caltepec. Los rectángulos representan los rangos de errores en los datos geocronológicos y en las temperaturas para la ocurrencia de fusión parcial y magmatismo en la zona de falla, y temperaturas de cierre para retención de 40Ar radiogénico (530 ± 40°C para la hornblenda, Harrison, 1981; 350-400°C para la moscovita, Wijbrans y McDougall, 1986; Hames y Bowring, 1994; 200-250°C para la plagioclasa, McDougall y Harrison, 1988). Los datos K-Ar de la “tonalita Metzontla” del área de Los Reyes Metzontla son de Torres-Vargas et al. (1986). La división del Pérmico es de acuerdo con Gradstein et al. (2004), y la edad leonardiana señalada corresponde a las edades Artinskiano y Kunguriano de estos mismos autores. Para su discusión ver el texto.

Con los datos actuales sólo se pueden abordar parcialmente estos cuestionamientos, aunque con estudios posteriores se pueden ofrecer respuestas más concluyentes. La prolongación hacia el sur de la falla de Caltepec está claramente confirmada en el área de Tlapiltepec-Tejuapan, al menos en su reactivación neogénica como se discute más adelante. En el área de Cuanana (Figura 1), 150 km al sur de Caltepec, sobre la prolongación meridional de la falla, aflora un plutón gabróico-diorítico cubierto discordantemente por areniscas y limolitas con flora fósil del Jurásico Medio. El plutón de Cuanana, con datos previos K-Ar de 260 ± 20 Ma (hornblenda; Grajales-Nishimura et al., 1986), presenta zonas miloníticas norte-sur, con sentido de cizalla derecha (Vega-Carrillo et al., 1998) consistente con la deformación dúctil de la falla de Caltepec. Datos recientes de U-Pb (SHRIMP, circones) de 307 ± 2 Ma (Pensilvánico Medio) para el plutón de Cuanana (Elías- Herrera et al., datos no publicados) permiten correlacionar a este plutón como parte del enigmático complejo Juchatengo (Grajales-Nishimura, 1988; Grajales-Nishimura et al., 1999) que se localiza entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño e incluye rocas ígneas poco evolucionadas. El complejo Juchatengo ha sido interpretado como un rift continental del Paleozoico superior adyacente al Complejo Oaxaqueño (Grajales-Nishimura et al., 1999). Sin embargo, por su edad del Pensilvánico probable, y su localización entre dos complejos metamórficos, así como por sus características litotectónicas de afinidad oceánica, es factible que la secuencia de Juchatengo, como se había propuesto previamente (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002), sea en realidad un remanente de la litósfera oceánica que separaba a los bloques continentales que ahora están yuxtapuestos en la región de Caltepec. Si esta interpretación es correcta, la deformación y el metamorfismo regional en la parte baja de la facies de esquisto verde del complejo Juchatengo debe ser del Pérmico temprano relacionados con la yuxtaposición tectónica de los complejos cristalinos Acatlán y Oaxaqueño. Infortunadamente la secuencia de Juchatengo en su mayor parte está intrusionada por el batolito de Zaniza (67 ± 4 Ma, K-Ar; Murillo-Muñetón et al., 1986) que obliteró las relaciones de contacto entre el complejo Juchatengo y rocas premesozoicas circundantes.

Asumiendo que los complejos Acatlán y Oaxaqueño, como porción meridional de Oaxaquia, estuvieron separados antes del Pérmico y que posteriormente colisionaron oblicuamente debido a un fallamiento de desplazamiento lateral derecho (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002), la magnitud del desplazamiento, tanto paleogeográfico (precolisión) como el registrado en la falla de Caltepec en el evento de colisión no se puede determinar con precisión debido, en el primer caso, a la falta de estudios paleomagnéticos recientes o de correlación faunística, y en el segundo, debido al magmatismo sintectónico del evento que probablemente impidió un registro completo del movimiento. El desplazamiento paleogeográfico entre los bloques Acatlán y Oaxaquia se puede especulativamente estimar en unos 600 km si se acepta como razonablemente válida la posición relativa del Complejo Acatlán propuesta por Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez (2002) durante el Misisípico Tardío-Pensilvánico Temprano hasta su yuxtaposición en el Pérmico temprano.

Tabla 4. Datos isotópicos Rb-Sr y Sm-Nd de gneises migmatíticos bandeados y del granito Cozahuico en la zona de falla de Caltepeca.

^a Los análisis de Sr, Sm, y Nd se realizaron con un espectrómetro de masas con fuente iónica térmica FINNIGAN MAT 262 en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS), Instituto de Geofísica, UNAM. El espectrómetro cuenta con ocho colectores Faraday ajustables y todas las mediciones se hicieron de manera estática. Los análisis de Rb se realizaron con un espectrómetro de masas NBS en el Instituto de Geología, UNAM. Todas las relaciones isotópicas de Sr y Nd se corrigieron por fraccionamiento de masas vía normalización a 86Sr/88Sr = 0.1194 y 146Nd/144Nd = 0.7219, respectivamente. Los valores del LUGIS para los estándares NBS 987 (Sr) y La Jolla (Nd) son: 87Sr/86Sr = 0.710233 ± 16 (± 1σabs, n = 179), y 143Nd/144Nd = 0.511882 ± 22 (± 1σabs, n = 81), respectivamente. Las incertidumbres relativas son 87Rb/86Sr = ± 2 %, y 147Sm/144Nd = ± 1.5 % (1σ). La reproducibilidad relativa (1σ) de las concentraciones de Rb, Sr, Sm y Nd es de ± 4.5 %, ± 1.8 %, ± 3.2 %, ± 2.7 %, respectivamente. Los promedios de los blancos analíticos obtenidos en el tiempo de los análisis de las muestras son: 0.26 ng para Rb, 4.3 ng para Sr, 1.8 ng para Sm, y 12.7 ng para Nd. ^b Datos de Robert López (Comunicación escrita, 15/oct./1998) de la Universidad de California en Santa Cruz, California. ^c Datos reportados por Torres-Vargas et al. (1999). El granito “La Compañía” corresponde al granito Cozahuico en su porción norte. ^d Datos reportados por Ruiz-Castellanos (1979). Valores promedio de seis muestras. El granito “Caltepec” corresponde al granito Cozahuico en su porción norte. ^e Las relaciones isotópica iniciales (i) fueron calculadas a 275 Ma. ^f Las edades modelo corresponden a la evolución de manto empobrecido de DePaolo (1981). ^g Edades modelo corregidas por fraccionamiento de acuerdo a la ecuación dada por Milisenda et al. (1994).

9. Reactivaciones de la falla de Caltepec

La falla de Caltepec, de acuerdo con los criterios de reactivación establecidos por Holdsworth et al. (1997), es claramente una estructura longeva polideformada, con deformación dúctil y frágil sobrepuestas, que fue afectada reiteradamente por movimientos tectónicos posteriores a su consolidación en el Pérmico temprano. La deformación posterior en la zona de falla es esencialmente frágil y se manifiesta por fallas de ángulo alto, innumerables fallas menores, cataclasis intensa y brechamiento, lo que implica cambios en la distribución y naturaleza de la deformación. En el fallamiento frágil, los planos de falla y estrías tienen rumbos, orientaciones e inclinaciones diversos, con desarrollos cristalinos fibrosos de cuarzo, clorita, serpentina y epidota en los espejos de falla. Los minerales relacionados con cataclasis son tremolita, sericita, albita, epidota, cuarzo, carbonatos en vetillas, clorita, óxidos de Fe-Ti, pirita y hematita. El granito Cozahuico en algunos sectores cataclásticos presenta pseudotaquilitas en vetillas y microvetillas. La naturaleza, temporalidad y magnitud de la actividad pos-Pérmico de la falla se desconoce, no obstante, parece ser que las reactivaciones durante el Mesozoico y Cenozoico tuvieron una influencia significativa en el patrón de depósito de secuencias sedimentarias en la región (e.g., López-Ticha, 1985; Meneses-Rocha et al., 1994). Las reactivaciones tectónicas de la zona de falla a lo largo de su historia, a reserva de estudios detallados al respecto, están evidenciadas por criterios estratigráficos, estructurales, geocronológicos y neotectónicos como se menciona enseguida.

9.1. Reactivaciones mesozoicas

Durante el Jurásico Medio la falla de Caltepec probablemente tuvo actividad tectónica. Por ejemplo, debido a que el desplazamiento lateral derecho de la Plataforma de Yucatán, relacionada con la abertura del Golfo de México, quedó claramente registrado en la falla de Oaxaca (Alaniz-Álvarez et al., 1996), 50 km al oriente de la falla de Caltepec, es probable que ésta haya sido reactivada como falla normal o transtensiva. La presencia cercana de capas rojas del Jurásico Medio sobre el Complejo Acatlán en el área de Chazumba, Oaxaca, implica ciertamente actividad tectónica extensional durante esta época, pero es difícil discriminar su fuente ya que la inmensa mayoría de los cantos son de cuarzo y cuarcita. Sin embargo, el hecho de que capas rojas jurásicas al parecer no se hayan depositado sobre el Complejo Oaxaqueño en el área de la falla de Caltepec indicaría que la cuenca de depósito se ubicó sobre el Complejo Acatlán, y que la falla de Caltepec no tuvo actividad intensa durante el Jurásico, justo cuando la falla de Oaxaca estuvo trabajando y en cuya traza si existen capas rojas del Jurásico (Alzaga-Ruiz, 1991) cubriendo al Complejo Oaxaqueño. La reactivación jurásica de la falla de Caltepec puede ser localmente evaluada en el área de Los Reyes Metzontla por medio del fallamiento que afecta a la Formación Matzitzi. En la prolongación septentrional de la falla en esta área, las edades K-Ar de 167 ± 8 Ma (biotita) y de 163 ± 8 Ma (plagioclasa) para “el granito de La Compañía” (granito Cozahuico) y el “dique Los Reyes, intrusivo cataclástico” (Torres-Vargas et al., 1986), respectivamente, pueden corresponder a rehomogeneizaciones isotópicas relacionadas con esta reactivación.

El registro del Jurásico Superior en los bloques al oriente y poniente de la falla de Caltepec es marino y de baja energía, reanudándose las condiciones continentales de energía mucho mayor durante el Cretácico Temprano con el depósito de conglomerados con fragmentos grandes de gneises y esquistos que formaron espesores locales de más de 1000 m sobre ambos bloques en el área de Caltepec- Coatepec. Es interesante señalar que la parte oriental del terreno Zapoteco adyacente a la falla de Oaxaca tiene un registro sedimentológico de carácter pelágico (Alzaga- Ruiz, 1991) que indicaría para esa época reposo de la falla de Oaxaca, en contraste con lo que ocurría en el área de Caltepec con actividad tectónica y sedimentación clástica continental. Aunque en el área de Tehuacán-Teotitlán, porción septentrional de la falla de Oaxaca (Figura 1), la presencia de migmatitas graníticas de 140.6 ± 1.5 Ma (U-Pb SHRIMP, circones, Ángeles-Moreno et al., 2004), terrígenos marinos del Cretácico Inferior con volcanismo basáltico intercalado, y capas rojas del Cretácico Inferior (?) sugiere una reactivación tectónica compleja de la falla de Oaxaca en esta región. Por lo anterior, parece que durante la historia tectónica mesozoica de la falla de Caltepec, sus movimientos se acoplaron a los de la falla de Oaxaca para acomodar deformación cortical importante en el sur de México.

Figura 11. Valores iniciales εNd(275 Ma) del granito Cozahuico y gneises migmatíticos en la zona de falla de Caltepec con relación a la evolución isotópica Sm-Nd del Complejo Oaxaqueño (Ruiz et al., 1988a). Los valores negativos de εNd(275 Ma) del granito Cozahuico sugieren que este se formó por anatexis del Complejo Oaxaqueño y una componente de manto empobrecido con un εNd ≈ +7.5.

En la región de Santa María Zaniza, 150 km al sur del área de Caltepec (Figura 1), el batolito de Zaniza (edad KAr de 67 ± 4 Ma, Murillo-Muñetón et al., 1986), tiene una distribución elongada norte-sur que coincide justamente con la prolongación meridional de la zona de falla de Caltepec. Este batolito es de composición granítica en su porción central y granodiorítico a tonalítico hacia sus bordes, e intrusiona predominantemente a la secuencia Juchatengo del Paleozoico tardío, a rocas clásticas del Jurásico Medio, y a rocas calcáreas del Cretácico. Debido a su ubicación y geometría es probable que el emplazamiento del batolito de Zaniza haya estado controlado por el contacto tectónico entre los complejos cristalinos Acatlán y Oaxaqueño, y corresponda a un retrabajo en el Cretácico Tardío de esta zona de debilidad cortical como plutón sellador (stitching pluton) en la región.

9.2. Reactivaciones cenozoicas

La tectónica cenozoica asociada a la falla de Caltepec refleja una evolución en la que el terreno Mixteco, al poniente de la falla, parece haber sido el bloque caído durante el Paleógeno, mientras que el terreno Zapoteco, al oriente, parece seguir siendo el bloque levantado durante el Neógeno. La reactivación cenozoica en la falla Caltepec está ejemplificada por la cuña tectónica de conglomerado paleogénico, con grandes clastos de caliza cretácica fosilífera en la zona de falla (Figura 5). El conglomerado está delimitado por fallas normales que afectan la discordancia original y con desplazamientos diferenciales desconocidos que inclinaron 50° al oriente los estratos gruesos del conglomerado. Aunque en el lado poniente de la cuña tectónica se logró preservar una costra de conglomerado en contacto discordante sobre el granito Cozahuico. El desarrollo y una propagación importante a rumbo de estas fallas frágiles de ángulo alto fueron propiciados en gran medida por la foliación milonítica vertical preexistente en este sector de la zona de falla, evidenciando así cambios en la historia cinemática de estructuras antiguas. El fallamiento normal que disloca a los gneises del Complejo Oaxaqueño (Figura 6b) es también parte de esta reactivación, pero no tienen mucha continuidad a rumbo, lo que contrasta con las fallas nucleadas en la zona milonítica. Se desconoce la temporalidad precisa de las reactivaciones cenozoicas en la región, aunque es probable que éstas hayan sido recurrentes. Un ejemplo de esta recurrencia puede demostrarse por medio de la falla de Santa Lucía, estructura paralela a la falla de Caltepec (Figuras 3 y 12), que pudo haber trabajado simultáneamente con la falla de Caltepec durante el Paleógeno como lo sugieren las relaciones de campo. Sin embargo, la falla de Santa Lucía aparentemente no afecta a las rocas sedimentarias y volcánicas cenozoicas de la región, mientras que el fallamiento frágil de Caltepec si las corta (Figura 12).

Las rocas sedimentarias y volcánicas que cubren al contacto tectónico entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño fueron descritas con detalle en el área de Tamazulapan como Conglomerado Tamazulapan, Formación Yanhuitlán, Toba Llano de Lobos, Toba Cerro Verde, Andesita Yucudaac, Andesita San Marcos y Formación Chilapa (Ferrusquía- Villafranca et al., 1974; Ferrusquía-Villafranca, 1976). La parte superior de la Toba Llano de Lobos y la base de la Andesita Yucudaac dieron edades K-Ar (biotita y roca entera) de 28.9 ± 0.6 Ma y de 26.2 ± 0.5 Ma, respectivamente (Ferrusquía-Villafranca et al., 1974). Esta secuencia llega a tener hasta 1000 m de espesor y presenta varias discordancias que pueden estar registrando parte de la historia tectónica cenozoica de la falla de Caltepec. Así por ejemplo, la reactivación frágil de la falla de Caltepec en su prolongación al sur, en el área de Tlapiltepec-Tejuapan (Figura 12), corta a rocas piroclásticas, volcaniclásticas y volcánicas de la Toba Llano de Lobos y de la Andesita Yucudaac del Oligoceno, lo que evidencia actividad neogénica de la falla, con desplazamientos verticales y componente lateral importante asociados con plegamiento local de la cobertura volcaniclástica. Martiny et al. (2000) propusieron que la distribución regional de las rocas volcánicas oligocénicas del sur de México está controlada por fallas con desplazamiento lateral y oblicuo, que en conjunto definen un sistema escalonado de desplazamiento lateral izquierdo.

9.3. Actividad tectónica reciente

Actividad tectónica reciente puede estar ocurriendo a lo largo de la zona de falla de Caltepec, como lo sugiere la información sismológica disponible. De acuerdo con lo registrado solamente en los últimos 14 años por la red sismológica nacional, en la región de Tehuacán y centronorte del estado de Oaxaca han ocurrido cerca de un centenar de sismos con magnitudes de 3.4 a 7.0 e hipocentros con profundidades que varían desde 6 km hasta 178 km (Servicio Sismológico Nacional, comunicación escrita, 28/abril/2004). De todos estos sismos, sólo 21 pueden tener alguna relación con el sistema de fallas de Caltepec dada la ubicación de sus epicentros (Figura 12). Sin embargo, debido a que según la geometría de las placas Rivera y Cocos subducidas debajo de la placa de América de Norte en el sur de México (Pardo y Suárez, 1995), la profundidad de la zona de Wadati-Benioff varía de ˜50 Km en el límite sur a ˜80 km en el límite norte de esta región de Nochixtlán- Tehuacán, y a que el espesor cortical es de 40-45 km de acuerdo con anomalías gravimétricas (Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996; Campos-Enríquez y Sánchez-Zamora, 2000), el número de sismos que pueden tener una relación directa con el sistema de falla de Caltepec se reduce considerablemente. De acuerdo con esta estructura de corteza y a la profundidad de los hipocentros (Figura 12), varios de los sismos que se distribuyen a lo largo de la traza de la zona de falla de Caltepec ocurrieron consecuentemente en la placa oceánica subducida o en la zona de Wadati-Benioff, otros en la cuña de manto litosférico subcontinental, y sólo tres en la corteza media-inferior. El sismo mayor con magnitud 7 y epicentro cercano a Caltepec (Figura 12) dada su profundidad, probablemente está más bien relacionado al deslizamiento de la placa de Cocos en la zona Wadati- Benioff, mientras que los sismos en el manto y la corteza, con magnitudes de 3.5-4.3, sugieren un comportamiento frágil que puede estar relacionado con la prolongación a profundidad de la zona de falla de Caltepec como estructura litosférica. En áreas con flujo de calor bajo, como podría ser el caso en la región de la zona de falla de Caltepec, se ha reportado ruptura sísmica no sólo en la corteza inferior sino también en el manto superior (e.g., Chen y Molnar, 1983), lo cual es consistente con el hecho de que la prolongación hacia el norte de la falla de Caltepec coincida justamente con la porción de la Faja Volcánica Transmexicana más angosta y alejada de la trinchera mesoamericana. Actualmente, sin embargo, está claro que la sismotectónica que puede estar relacionada con la falla de Caltepec es un aspecto que debe ser abordado con más profundidad.

Figura 12. Reactivación frágil de la falla de Caltepec en su prolongación hacia el sur, en la región centro-norte del estado de Oaxaca. En el área de Tlapiltepec-Tejuapan, al NE de Tamazulapan, la falla está cortando a rocas piroclásticas, volcaniclásticas y volcánicas del Oligoceno. Los rasgos de la falla en el área sugieren un movimiento normal con el bloque caído al poniente y una componente lateral menor. Las estrías en el plano de falla tienen una inclinación de 50° a 350° (para escala se señala la pluma). La traza de la falla de Tamazulapan con movimiento lateral izquierdo es según López- Ticha (1985). Los sismos ocurridos en el período de 1990-2003 que pueden estar relacionados con actividad tectónica reciente de la falla de Caltepec son incluidos. La magnitud de la mayoría de estos sismos fue de 3.5 a 4.3 y la profundidad de los hipocentros varía desde 32 km hasta 79 km, sólo uno fue de 7.0 con epicentro muy cerca del poblado de Caltepec (Servicio Sismológico Nacional, comunicación escrita, 28/abril/2004). Para la discusión de los sismos ver el texto.

10. Conclusiones

De acuerdo con el estado actual del conocimiento sobre la falla de Caltepec discutido en este trabajo, y con el fin de dar mayor claridad a lo alcanzado hasta ahora, enseguida se enumeran las conclusiones fundamentales, considerando que un conocimiento pleno de esta estructura a lo largo de toda su historia tectónica es esencial para el entendimiento de la evolución geológica del sur de México.

1. La falla de Caltepec es una frontera geológica o estructura cortical de larga vida que representa el contacto tectónico indiscutible entre los complejos Oaxaqueño y Acatlán, basamentos cristalinos de los terrenos más importantes del sur de México: Zapoteco y Mixteco, respectivamente.

2. Debido a la antigüedad y relevancia regional de la falla, y a la calidad de sus afloramientos, el registro geológico de su actividad tectónica tan prolongada se puede estudiar con detalle excepcional desde un bloque al otro y a niveles de exposición mesocorticales para su parte dúctil y epicorticales para su parte frágil. La falla de Caltepec es también un laboratorio natural ideal para estudiar procesos de deformación dúctil y magmatismo sintectónico que operan al nivel de corteza media, y mecanismos de reactivación en zonas de falla mayores.

3. La actividad más antigua y profunda hasta ahora documentada en la zona de falla es un evento tectonomagmático- metamórfico caracterizado por migmatización, magmatismo sintectónico, y cizallamiento dúctil transpresional derecho, que fue fechado por métodos isotópicos U-Pb en circones y cubre un intervalo entre 275.6 ± 1 Ma (leucosoma anatéctico) y 270 ± 2.6 Ma (granito Cozahuico). Este evento se relaciona con una colisión oblicua entre los bloques continentales Oaxaquia en su porción meridional (Complejo Oaxaqueño) y Acatlán. Durante el Pérmico temprano este evento formó parte de un frente colisional paleogeográficamente complejo entre Laurencia y Gondwana que concluyó con la consolidación de Pangea.

4. Por sus características petrográficas y estructurales, el granito Cozahuico, emplazado en la zona de falla, se considera un intrusivo sintectónico, producto de la fusión local de corteza proterozoica durante el fallamiento, pero con una contribución contemporánea importante de magmas subcorticales. Datos isotópicos de Rb-Sr y Sm-Nd son consistentes con la inferencia anterior.

5. El levantamiento de la zona de falla ocurrió a una tasa muy elevada sugerida por epidota magmática en el granito Cozahuico y en el leucosoma anatéctico, y una edad de enfriamiento 40Ar/39Ar de 268.6 ± 1.27 Ma de mica blanca en esquisto de mica milonitizado, muy similar a las edades de los de los circones del granito y del leucosoma, así como por la edad leonardiana de la Formación Matzitzi, unidad de traslape discordante más antigua. 6. La zona de falla de Caltepec, luego de su exposición en superficie hace unos 265 Ma, experimentó actividad tectónica intermitente durante el Mesozoico y Cenozoico, cuyas causas podrían relacionarse en buena medida en los movimientos tectónicos asociados con la dispersión de Pangea y la evolución del margen del Pacífico del sur de México. Reactivaciones neogénicas indicadas por relaciones de campo, y posiblemente también recientes como lo sugiere datos sismológicos con hipocentros profundos, vienen a corroborar que la falla de Caltepec es una discontinuidad cortical de larga vida.

Agradecimientos

Este trabajo fue desarrollado y financiado bajo el marco del proyecto SEP-CONACYT 36821-T. La revisión crítica del manuscrito fue hecha por Bodo Weber y Susana Alaniz, cuyas sugerencias y comentarios fueron muy constructivos para centrar nuestras ideas y mejorar el trabajo. Agradecemos a Edgar Angeles Moreno por la ayuda brindada en algunas etapas del trabajo de campo. Sonia Ángeles participó activamente en el proceso de separación de minerales para fechamientos. El Servicio Sismológico Nacional dependiente del Instituto de Geofísica, de la UNAM, amablemente facilitó la información relacionada con los sismos localizados en la región de Tehuacán, Puebla, y porción central del estado de Oaxaca. A. Iriondo agradece al Dr. Joe Wooden del United States Geological Survey por su apoyo durante la realización de los fechamientos U-Pb de circones con SHRIMP.

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Manuscrito recibido: Agosto 12, 2004
Manuscrito corregido recibido: Febrero 03, 2005
Manuscrito aceptado: Febrero 11, 2005

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Grandes Fronteras Tectónicas de México Vol. 57, núm. 1, 2005, p. 65-82 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n1a4

El sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende y la Faja Volcánica Transmexicana, dos fronteras tectónicas del centro de México activas durante el Cenozoico

Susana A. Alaniz-Álvarez*, y Ángel Francisco Nieto-Samaniego

Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado Postal 1-742, Querétaro, Qro., 76001, México.
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Resumen

La Faja Volcánica Transmexicana se ha reconocido como un arco volcánico que atraviesa México de la costa pacífica al Golfo de México, con actividad volcánica y fallamiento normal desde el Mioceno al Reciente. Se ha planteado que la oblicuidad del arco volcánico con la trinchera es debida a la geometría de la subducción, cuyo ángulo de inclinación varía haciéndose menor hacia el oriente. Por otra parte, se ha propuesto que la Faja Volcánica Transmexicana se ubica sobre una zona de debilidad preexistente. En este trabajo se discuten los eventos de deformación cenozoicos ocurridos al norte y sur de la Faja Volcánica Transmexicana para identificar el tiempo en el que ésta actuó como zona de discontinuidad y también para determinar la presencia del campo de deformación precursor del emplazamiento del arco volcánico. Utilizamos como una de las referencias el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, ya que es la única estructura reconocida que atraviesa el arco volcánico y de la cual se ha estudiado con detalle su evolución estructural. En la Mesa Central, al norte de la Faja Volcánica Transmexicana, la deformación extensional postlaramídica ha ocurrido en tres eventos relativamente discretos durante el Eoceno, Oligoceno y Mioceno-Reciente. Los tres eventos liberaron extensión en dos direcciones principales horizontales y acortamiento vertical. Del evento eocénico las direcciones principales de deformación son poco conocidas. El evento del Oligoceno fue el más importante y la mayor extensión fue de 20% hacia el ENE-WSW; en el tercer evento, activo desde el Mioceno, la deformación ha estado concentrada principalmente en la Faja Volcánica Transmexicana y en su límite norte con la Mesa Central. La deformación extensional oligocénica de la Mesa Central migró hacia el poniente hasta culminar con la apertura del Golfo de California y hacia el sur-oriente hacia la Faja Volcánica Transmexicana. En la Sierra Madre Oriental, al oriente de la Mesa Central y norte de la Faja Volcánica Transmexicana, la deformación cenozoica ha sido mínima. Al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, en la región de Taxco, Gro., se han documentado dos eventos de deformación postlaramídicos acomodados principalmente por fallas laterales NW-SE y N-S. El primero ocurrió durante el Eoceno tardío con una dirección de extensión NNW-SSE y acortamiento hacia el ENE-WSW. El segundo evento ocurrió durante el Oligoceno temprano, la extensión máxima ocurrió hacia el NE-SW y el acortamiento hacia el NW-SE, ambos eventos migraron hacia el oriente.

La mayor parte de las rocas volcánicas a lo largo de la Faja Volcánica Transmexicana son rocas volcánicas miocénicas, sin embargo se ha reportado la presencia de rocas volcánicas oligocénicas en la mitad inferior del relleno de la cuenca de México; por otro lado este arco volcánico se encuentra alojado en cuencas tectónicas limitadas por fallas mayores. Para la cuenca de México se infiere que la actividad de las fallas que limitan a la Faja Volcánica Transmexicana inició en el Eoceno tardío. Se concluye que desde el Eoceno el estilo de la deformación de la Mesa Central y de la Sierra Madre del Sur ha sido distinto, esto implica la existencia de una zona de despegue entre estas provincias. A partir del Oligoceno la actividad de las fallas laterales en la Sierra Madre del Sur produjeron acortamiento en la dirección principal NW-SE, generando en la zona de despegue una deformación con extensión oblicua a la dirección del arco volcánico y una componente de cizalla izquierda. Los eventos de deformación anteriores al Mioceno formaron una zona de despegue en la cual se desarrolló la cuenca de México y además en esa misma zona se canalizaron hacia la superficie los magmas que formaron la parte central de la Faja Volcánica Transmexicana.

Palabras clave: Faja Volcánica Transmexicana, fallas mayores, cenozoico, reactivación.

Abstract

The Transmexican Volcanic Belt has been recognized as a major volcanic arc which crosses Mexico from the Pacific coast to the Gulf of Mexico. This volcanic arc had normal faulting and volcanism since Miocene. It has suggested that the volcanic arc is not parallel to the Mesoamerican trench because the subduction angle varies being gentler to the east. Also it has been proposed a preexisting zone of weakness below the Transmexican Volcanic Belt. In this work we present the deformation events that have been recorded north and south of the Transmexican Volcanic Belt in order to identify the time in which this zone began to be a crustal discontinuity and also to determine the deformation field precursor of the emplacement of the volcanic arc. We use as a reference the studies along the Taxco-San Miguel de Allende because it is the only recognized structure that crosses the Transmexican Volcanic Belt. In the Mesa Central, north of the Transmexican Volcanic Belt, the postlaramidic deformation occurred in three extensional events during the Eocene, Oligocene and Miocene to Recent. The three events liberated extension in two horizontal directions and shortening in the vertical direction. The Eocene event was extensional but the directions of the principal extensions are not very well known. The Oligocene event was the most important; it extended 20% in the ~ENE-WSW direction. This event migrated toward west, finishing in the opening of the California Gulf, and also migrated toward south-southeast to the Transmexican Volcanic Belt. The most recent event, active since middle Miocene, has been developed in the Transmexican Volcanic Belt and its northern boundary. In the Sierra Madre Oriental, east of the Mesa Central and north of the Transmexican Volcanic Belt, the Cenozoic deformation has been minimum. South of the Transmexican Volcanic Belt, in the Taxco region, there were two postlaramidic deformation events, mainly liberated by NW-SE and N-S lateral faults. The first one occurred in late Eocene with a NNW-SSE horizontal extension direction and shortening to the ENE-WSW. The second event was early Oligocene with a maximum extension to the NE-SW and shortening to the NW-SE, both migrated toward east.

Most of the volcanic rocks along the Transmexican Volcanic Belt are Miocene, however it has reported Oligocene mafic volcanic rocks in the middle of the Mexico basin. Besides, this volcanic arc is located into tectonic basins bounded by major faults. In the case of the Mexico basin, faulting initiated in late Eocene time. It is concluded that since the Eocene, the deformation style was different in the Mesa Central and in the Sierra Madre del Sur, this implies the presence of a detachment zone between these provinces. From the Oligocene the lateral faults activity in the Sierra Madre del Sur produced shortening in the NW-SE principal direction, generating an oblique-extension with a left-lateral component within the zone now occupied by the central part of the Transmexican Volcanic Belt. The pre-Miocene deformation events formed a detachment zone in which the Mexico basin was developed, also through this zone was canalized the magmas surface forming the central part of the Transmexican Volcanic Belt.

Keywords: Transmexican Volcanic Belt, major fault, Cenozoic, reactivation.

1. Introducción

Desde tiempos de Humboldt se reconoció en el centro de México un cinturón compuesto por numerosos volcanes con actividad reciente, que cruza desde Tepic hasta Veracruz, al que se le conoce actualmente como Faja Volcánica Transmexicana (FVTM). Entre las ideas sobre su origen resalta la que considera que se trata de una zona de debilidad antigua sobre la cual ha ascendido el magma para formar el arco volcánico actual; esta suposición se debe principalmente a su ubicación oblicua con respecto a la Trinchera de Mesoamérica (Mooser, 1972) (Figura 1).

Durante finales de la década de los 70 y principios de los 80 se publicaron varios modelos de la apertura y evolución del Golfo de México. Para acomodar geométricamente los bloques litosféricos se propuso la existencia de grandes zonas de cizalla ubicadas a lo largo y transversalmente a México y cuya actividad debió ocurrir entre 180 y 140 Ma. Entre esas grandes zonas de cizalla se ubicó una en el sitio que ocupa actualmente la FVTM (Anderson y Silver, 1974; Pindell, 1985; Ross y Scotese, 1988). La idea de una zona de cizallamiento de escala cortical o litosférica ya había sido insinuada por Mooser (1972) cuando indicó que la FVTM era una zona de sutura prepaleozoica reactivada Dos fronteras tectónicas del centro de México en el terciario. La Faja Volcánica Transmexicana ha sido objeto de estudio en numerosos trabajos, en especial acerca del origen de los magmas y características del volcanismo; sin embargo la idea de que ha sido una zona de debilidad cortical antigua sigue siendo un tema no aclarado.

Se ha documentado que la cuenca de México (Venegas- Salgado et al., 1985; Pérez-Cruz, 1988; Silva-Romo et al., 2002, Siebe et al., 2004), el graben San Pedro-Ceboruco (Ferrari et al., 2003a), el Bajío (Alaniz-Alvarez et al., 2001) y otras cuencas ubicadas a lo largo de la FVTM están limitadas por fallas mayores y alcanzan profundidades de varios cientos y hasta miles de metros. Si la FVTM está ubicada sobre una o varias depresiones tectónicas, resulta de primordial importancia determinar cuál fue el campo de deformación que las generó. Centraremos la discusión en el estilo y edad de los eventos de deformación que afectaron a los bloques adyacentes a la FVTM en su parte central, apoyándonos en los estudios que hemos realizado a lo largo del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, el cual cruza la FVTM de norte a sur y ha sido considerada una zona que limita bloques corticales (Nieto-Samaniego et al., 1999; Alaniz-Alvarez et al., 2002a). En vista de que el tren estructural de la FVTM es ca. E-W (Figura 1), analizaremos primero algunos rasgos con orientación transversal para poder evaluar la continuidad de rasgos geológicos en los bloques ubicados al norte y sur del arco volcánico. Posteriormente se describirán los distintos eventos de deformación regional en la parte central de México. Con estos elementos se definirá el carácter de frontera tectónica de la FVTM. Nuestro punto de partida es el Albiano, ya que se considera que en ese tiempo los basamentos premesozoicos de los bloques corticales de México ya ocupaban su sitio actual y no han tenido desplazamientos mayores desde entonces (Morán-Zenteno et al., 1988).

2. Marco geológico

En la parte central de México se unen varias provincias fisiográficas, destacan la Sierra Madre Occidental, la Mesa Central, la Sierra Madre Oriental, la Faja Volcánica Transmexicana, y la Sierra Madre del Sur (Raiz, 1959) (Figura 1). En este trabajo nos enfocaremos únicamente a algunos sectores de estas provincias cuya constitución geológica permite diferenciarlas.

2.1. Elementos localizados al norte de la Faja Volcánica Transmexicana:

La Sierra Madre Occidental es una provincia volcánica compuesta principalmente por ignimbritas silícicas emplazadas durante el Oligoceno-Mioceno en la parte occidental de México. Tiene una longitud superior a 1200 km abarcando desde la frontera de México con Estados Unidos hasta la región de Jalisco (Aranda-Gómez et al., 2000; Ferrari et al., 2005). En la Mesa Central ese volcanismo fue emplazado durante el Oligoceno, principalmente a manera de domos riolíticos, los cuales cubren un área superior a 10,000 km² (Orozco-Esquivel et al., 2002). El basamento mesozoico que subyace al volcanismo silícico en la Mesa Central está compuesto principalmente por rocas marinas depositadas en un ambiente de cuenca, formando lo que se ha denominado el Geosinclinal Mexicano (Imlay, 1938), o la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Carrillo- Bravo, 1971). Hacia el límite entre la Mesa Central y la Sierra Madre Occidental, el Mesozoico está formado por una secuencia volcanosedimentaria de edad Jurásico Tardío – Cretácico temprano (Martínez-Reyes, 1992; Quintero-Legorreta, 1992; Centeno-García y Silva Romo, 1997; Freydier et al., 2000) cuyos afloramientos siguen aproximadamente el límite entre la Sierra Madre Occidental y la Mesa Central.

La Sierra Madre Oriental es una cordillera constituida principalmente por rocas sedimentarias marinas meso- zoicas que fueron deformadas por acortamiento durante la orogenia Laramide y que abarca prácticamente toda la parte oriental de México, desde Parral, Chih., hasta Tuxtepec, Oax. (Eguiluz et al., 2000). Hay numerosos trabajos que describen la estratigrafía de la Sierra Madre Oriental; según Eguiluz et al. (2000) el depósito de las rocas sedimentarias marinas inició en el Triásico Tardío, pero se mantuvo constante únicamente desde el Jurásico Superior hasta el Cretácico Superior con una distribución de facies muy variable. La plataforma Valles-San Luis Potosí es uno de los elementos paleogeográficos de esta cordillera (Figura 1), se distingue por su cubierta delgada de sedimentos marinos del Jurásico Superior que yacen bajo una secuencia de hasta 4000 m de rocas evaporíticas y calizas de tipo arrecifal y postarrecifal del Cretácico Inferior y Superior (Carrillo-Bravo, 1971). La orogenia Laramide produjo pliegues y cabalgaduras con vergencia hacia el este-noreste, su actividad abarca desde fines del Cretácico al Eoceno migrando el frente tectónico de oeste a este (Eguiluz et al., 2000).

Al norte de la Faja Volcánica Transmexicana se tiene, para el Jurásico Superior – Cretácico y de este a oeste, la siguiente distribución paleogeográfica: una plataforma localizada dentro de la Sierra Madre Oriental, de ella se pasa a una cuenca marina que se localiza en la Mesa Central, y más al oeste, en el límite de la Mesa Central con la Sierra Madre Occidental, existía un ambiente de arcos volcánicos marinos.

2.2. Elementos localizados al sur de la Faja Volcánica Transmexicana:

La plataforma Guerrero-Morelos se ubica en la parte central de la Sierra Madre del Sur. En ella aflora una secuencia sedimentaria marina somera que abarca desde el Neocomiano hasta el Turoniano (Anhidrita Huitzuco, Formación Morelos y Formación Cuautla) (Hernández- Romano et al., 1997; Aguilera-Franco, 2003), en la parte oriental y en la base aparecen conglomerados rojos continentales con horizontes de caliza intercalados (Formación Zicapa, De Cserna et al., 1980). Las rocas de la plataforma Guerrero-Morelos presentan estructuras de deformación contráctil con vergencia hacia el este formadas a fines del Cretácico, cuya edad de deformación también muestra una migración hacia el este. También han sido reportadas estructuras que indican vergencia hacia el poniente en las inmediaciones de las cabalgaduras de Teloloapan (Salinas-Prieto et al., 2000) y Papalutla (Cerca et al., 2004). Aunque no se ha considerado estrictamente que la plataforma Guerrero-Morelos sea parte de la Sierra Madre Oriental, la presencia de esta plataforma justo al sur de la plataforma Valles-San Luis Potosí, y el hecho de estar los afloramientos de ambas separadas por la Faja Volcánica Transmexicana de edad Cenozoica, indica continuidad en la paleogeografía del borde de las plataformas continentales para el Cretácico Temprano (Figura 1).

El Complejo Metamórfico Tierra Caliente está ubicado al poniente de la plataforma Morelos-Guerrero, entre Arcelia y la cabalgadura de Teloloapan (Figura 2). Se caracteriza por ser una secuencia volcanosedimentaria cretácica marina metamorfizada en bajo grado (Ortega- Gutierrez, 1981); esta secuencia contiene andesitas, lavas almohadilladas, ignimbritas, tobas, areniscas y calizas que forman parte de las unidades Roca Verde Taxco Viejo, Esquisto Taxco, filita Almoloya (Cabral-Cano et al., 2000). El Complejo Tierra Caliente forma parte de lo que se ha denominado terreno Guerrero (Campa y Coney, 1983). En este trabajo nos centraremos únicamente en su carácter predominantemente volcánico que contrasta con el predominio de sedimentos marinos sin contenido volcánico de la plataforma Guerrero-Morelos.

Podemos deducir que a los lados del SFTSMA, al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, se tiene para el Cretácico Inferior, de este a oeste, una plataforma, de la cual se pasa a un ambiente de arcos volcánicos marinos. A diferencia de esto, en la región localizada al norte de la Faja Volcánica Transmexicana existe una cuenca marina que separa esos dos paleoambientes.

La provincia magmática de la Sierra Madre del Sur está constituida por rocas volcánicas y plutónicas terciarias expuestas en una amplia región al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, las cuales fueron emplazadas desde el Paleógeno hasta el Mioceno (Morán-Zenteno et al., 2000). Las rocas plutónicas, principalmente graníticas, afloran en una franja paralela a la margen costera del Océano Pacífico; mientras que las rocas volcánicas se emplazaron en la parte interna de la Sierra Madre del Sur. Varios tipos de basamento subyacen esta provincia, el terreno Guerrero al occidente y los complejos Acatlán y Oaxaqueño al oriente de la plataforma Guerrero-Morelos.

3. Edad de la orogenia Laramide

Se sabe que, en general, la orogenia Laramide migró de oeste a este en la región que abarca este estudio (De Cserna et al., 1980, Eguiluz et al., 2000). Para estimar la edad de la deformación en una localidad determinada se consideró la edad reportada de la roca más joven afectada y la más antigua no afectada por ella. Se compara la edad de la deformación en las plataformas Valles-San Luis Potosí y Guerrero-Morelos.

En la sierra de Guanajuato (101°-102°W) la edad de la deformación laramídica se establece entre el Cenomaniano temprano, edad máxima de la Caliza La Perlita, la cual está ligeramente plegada, y 54 - 58 Ma, edad del Granito Comanja sin deformar (Quintero-Legorreta, 1992). Estas edades son consistentes con la edad de la primera deformación extensional postlaramídica en la sierra de Guanajuato, la cual se fechó con la edad de un derrame de lava de 49 Ma intercalado en el Conglomerado Guanajuato (Aranda-Gómez y McDowell, 1998). En la parte sur de la plataforma Valles-San Luis Potosí, la edad de la deformación está constreñida por la Formación Cárdenas (Campaniano-Maastrichtiano, Carrillo-Bravo, 1971), la cual contiene las rocas más jóvenes deformadas contráctilmente y 43 Ma, que es la edad reportada del tronco granítico postectónico más antiguo emplazado sobre los sedimentos plegados (Vassallo et al., 2004).

En la plataforma Guerrero-Morelos, en Tetelcingo (99°35 ́W), localizado al sur de la plataforma Valles-San Luis Potosí, la edad de la orogenia Laramide se estableció entre el Turoniano-Coniaciano, por el contenido fósil de la Formación Mexcala que es la roca más joven deformada contráctilmente (Ortega-Gutiérrez, 1980) y el Maastrichtiano por la edad de la Formación Tetelcingo (66 ± 2.3 – 68.8 ± 2.4 Ma, edad K-Ar biotita y roca entera en basalto, Ortega-Gutiérrez, 1980). Mientras que en la parte oriental de esta plataforma, en Texmalac, la edad máxima de la deformación es posterior al Maastrichtiano ya que la Formación Mexcala en ese lugar contiene fósiles del Maastrichtiano medio-tardío (Alencaster, 1980).

Los rangos de edad obtenidos para la orogenia Laramide nos permiten establecer que la migración del frente tectónico hacia el oriente y ocurrió de manera semejante en las plataformas que se encuentran al norte y al sur de la FVTM.

4. Sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende

Demant (1978) nombró “lineamiento Taxco-San Miguel de Allende” a un rasgo estructural que cruza la FVTM con una orientación NNW-SSE. Él propuso que esta estructura tuvo un movimiento lateral derecho durante el Mioceno, basado en el desplazamiento aparente de la FVTM al ser cruzada por esta estructura. En la última década se han aportado una gran cantidad de datos sobre este lineamiento y no obstante que se prolonga más allá de los sitios que originalmente se consideró, se decidió mantener Taxco y San Miguel de Allende en el nombre de esta estructura por lo conocida que es en la comunidad geológica mexicana. De esta manera, se le llama sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (SFTSMA) al conjunto de fallas con orientación ca. N-S, NNW-SSE que atraviesan el centro de México y que divide bloques corticales con diferentes historias geológicas y espesores de la corteza y topografía distintos (Alaniz-Alvarez et al., 2002a). Su principal manifestación geofísica es una anomalía gravimétrica significativa (Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996).

Estudios recientes sobre el SFTSMA muestran que su longitud es mayor que 450 km, abarcando desde más al norte de la sierra de Catorce, S.L.P. hasta el estado de Guerrero, y llega a tener hasta 30 km de ancho en la región de Querétaro (Alaniz-Alvarez et al., 2002a) (Figura 2). El SFTSMA incluye fallas con longitudes que van de 15 a 50 km. La cinemática, desplazamiento y edad de las fallas mayores de este sistema han sido cuidadosamente documentadas por diversos autores: el graben de Villa de Reyes por Tristán-González (1986), la falla San Miguel de Allende en la Mesa Central por Nieto-Samaniego y Alaniz-Alvarez (1994); las fallas San Bartolomé, Tlacote y Querétaro, en la transición de la Mesa Central y la FVTM por Alaniz-Alvarez et al. (2001); las fallas La Cuesta y Lagunillas – Huimilpan por Dávalos-Alvarez (2004), las fallas Epitacio Huerta y Perales en la FVTM por Suter et al. (1995); las fallas norte-sur en El Oro-Tlalpujahua por Flores (1920), el sistema de pilares y fosas tectónicas al sur del Nevado de Toluca en la parte meridional de la FVTM por García-Palomo et al. (2000); y las fallas Taxco, San Gregorio, Coapango y Acamixtla por Alaniz-Alvarez et al. (2002b) y la cabalgadura Teloloapan por Cabral-Cano et al. (2000) en la parte septentrional-central de la Sierra Madre del Sur. La traza de la estructura es N-S fuera de la FVTM y cambia a una dirección NNW-SSE dentro de ella.

Dentro de la Faja Volcánica Transmexicana la presencia del SFTSMA es evidenciada por fallas normales transversales al sistema principal de fallas Chapala-Tula en las regiones de Querétaro, Acambay, El Oro y Toluca, y por el alineamiento de 12 volcanes poligenéticos en la traza de esta estructura (Alaniz-Alvarez et al., 1998). Este sistema continúa hacia el norte de la ciudad de San Luis Potosí formando el límite de una gran depresión tectónica que constituye la prolongación norte del graben de Villa de Reyes hasta el norte de la sierra de Catorce (Moreira- Rivera et al., 1996). Hacia el sur, el límite poniente de la plataforma Guerrero-Morelos lo constituye una serie de fallas N-S a las que pertenece la cabalgadura Teloloapan, las cuales limitan la secuencia volcanosedimentaria marina mesozoica del Complejo Metamórfico Tierra Caliente, poniéndola en contacto con la secuencia mesozoica marina carente de material volcánico de la plataforma Guerrero-Morelos (Cabral-Cano et al., 2000; Salinas-Prieto et al. 2000) ( Figura1, 2).

La cinemática y edad de las fallas del SFTSMA han obedecido a la deformación de la provincia a la que pertenecen, así en la Mesa Central y en la FVTM la componente principal de movimiento ha sido normal y ha ocurrido en dos tiempos distintos, en el Oligoceno y en el Mioceno- Reciente (Alaniz-Alvarez et al., 2002a), mientras que en la región de Taxco la componente principal fue lateral, con sentidos tanto derecho como izquierdo, ya que estuvieron sujetas a dos fases de deformación distintas ocurridas en el Eoceno tardío y Oligoceno temprano (Alaniz-Alvarez et al., 2002b).

El ancho del SFTSMA es variable, dependiendo del número de fallas que acomodan la deformación. En la región de Querétaro la zona de falla tiene su máximo ancho con cerca de 30 km, abarca desde la falla San Miguel de Allende hasta la falla Querétaro, mientras que en las otras localidades es más angosto.

4.1 El sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende como límite de elementos paleogeográficos

Se ha mencionado que el SFTSMA se encuentra en el límite entre dos bloques corticales con distinta topografía, espesor de la corteza y distintas características geológicas (Alaniz-Alvarez et al. 2002a). Regionalmente, está entre la Mesa Central y la Sierra Madre Oriental; entre dos sectores de la FVTM con distintas características estructurales y tipo de volcanismo, y entre el Complejo Metamórfico Tierra Caliente y la plataforma Guerrero-Morelos. Hay un elemento paleogeográfico mayor de edad mesozoica que se localiza bajo el SFTSMA, el cual es el límite occidental de las plataformas marinas Valles San Luis Potosí y Guerrero-Morelos. El límite de afloramientos de las secuencias volcanosedimentarias marinas que coincide con el SFTSMA se encuentra únicamente desde San Miguel de Allende hasta el sur de Teloloapan. En San Miguel de Allende se encuentra el contacto entre la Formación Soyatal, del Turoniano Medio (Hernández-Jáuregui et al., 2000) y la secuencia volcanosedimentaria; sin embargo el volcanosedimentario se encuentra aflorando nuevamente al oriente en la sierra de los Cuarzos, localizada al norte de la ciudad de Querétaro, entre las fallas San Miguel de Allende y Querétaro (Alaniz-Alvarez et al., 2001). A partir de la sierra de los Cuarzos, 20 km al norte de la ciudad de Querétaro, los afloramientos de las rocas volcanosedimentarias mesozoicas se desvían hacia el noroeste (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). En la región de El Oro-Tlalpujahua, Mich. afloran las rocas volcanosedimentarias marinas mesozoicas (Flores, 1920; Pasquaré et al., 1991) en el lado poniente de la traza del SFTSMA, siendo éste el único afloramiento del basamento dentro de la FVTM. Al sur de la FVTM, Cabral-Cano et al. (2000) presentan la historia de deformación del Complejo Metamórfico Tierra Caliente, entre Arcelia y Teloloapan, para determinar la naturaleza de su límite oriental con la plataforma Guerrero-Morelos. Ellos concluyen que el contacto forma parte de una serie de cabalgaduras de rumbo N-S generadas durante una deformación contractiva ocurrida a fines del Cretácico y por lo tanto correlacionable con la orogenia Laramide. La cabalgadura de Teloloapan no presenta rasgos de una deformación mayor, como pudiera ser la presencia de metamorfismo de alta presión o bien de intensa deformación frágil. Cabral-Cano et al. (2000) concluyen que la cabalgadura de Teloloapan no es Dos fronteras tectónicas del centro de México un límite entre bloques corticales sino la manifestación de un relieve antiguo sujeto a deformación compresiva. El límite poniente de las plataformas continentales Valles-San Luis Potosí y Guerrero-Morelos coincide con la traza del SFTSMA desde la sierra de Catorce hasta el sur de Teloloapan. Por lo tanto, la traza norte-sur del SFTSMA se localiza a lo largo de la transición entre una zona de plataforma continental y una de mayor batimetría; el cambio de pendiente y las diferencias en espesores corticales existentes para el Cretácico son el origen que nosotros proponemos para la discontinuidad con orientación norte-sur noroeste-sureste que controló la localización del fallamiento del SFTSMA durante el cenozoico.

Lo anterior explica algunos rasgos que se presentan sobre este lineamiento: la persistencia de fallas con orientación NNW-SSE aún cuando existan sistemas de fallas con otras orientaciones; la anomalía gravimétrica que indica distintos espesores de corteza a los lados del SFTSMA; el ensanchamiento de la zona de falla del SFTSMA entre San Miguel de Allende y Querétaro donde la plataforma Valles-San Luis se estrecha; la ubicación del límite oriental del terreno Guerrero en el sur y la continuación de la traza del SFTSMA al norte de la ciudad de San Luis Potosí sobre el límite entre la plataforma Valles-San Luis Potosí y la Cuenca Mesozoica del Centro de México.

5. Eventos de deformación cenozoicos

Hay pocos estudios del sur de México enfocados a las deformaciones cenozoicas y prácticamente todos están concentrados al oriente del SFTSMA, con excepción de los estudios en los grábenes de Colima y Arcelia que están al poniente de esta estructura. En la Mesa Central y la parte sur de la Sierra Madre Occidental la deformación cenozoica está bien documentada (e.g., Nieto-Samaniego et al., 1999), mientras que en la zona localizada al oriente del SFTSMA, en la Sierra Madre Oriental, se tiene muy poca información y al parecer existe poca o mínima deformación cenozoica.

5.1. Eventos paleocénicos

Probablemente uno de los aspectos menos estudiados de la región que abarca este estudio es la deformación paleocénica, la cual incluye las fases terminales de la orogenia Laramide y la registrada con el depósito de lechos rojos asociados a fallas laterales o normales.

Aunque no es posible inferir diferencias entre la deformación paleocénica al norte y sur de la Faja Volcánica Transmexicana, consideramos necesario mencionar algunos datos publicados sobre posibles eventos de deformación durante esa época. En la parte central de la Sierra Madre del Sur se ha propuesto un evento de deformación posterior al clímax contráctil laramídico, ese evento produjo pliegues amplios y cabalgaduras con vergencia hacia el poniente. Salinas-Prieto et al. (2000) y Cabral-Cano et al. (2000) proponen que estas estructuras afectan tanto a la secuencia volcanosedimentaria de Arcelia como a la plataforma Guerrero-Morelos, y que están mucho menos desarrolladas que las estructuras con vergencia hacia el oriente. En ambos trabajos se propone que esta fase se desarrolló probablemente por el colapso gravitacional de la pila de sedimentos acumulada durante el acortamiento de la orogenia Laramide. Cerca-Martínez (2004) reportó también una serie de pliegues amplios y cabalgaduras con vergencias opuestas y posteriores a las estructuras generadas por la orogenia Laramide en el extremo oriental de la plataforma Guerrero-Morelos. Él documentó una serie de cuencas desarrolladas durante el terciario temprano las cuales estarían asociadas a estas estructuras y declara que la generación de estas estructuras se debe a un evento transpresivo posterior a la orogenia.

La edad de las estructuras contractivas con vergencia hacia el poniente únicamente afectaron algunas porciones del sur de México, su edad y cinemática están poco estudiadas y no existe un consenso acerca de su origen. Las evidencias que se tienen indican que se formaron inmediatamente después del pico de la deformación laramídica (Cerca-Martínez, 2004; Cabral-Cano et al., 2000; Salinas-Prieto et al., 2000), lo que abre la posibilidad de que sea un evento tardío de esa orogenia, ocurrido en el Paleoceno.

El depósito de lechos rojos postlaramídicos ocurrió tanto en la Mesa Central como en la Sierra Madre del Sur, estos depósitos fueron reconocidos por Edwards (1955) como conglomerados continentales postorogénicos. Estudios en la sierra de Guanajuato y en Taxco muestran que estos depósitos son de edad Paleoceno-Eoceno y no están relacionados con el evento de deformación contractiva paleocénica. Aranda-Gómez y McDowell (1998) le asignaron al Conglomerado de Guanajuato, localizado en la Mesa Central, una edad eocénica y lo consideran formado sintectónicamente con un evento de extensión. En el sur de México, el Conglomerado Rojo de Taxco subyace a la Ignimbrita Acamixtla de 38 Ma y está limitado por fallas con dirección NW-SE (Alaniz-Alvarez et al., 2002b). Aunque es posible que estos depósitos se originaran asociados a un evento de deformación extensional Paleoceno-Eoceno de manera similar a lo documentado en Guanajuato, no se cuenta con información suficiente para documentarlo.

5.2. Eventos eocénicos

El primer evento de extensión postlaramídico ocurrió durante gran parte del Eoceno en la Mesa Central, mientras que al sur de la FVTM, durante el Eoceno tardío se liberó deformación transcurrente (Figura 3).

Para la Mesa Central, Aranda-Gómez y McDowell Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego (1998) documentan un evento de extensión posterior a los 49 y anterior a los 37 Ma. Las direcciones de extensión no están establecidas ya que las fallas NW y NE que liberaron la deformación fueron reactivadas posteriormente durante el Oligoceno en un evento mucho mayor. Aranda-Gómez y McDowell (1998) proponen que el Conglomerado Guanajuato registró dos fases de extensión eocénica, la primera activó fallas NW con extensión hacia el NE-SW y la segunda activó fallas NE con una extensión hacia el NW-SE.

En la parte oriental de la Sierra Madre del Sur, la deformación eocénica se liberó a través de fallas laterales izquierdas con orientación NW, paralelas a la costa (Figura 3). Este evento se registró desde cerca de la margen pacífica, en rocas miloníticas, hasta el borde sur de la Faja Volcánica Transmexicana en la región de Taxco, en fallas frágiles. Las milonitas de Tierra Colorada generadas con esta cinemática se han relacionado con el desplazamiento del bloque de Chortis hacia el sureste (Schaaf et al., 1995). En Taxco, las fallas de Tetipac y Chichila, con orientación N45°W y verticales, tuvieron desplazamiento izquierdo entre 36 y 33 Ma (Alaniz-Alvarez et al., 2002b). Morán-Zenteno et al. (2004) reportan que sobre la falla de Amates, la cual tiene dirección N45°W y es parte del sistema de fallas que incluye la falla de Tetipac, se emplazó un dique que contiene estrías e indicadores cinemáticos de movimiento lateral izquierdo; este dique contiene material que alimentó a la caldera de Tilzapotla de 34 Ma de edad. En el sur de México se cuenta con edades similares para este evento, en localidades con la misma longitud oeste ubicadas desde la costa hasta el margen meridional de la FVTM: se tiene una edad >34 Ma (Riller et al., 1992) en Tierra Colorada y entre 38 y 33 Ma en Taxco (Alaniz-Alvarez et al., 2002b) y Tilzapotla; la dirección de máxima extensión estimada en Taxco es hacia el NNW-SSE (Figura 3, Alaniz-Alvarez et al., 2002b, figura 6a).

5.3. Eventos oligocénicos

Durante el Oligoceno (de 32 a 24 Ma) se registró deformación extensional en la Mesa Central liberada a través de un complejo sistema de fallas normales con orientaciones principales NW-SE, NE-SW y N-S. Esta deformación fue la principal registrada en esa región y tuvo una extensión del 20% con dirección N79°E y 11% con dirección N11°W (Nieto-Samaniego et al., 1999). En la región de San Miguel de Allende se documentó que los tres sistemas de fallas estuvieron activos durante el evento oligocénico, las fallas principales de estos sistemas son la falla del Bajío, el graben de Villa de Reyes y la falla San Miguel de Allende (Alaniz-Alvarez et al., 2001). En el sur, en la región de Taxco se registró un evento de deformación transcurrente durante el Oligoceno reactivando las fallas preexistentes (Alaniz-Alvarez et al., 2002b). Las fallas N-S tuvieron desplazamiento lateral izquierdo mientras que las fallas de Tetipac y Chichila con rumbo N45°W tuvieron desplazamiento lateral derecho. La dirección del máximo alargamiento horizontal es hacia el NE-SW, mientras que la de máximo acortamiento horizontal es hacia el NW-SE (Figura 3); es notable que las direcciones principales de deformación cambiaron en un lapso corto en esta región entre el final del Eoceno y el inicio del Oligoceno.

5.4. Evento del Mioceno al Reciente

Del Mioceno al Reciente la deformación en la parte central de México se ha concentrado a lo largo de la FVTM y se ha liberado a través de fallas normales. Martínez-Reyes y Nieto-Samaniego (1990) cartografiaron las fallas que se encuentran al lado poniente del SFTSMA en la Faja volcánica Transmexicana, las que en conjunto Suter et al. (1992, 1995) denominaron sistema de fallas Chapala-Tula (Figura 2). Las fallas de este sistema son normales con una componente lateral izquierda subordinada. Suter et al., (2001) calcularon para el sistema Chapala-Tula una extensión menor que 3% hacia el NNW-SSE durante el cuaternario.

Al oriente del SFTSMA, en la región de Apan, al norte de la Cd. de México, un sistema de pilares y fosas tectónicas se formaron con rumbo NNE-SSW afectando rocas volcánicas del Mioceno medio al Holoceno, pudiéndose inferir para ese lapso una dirección de extensión WNW-ESE (García-Palomo et al., 2002).

El límite entre la FVTM y la Mesa Central está marcado por el afloramiento del basamento mesozoico a lo largo de las fallas del Bajío e Ixtla-La Joya. En estas fallas se ha documentado actividad durante los eventos oligocénico y miocénico (Alaniz-Alvarez et al., 2002a), el primero predominó en la Mesa Central, mientras que el segundo en la FVTM. En la margen septentrional de la parte central de la FVTM coinciden dos sistemas de fallas, las que pertenecen al sistema Chapala-Tula de dirección WSW-ENE, y las del sistema Taxco-San Miguel de Allende con orientación NNW-SSE. En la región entre Celaya y Querétaro, Alaniz-Alvarez et al. (2002a) documentaron que los tres sistemas de fallas, con orientaciones N-S, NW-SE y NE-SW se activaron contemporáneamente durante los mismos eventos de deformación. Un estudio detallado hecho por Dávalos-Alvarez (2004) en la región de Huimilpan, a 30 km al sur de Querétaro, documentó que los tres sistemas de fallas se activaron durante el Plioceno en el mismo evento de deformación pero de manera alternada.

En la Sierra Madre del Sur, la deformación miocénica se registró en Oaxaca, donde ignimbritas de la Formación Suchilquitongo de 19 Ma están cortadas por fallas normales con rumbo N15°W, sugiriendo un evento de extensión hacia el ENE-WSW (Urrutia-Fucugauchi y Ferrusquía-Villafranca, 2001). La cartografía geológica a detalle de la Mesa Central y la región de Querétaro han permitido reconocer la presencia de rocas volcánicas miocénicas cortadas por fallas normales con desplazamientos pequeños (Orozco-Esquivel et al., 2002). Lo anterior indica que la deformación miocénica existió tanto en la parte meridional de la Mesa Central como en Oaxaca, aunque la mayor parte de ella se concentró a lo largo de la FVTM.

6. Fallas mayores que limitan la FVTM en su porción central

La actividad de las fallas mayores tienen un papel muy importante en la deformación, ya que ellas no sólo tienen la capacidad de liberar una gran cantidad de desplazamiento, sino también tienen un alto potencial de reactivación y controlan el tipo de deformación reactivando o produciendo fallas de neoformación asociadas a ellas.

En la Mesa Central se ha observado que los tres sistemas de fallas principales son paralelos a las fallas mayores (Nieto-Samaniego et al., 1999), esto es evidente tanto para la deformación miocénica como para la oligocénica. Los modelos analógicos desarrollados por Dubois et al. (2002) indican que en una segunda fase de extensión sobrepuesta y oblicua a un conjunto de estructuras desarrolladas en una fase previa, se reactivarán las estructuras formadas en la primera fase y se forman nuevas fallas paralelas a éstas.

Una falla normal con más de 40 km de largo implica que su profundidad puede alcanzar el límite entre el régimen frágil y dúctil. En el área considerada en este estudio, las fallas con más de 40 km de largo, en la Mesa Central, son la falla del Bajío, la falla Ixtla-la Joya, el graben de Villa de Reyes (en su parte norte solamente), la falla San Miguel de Allende y la falla de Querétaro (Figura 2). Estas fallas constituyen el límite entre dominios estructurales y secuencias estratigráficas distintas.

En este trabajo solamente se describirán las fallas que se encuentran en los límites de la FVTM y se incluye al sistema de fallas La Pera que constituye el límite meridional de las cuencas de México y de Toluca. Se consideraron como parte del del límite estructural de la FVTM a las fallas que tienen las siguientes características: (1) exponen las rocas mesozoicas, (2) su traza puede seguirse por más de 40 km, (3) han sido activadas en los eventos de deformación oligocénica y miocénica, (4) su desplazamiento ha sido calculado en más de 300 m y (5) su orientación es paralela u oblicua al eje mayor de la FVTM.

6.1. Falla del Bajío

La falla del Bajío representa uno de los segmentos septentrionales del límite de la Faja Volcánica Transmexicana, ya que en el bloque del bajo se encuentra el afloramiento principal de basamento mesozoico; el volcanismo silícico oligocénico característico de la Mesa Central se encuentra localizado hacia el norte, mientras que en el bloque del alto está el volcanismo máfico miocénico-reciente característico de la FVTM. Esta falla constituye el límite norte del Bajío, región caracterizada por un bajo topográfico que va desde San Francisco del Rincón hasta la Cd. de Querétaro y donde se encuentran ubicadas las ciudades de Celaya, Salamanca, Irapuato, León, y Lagos de Moreno. Los movimientos documentados sobre esta falla a lo largo de su traza han sido de tipo normal, y su orientación es ∼N45°W con inclinación hacia el suroeste, pero en su extremo oriental adquiere un rumbo ∼E-W con echado al sur (Figura 2).

El rasgo hipsográfico de esta falla es prominente (Figura 3), el escarpe continuo y bien desarrollado mide 70 km de longitud. El total de desplazamiento de esta falla es poco conocido y se ha estimado únicamente en dos lugares. Uno de ellos es la región de León, Gto., donde su desplazamiento es de 850 m, obtenido del desplazamiento de unidades litoestratigráficas oligocénicas localizadas en la parte más elevada de la sierra Cuatralba (Quintero-Legorreta, 1992) y considerando el espesor de los sedimentos dentro de la depresión del Bajío de 500 m (Hernández-Laloth, 1991), el rechazo vertical superaría los 1200 m. El segundo lugar donde se conoce su desplazamiento es Silao, Gto. donde la falla del Bajío desplaza 500 m al Basalto el Cubilete fechado en 13.5 Ma por Aguirre-Díaz et al. (1997).

Esta falla ha tenido al menos tres episodios de actividad, el primero de ellos de edad eocénica fue inferido por Aranda-Gómez y McDowell (1998) a partir del basculamiento de las capas basales del Conglomerado de Guanajuato en el bloque del bajo de esta falla. El segundo evento ocurrió en el Oligoceno y fue el más importante. La falla que contiene a la Veta Madre en Guanajuato, paralela y ubicada a menos de diez kilómetros de la falla del Bajío, desplazó más de 1500 m a rocas de ca. 32 Ma y la veta que rellena la falla tiene edades de 29 a 27 Ma (Gross, 1975). Si se suma este desplazamiento al evento miocénico de la falla del Bajío en Silao, tendríamos un total que supera los 2 kilómetros en la región de Guanajuato.

6.2. Fallas Ixtla y La Joya

Las fallas Ixtla-La Joya forman el extremo suroriente de un pilar tectónico de rumbo NE y ca. 20 km de ancho, localizado entre los volcanes San Pedro y Palo Huérfano. No obstante lo tenue del rasgo morfológico actual del pilar, se infiere su importancia ya que dentro de él afloran las rocas mesozoicas; además, los volcanes poligenéticos Palo Huérfano, San Pedro, La Joya y el Zamorano, de edad Mioceno medio, están emplazados sobre su traza.

Las estructuras que constituyen las fallas Ixtla y La Joya son domos riodacíticos alineados, y fracturas y fallas normales con orientaciones que varían de N48°E a N68°E e inclinación hacia el sureste. Se infiere que estas fallas tuvieron un desplazamiento vertical oligocénico del orden de 250 m ya que las rocas mesozoicas se han encontrado en pozos a más de 350 m de profundidad en el graben de Dos fronteras tectónicas del centro de México Querétaro, y las fallas de ese graben sólo tienen desplazamiento miocénico menor a 100 m (Alaniz-Alvarez et al., 2001). Los desplazamientos posteriores al Mioceno medio son pequeños y sólo se observan en segmentos pequeños de falla, gran parte del conjunto de fallas Ixtla-La Joya está cubierto por derrames de basalto de 6.2 y 7.5 Ma.

6.3. Sistema de fallas La Pera

El límite sur de la Faja Volcánica Transmexicana, en su parte central, está en gran parte oculto por depósitos volcánicos, entre los cuales se encuentran depósitos volcanicláticos de los volcanes Nevado de Toluca, Popocatépetl y del campo volcánico de la sierra de Chichinautzin. Se ha propuesto que la sierra de Chichinautzin está ubicada a lo largo de una falla con orientación E-W debido a los numerosos alineamientos de conos monogenéticos con esa orientación (e.g. Márquez et al., 1999) y al desnivel entre los afloramientos de las rocas calcáreas mesozoicas ubicadas al este de Cuernavaca a una altitud de 1840 msnm y las reportadas en la base de los pozos de la cuenca de México, ese desnivel es de entre 1200 y 3775 m, siendo el bloque levantado el del sur (Pérez-Cruz, 1988).

Márquez et al. (1999) presentan un estudio del alineamiento de conos monogenéticos en el campo volcánico de Chichinautzin, concluyendo que los alineamientos de más de 15 puntos tienen dos orientaciones preferenciales E-W y NE-SW. La ausencia de fallas con orientación E-W dentro de la sierra de Chichinautzin se explica porque gran parte de la extensión fue liberada por los diques que alimentaron el campo volcánico. Se ha propuesto que el material que queda bajo la superficie en magmas básicos representa de 3 a 10 veces el material que sale a la superficie (Crisp, 1984). De acuerdo con esto, en la zona de la falla de La Pera el emplazamiento de magmas en poco tiempo puede ser el responsable de inhibir la formación de fallas normales cuaternarias. Como es común en fallas normales, la falla mayor del sistema La Pera está sepultada, las anomalías gravimétricas reportadas en Urrutia-Fucugauchi y Flores- Ruiz (1996) y Ferrari et al. (2002) apoyan la existencia de esta estructura. La extensión poniente de este sistema corresponde a fallas normales con inclinación hacia el norte encontradas en Malinalco (González-Cervantes, 2004) y Tenango (Márquez et al., 1999; García-Palomo et al., 2000) .

7. Relaciones entre fallamiento y volcanismo

La relación entre el fallamiento y el tipo de volcanismo ha sido estudiada en la Mesa Central (Orozco-Esquivel et al., 2002), en la Faja Volcánica Transmexicana (Alaniz-Álvarez et al., 1998; García-Palomo et al., 2000) y en la región de Taxco (Alaniz-Alvarez et al., 2002b, Morán- Zenteno et al. 2004). En la Mesa Central un campo de domos riolíticos, el cual cubre una superficie de más de 10,000 km², fue emplazado durante el evento oligocénico de deformación, al que se calculó 20% de alargamiento. En la Faja Volcánica Transmexicana los volcanes monogenéticos, diques y conos cineríticos están localizados a lo largo o paralelamente a las fallas normales perpendiculares a la dirección de extensión máxima (Alaniz-Alvarez et al., 1998); en la región de Taxco, en la Sierra Madre del Sur donde el sistema de fallas es lateral, se documentó el emplazamiento de domos riolíticos en un traslape extensional (Alaniz-Alvarez et al., 2002b), y, de manera similar, la caldera de Tilzapotla se emplazó en un traslape izquierdo de dos fallas laterales izquierdas (Morán-Zenteno et al., 2004); indicando en todos los casos que el emplazamiento del magmatismo ocurrió en las zonas con extensión máxima.

El hecho de que se observe que hay contemporaneidad entre el fallamiento y el volcanismo, que los magmas félsicos y básicos se hayan emplazado en zonas de extensión máxima y que el estado de esfuerzos relacionado con el emplazamiento de magmas haya sido tanto en regímenes de fallamiento lateral como normal, es consistente con lo que se ha establecido en modelos analógicos y teóricos acerca del transporte de magmas (Secor y Pollard, 1975; Takada, 1994). Se ha propuesto que para que ocurra volcanismo es necesario que haya aporte de magma, que tenga capacidad de flotación y que ascienda hacia la superficie bajo un estado de esfuerzos favorable con σ3 horizontal (e.g. Takada, 1989, 1994, Watanabe et al., 1999). Las relaciones entre el volcanismo y el fallamiento pueden ser muy variadas e interdependientes. En las regiones de estudio prácticamente todos los eventos de deformación cenozoicos estudiados han ocurrido sincrónicamente con el volcanismo; pero también hemos visto que ha habido periodos de bajo aporte de magma hacia la superficie como el hiatus volcánico entre los pulsos de la Sierra Madre Occidental y de la Faja Volcánica Transmexicana y en estos casos no podemos establecer la edad máxima del fallamiento. Por ejemplo sabemos que ocurrió fallamiento sincrónico con el volcanismo oligocénico en Taxco, sin embargo no se puede saber si la deformación continuó porque no hay rocas que cubran las fallas.

8. Edad del inicio del volcanismo en la parte central de la FVTM

Existe un hiatus entre el volcanismo de la Sierra Madre Occidental, localizado en la Mesa Central, y el de la Faja Volcánica Transmexicana, el cual ha sido establecido para la región ubicada al oeste de la falla San Miguel de Allende (Figura 2), entre 24 y 16 Ma. La primera edad corresponde a la Ignimbrita San Nicolás, la cual es la ignimbrita riolítica más joven reconocida en el límite sur de la Mesa Central (Nieto-Samaniego et al., 1996; Ojeda-García, 2004) y la segunda corresponde a las rocas volcánicas que subyacen a los derrames del volcán Palo Huérfano, el cual se considera que forma parte de los primeros volcanes poligenéticos de Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego la FVTM (Pérez-Venzor et al., 1996). Edades similares para este hiatus han sido establecidos por Cerca-Martínez et al. (2000) entre 22 y 14.6 Ma en la sierra de Guanajuato, y entre 22 y 10 Ma por Verma y Carrasco-Núñez (2003) para la región del volcán El Zamorano (100°10’-20°55 ́).

El volcanismo más joven en la región de Taxco, que corresponde a la parte central-septentrional de la provincia magmática del sur de México, es de 31.6 Ma (Alaniz-Alvarez et al. 2002b) y corresponde a domos y flujos piroclásticos, ambos de composición riolítica. En la región de Toluca y Malinalco, el volcanismo andesítico más viejo corresponde a la Andesita basáltica San Antonio de 21.6 Ma (García-Palomo et al., 2000). El volcanismo basáltico ha sido reportado en el límite sur de la FVTM con edades entre 20.5 y 16.7 Ma (Ferrari et al., 2003b). En la región Taxco-Tepoztlán, el hiatus volcánico entre el volcanismo riolítico, predominante en la Sierra Madre Occidental, y el basáltico de la FVTM estaría entre los ~ 31 y 21 Ma.

Tanto al norte y sur de la FVTM como al este y oeste del SFTSMA, se registra un hiatus volcánico en varias localidades, que duró entre 6 y 12 Ma. Hay que aclarar que hubo volcanismo entre los 30 y 16 Ma en otras localidades dentro de la región considerada en este estudio (Ferrari et al., 1999, García-Palomo et al., 2002; Cerca-Martínez, 2004) pero su importancia volumétrica relativa es mucho menor. Lo anterior parece indicar que el evento geológico que dio origen a la Faja Volcánica Transmexicana estuvo separado en el tiempo de aquellos que dieron origen a las provincias volcánicas de la Sierra Madre Occidental y de la Sierra Madre del Sur.

Las rocas cenozoicas más antiguas reportadas en pozos perforados en la Ciudad de México corresponden a basaltos y tobas oligocénicas. Con base en sísmica de reflexión e información obtenida de pozos en la Ciudad de México, Pérez-Cruz (1988) documentó que la base de la cuenca de México es irregular y que el basamento mesozoico está a profundidades de 1600 m en el pozo Mixhuca-1 y más de 3200 m en el pozo Roma-1 (Figura 4). También se han reportado 5 fechamientos que van de 31.4 Ma a 23 Ma en muestras obtenidas entre 1000 y 2000 m de profundidad (Marsal y Graue, 1969; Oviedo, 1970; Pérez-Cruz, 1988).

9. Discusión

En este trabajo se ha tratado de establecer las condiciones bajo las cuales la FVTM se ha convertido en una frontera tectónica, es decir el límite que divide terrenos con distinta historia geológica o estructural a partir de cierto tiempo. Se puede hablar de frontera tectónica a distintas escalas; considerando que ésta representa una región que acomoda la deformación entre dominios estructurales distintos, esta región puede ser tan amplia como una provincia geológica (Faja Volcánica Transmexicana), o bien puede estar formada por un sistemas de fallas (sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende), o ser tan discreta como una falla mayor (e.g. falla del Bajío). Las fronteras separan regiones con historias geológicas diferentes en distintas escalas de tiempo y espacio, y han tenido una influencia importante en el registro estratigráfico de las regiones donde se localizan.

La FVTM se estableció como un arco volcánico a partir del Mioceno medio, aunque su historia como frontera tectónica inició much antes. De acuerdo con estudios previos sobre la parte central de México discutidos en este trabajo, durante el Cretácico no hubo una diferencia notable entre los bloques ubicados al sur y norte de la FVTM, ni en el tipo de litología ni en su estructura. Existió un ambiente marino de plataforma hacia el oriente con arcos volcánicos localizados hacia el extremo poniente y la orogenia Laramide estuvo presente prácticamente con el mismo estilo y edad de deformación al norte y sur de la FVTM.

Los datos y observaciones presentados en este trabajo no permiten establecer diferencias notables para el Paleoceno. La presencia de estructuras contractivas con vergencia hacia el occidente se documentó únicamente en la parte septentrional-central de la Sierra Madre del Sur. Esta deformación ocurrió a fines del Cretácico y principios del Cenozoico y no está presente en todos los sitios. En Tierra Caliente, Salinas-Prieto et al., (2000) documentaron que esta deformación fue de baja intensidad, mientras que en el borde oriente de la plataforma Guerrero-Morelos fue más intensa (Cerca-Martínez, 2004). Esta variación en el sentido de vergencia de las estructuras contractivas, que no ha sido documentada al norte de la FVTM, no se considera suficientemente importante como para considerar que la FVTM actuó como una frontera tectónica durante ese evento de deformación.

Durante el Eoceno medio y tardío las deformaciones ocurridas al norte y sur de la Faja Volcánica Transmexicana muestran diferencias notables. En la Sierra de Guanajuato se documentó un evento de extensión postlarámide liberado por fallas normales cuya edad de actividad cubre gran parte del Eoceno (Aranda-Gómez y McDowell, 1998). En Taxco, al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, no se pudo establecer el origen de los depósitos de conglomerados rojos postlaramídicos. Para fines del Eoceno (entre 36 y 33 Ma), se documentó una fase de fallamiento lateral que generó alargamiento horizontal hacia el NNW. Esta fase se caracteriza por el desplazamiento lateral izquierdo de fallas paralelas a la costa y se encuentra documentada en Taxco (Alaniz-Alvarez et al., 2002b), Tierra Colorada (Riller et al., 1992), Tilzapotla (Morán-Zenteno et al., 20004) y Huatulco (Tolson, 1998), siendo más joven la deformación hacia el oriente. Éste es el tiempo en el que se marca la primera separación entre los dominios estructurales ubicados en los extremos norte y sur de la Faja Volcánica Transmexicana.

Durante el Oligoceno continuó la separación entre la deformación ocurrida en la Mesa Central y en la Sierra Madre del Sur, mientras que al norte de la Faja Volcánica Transmexicana ocurrió deformación extensional, al sur ocurrió deformación transcurrente. En la Mesa Central, Nieto-Samaniego et al., (1999) documentaron que la mayor extensión fue de ca. 20% hacia el ENE-WSW, también ocurrió extensión horizontal en la dirección NNW-SSE de 11 % y acortamiento en la vertical. Esa deformación migró hacia el oeste y sureste, esos autores proponen que dicha migración fue controlada por cambios en la velocidad de acreción en la placa Pacífico y el ángulo de subducción de ésta por debajo de la placa Norteamérica.

En contraste, en la región de Taxco se documentó que la extensión horizontal generada por la tectónica trascurrente oligocénica fue hacia el NE-SW y el acortamiento hacia el NW-SE. Este evento migró hacia el oriente y se registró principalmente por fallamiento normal en la fosa formada por la falla de Oaxaca, cuya edad varía de anterior al Oligoceno en las cercanías de Tehuacán a Mioceno temprano en la región de Etla y la ciudad de Oaxaca (Nieto-Samaniego et al., en prensa).

Desde el Mioceno medio se ha concentrado la deformación extensional a lo largo de la Faja Volcánica
Transmexicana contemporáneamente con un gran pulso magmático. La deformación ha sido liberada principalmente por fallas normales con rumbos ENE-WSW en el sistema Chapala-Tula, aunque también se han activado fallas normales con rumbo NNW-SSE del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende y NE-SW en la región de Apan, Hidalgo. De los eventos analizados se infiere que a partir del Eoceno tardío se generó una discontinuidad cortical en el sitio ocupado por la parte central de la Faja Volcánica Transmexicana (Figura 3). Esta idea surge al considerar que durante la deformación transcurrente ocurrida en la Sierra Madre del Sur durante el Eoceno tardío y Oligoceno-Mioceno, en la plataforma Valles-San Luis Potosí no hubo deformación importante y que la migración de las deformaciones fue en sentidos contrarios, al norte de la FVTM migró hacia el oeste y al sur de la FVTM migró hacia el este.

Estas circunstancias hacen necesario considerar que entre las regiones localizadas al norte y sur de la FVTM debió existir una zona que permita acomodar esa incompatibilidad en la deformación. Las evidencias disponibles expuestas en párrafos anteriores indican que en la cuenca de México la zona de acomodo formó un grupo de fallas actualmente sepultadas por las rocas volcánicas del Mioceno-Holoceno. Parece razonable suponer también la presencia de una zona de acomodo en la parte más occidental de la FVTM ya que Rosas-Elguera et al. (1996) y Ferrari y Rosas-Elguera (2000) consideran que en esa región la FVTM reposa sobre un límite cortical mayor entre el Bloque Jalisco y la Sierra Madre Occidental individualizado desde el Eoceno.

9.1. Deformación en las etapas iniciales de la FVTM

La deformación ocurrida en las etapas iniciales de la formación de la FVTM es difícil de establecer, ya que la mayoría de las estructuras producidas en aquel tiempo están cubiertas por una pila volcánica de hasta 4 km. Afortunadamente para la parte central-oriental de la FVTM se cuenta con los datos del subsuelo de la cuenca de México (Marsal y Graue, 1969; Oviedo, 1970; Pérez-Cruz, 1988). El hecho de que la cuenca alcance más de 4000 m de profundidad y que esté afectada por fallas nos indica que su formación estuvo relacionada con uno o varios eventos de deformación.

El desnivel entre el afloramiento de las rocas calcáreas marinas en Cuernavaca y en el subsuelo de la cuenca de México es el punto de partida para reconstruir la evolución de la cuenca. En el subsuelo, la configuración del contacto entre las rocas mesozoicas y el relleno de la cuenca indica la existencia de una falla normal de dirección NNW-SSE, con buzamiento al poniente, denominada falla Mixhuca. La falla presenta un rechazo vertical de entre 1600 y 2000 m medido por el espesor del relleno y está sepultada por las rocas de edad miocénica. Esa estructura fue interpretada a partir de los perfiles sísmicos y cortes litológicos en los pozos Roma-1, Mixhuca-1, Copilco-1, Tulyehualco-1 (Pérez-Cruz, 1988) y Texcoco (Oviedo, 1970) (Figura 4).

El registro litológico de los pozos muestra con claridad que las rocas más antiguas del relleno de la cuenca son anteriores al Oligoceno tardío. En el pozo Texcoco, la columna estratigráfica reportada por Oviedo (1970) muestra una secuencia volcaniclástica que va de los 480 a 1965 m de profundidad, hacia los 1500 m reporta edades de 31.4 y 30 Ma obtenidas por Marsal y Graue (1969); debajo de esa
secuencia aparecen ca. 100 m de anhidritas continentales, las cuales a su vez yacen sobre el conglomerado Texcoco, descrito como un conglomerado continental cuya edad es desconocida, pero que contiene cantos de calizas del Cretácico Superior; el espesor del conglomerado puede estimarse considerando la profundidad del basamento reportada por Pérez-Cruz (1988), que para la zona de Texcoco es un poco mayor que 2105 m, lo que indicaría un espesor del conglomerado cercano a 50 m. En el pozo Roma-1 la edad isotópica más antigua que se tiene es de 25.9 Ma y se localiza a los 2200 m de profundidad, debajo yacen alrededor de ∼1700 m de relleno, medidos hasta alcanzar la cima de las rocas mesozoicas. En el pozo Copilco-1 la edad más antigua es de 23.3 Ma y se localiza a 2250 m de profundidad, debajo hay ∼1900 m de relleno. En el pozo Mixhuca las rocas volcánicas más antiguas son de 29 Ma y se localiza a 1200 m de profundidad, debajo hay ca. 220 m de relleno. La diferencia de espesores del relleno de la cuenca entre los pozos Texcoco, Mixhuca-1 y Tulyehualco-1, localizados en el bloque levantado de la falla Mixhuca, y los de los pozos Roma-1 y Copilco localizados en el bloque hundido muestran que este último tiene un relleno alrededor de dos kilómetros más grueso; además indican que la actividad de dicha estructura fue anterior al Mioceno temprano ya que sedimentos de esa edad sepultan a la falla.

La edad de los rellenos más profundos se desconoce, sin embargo, como una aproximación (se omiten correcciones por compactación) podemos considerar que en el pozo Roma-1 los 2200 m superiores de relleno se depositaron a una tasa cercana a 80 m por millón de años y en el pozo Copilco-1 a una tasa de 98 m por millón de años. Si consideramos tasas de sedimentación similares para el relleno más profundo (por debajo de los 2200 m hasta 4100 m), podríamos suponer que su depósito abarca un lapso de entre 15 y 20 Ma. Siendo conservadores, nosotros suponemos que ese depósito debió demorar al menos 10 Ma, lo que nos indicaría que la edad de inicio del relleno de la cuenca es del Eoceno tardío. Esta estimación es consistente con las edades obtenidas en los pozos Texcoco y Mixhuca-1 donde se reportaron las rocas del Oligoceno temprano y bajo las cuales los espesores del relleno de la cuenca son un poco mayores a los 200 m. Debe considerarse además, que el registro estratigráfico del pozo Texcoco muestra para los 150 m inferiores, anhidrita y conglomerado, cuyas tasas de sedimentación probablemente fueron menores que las del relleno volcaniclástico.

Otra observación importante de la configuración de la cima de las rocas mesozoicas en la cuenca de México es que, tanto en el bajo como en el alto de la falla Mixhuca, esa superficie muestra una pendiente con inclinación hacia el sur (Figura 4, Pérez-Cruz, 1988, figura 15). Los cortes de la cima de las rocas mesozoicas en los pozos Roma-1 y Copilco-1 localizados en el alto de la falla Mixhuca muestran un desnivel de 210 m inclinándose hacia el sur. Los cortes de la cima de las rocas mesozoicas en los pozos Mixhuca-1 y Tulyehualco-1 localizados en el bajo de la falla Mixhuca muestran un desnivel de 525 m también inclinándose hacia el sur (Figura 4).

La distribución de las rocas mesozoicas y los desniveles entre sus afloramientos al sur de la FVTM en Cuernavaca, y en el subsuelo de la cuenca de México indican la presencia de fallas orientadas este–oeste, localizadas hacia el límite sur de dicha cuenca. Ese sistema de fallas ha sido propuesto por algunos autores denominándolo sistema de fallas La Dos fronteras tectónicas del centro de México Pera y ubicándolo bajo la sierra de Chichinautzin (Ferrari et al. 2002; Siebe et al., 2004; Delgado-Granados et al., 1995). La configuración sísmico–estructural reportada por Pérez-Cruz (1988, figura 16) muestra para el límite entre las unidades “volcánica inferior” y “volcánica superior”, cuya edad se localiza a finales del Mioceno medio según las edades reportadas en ese trabajo, un patrón con múltiples escarpes (zonas de mayor pendiente) orientados este-oeste, observándose también que en gran parte de la cuenca la secuencia miocénica tiene una pendiente general que se inclina hacia el sur. Estos datos son compatibles con la existencia de una gran falla maestra localizada al sur de la cuenca, cuya actividad fue posterior al desplazamiento de 1600 m de la falla Mixhuca, dado que bascula de manera semejante al bajo y al alto de esa estructura.

De la información expuesta arriba inferimos la siguiente secuencia de eventos en la cuenca de México: durante el Paleoceno temprano, quizá incluyendo la parte superior del Maastrichtiano de acuerdo con las edades de Formación Mexcala en Texmalac, ocurrió la deformación laramídica que plegó los sedimentos marinos mesozoicos. Posteriormente tuvo lugar un estadío de depósito de molasas continentales representadas por el conglomerado Texcoco de cantos de caliza sin contenido volcánico, observado en los pozos de la cuenca de México, al cual siguió un estadío de menor actividad tectónica y nula o mínima actividad volcánica, durante el que se depositaron las anhidritas. El inicio intempestivo de volcanismo y la actividad tectónica en la falla Mixhuca ocurrió antes del Oligoceno temprano acumulándose en el bloque hundido de la falla Mixhuca más de dos mil metros de material volcaniclástico principalmente. La actividad volcánica se mantuvo hasta el Reciente y la actividad tectónica se centró en la falla La Pera a partir del Oligoceno.

De acuerdo con lo anterior, tuvieron lugar dos eventos principales de deformación, uno de edad Eoceno tardío durante el cual la deformación fue acomodada principal- mente por la falla Mixhuca con alargamiento horizontal orientado E-W o WSW y el otro evento ocurrido durante el Oligoceno-Mioceno y su deformación fue acomodada principalmente en la falla La Pera, con alargamiento N-S o NNW.

Si comparamos los eventos de deformación descritos en los párrafos de arriba con aquellos documentados al norte y sur de la FVTM (Figura 3C), vemos que para el Eoceno – Mioceno, la deformación fue mínima o nula en la Sierra Madre Oriental; en todo caso la poca deformación sería con fallamiento normal y dirección de extensión ∼E-W; mientras que en la Sierra Madre del Sur hubo dos fases de deformación, en ambos casos de tipo transcurrente, una de edad Eoceno – inicio del Oligoceno con dirección de alar- gamiento horizontal ∼ NW-SE y acortamiento ∼ NE-SW, y la segunda de edad Oligoceno-Mioceno con dirección de alargamiento ∼ NE-SW y dirección de acortamiento NW- SE. Considerando toda la región estudiada, es claro que se trata en ambos casos de una deformación heterogénea (Figura 3C) y que el alargamiento máximo resultante en la zona de cizalla simple localizada entre los dos domi- nios estructurales (zona de falla La Pera) dependerá de las magnitudes de la vorticidad y la extensión impuestas en la región localizada al sur de la zona de cizalla. Para el Oligoceno-Mioceno la dirección de máximo alargamiento predicha dentro de la FVTM es en el cuadrante NW-SE sin que se pueda determinar una orientación precisa, a menor cantidad de rotación la dirección de máximo alargamiento se aproximará a la dirección N-S lo que produciría desplazamiento vertical en el sistema de fallas La Pera (Figura 3C). En el caso de la deformación del Eoceno tardío, cuando tuvo lugar el desplazamiento normal en la falla Mixhuca, se infiere que a lo largo de la zona de falla La Pera el deslizamiento tuvo una componente dominante lateral derecha debido a la extensión E-W documentada dentro de la cuenca, las magnitudes del desplazamiento dependerán principalmente de la magnitud de esa extensión.

A partir de la información con que actualmente se cuenta y aunque aún se encuentra documentado en pocos lugares, la FVTM se aprecia como una gran zona de acomodo entre deformaciones incompatibles ocurridas en los bloques corticales localizados al norte y sur de ella.

10. Conclusiones

El estudio de las deformaciones ocurridas en la Mesa Central, Sierra Madre Oriental y Sierra Madre del sur en el centro de México nos permiten concluir que:

- El sistema de fallas Taxco San Miguel de Allende se ubica en el sitio de transición entre una zona de plataformas continentales y una de mayor batimetría. Esta discontinuidad paleogeográfica de edad cretácica controló la localización de fallamiento cenozoico de rumbo N-S y NNW-SSE.

- Desde el Eoceno la deformación extensional de la Mesa Central y transcurrente de la Sierra Madre del Sur indica que existió una zona de despegue entre estas provincias, en el sitio ocupado actualmente por la Faja Volcánica Transmexicana.

- En el Oligoceno la actividad de las fallas laterales en el sur de México implicó el acortamiento en la dirección NW-SE y extensión al NE-SW; en la Mesa Central ocurrió deformación extensional en dos direcciones ~ E-W y ~ N- S y en la Sierra Madre Oriental, al norte de la FVTM, no hubo deformación cenozoica significativa.

- Del Mioceno al Reciente la deformación se ha concentrado en la Faja Volcánica Transmexicana. - La correlación de los datos obtenidos en los pozos y estudios de reflexión sísmica, reportados por Pérez-Cruz (1988) para la cuenca de México, así como los eventos de deformación analizados en este trabajo, indican que desde el Eoceno tardío la deformación en la parte meridional-central de la FVTM fue una respuesta de las deformaciones en los bloques que la limitan al norte y sur. Para la cuenca de México, en el Eoceno tardío la actividad mayor se localizó sobre la falla de Mixhuca ocurriendo alargamiento horizontal orientado E-W o WSW. Durante el Oligoceno-Mioceno la deformación fue acomodada principalmente en la falla La Pera, con alargamiento N-S o NNW.

Agradecimientos

Los autores agradecen las revisiones de Dante J. Morán Zenteno, Álvaro Márquez y Luca Ferrari, que permitieron mejorar el artículo. El financiamiento de esta investigación fue proporcionado por el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología con el proyecto 41044-F y por la Universidad Nacional Autónoma de México con el proyecto PAPIIT- IN102602.

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Manuscrito recibido: Noviembre 01, 2004
Manuscrito corregido recibido: Marzo 17, 2005
Manuscrito aceptado: Mayo 18, 2005

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Grandes Fronteras Tectónicas de México Vol. 57, núm. 1, 2005, p. 27-52 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n1a2 

La falla San Marcos: una estructura jurásica de basamento multirreactivada del noreste de México

Gabriel Chávez-Cabello^1,2,*, José J. Aranda-Gómez^3,4, Roberto S. Molina-Garza⁴, Tomás Cossío-Torres^2,5, Irving R. Arvizu-Gutiérrez¹ y Gildardo A. González-Naranjo⁵

¹Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1-742, Querétaro, Qro., 76001, México
²Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Apartado postal 104, Kilómetro 8, Carretera Linares-Cerro Prieto, Linares, N. L., 67700, México
³Departamento de Geología Económica,Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica, Apartado postal 3-74, San Luis Potosí, S.L.P., 78216, México
⁴Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1-742, Querétaro, Qro., 76001, México
⁵Posgrado en Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Apartado postal 104, Kilómetro 8, Carretera Linares-Cerro Prieto, Linares, N. L., 67700, México

* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

La falla San Marcos (FSM) es un lineamiento estructural regional con más de 300 km de largo, rumbo WNW y que se inclina hacia el NNE, separando el bloque de Coahuila del Cinturón Plegado de Coahuila en el noreste de México. La FSM documentan su actividad intermitente por lo menos desde el Jurásico Tardío hasta el Plioceno-cuaternario. Las evidencias estructurales más antiguas reconocidas en este trabajo documentan actividad de la FSM es una estructura de basamento multirreactivada que, en superficie, muestra evidencias estratigráficas y estructurales que documentan su actividad durante tiempos pre-Titoniano y Neocomiano, sugiriendo que la FSM acomodó principalmente extensión de la corteza en dirección NNE. Esta extensión contribuyó al crecimiento de la cuenca de Sabinas; con lo anterior, se pone en duda la existencia de grandes desplazamientos laterales a través de la FSM por lo menos para estos tiempos.

Se han reconocido al menos cuatro eventos de reactivación de la FSM. El primero fue con componente normal en el Neocomiano y causó el depósito de la Formación San Marcos. El segundo evento de reactivación fue inverso en el Paleógeno y debió incluir a fallas menores asociadas a la FSM. Se interpreta que el segundo evento de reactivación está representado por la ocurrencia de: a) plegamiento tipo drape y transporte tectónico menor hacia el sur-suroeste sobre la traza principal de la FSM, b) ocurrencia de relaciones perpendiculares entre los ejes de pliegues en la parte suroeste de la
cuenca de Sabinas, c) por el levantamiento de rocas más antiguas progresivamente hacia el noreste dentro del Valle San Marcos (VSM) y d) por la existencia de direcciones perpendiculares de transporte tectónico determinadas para diferentes estructuras en el VSM (e.g. fallas en el sector oeste del VSM registran transporte hacia el oeste y fallas en el sector suroeste registran transporte hacia el sur-suroeste). Las fallas menores asociadas a la FSM presentan orientaciones desde E-W hasta cercanamente N-S como las fallas El Caballo y El Almagre expuestas al oeste de Coahuila y sureste de Chihuahua. Este evento de reactivación inverso de la FSM es tardío con respecto a una fase anterior de despegues (duplicación de la secuencia por fallas) en localidades de la plataforma de Coahuila y la cuenca de Sabinas. La importancia y escala de los despegues debe ser explorado con mayor detalle en futuros trabajos.

La tercera reactivación es normal con componente lateral izquierda (Mioceno tardío-Plioceno temprano) y, la cuarta y última, predominantemente normal (Plioceno - cuaternario). Estas reactivaciones fueron reconocidas sobre la traza de la FSM sepultada por productos del Campo Volcánico de Camargo, al sureste de Chihuahua. Los dos últimos eventos parecen estar presentes sobre los segmentos de la FSM en Coahuila; sin embargo, aquí no afectan a rocas jóvenes por lo que no es posible establecer sus edades.

Palabras clave: Falla San Marcos, cuenca de Sabinas, Cinturón Plegado de Coahuila, Coahuila, Noreste de México.

Abstract

San Marcos Fault (FSM) is a regional lineament in northeast Mexico with a minimum length of 300 km separating the Coahuila block from the Coahuila Fold Belt; the fault dip NNE and strike WNW. FSM is a basement fault that has been reactivated multiple times, and along its trace there is an stratigraphic and structural evidence of intermittent activity since at least the Late Jurassic to the Pliocene-Quaternary. The oldest structural evidence recognized in this work suggests the FSM accommodated mainly NNE crustal extension in pre-Tithonian and Neocomian time. This extension may have contributed to development and growth of the Sabinas basin to the north; this in turn casts doubts on previously proposed existence of large lateral slip across the fault in Late Jurassic time.

At least four reactivations events have been recognized along the FSM. The first in the Neocomian was normal and triggered deposition of the San Marcos Formation. The second reactivation of the FSM involved reverse slip during Paleogene time, and it causes minor folds associated to the FSM. Interpretation of the reactivation event of FSM as a reverse fault is based on: (a) the occurrence of drape folds and minor tectonic transport to the south-southwest along the main trace of the fault; (b) the occurrence of a nearly perpendicular relation between fold axes of different generation in the southwest sector of the Sabinas basin; (c) uplift of progressively older rocks towards the northeast within San Marcos valley (VSM); and, (d) by the existence of near perpendicular directions of tectonic transport determined for different structures within VSM (e.g., faults in the western sector of the valley record tectonic transport to the west and faults in the southwest sector of the valley record tectonic transport to the south-southwest). Minor faults associated with the FSM vary in orientation from nearly E-W to nearly N-S, and are best represented by the El Caballo and El Almagre faults, exposed western Coahuila and southeastern Chihuahua. Reactivation as a reverse fault occurred late, relative to a earlier stage of detachment (locally duplicating the stratigraphic sequence) in localities over the Coahuila platform and Sabinas basin itself. The relative importance and scale of detachment folds needs to be explored with further detail.

The third reactivation event is normal to a left-lateral component (late Miocene-early Pliocene), and the fourth and last event is dominantly normal (Pliocene-Quaternary). The last two reactivations events along the FSM were recognized along the segment of the fault buried by volcanic products of the Camargo Volcanic Field, in southeast Chihuahua state. These late events appear to be present along the FSM in Coahuila, but here they do not affect Cenozoic sequence that would allow to establish the age of faulting.

Keywords: San Marcos Fault, Sabinas basin, Coahuila Fold Belt, Coahuila, Northeastern Mexico.

1. Introducción

La falla de San Marcos fue definida por Charleston (1981) y es la única falla de basamento en el noreste de México para lo que se han compilado en superficie evidencias estratigráficas y estructurales que documentan su existencia de forma convincente (Charleston, 1981; Padilla y Sánchez, 1982, 1986; McKee et al., 1984, 1990). La traza de la FSM tiene una longitud mínima de 300 km, cruza con un rumbo WNW al estado de Coahuila dividiéndolo en dos partes y se inclina hacia el NNE; la falla separa estructuralmente el bloque de Coahuila del Cinturón Plegado de Coahuila (CPC; Figura 1). Se ha sugerido que la FSM puede extenderse otros 300 km más hacia el WNW de la localidad de Sierra Mojada (Aranda-Gómez et al., en prensa, a), sólo que ese segmento se encuentra sepultado por una cubierta gruesa de rocas volcánicas del Paleógeno y Neógeno. La FSM también ha sido nombrada Lineamiento Sierra Mojada-China (Padilla y Sánchez, 1982).

A diferencia de otras fallas del basamento en el norte de México, como la falla Mojave-Sonora (Anderson y Schmidt, 1983) y la falla La Babia (Charleston, 1981), esta última también conocida como Lineamiento Boquillas del Carmen-Sabinas (Padilla y Sánchez, 1982) o falla Sabinas (Alfonso, 1978), la traza de la FSM parece ser muy clara entre el Potrero La Gavia, valle San Marcos (VSM), Potrero Colorado y Sierra Mojada por: a) separar estilos de deformación diferentes entre el bloque de Coahuila y el CPC, b) por la cuña de sedimentos clásticos ( 750 a 3000 m de espesor) pre-titoniana y neocomiana asociada a su actividad y depositada en el bloque hundido al NNE de la falla (Figura 2; McKee et al., 1990) y, c) por la ocurrencia de relaciones de contacto de rocas pérmicas con jurásicas y con rocas cretácicas en el VSM y Potrero Colorado, lo cual ocurre a través de fallas que se inclinan al NNE con ángulo alto. Además, en los lugares donde la traza de la FSM se encuentra sepultada (e.g., campo volcánico de Camargo), se sugiere que ésta generó rasgos en superficie que definen levantamientos y/o desplazamientos laterales, así como que también pudo haber canalizado magmatismo basáltico del Plio-cuaternario que sugiere su existencia a la profundidad (Aranda-Gómez et al., 2003; Aranda-Gómez et al., en prensa, b).

A pesar de la importancia de la FSM y de estructuras paralelas a ella como la falla Mojave-Sonora y la falla La Babia en la interpretación de la evolución tectónica del noreste de México, las investigaciones estructurales sobre ésta, hasta antes de este trabajo, habían estado limitadas a la interpretación de fotografías aéreas y de imágenes de satélite,con lo que se definieron los estilos de deformación que la FSM separa entre el bloque de Coahuila y el CPC (Charleston, 1981; Padilla y Sánchez, 1982). Es importante hacer énfasis en que la mayoría de los rasgos visibles en fotos aéreas e imágenes de satélite son rasgos asociados a la deformación Laramide del Paleógeno y no a la deformación del Jurásico Tardío.

El objetivo del presente trabajo es discutir las evidencias estructurales que documentan la cinemática de la FSM desde su instauración pre-titoniana hasta su último evento de reactivación en el Neógeno - cuaternario para la parte central de Coahuila. Esto se hace en parte mediante un estudio comparativo de las familias de fallas entre las localidades de VSM, Potrero Colorado y Sierra Mojada, donde desde el punto estratigráfico de MacKee et al.definieron con mayor detalle la existencia de la FSM y sus primeros dos eventos de reactivación (Neocomiano y Paleógeno). Por otro lado, las interpretaciones de este trabajo sobre las reactivaciones del Neógeno-cuaternario de la FSM en Coahuila, se comparan con los eventos de reactivación para este mismo tiempo documentados por Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) en las localidades de Aguachile, La Herradura y campo volcánico de Camargo. Lo anterior, permitió realizar un análisis regional del evento de formación de la FSM en tiempos pre-Titoniano y de sus diferentes reactivaciones hasta el Neógeno - cuaternario. De acuerdo con lo establecido en este trabajo y lo reportado en la literatura, la actividad de la FSM inició antes del Titoniano y ha experimentado al menos cuatro eventos de reactivación, los cuales se abordan sistemáticamente más adelante.

2. Secuencias estratigráficas asociadas a la actividad de la falla San Marcos

La evidencia observable más contundente de la actividad más antigua de la FSM es estratigráfica, y se interpreta por la existencia de una cuña de sedimento clástico marino titoniana y anterior a este tiempo, depositada en el bloque ubicado al norte de la falla (i.e. cuenca La Mula o Sabinas). La cuña clástica tiene 2000 m de espesor, fue dividida en tres unidades litoestratigráficas definidas por McKee et al. (1990) como: capas Las Palomas, capas Sierra El Granizo y capas Tanque Cuatro Palmas (Figura 2); la última unidad es correlacionable con la Formación La Casita del Kimmeridgiano-Berriasiano inferior en el noreste de México (McKee et al., 1990) y representa una etapa de quietud tectónica después de la actividad intensa que controló el depósito de las capas Las Palomas y Sierra El Granizo. A los primeros 1600 m de rocas clásticas sintectónicas asociadas a actividad pre-titoniana de la FSM (capas Las Palomas y Sierra El Granizo), se suman los 400 m de las capas Tanque Cuatro Palmas (etapa de quietud tectónica) y 1000 m más que corresponden al primer evento de reactivación del Neocomiano y que están compuestos por conglomerado continental y arenisca fluvial de la Formación San Marcos (Figura 2). Existen argumentos convincentes de que la fuente de estos detritos es el bloque de Coahuila, al sur de la FSM, el cual en conjunto está compuesto por sedimentos marinos masivos y rocas volcánicas de la cuenca y el arco Las Delicias (Pensilvánico-Pérmico) y por cuerpos intrusivos del Pérmico-Triásico (McKee et al., 1984; 1990; McKee et al., 1988; 1999).

Es importante señalar que, debido a la ausencia de fósiles diagnóstico que puedan precisar la edad de las capas Las Palomas y Sierra El Granizo, no se puede descartar la posibilidad de que estas capas sean correlacionables con los materiales clásticos del Grupo Huizachal del noreste de México, depositado durante la apertura del Golfo de México; si esto fuera cierto entonces la instauración de la FSM pudiera extenderse hasta tiempos Triásico Tardío-Jurásico Temprano, por lo cual solamente puede indicarse que estas rocas son de una edad pre-Titoniano. Por otro superior de las capas Tanque Cuatro Palmas (?), b) un paquete conglomerático de ~10 m de espesor, c) un paquete de arenisca eólica “eolianita” de 191 m de espesor, que McKee et al. d) la Formación San Marcos (Figura 2). Finalmente, en Cretácico Inferior, correlacionables con la Formación San Marcos (Figura 2).

3. Instauración de la falla San Marcos

Los sedimentos clástico marinos de las capas Tanque Cuatro Palmas acotan la edad pre-Titoniano como mínima para la instauración de la FSM (McKee et al., 1990). Se interpreta que la falla fue activa durante el depósito de las unidades subyacentes (capas Las Palomas y Sierra El Granizo) pero su edad es incierta por carecer de fósiles.

El análisis estructural realizado se concentró en el estudio de las diferentes familias de fallas, así como sobre las geometrías y orientaciones de los pliegues asociados a Esto se hizo para establecer con detalle la cinemática de la FSM durante su instauración y los diferentes eventos de reactivación. Con el objetivo de determinar direcciones principales de compresión máxima y mínima para cada uno de los eventos de fallamiento, se calcularon paleotensores de esfuerzos utilizando el programa INVD de Angelier (1990) para cada una de las estaciones de fallas.

El definir la cinemática de la etapa final de la FSM fue complicado, debido a que las rocas del basamento Pérmico-Triásico que fueron cortadas inicialmente por la FSM, no están expuestas claramente, a lo que se suma que la zona de deformación parece ser muy amplia. Según McKee et al. (1990) existen afloramientos escasos de granitoides del basamento in situ sobre la traza de la FSM, que fueron deformados durante la instauración de la FSM en el VSM. Sin embargo, Molina-Garza et al. (2003) y Arvizu-Gutiérrez (2003), con base en estudios paleomagnéticos, interpretan que estos afloramientos no corresponden a cuerpos in situ del basamento, sino más bien a megabloques derivados del escarpe de la FSM, durante la actividad asociada a su instauración.

Por otro lado, debido a su composición y estructura, las rocas clásticas del Jurásico Superior depositadas sobre el bloque al norte de la FSM sólo muestran evidencias estructurales aisladas de la posible cinemática de la FSM. Aún así se logró identificar una zona con pliegues y otras con fallas que en primera instancia no descartan la ocurrencia de desplazamientos laterales para el tiempo de instauración de la FSM. Estas evidencias estructurales de campo se describen a continuación

3.1. Plegamiento del Jurásico Tardío (?) en el valle San Marcos

En el VSM existe una zona con dos estructuras plegadas orientadas NNW–SSE a N-S con ejes de pliegue buzantes aproximadamente entre 20o y 30o hacia el norte (anticlinal y sinclinal; Figura 3). El plegamiento en las rocas jurásicas, junto con las zonas de cizalla de ángulo alto presentes en las rocas sedimentarias marinas del Cretácico, documentan la intensa deformación dentro de la zona afectada por la FSM. Fuera de la zona de cizalla de la FSM el grado de deformación de las rocas clásticas jurásicas y clásticas del Neocomiano, es semejante al observado en la secuencia calcárea del Cretácico Superior. La importancia de las estructuras jurásicas es que están en una zona de doblez de la FSM y corresponden a las únicas macroestructuras plegadas, hasta ahora conocidas, en rocas del Jurásico que afloran sobre la traza de la FSM (Figura 3).

Debido a que el plegamiento y fallamiento se presenta en un área que fue propuesta como una zona de curvatura contractil izquierda jurásica asociada a la FSM (Figura 3; McKee et al., 1990), Arvizu-Gutiérrez (2003) y Molina-Garza et al. (2003) colectaron muestras y realizaron un estudio paleomagnético local que permitió obtener información sobre las rotaciones y posibles tiempos de magnetización en estas estructuras plegadas, así como en afloramientos de rocas graníticas del basamento en el mismo VSM los cuales, de acuerdo con Jones et al. (1982) y McKee et al. (1990), al parecer representan al basamento in situ y contienen evidencias microestructurales que indican una cinemática izquierda generada durante la formación de la FSM. Los resultados de Arvizu-Gutiérrez (2003) y Molina-Garza et al. (2003) sugieren que los granitoides del Triásico (242 ± 2 Ma, edad modelo Rb-Sr en muscovita) que McKee et al. (1990) interpretan como basamento in situ, no pertenecen a un basamento homogéneo. Proponen que deben representar bloques caídos del escarpe de la FSM durante su actividad, apoyados en que los datos no presentan declinaciones ni inclinaciones del Triásico, así como tampoco muestran una consistencia entre ellos.

Por otro lado, para los pliegues desarrollados en las capas Las Palomas en el VSM, establecen que estas estructuras registran una inclinación muy somera de la magnetización, y que al comparar los datos con la curva de vagabundeo polar aparente de América del Norte, éstos indican una rotación horaria entre 80° y 90° (Arvizu-Gutiérrez, 2003). Se concluye que la rotación horaria es de carácter local al comparar los polos de las capas Las Palomas con sus correspondientes de la Serie Acatita y la Formación Nazas de edad un poco más antigua (Figura 4); las cuales representan a posiciones cercanas a la esperada para América del Norte sobre el bloque de Coahuila y al sur de este, respectivamente.

Cabe destacar que la rotación horaria en las capas Las Palomas es inconsistente para una zona de curva contractiva izquierda, para cualquier tiempo de deformación, como había sido propuesta por McKee et al. (1990). Una alternativa para la explicación del origen de los pliegues en las rocas jurásicas presentes en el VSM y de su rotación horaria, es que éstos hayan sido desarrollados y rotados como resultado de deformación compleja durante la orogenia Laramide del Paleógeno en la zona. Lo anterior,debido a que se sugiere que la orogenia Laramide del Paleógeno ocurrió en dos fases (Chávez-Cabello, 2005), la más antigua representada por despegues sedimentarios y la más tardía por reactivación inversa de fallas del basamento. Cabe señalar que los pliegues en las rocas jurásicas están delimitados al SW y NE por dos fallas antiguas paralelas a la zona de doblez de la FSM, inclinadas hacia el NNE, que fueron reactivadas con componente inversa durante la fase tardía de la deformación del Paleógeno; son necesarios más estudios estructurales y paleomagnéticos detallados afuera del doblez de la FSM, para confirmar que la rotación es local, que no está presente en áreas donde la traza de la FSM es cercanamente recta y que ésta haya sido generada durante la deformación Laramide del Paleógeno como aquí se sugiere.

3.2. Fallamiento del Jurásico Tardío en Potrero Colorado

La evidencia estructural que aquí se interpreta como producto de deformación durante el Jurásico Tardío, corresponde a fallas con desplazamiento normal orientadas oblicuamente (NW-SE) a la traza principal de la FSM (~E-W) en Potrero Colorado. Las fallas normales están presentes en la secuencia de limolita y arenisca marina de las capas Tanque Cuatro Palmas en Potrero Colorado, así como en la eolianita capas Colorado (Figura 5a) que afloran en el núcleo del anticlinal de la Sierra La Fragua en la localidad de Potrero Colorado (Figura 6). Otra familia de fallas reconocida corresponde a fallas con desplazamiento lateral derecho menor, las cuales retoman o reactivan esencialmente a los planos de las fallas normales preexistentes en la eolianita de las capas Colorado (Figura 5a) y a escasas fracturas escalonadas con cinemática izquierda (Figura 5b). Cabe mencionar que es en Potrero Colorado donde se presentan estructuras claras que documentan actividad de la FSM para el Jurásico Tardío y de su primer evento de reactivación del Neocomiano.

La eolianita capas Colorado muestra estratificación cruzada de gran escala y presenta un espesor de ~200 m (Charleston, 1973). Sobreyacen a través de un contacto abrupto a un paquete de conglomerado fluvial y arenisca roja de ~10 m de espesor (Figura 2). Subyacen a través de un contacto erosivo al conglomerado y arenisca de la Formación San Marcos (McKee et al., 1990), que en esta área tiene un espesor de ~500 m, menor que el presente en el VSM (Figura 2). El conglomerado fluvial que subyace a la eolianita, a su vez sobreyace en contacto erosivo también a capas marinas no fosilíferas de limolita y arenisca de cuarzo que presentan un espesor mínimo de 100 m (Figura 2). Charleston (1973) inicialmente había considerado a la arenisca y limolita como del Cretácico; sin embargo, McKee et al. (1990) las ubicaron posteriormente en el Jurásico Superior y las correlacionaron con las capas Tanque Cuatro Palmas descritas para el área de VSM (Figura 2). Estas capas, en Potrero Colorado, al parecer muestran variaciones verticales hacia ambientes continentales ya que en este trabajo fueron reconocidas grietas de desecación con marcas de lluvia, restos de plantas e icnofósiles que pudieran ser huellas de dinosaurio.

Con base en lo descrito por McKee et al. (1990), es claro que la inferencia de que la eolianita sea del Jurásico Superior se apoya en que subyace a la Formación San Marcos, la cual descansa sobre las capas Tanque Cuatro Palmas que contienen amonites del Titoniano en el VSM. La importancia estructural de las capas Tanque Cuatro Palmas y capas Colorado, que subyacen a la Formación San Marcos en Potrero Colorado, radica en que presentan fallas con indicadores cinemáticos como escalones de falla y fracturas Riedel que permiten interpretar la cinemática del fallamiento del Jurásico Tardío en la parte central de Coahuila. Es impoetante aclarar que las superficies de falla en ocasiones no muestran superficies estriadas debid a que las areniscas son poco cementadas; en muchos de los casos la dirección y el sentido del movimiento fue inferido con base en el arreglo de los escalones de falla y de las fracturas Riedel reconocidas en los planos de falla. Por otro lado, es importante señalar que las fallas son exclusivas de estas capas ya que no afectaron a las rocas más jóvenes. Un dato adicional importante es que las fallas laterales derechas que retoman a planos de falla normal en las rocas jurásicas, no están presentes dentro de la Formación San Marcos; es decir, son más antiguas que el depósito de la Formación San Marcos.

La limolita y arenisca del Jurásico Superior de Potrero Colorado, que subyacen al paquete de conglomerado y a la eolianita, al igual que esta última presenta el mismo sistema de fallas normales (Figura 7a). Es importante mencionar que parte, sino es que todo, el depósito de la limolita y la arenisca de las capas Tanque Cuatro Palmas de Potrero Colorado, ocurrió durante fallamiento normal y lateral derecho activo. Lo anterior se corroboró al identificar, en muchos de los casos, espesores mayores de sedimentos en los bloques hundidos de las fallas (Figura 7a) en esta misma figura se observa un paleorelieve en limolita litificada, cortada por fallas normales, que fue cubierto por arenisca de cuarzo que muestra rasgos de asentamiento local de los sedimentos. Las fallas antiguas en la limolita, al parecer, propagaron desplazamientos menores sobre la arenisca después de su depósito (Figura 7a). Otro rasgo muy característico es que varias de las zonas de falla sinsedimentaria muestran rasgos de licuefacción (i.e. caso de fallas laterales derechas), lo que apoya la hipótesis de que el fallamiento ocurrió aún cuando parte de los sedimentos presentaban saturación de agua o escasa litificación, esto porque se observan zonas de deformación con mezcla de sedimentos sin rasgos de deformación frágil (Figura 7b). Las fallas que principalmente muestran rasgos de licuefacción corresponden a fallas laterales derechas que al parecer actuaron alternadamente con las fallas normales (Figura 7b).

En la eolianita se presentan rasgos bien definidos que detallan la geometría tridimensional de las fallas e indicadores cinemáticos del fallamiento en el Jurásico arreglo en dominó, con rumbo NW-SE e inclinación hacia el SW (Figura 5a); lo que llama la atención de estos planos de falla es que la zona de falla debió ser cementada y posteriormente reactivada, ya que las fallas presentan escalones de falla con fracturas Riedel bien desarrolladas que indican desplazamiento menor de tipo lateral derecho (Figura 5a). Además, en la eolianita también se reconocieron varias fracturas menores con arreglo escalonado (Figura 5b), que sugieren una cinemática izquierda local; sin embargo, la cinemática derecha en las fallas es ampliamente predominante en la zona.

La familia de fallas laterales derechas producto de la reactivación de fallas normales localmente más antiguas (Figura 5a), no puede ser utilizado en el sentido estricto para calcular un tensor de esfuerzos debido a que son fallas que un acortamiento en la zona NW-SE pudo haber generado la reactivación de las fallas normales con componente lateral derecha (Figuras 5a y 5c). Los planos normales reactivados como fallas laterales ocurren abundantemente en la eolianita capas Colorado y en el paquete de arenisca y limolita de las capas Tanque Cuatro Palmas. Adicionalmente, cerca del afloramiento con fallas en arreglo con tipo dominó, se identificó una pared de roca dentro del paque te de eolianita que muestran el desarrollo de estructuras tipo fosas y pilares, cubiertos por sedimentos eólicos más jóvenes, los cuales se consideran en este trabajo como una evidencia más de que la zona experimentó extensión en el Jurásico Tardío endirección NNE-SSW (Figuras 8a y 8b).

La importancia del afloramiento de la Figura 8, al igual que en la limolita y arenisca de cuarzo más antiguas, es que muestra que el fallamiento y sedimentación fueron contemporáneos, ya que las fallas son sepultadas por sedimentos más jóvenes en la secuencia, y no cortan el contacto superior de esta unidad con la Formación San Marcos. La imagen en dos dimensiones del fallamiento normal conjugado observado en este afloramiento sugiere, en primera instancia, que ocurrió compresión mínima en dirección NNE-SSW a NE-SW. Sin embargo, existe un número importante de fallas laterales derechas que cortan o retoman a los planos con arreglo conjugado de fallamiento normal tanto en la limolita y arenisca de las capas Tanque Cuatro Palmas como en la eolianita de las capas Colorado. Lo anterior sugiere que el fallamiento en el Jurásico Tardío fue complejo y que involucró desplazamiento normal primero, litificación en parte de estas zonas de falla, y fallamiento lateral derecho alternado con desplazamientos de escala centimétrica a métrica a través de estas discontinuidades, desarrollando en su etapa temprana fracturas Riedel. La integración de estos dos sistemas de fallas, operando alternadamente, puede ser explicado como resultado de la operación de una zona de curvatura contráctil sobre la traza de la FSM para el área de Potrero Colorado durante un tiempo pre-Titoniano o quizás en el mismo Jurásico Tardío, en el que pudo ocurrir compresión máxima ~NW-SE y compresión mínima NE-SW (Figuras 5c y 6).

Las relaciones entre las fallas (normales y laterales derechas) documentadas en Potrero Colorado para el Jurásico, se consideran en este trabajo como evidencias de mayor peso para sugerir que es más probable que, en un tiempo pre-Titoniano o inclusive en el mismo Jurásico Tardío, esta zona pudo haber operado como una curva contráctil derecha sobre la traza de la FSM. Esta sugerencia se apoya principalmente en que las evidencias de estructuras sedimentarias primarias claras como es la de estratificación, y de las fallas reconocidas en Potrero Colorado, tienen prioridad en la interpretación con respecto a las estructuras sedimentarias primarias poco claras y a la ocurrencia de pliegues en VSM, que sugerirían en primer instancia que esta zona podría corresponder a una zona de curvatura contráctil izquierda, es decir totalmente opuesta a lo que se observa en Potrero Colorado.

Es importante mencionar que el doblez de la FSM cerca de Potrero Colorado es similar al presente en VSM. Sin embargo, las fallas normales y laterales derechas presentes en Potrero Colorado contrastan abruptamente con los pliegues observados en la zona de doblez de la falla en VSM. Por lo anterior, sugerir un origen de estas estructuras bajo las mismas condiciones de esfuerzos en la corteza para un tiempo específico es incongruente. En este trabajo se considera que el fallamiento normal y lateral derecho, que actuó alternadamente durante la sedimentación de las capas Tanque Cuatro Palmas y la eolianita capas Colorado, en Potrero Colorado, son más concluyentes en cuanto al tiempo y cinemática de la deformación, que lo que pueden documentar las estructuras observadas en VSM. Con base en lo anterior, se sugiere que la FSM puedo haber actuado con una componente lateral derecha menor en un tiempo pre-Neocomiano; mientras que las estructuras plegadas con rotación horaria de 80 a 90° (Arvizu-Gutiérrez, 2003; Molina-Garza et al., 2003), presentes en la zona de doblez de la FSM en VSM, se sugiere pudieron haber sido producto de acortamiento y rotación durante la deformación laramídica compleja que experimentó la zona en el Paleógeno.

4. Reactivaciones de la falla San Marcos

4.1. Primera etapa: reactivación del Cretácico Temprano

El primer evento de reactivación de la FSM ocurrió en el Neocomiano y fue documentado por McKee et al. (1990) a lo largo de toda la traza de la FSM por la ocurrencia de un nuevo paquete clástico que, a diferencia de la secuencia pre-Neocomiano del VSM, éste es de ambiente continental y corresponde a la Formación San Marcos. La Formación el cambio de ambiente de depósito en el Neocomiano también es evidente por la ocurrencia de depósitos aluviales y de planicie de inundación en Sierra Mojada (Figura 2). Por el cambio drástico de ambiente de depósito, McKee et al. (1990) interpretaron que la FSM debió tener una reactivación con componente normal importante a escala regional, sugiriendo un ajuste isostático como causa potencial. Otro dato importante es que este evento coincide con lo que Goldhammer (1999) y Aguiluz de Antuñano (2001) definen como un cambio eustático global reconocido en todo el noreste de México (alrededor del bloque de Coahuila y dentro de la misma cuenca de Sabinas), el cual define límite de una supersecuencia deposicional de segundo orden (Goldhammer, 1999). Nuevamente en este trabajo se documentaron fallas normales que actuaron en el Neocomiano, no reportadas aún en la literatura, que apoyan la ocurrencia de levantamientos importantes que alteraron drásticamente la sedimentación en la parte central de Coahuila.

Al igual que el fallamiento normal y lateral derecho del Jurásico Tardío, las fallas normales del Neocomiano asocia das al depósito de la Formación San Marcos fueron también solamente documentadas en Potrero Colorado. Lo anterior, porque en las localidades de Sierra Mojada y VSM no está expuesto el contacto entre las rocas del Jurásico Superior y el conglomerado de la Formación San Marcos como se observa en Potrero Colorado (Figura 9).

Se revisó en detalle el contacto entre la eolianita capas Colorado y la Formación San Marcos, observándose fallas normales con saltos de decenas de metros (Figura 9a), hasta unos pocos metros (Figura 9b). También se encontró una familia de fallas normales con arreglo en dominó con el bloque hundido hacia el suroeste (Figura 9c). Algo muy importante, que fue corroborado en campo, es que estas fallas que cortan claramente el contacto entre la eolianita y el paquete clástico de la Formación San Marcos, no cortan el contacto superior de la Formación San Marcos con la Formación Cupido, la cual está compuesta por carbonatos marinos de facies arrecifales del Hauteriviano-Barremiano (Figuras 6 y 9), debido a que las fallas fueron sepultadas durante el depósito de la parte superior de la Formación San Marcos. Por lo anterior, estas rocas restringen el tiempo de desplazamientos normales sobre la FSM al Neocomiano.

Las fallas normales con rumbo NW-SE que se observaron cortando el contacto entre las capas Colorado (eolianita) de compresión mínima NE-SW (Figura 9; estaciones PC-13 y 14; Figura 6 y Tabla 1). Con base en lo anterior, se fortalece la interpretación de que hubo un período de extensión en el Cretácico Temprano, que hizo actuar a la FSM como una falla normal, tal y como sugieren McKee et al. (1990) con base en su estudio estratigráfico Con lo anterior, se han documentado los elementos estructurales que fortalecen la hipótesis de un evento de extensión importante que contribuyó al crecimiento de la cuenca de Sabinas duranteel Neocomiano.

4.2. Segunda etapa: reactivación Laramide del Paleógeno

Las estructuras que documentan la deformación del Paleógeno son muy comunes sobre la traza de la FSM y dentro de todo el CPC (Figura 1). Este evento de deformación corresponde a la orogenia Laramide durante la cual la FSM tuvo una segunda reactivación importante, pero ahora con una componente inversa. Durante este período de reactivación de la FSM, otras fallas secundarias a la FSM fueron también invertidas así como la misma cuenca de Sabinas.

4.2.1. Plegamiento Laramide

El plegamiento de las rocas sedimentarias marinas mesozoicas sobre la traza de la FSM es complejo, ya que existen cambios fuertes en la orientación de ejes de pliegues,los cuales presentan arreglos cercanamente perpendiculares entre sí (Figura 10). En la zona se presentan casi exclusivamente anticlinales tipo drape (Figuras 10, 11a y 11b). Una excepción existe al nor-noroeste del VSM, la Sierra de San Marcos Pinos está compuesta por dos anticlinales que pasan de ser anticlinales inclinados a ligeramente recostados hacia el WSW, los cuales contienen un sinclinal apretado; particularmente estos anticlinales indican transporte tectónico hacia el WSW, presentan inmersión hacia el NNW y unen sus ejes para formar una sola estructura en dirección SSE hacia el VSM, donde el núcleo del anticlinal está erosionado exponiendo principalmente a rocas de la Formación San Marcos (Figura 3).

Se interpreta que el eje del anticlinal de la Sierra San Marcos Pinos fue truncado en su extensión SSE por deformación asociada con la reactivación inversa de la FSM, en la fase tardía de la deformación Laramide durante el Paleógeno (Figura 3; Chávez-Cabello, 2005). Detalles sobre el origen y estilos de deformación de la primera fase de la deformación Laramide en la zona están fuera del alcance de este trabajo, por lo que se citan sólo las relaciones fundamentales de corte entre las estructuras, haciéndose énfasis únicamente sobre el tipo de movimiento de la FSM durante este tiempo y las estructuras que generó.

La Sierra El Granizo está compuesta por un apilamiento de rocas calcáreas del Cretácico Superior controladas por pliegues por doblez de falla con rumbo WNW que indican transporte tectónico hacia el NNE, correspondientes a la primera fase de deformación en la zona, los cuales al igual que el anticlinal de la Sierra San Marcos Pinos fueron cortados durante la reactivación inversa de la FSM (Chávez-Cabello, 2005), yuxtaponiendo rocas clásticas del Jurásico con rocas del Cretácico Superior de la Sierra El Granizo (Figuras 3, 11a y 12). La reactivación inversa de la FSM habría generado un basculamiento de ~30° hacia el noreste de toda la secuencia jurásica y cretácica dentro del VSM y la Sierra de San Marcos Pinos al noreste, respectivamente (Figuras 3, 11a y 12). Además, cizalla simple intensa entre las rocas jurásicas y cretácicas en la parte noreste de la Sierra El Granizo, provocando arrastre y basculamiento de toda la secuencia hacia el suroeste (Figura 11a).

Por otro lado, la Sierra La Fragua se caracteriza por ser un anticlinal asimétrico (tipo drape fold; Figura 11b), poco erosionado de su núcleo y con un rumbo aproximado WNW-ESE. Su flanco, sur flanco frontal del pliegue, cambia de inclinación de 30°S en el oriente hasta vertical o incluso invertido en la entrada de Potrero Colorado occidente. Este flanco del pliegue es un flanco complejo ya que, al igual que la Sierra El Granizo, presenta fallas y pliegues por doblez de falla menores que duplican localmente la secuencia, pudiendo observarse estas duplicaciones en el cañón El Mimbre (Figura 10b). Las fallas y pliegues dentro de este flanco indican transporte tectónico hacia el NNE y son interpretados como producto de la fase temprana de la deformación Laramide en la zona (Chávez-Cabello, 2005). El flanco norte del anticlinal de la Sierra la Fragua se inclina suavemente hacia el NNE (~15°). El núcleo de la estructura está parcialmente expuesto en Potrero Colorado, donde afloran arenisca y limolita correlacionables con las capas Tanque Cuatro Palmas del Jurásico Superior del VSM, siendo éstas las rocas más antiguas (McKee et al., 1990).

En Sierra Mojada la estructura es más compleja. La Sierra Planchada forma el flanco noreste con buzamiento moderado hacia el noreste (<30°), en la parte norte de la localidad de Sierra Mojada. Por otro lado, el flanco suroeste de la estructura anticlinal, compuesto por la Sierra Mojada, presenta fallamiento intenso y cabalgamiento de la secuencia del Cretácico Inferior (conglomerado de la Formación San Marcos, lutita y arenisca de la Formación La Mula y caliza de la Formación Cupido) sobre el Cretácico Superior (Formación Tamaulipas Superior; Figura 11c tomada de McKee et al., 1990). Sin duda, es necesario un trabajo de campo más detallado para definir con certeza las relaciones estructurales y establecer la geometría de la estructura plegada presente en Sierra Mojada, Coahuila.

Los anticlinales de la Sierra La Fragua y de San Marcos Pinos, y muy probablemente la estructura en Sierra Mojada, corresponden a plegamientos complejos formados en dos fases durante el evento orogénico laramídico. En general, las sierras La Fragua y San Marcos Pinos parecen ser anticlinales/monoclinales tipo drape en los que el cambio de inclinación entre los flancos ocurre de forma abrupta, desarrollándose en un espacio muy estrecho un flanco vertical, mientras que el otro flanco tiene inclinaciones nuy suaves y constituye la mayor parte de la estructura (Figura 11a y 11b). Los pliegues tipo drape se forman durante la inversión de fallas de basamento (Harding, 1985; Buchanan y McClay, 1991). En el caso de estudio, las fallas antiguas del basamento y de las rocas jurásicas al parecer acomodaron desplazamientos normales y laterales menores entre el Jurásico y normales en el Cretácico Temprano. Después del relleno de las cuencas ocurrió una fase de despegues sedimentarios generándose pliegues por doblez de falla (Chávez-Cabello, 2005), los cuales precedieron a la inversión tectónica en la región que se caracterizó por la reactivación de fallas normales antiguas como fallas inversas de ángulo alto, que controlaron la generación de pliegues tipo drape con orientaciones variables que dependieron de la orientación de fallas reactivadas a la profundidad.

4.2.2. Fallamiento Laramide en el valle de San Marcos

La parte suroeste del VSM es la localidad donde se aprecia mayor diversidad de tipos de rocas y de edades de éstas, debido a que están yuxtapuestas a través de varias fallas de ángulo alto inclinadas hacia el noreste. Este conjunto de fallas apoyan la idea de que la FSM no es un plano de falla simple, sino que más bien corresponde a una zona de falla amplia. Las fallas de ángulo alto del VSM representan límites entre bloques tectónicos que yuxtaponen rocas más antiguas y de composición diversa progresivamente hacia el centro del VSM (Figuras 3 y 12). La mayoría de estas fallas secundarias son de ángulo alto, lo cual es coherente con el modelo de generación de pliegues tipo drape por la inversión de fallas de basamento. En la parte suroeste del VSM existen al menos dos fallas secundarias que apoyan la idea de que el VSM fue levantado con respecto al bloque de Coahuila durante la deformación Laramide en el Paleógeno.

La falla localizada en la parte más interna del VSM (Figuras 3 y 12) pone en contacto una pizarra del Paleozoico superior con caliza de la Formación Tamaulipas Superior del Albiano, así como con rocas clásticas del Jurásico Superior (capas Las Palomas). La falla que sigue al sur hacia la Sierra El Granizo, pone en contacto a las rocas clásticas del Jurásico Superior con la caliza de la Formación Tamaulipas Superior y, finalmente, la falla más al suroeste pone en contacto a la caliza Tamaulipas Superior con sedimentos marinos clásticos de grano fino de la Formación Indidura del Cretácico Superior cerca del Cerro El Granizo (Figuras 3 y 12).

Además de las fallas anteriores, durante este trabajo se documentó una serie de fallas menores sobre la traza de la FSM, que fueron también utilizadas para definir la cinemática de su segunda reactivación mayor durante la deformación Laramide. A continuación se describen las direcciones de compresión máxima calculadas para las diferentes estaciones de fallas realizadas en el VSM.

Compresión máxima NNE a NE. Sobre la falda norte de la Sierra El Granizo se tienen tres estaciones de medición de fallas que en general definen una direción de compresión máxima NNE a NE (SG, LP-1 y CG; Figura 13 y Tabla 1). Solamente en CG se obtuvo una dirección NE y corresponde a una estación de fallas en rocas de la Formación Indidura, aproximadamente 200 m al sur de la zona de doblez de la FSM descrita anteriormente, en el área de la terminación sureste de la Sierra El Granizo (estación CG;Figura 13 y Tabla 1).

El fallamiento muestreado en la estación LP-1, al sur del ejido Las Palomas, corresponde a un sistema de fallas conjugadas inversas desarrolladas en la caliza Tamaulipas Superior (Figura 13), este fallamiento menor presenta un rumbo general paralelo a la orientación regional de la FSM. El rumbo promedio del fallamiento fue WNW-ESE, con direcciones de deslizamiento de los bloques cercanamente perpendicular al rumbo de las fallas. La orientación calculada de los esfuerzos principales para la estación LP-1, refleja fielmente el tensor esperado para un fallamiento teórico ideal en el que se considera un sistema de fallas conjugadas inversas (orientación de σ, cercanamente horizontal, σ horizontal en el eje de intersección de los pares conjugados de falla y σ, en posición cercanamente vertical; Figura 13; Tabla 1). Lo anterior corresponde ampliamente con la teoría expuesta en el modelo de Anderson (1951) sobre el fallamiento de bloques previamente no deformados, o en los sobre el deslizamiento de bloques.

Una segunda estación de fallas fue realizada entre el Cerro El Granizo y la terminación sureste de la Sierra El Granizo (estación CG; Tabla 1 y Figura 13), al sur de la zona de doblez de la FSM, en lutita y arenisca calcárea de grano fino de la Formación Indidura. En este afloramiento se colectaron datos de una serie de fallas menores, a ~200 m al sur de la zona de falla inversa vertical más joven que sobrepone a la caliza Tamaulipas Superior sobre la lutita y arenisca de la Formación Indidura. Al igual que en la estación del ejido Las Palomas (estación LP-1), aquí también se observó un rumbo promedio del fallamiento WNW-ESE, con la presencia de pares conjugados de fallas inversas con direcciones de deslizamiento de los bloques perpendicular al rumbo de las fallas (pitch de ~90°), pero con menor abundancia del par conjugado de fallas buzantes hacia el suroeste (estación CG, Figura 13).

Las direcciones principales de esfuerzo calculadas presentan una rotación horaria de 22° con respecto a la posición obtenida en el ejido Las Palomas (estación LP-1; Figura 13 y Tabla 1), y una disminución en la inmersión de σ, y con σ en posición más vertical en comparación con la estación LP-1 (Tabla 1). Lo anterior, es muy probable que se deba al efecto de la zona de doblez de la FSM en esta zona.

Finalmente, una tercera estación de fallas fue efectuada más al noroeste sobre la traza de la FSM, justo sobre la falda norte de la Sierra El Granizo (estación SG, Figura 13 y Tabla 1), lugar donde McKee et al. (1990) indican que aflora la FSM, debido a la yuxtaposición del conglomerado del Jurásico Superior (capas Sierra El Granizo) sobre caliza del Albiano de la Formación Tamaulipas Superior. En esta zona, se observó a la Formación La Peña (Aptiano) fuertemente cizallada separando a estratos verticales de la Formación Cupido, hacia el VSM, de estratos inclinados ~45° de la Formación Tamaulipas Superior.

A diferencia de las estaciones LP-1 y CG, aquí se colectaron principalmente fallas sobre la zona de cizalla vertical de la FSM y superficies de cizalla paralelas a la estratificación en el contacto Formación Cupido-La Peña. El número de fallas con orientaciones oblicuas a la estratificación colectadas en este punto ascendió a siete, y se distinguen por presentar inclinaciones suaves hacia el suroeste. El tensor de esfuerzos calculado indica una dirección de compresión máxima NNE con una σ, más vertical, influenciado por la deformación asociada con la reactivación vertical de la FSM que levantó al VSM sobre el bloque de Coahuila. En la Figura 13 se muestra el dato promedio de estratificación (círculo máximo punteado) con el fin de mostrar el paralellismo del fallamiento con ésta.

Se interpreta que el fallamiento de las estaciones LP-1 y SG, así como el fallamiento de ángulo bajo muestreado en la estación SG, corresponden a fallas generadas durante la etapa de acortamiento temprano de la deformación Laramide en la zona, caracterizado por despegues sedimentarios, mientras que el fallamiento inverso de ángulo alto de la estación SG corresponde fielmente a la deformación asociada a la inversión de la FSM en la etapa tardía de la deformación Laramide. Se destaca que en ambos casos la dirección de compresión máxima es similar (Figura 13 y Tabla 1).

Compresión máxima WNW. Debido al cambio claro de rumbo de WNW a casi N-S de la Sierra San Marcos Pinos (Figura 3 y 10) y a la identificación de una variación fuerte en la inclinación de la estratificación de las capas de la Sierra La Fragua (horizontales), con respecto a las capas de la parte oeste de la Sierra San Marcos Pinos (casi verticales), se realizó una búsqueda de fallas sobre el blanco oeste del anticlinal de la Sierra de San Marcos Pinos. Sobre oeste anticlinal de la Sierra de San Marcos Pinos. Sobre esta zona se hicieron dos estaciones de fallas en las que se determinó una consistencia clara en las direcciones de los ejes principales de esfuerzo, determinándose que σ₁ presenta una dirección prácticamente perpendicular (WNW) a la obtenida en las estaciones realizadas sobre la pared sur-suroeste del VSM, en el área de la Sierra El Granizo (i.e. σ₁ NNE; Figura 13 y Tabla 1).

La primera estación de fallas correspondió a la SMM y la mayoría de los datos colectados fueron de fallas oblicuas a la estratificación. Las estructuras están expuestas en la entrada de una obra minera, justo en el contacto entre las formaciones San Marcos y Cupido (Figura 13 y Tabla 1). La dirección calculada del esfuerzo compresivo máximo σ₁ fue WNW con solamente 5° de inmersión. En esta zona se presenta un plegamiento apretado, el rumbo e inclinación promedio de las capas donde se realizó la estación de fallas es de 190°/55° (Figura 3). En esta área, donde la sierra se adelgaza, existe una zona de brecha vertical con rumbo ca. N-S que presenta un espesor importante de caliza de la Formación Tamaulipas Superior fuertemente triturada y cizallada, la cual se interpreta que corresponde a una zona de falla que controló el cambio de rumbo del eje de la Sierra San Marcos Pinos de WNW a ca. N-S (Figuras 3 y 10).

La segunda estación de fallas es FCW (Figura 13 y Tabla 1). Se colectaron datos de fallas inversas oblicuas a la estratificación. Las estructuras tienen rumbo N-S con inclinaciones de 30° a 40° W. La dirección calculada del esfuerzo compresivo máximo σ₁ fue también WNW con el mismo grado de inmersión que la estación SMM (Figura 13) Otras fallas de la Formación tamaulipas Superior, no medidas y analizadas debido a la inaccesibilidad de la zona, fueron observadas en las partes altas del flanco oeste del anticlinal de San Marcos Pinos que indican también transporte tectónico hacia el oeste pero presentan ángulos de inclinación más verticales hacia el este y orientación N-S.

Lo trascendente al comparar los resultados de los cálculos de paleotensores de esfuerzos en las paredes del VSM, es que las direcciones del esfuerzo principal máximo son cercanamente horizontales en cuanto a inmersión pero con direcciones perpendiculares entre sí; NNE para la pared sur del VSM y WNW para la pared oeste (Figura 13 y Tabla 1). El origen de estas relaciones perpendiculares de compresión será discutido más adelante.

4.2.3. Fallamiento Laramide en Potrero Colorado

Compresión máxima NNE. La compresión máxima NNE a NE es la mejor representada sobre la traza de la FSM en esta zona. A la entrada del rancho Potrero Colorado, parte sur del área, se realizó una estación de fallas en la que se colectaron datos en superficies de fallas paralelas a la estratificación y oblicuas a ésta pero con ángulos de inclinación cercanos a la vertical (estación PC-12; Figura 13 y Tabla 1) muy semejantes a los de la estación SG del VSM (Figura 13). En Potrero Colorado se observa en contacto casi vertical por falla a arenisca y limolita de las capas Tanque Cuatro Palmas del Jurásico Superior con caliza y yeso del Cretácico (Figura 11b). La estación de fallas se realizó en la entrada sur de Potrero Colorado en caliza posiblemente del Albiano, la cual está intercalada con yeso que fluyó paralelo a la estratificación durante el acortamiento. Se piensa que el yeso interestratificado con la caliza corresponde a cambios laterales de facies, justo en el borde de lapPlataforma de Coahuila, donde se sabe se depositó la Formación Acatita compuesta principalmente por yesos, de la misma edad que las formaciones Viesca (facies arrecifal) y Tamaulipas Superior (facies de cuenca) del Albiano; en el área límite entre el bloque de Coahuila y la cuenca de Sabinas, donde las condiciones lagunares favorecieron el depósito de evaporitas.

El esfuerzo compresivo máximo (σ₁) tiene una inmersión de 16° y está orientado N 12° E (Figura 13 y Tabla 1). El esfuerzo compresivo intermedio (σ₂) es horizontal y coincide con el número de fallas, mientras que σ₂ está en una posición cercana a la vertical. A pocos metros de donde se realizó la estación de fallas, en dirección hacia Potrero Colorado, afloran en contacto por falla inversa con ángulo muy vertical, limolita y arenisca de las capas Tanque Cuatro Palmas y la caliza intercalada con yeso del Albiano. Esta zona de falla inversa, casi vertical con inclinación hacia el norte, se interpreta aquí como la zona que representa a la superficie principal de movimiento vertical que controló la generación del pliegue tipo drape que compone a la Sierra La Fragua (Figuras 6 y 11b), y corresponde a la traza principal invertida de la FSM durante la fase tardía de la deformación Laramide en la zona.

4.2.4. Fallamiento Laramide en Sierra Mojada

Compresión máxima NE. La tercera y última localidad sobre la traza de la FSM en la cual se realizó un levantamiento de datos de fallas con movimientos interpretados como laramídicos es Sierra Mojada. Allí se realizaron dos estaciones de fallas (SM-2 y SM-4) sobre el cañón Palomas Negras, al noroeste de la localidad de Sierra Mojada. La dirección de compresión máxima calculada es NE y fue definida por un conhjunto de fallas con rumbo WNW e inclinaciones promedio de 50° (estación SM-2) y, otras con rumbo NW con inclinaciones más verticales (60°) en la estación SM-4; las fallas son principalmente inversas oblicuas (pitch promedio de 60° al este; Figura 13).

Los datos de falla colectados en el cañón Palomas Negras correspondieron principalmente a fallas oblicuas que cortan a arenisca y otras rocas clásticas marinas de la Formación La Mula. La posición de los ejes principales de de traza principal de la FSM que en esta zona es WNW. La posición de σ₁ es cercanamente horizontal, σ₂ horizontal sobre el rumbo general del fallamiento y, σ₃ en posición cercanamente vertical (Figura 13 y Tabla 1). Sin embargo, el fallamiento inverso tiene ángulos que superan los 50°, por lo anterior se interpreta que la mayoría, si no es que todo el fallamiento en estas estaciones de falla, de estas fallas fueron generadas durante la reactivación inversa de la FSM en la etapa tardía de la deformación Laramide en la zona.

4.3. Tercera etapa: Fallamiento del Mioceno tardío-Plioceno temprano

El fallamiento post-Laramide presente en la región de Coahuila no es abundante y tampoco altera de manera clara el relieve como sucede en el vecino estado de Chihuahua. De acuerdo con Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) existen al menos dos eventos de reactivación post-Laramide de la FSM en la región sureste de Chihuahua. El más antiguo ocurrió entre el Mioceno tardío y el Plioceno temprano (14 - 5 Ma), y es interpretado con base en que se reconocieron pliegues sinclinales suaves, con inmersión hacia el sureste y orientados NNW. Los plegamientos se presentan en rocas volcánicas con edades entre ~32 y 14 Ma, que colindan al noroeste (Sierra Aguachile) y sureste (Sierra La Herradura) con el campo volcánico de Camargo.

Las estructuras plegadas y el campo volcánico de Camargo están sobre la traza sepultada de la FSM en el sureste de Chihuahua. Estos mismos autores sugieren que la FSM puede ser extendida quizás 300 km más hacia el noroeste hasta cerca de Aldama, Chihuahua, en donde a ~5 km al oeste de la sierra El Morrión hay otro sinclinal en rocas volcánicas.

De acuerdo con Aranda-Gómez et al. (en prensa, a), los plegamientos y otras alteraciones en estructuras generadas durante el evento Cuencas y Sierras sucedieron durante un lapso de compresión mínima NW, documentada en el noroeste de México y suroeste de Estados Unidos de América entre 14 y 5 Ma. Al parecer, esta fase del evento de extensión reactivó la FSM con un corrimiento normal, pero con una componente lateral pequeña. Debido a la disposición geométrica del plano de falla de basamento, respecto a esta componente lateral izquierda, se produjo acortamiento en algunas regiones, generándose estructuras aisladas que son congruentes con fallas laterales, de las cuales los sinclinales de Aguachile y La Herradura son la expresión más conspicua. Estos pliegues están orientados NNW, con inmersión hacia el SSE. Estructuras menores asociadas a los sinclinales, como fallas normales (sierras Aguachile y La Herradura) y fallas de corrimiento lateral (sintéticas y antitéticas en la Sierra La Herradura) son consistentes con esta interpretación.

Con el objeto de documentar este fallamiento en la contraparte de la FSM en el estado de Coahuila, se exploraron: a) zonas donde las estructuras Laramide pudieron haber sido afectadas por esta reactivación de la FSM, b) trazas de otras fallas de basamento sobre el bloque de Coahuila que pudieron haberse reactivado en el Mioceno tardío-Plioceno temprano y, c) cuerpos intrusivos y rocas volcánicas jóvenes emplazadas después del evento Laramide que pudieran haber registrado estos eventos de reactivación menores ocurridos sobre la FSM en el sureste de Chihuahua.

Con respecto a las estructuras Laramide en el centro de Coahuila, éstas parecen no haber sido afectadas de manera importante por las extensiones del Neógeno ya que la única localidad donde se observaron claramente zonas de brecha cortando a estructuras Laramide fue en el cañón El Mimbre, en la parte oriental del anticlinal de la Sierra La Fragua (Figuras 10 y 14). En esta área existe una zona amplia de brecha, con un espesor de casi 200 m (Figuras 14a y 14b), que se presenta muy cerca de la charnela del anticlinal de la Sierra La Fragua y continúa aproximadamente siguiendo su rumbo (ESE-WNW). En general, no se observan lineamientos estructurales regionales claros que desplacen a elementos estructurales laramídicos en la dirección del rumbo de la brecha, además de que esta zona amplia de brecha no continúa hacia el este donde se levanta el anticlinal de la Sierra de San Marcos Pinos.

Las estructuras dentro del área de estudio que sugieren desplazamiento sobre la traza de la FSM y a las mismas estructuras laramídicas, corresponden a dos lineamientos NNW que Eguiluz de Antuñano define como la falla Del Caballo (falla lateral izquierda) y Almagre (falla lateral derecha; Figura 1), las cuales junto con la falla Juárez conforman a tres lineamientos transcurrentes que existen al oeste de Potrero Colorado y Sierra Mojada, respectivamente (Figura 1). Consideramos que estas fallas efectivamente cortan a estructuras laramídicas generadas durante una fase temprana de la deformación, y que las fallas Del Caballo y Almagre corresponden a estructuras del basamento posiblemente reactivadas durante una fase tardía de la misma deformación Laramide. Estas fallas desplazan estructuras desde la parte occidental de la Sierra de Parras, como lo señala Eguiluz de Antuñano (1984), hasta estructuras de la parte noroeste y oeste de la cuenca de Sabinas. Especulamos que estos lineamientos pudieron ser producto de reactivaciones de fallas de basamento de la fase tardía de la deformación Laramide, semejante a lo que se observa en las inmediaciones de Cuatro Ciénegas, Coahuila (Chávez-Cabello, 2005); la edad real de actividad de estas fallas se desconoce pero como muchas otras zonas de falla en la parte central de Coahuila también canalizan magmatismo del terciario, sin haberse determinado aún si cortan o desplazan a este tipo de rocas (Figura 1).

Con respecto a la brecha mayor del cañón El Mimbre, ésta presenta en su borde desplazamientos verticales claros que cortan a estructuras Laramide previas (Figura 14c). Sin embargo, interpretamos que estos desplazamientos verticales se generaron durante el mismo evento Laramide en la región, pero en una fase de deformación más joven, en la cual ocurrió la reactivación de fallas de basamento que generaron el plegamiento tipo drape en la zona.

Con respecto a la reactivación de otras fallas de basamento sobre el bloque de Coahuila, es importante destacar que se visitó una falla que corta al basamento cerca de la localidad de Nuevo Delicias en el cañón conocido como El Agua Grande. La falla tiene un rumbo NW e inclinación hacia el suroeste y dos familias de estrías sobre el plano de falla. Las estrías más antiguas están asociadas a indicadores cinemáticos de corrimientos izquierdos definidos por escalones de falla. Las estrías más jóvenes corresponden a un desplazamiento normal que presenta el desarrollo de fibras minerales de calcita. Esta falla corta a la secuencia del Cretácico Superior en la zona por lo que se piensa que la reactivación de esta falla debe ser de edad post-Laramide (Figuras 15a y b).

Otra localidad donde se detectaron movimientos laterales menores fue en el intrusivo subvolcánico Las Tetillas del Eoceno tardío (35.13 ± 0.10 Ma; Chávez-Cabello, 2005), emplazado dentro del bloque de Coahuila, a ~15 km al sur de la traza de la FSM y de la localidad conocida como Estanque Palomas. Dentro del intrusivo se observan algunos afloramientos con pares de fallas laterales, así como también una cantidad mayor de fracturas de enfriamiento que acomodaron desplazamientos laterales menores (Figuras 15c y 15d, respectivamente). Por la componente de desplazamiento observada cerca de Nuevo Delicias y en el intrusivo Las Tetillas, y más por la edad de 35.13 ± 0.10 Ma del intrusivo Las Tetillas, se sugiere que este fallamiento menor pudo ser contemporáneo al evento de reactivación del Mioceno tardío-Plioceno temprano de la FSM reconocido por Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) en el sureste de Chihuahua.

4.4. Cuarta etapa: Fallamiento normal del Plioceno-cuaternario

Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) propusieron un evento de extensión del Plioceno-cuaternario en la parte sureste de Chihuahua. Este evento afectó a las rocas volcánicas máficas del campo volcánico de Camargo (~5-0.09 Ma), aparentemente reactivó fallas generadas en el Mioceno tardío en áreas aledañas al campo volcánico y generó fallas que cortaron a los sinclinales de Aguachile y La Herradura. A este evento de extensión NE a ENE le asignan una edad <5 Ma. Es importante mencionar que este evento de extensión fue acompañado de un volcanismo máfico intenso en una de las inflexiones de laFSM que en este lapso actuó al parecer como una estructura tipo pull-apart.

En Coahuila, el volcanismo máfico está presente en varias localidades dentro de la cuenca de Sabinas como en el campo volcánico Las Esperanzas y el campo volcánico de Ocampo (Valdez-Moreno, 2001); y una más sobre el bloque de Coahuila conocida como el campo volcánico Las Coloradas (Figura 1). Sin embargo, este volcanismo prácticamente no está acompañado de fallamiento normal como el que describieron Aranda-Gómez et al. (2003) para el campo volcánico de Camargo. Lo que se observa en los campos volcánicos de Coahuila es que el magmatismo fue canalizado a través de discontinuidades del basamento antiguas como las fallas La Babia, San Marcos y los bordes de la isla de La Mula, este último en la parte central de la cuenca de Sabinas (Aranda-Gómez et al., en prensa, b).

Es importante señalar que existen algunas fallas normales orientadas en general NW-SE con desplazamiento vertical menor en las inmediaciones del bloque de Coahuila y en la cuenca de Sabinas (Figura 10). Además, existe un alineamiento de centros magmáticos que sugieren la exis tencia de algún accidente estructural paralelo y al sur de la FSM. El alineamiento magmático que aquí se propone lo formarían el cuello volcánico La Víbora (ubicado entre las sierras Los Alamitos y El Granizo), el intrusivo Las Tetillas (al este de la Sierra Los Alamitos) y el campo volcánico Las Coloradas (entre las sierras Los Alamitos, La Paila y San Marcos Pinos). Solamente en el cuello volcánico La Víbora existen evidencias que sugieren la existencia de una falla normal relacionada con el magmatismo (Figura 10), donde el bloque al sur es el bloque de techo de la falla, cayendo en la misma dirección.

Por otro lado, en el cañón el Agua Grande, cerca de Nuevo Delicias, se documentaron superficies estriadas con indicadores cinemáticos congruentes con desplazamientos normales. Este movimiento normal ocurrió sobre una falla preexistente que corta al basamento sobre la que ocurrió extensión en dirección NNE (Figura 15B). Otra de las localidades donde también fue documentado fallamiento normal con desplazamientos menores corresponde al intrusivo Las Tetillas. Allí los acomodamientos normales entre bloques ocurren a lo largo de fracturas de enfriamiento y, en algunas ocasiones, estos acomodamientos normales ocurren sobre superficies preexistentes de fallas laterales más antiguas (Figuras 15e y f). Finalmente, en el borde de la parte norte del anticlinal de la Sierra La Fragua y Sierra Los Alamitos hay desplazamientos normales menores con orientaciones NW-SE que sugieren extensión NE-SW (Figura 10). En este trabajo se sugiere que estos eventos de fallamiento post-Eoceno tardío, lateral y normal, pueden corresponder a los reconocidos en el campo volcánico de Camargo por y que muestra desplazamientos mayores (hasta decenas de Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) para el Mioceno tardío-Plioceno temprano y Plio-cuaternario, respectivamente.

5. Discusión

5.1. Acerca del origen de la Falla San Marcos

McKee et al.(1984) concluyen que, aunque no se pueden probar o excluirse desplazamientos laterales grandes sobre la FSM, si se puede sugerir que debido a su tamaño, orien- tación, localización y cronología de los movimientos sobre ésta, pudo ser parte de la falla Mojave-Sonora postulada por Anderson y Schmidt (1983) o una ramificación de esa estructura. Posteriormente, estos mismos autores sugirieron que la FSM pudo haber formado parte de un sistema de fallas transformantes que conectaron dorsales oceánicas entre el Atlántico y el Pacífico, las cuales acomodaron desplazamientos laterales izquierdos en el Jurásico Tardío (McKee et al. 1990). Independientemente del escenario, de acuerdo con estos modelos propuestos, la FSM debió implicar grandes desplazamientos laterales. Sin embargo, grandes desplazamientos sobre la traza de la FSM aún no han sido probados. Más aún, hoy en día continua un fuerte debate sobre la existencia y el origen de la falla Mojave-Sonora (e.g. Molina-Garza y Geissman, 1996, 1999; Iriondo,2001), que en primer instancia implica mucho mayores desplazamientos laterales que los que pudieron haber ocurrido sobre la FSM.

Por otro lado, se han propuesto tres modelos tectónicos sobre el origen de la cuenca de Sabinas. Este rasgo paleo-geográfico ha sido interpretado como: 1) cuenca pull-apart (Longoria, 1984; Santamaría et al., 1991), 2) cuenca intra-cratónica (aulacógeno o rift abortado; Charleston, 1973; Alfonso, 1978) y 3) cuenca intracontinental producto de un proto-rift (Salvador, 1991; Eguiluz de Antuñano, 2001). En cada uno de los modelos la FSM actuaría como la falla maestra al sur de la cuenca. El primer modelo implicaría que la FSM se instauró como una falla de desplazamiento lateral, para el segundo y tercer modelo funcionaría más como una falla normal.

Las evidencias estructurales recabadas durante la presente investigación indican que hay la posibilidad de que la FSM haya sido originada como una falla de desplazamiento lateral. Sin embargo, aún cuando se determinaron rotaciones importantes en rocas del Jurásico Superior en el VSM (Molina-Garza et al., 2003; Arvizu-Gutiérrez, 2003), el tiempo de estas rotaciones puede no necesariamente ser del Jurásico Tardío, sino haberse originado durante la deformación Laramide del Paleógeno, que ocurrió en dos fases dentro de la cuenca de Sabinas (Chávez-Cabello, 2005). Estos modelos aún tienen que ser explorados con mayor detalle con estudios paleomagnéticos-estructurales más completos en el VSM y Potrero Colorado. Lo que es claro en Potrero Colorado es que el fallamiento dominante, y que muestra desplazamientos mayores (hasta decenas de metros), es el de tipo normal y ha sido retomado para acomodar desplazamientos laterales derechos menores (<1m) en el mismo Jurásico Tardío.

Otra característica del fallamiento en las rocas es que fue acompañado por una sedimentación sintectónica intensa, especialmente en las capas Tanque Cuatro Palmas de Potrero Colorado. El conglomerado identificado por McKee et al. (1990) entre esta unidad y las capas Colorado Figura 2), debe reflejar un rejuvenecimiento menor del relieve en la zona o un abatimiento del nivel marino.

En general, las fallas documentadas en las capas Tanque Cuatro Palmas y Colorado (eolianita) en Potrero Colorado, indican que ocurrió más extensión en la parte central de Coahuila que desplazamientos laterales desde el Jurásico Tardío hasta el Neocomiano. Bajo este criterio, podemos
pensar que la cuenca de Sabinas pudo haberse generado más como una cuenca asociada con pulsos de extensión franca NNE-SSW, delimitada por la FSM en el suroeste, que como una cuenca pull-apart en zonas de desplazamiento lateral mayor. Aunque, por ahora, quedará la duda si Potrero Colorado corresponde a la zona de mayor extensión dentro de una cuenca tipo pull-apart. Una inferencia puede ser hecha con base en que las fallas San Marcos y La Babia, que delimitan a la cuenca de Sabinas, tienen rumbos paralelos y no parecen unirse en ninguno de los extremos de la cuenca de Sabinas. Lo anterior estaría en contra, a escala regional, de que la cuenca de Sabinas sea una cuenca ideal tipo pull-apart.

5.2. Sobre las reactivaciones de la falla San Marcos

McKee et al. (1990) sugirieron que el primer evento de reactivación de la FSM sucedió en el Cretácico Temprano y fue originado por ajustes isostáticos. Esta interpretación se apoya en la ocurrencia de una cuña de sedimentos clásticos con 1000 m de espesor que compone a la Formación San Marcos y que marcan el cambio de ambiente marino (capas Tanque Cuatro Palmas) a continental (Formación San Marcos) en la parte central de Coahuila. Las evidencias estructurales que documentan este primer evento de reactivación fueron identificadas en este trabajo. Como se mostró anteriormente, el fallamiento normal observado en el contacto entre las capas Colorado y la Formación San Marcos, que aquí se sugiere, documenta este período de reactivación, las fallas presentan saltos verticales mucho mayores que los observados en las capas del Jurásico Tardío en Potrero Colorado.

Parece ser que el fallamiento del Cretácico Temprano controló ampliamente el rejuvenecimiento del relieve en la zona. El fallamiento aquí presentado muestra claramente que extensión mayor NNE ocurrió para este tiempo. Es importante resaltar que no existen diferencias importantes entre la inclinación y orientación de las fallas del Jurásico Tardío y las del Neocomiano. Sin embargo, el primer periodo de reactivación se interpreta porque existe un cambio drástico en el ambiente de depósito de marino a continental, justificado por la existencia de las capas marinas Tanque Cuatro Palmas con fósiles del Titoniano sobre las cuales se depositó la Formación San Marcos de ambiente continental. Además, en este trabajo se reconoció que el fallamiento lateral derecho antiguo, presente en las rocas jurásicas, no ocurre durante la reactivación del Neocomiano, el cual es de tipo normal. Es importante señalar que entre el Jurásico Tardío y el Neocomiano ocurrieron principalmente pulsos de extensión intermitentes que contribuyeron ampliamente en el desarrollo de la cuenca de Sabinas. Sin embargo, no se debe subestimar la reactivación lateral derecha menor de las fallas normales más antiguas presentes en las capas Colorado (Figura 5a), ya que podrían implicar desplazamientos laterales importantes que aún no pueden ser estimados.

Con respecto al evento de reactivación de la FSM en el Paleógeno, es claro que existió una inversión del sentido de la componente original de movimiento hacia el echado en la FSM. En este trabajo se documentaron fallas inversas NW-SE a WNW-ESE a lo largo de la traza de la FSM, especialmente sobre las partes frontales de los pliegues tipo drape causados por la inversión de la FSM. Las direcciones de compresión máxima calculadas utilizando fallas son muy consistentes de NNE a NE desde Sierra Mojada hasta el VSM a lo largo de la traza de la FSM. Adicionalmente, la yuxtaposición de rocas más antiguas hacia el NE a través de fallas inversas de ángulo alto en el VSM (McKee et al., 1990) y Potrero Colorado (Chávez-Cabello, 2005) apoyan fuertemente esta hipótesis.

Las direcciones perpendiculares de ejes de pliegues mayores en el suroeste de la cuenca de Sabinas, junto con el cambio de rumbo de NW-SE a N-S de la Sierra de San Marcos Pinos (Figura 10), y las direcciones perpendiculares de transporte tectónico entre la pared suroeste y oeste del VSM (Figura 13), sugieren la reactivación de fallas secundarias oblicuas a la traza de la FSM durante el evento de deformación Laramide. Las fallas de basamento secundarias que controlaron a estos cambios de orientación de estructuras y de transporte tectónico quizás fueron generadas durante el ajuste isostático propuesto por McKee et al. (1990) para el Cretácico Temprano o hasta en el mismo Jurásico Tardío, debido a que existe un cambio claro de las facies sedimentarias entre VSM y Potrero Colorado para este tiempo (McKee et al., 1990).

En general, las fallas documentadas en las capas Tanque Cuatro Palmas y Colorado (eolianita) en Potrero Colorado, indican que ocurrió más extensión en la parte central de Coahuila que desplazamientos laterales desde el Jurásico Tardío hasta el Neocomiano. Bajo este criterio, podemos pensar que la cuenca de Sabinas pudo haberse generado más como una cuenca asociada con pulsos de extensión franca NNE-SSW, delimitada por la FSM en el suroeste, que como una cuenca pull-apart en zonas de desplazamiento lateral mayor. Aunque, por ahora, quedará la duda si Potrero Colorado corresponde a la zona de mayor extensión dentro de una cuenca tipo pull-apart. Una inferencia puede ser hecha con base en que las fallas San Marcos y La Babia, que delimitan a la cuenca de Sabinas, tienen rumbos paralelos y no parecen unirse en ninguno de los extremos de la cuenca de Sabinas. Lo anterior estaría en contra, a escala regional, de que la cuenca de Sabinas sea una cuenca ideal tipo pull-apart.

La inversión de fallas secundarias de basamento explican las orientaciones de ejes de pliegue casi perpendiculares entre sí, aunque la dirección de acortamiento regional no cambió entre lo que parecen ser dos fases de la deformación Laramide en la zona (Chávez-Cabello, 2005). La reactivación de la FSM del Mioceno tardío-Plioceno temprano propuesta por Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) n el sureste de Chihuahua, que acomodó desplazamiento lateral izquierdo menor durante un periodo de extensión corto en la dirección NW-SE, se manifiesta sutilmente sobre la traza de la FSM en Coahuila, ya que durante este trabajo se reconocieron algunos planos de falla, dentro de la zona de brecha vertical mayor en el cañón El Mimbre, con indicadores cinemáticos izquierdos; sin embargo, estas fallas no acomodaron desplazamientos importantes. Por otro lado, las fallas laterales observadas en el intrusivo Las Tetillas del Eoceno tardío (García-Quintero, 2004), así como la reactivación de la falla de basamento cerca de Nuevo Delicias, sugieren que reactivaciones menores también ocurrieron al sur de la traza de la FSM.

El fallamiento normal del Plioceno tardío – cuaternario, reconocido por Aranda-Gómez et al. (en prensa, a) sobre la traza sepultada de la FSM en el sureste de Chihuahua, parece no manifestarse claramente sobre la traza de la FSM en el centro de Coahuila. Sin embargo, en la zona que está aproximadamente 15 km al sur de la traza de la FSM, existe un alineamiento de centros magmáticos paralelos a ésta. En uno de estos centros volcánicos al parecer coexistieron magmatismo y fallamiento normal (Cerro La Víbora). Esto es similar a la actividad descrita por Aranda-Gómez et al. (2003) en el campo volcánico de Camargo. Además, hay desplazamientos normales pequeños tambiém identificados en el intrusivo las Tetillas (Figura 10) y en la falla de basamento localizada cerca de Nuevo Delicias. Lo anterior, sugiere que la actividad tectónica-magmática post-Laramide en la parte central de Coahuila parece haber migrado de la posición de la traza de la FSM hacia el sur, a diferencia de lo que ocurrió en Chihuahua Otra alternativa sobre la poca manifestación del fallamiento normal Neógeno en la zona es que las evaporitas en la región del CPC continúen inhibiendo la formación de fallas normales en el área, aun y cuando el área está bajo un régimen extensivo (Suter, 1991); lo anterior, quizás se deba a que la deformación es absorbida casi totalmente por el horizonte evaporítico lugar de frágil.

No cabe duda que en la parte central de Coahuila las estructuras de basamento como la FSM y fallas secundarias asociadas a ésta controlaron la orientación e inclinación de las estructuras generadas a partir del Jurásico Tardío– Cretácico Temprano. En la región muchos de los ejes de pliegues y trazas de falla tienen orientaciones WNW a NW, similar al rumbo inferido de las trazas de la FSM y de la falla de basamento al sur de Nuevo Delicias. Este hecho causa que el estudio de los eventos de reactivación en zonas en donde existen discontinuidades mayores en el basamento sea complicado porque los eventos tectónicos más jóvenes sobreponen sus características sobre estructuras más antiguas. Por lo tanto, el análisis de la evolución tectónica de la región requiere de un estudio detallado no sólo de las estructuras y de las relaciones de corte entre ellas, sino de los patrones de sedimentación, distribución de facies y cambios espaciales en el espesor de las unidades litoestratigráficas así como de sus edades. Por otro lado la geometría original de la FSM y otros rasgos de basamento sepultados bajo centenas o miles de metros de sedimentos, son difíciles de discernir con precisión y, en aquellos estudios basados sólo en el análisis de rasgos expuestos en la superficie, siempre existirá la duda si esta geometría original fue preservada o se modificó en etapas de deformación posteriores.

Los datos aportados en este trabajo sobre las reactivaciones de la FSM, la cual delimita en la parte sur a la cuenca de Sabinas, son limitados y no permiten resolver cuál de las hipótesis planteadas es la mejor acerca del origen de la cuenca de Sabinas, ya que corresponden solamente a la parte sur. Sin embargo, esta información realza la importancia de las fallas con desplazamientos principalmente normales del Jurásico Tardío – Cretácico Temprano en la génesis de la cuenca.

Se puede destacar que la orogenia Laramide es el evento mejor representado en las estructuras de la región, por la abundancia de fallas y pliegues con ese origen en todas las localidades visitadas. También hay evidencias estratigráficas y sedimentológicas acerca de la actividad temprana de la FSM preservadas en las rocas clásticas del Jurásico Superior (capas Las Palomas, Sierra El Granizo y Tanque Cuatro Palmas) y del Cretácico Inferior (Formación San Marcos). Sobre las direcciones de acortamiento y extensión posteriores al evento Laramide debe de trabajarse aún con mayor detalle para definir los mecanismos involucrados y valorar la importancia de estas reactivaciones en la parte central de Coahuila o explicar su ausencia en el área.

Finalmente, un aspecto importante que debe ser explorado en detalle es el análisis de la evolución del plegamiento laramídico en la parte sur de la cuenca de Sabinas, ya que hay evidencias que sugieren que existieron dos fases de deformación. Lo anterior es de importancia medular desde el punto de vista económico debido a que en la zona existen yacimientos de hidrocarburos, de minerales metálicos y acuíferos profundos los cuales pueden ser mejor aprovechados para un mejor desarrollo económico de la región.

6. Conclusiones

La FSM es la estructura de basamento mejor documentada en el noreste de México. Esta estructura es la que mejor muestra en superficie evidencias estratigráficas y estructurales que documentan su actividad intermitente desde el Jurásico Tardío al Plioceno-cuaternario. Los rasgos estructurales y estratigráficos reconocidos indican que entre el Jurásico Tardío y el Neocomiano esta falla acomodó principalmente extensión de la corteza en dirección NNE, que debió contribuir al crecimiento de la cuenca de Sabinas; con lo anterior, se pone en duda la existencia de grandes desplazamientos laterales (de decenas de kilómetros) a través de ésta.

Por otro lado, la reactivación con componente inversa de la FSM en el Paleógeno generó plegamiento tipo drape en la zona entre el VSM y la Sierra Mojada. Esta reactivación parece ser posterior a una fase inicial donde la deformación fue dominada por despegues sedimentarios con transporte tectónico hacia el NNE en la plataforma de Coahuila y sur de la cuenca de Sabinas. Esta hipótesis debe ser explorada con mayor detalle en trabajos futuros. Las relaciones perpendiculares entre ejes de pliegues en la parte suroeste de la cuenca de Sabinas, el levantamiento de rocas más antiguas progresivamente hacia el noreste dentro del VSM y las relaciones perpendiculares de acortamiento tectónico determinadas en el mismo VSM sugieren que además de la FSM, debieron reactivarse otras fallas de basamento secundarias a la FSM durante la deformación Laramide del Paleógeno.

Finalmente, la reactivación lateral izquierda del Mioceno tardío-Plioceno del sureste de Chihuahua sobre la FSM, al igual que la reactivación normal del Plioceno-cuaternario, no son muy evidentes sobre la traza de la FSM en Coahuila, aunque acomodamientos de este tipo fueron reconocidos sobre el bloque de Coahuila al sur de la FSM y algo de fallamiento normal sobre el flanco norte de la Sierra La Fragua y Los Alamitos. Más trabajo estructural y paleomagnético debe ser realizado para determinar si las rotaciones paleomagnéticas en las rocas clásticas del Jurásico Superior, documentadas recientemente en el VSM, ocurrieron en el Jurásico o son producto de la deformación laramídica compleja del Paleógeno.

Agradecimientos

Este trabajo forma parte de la disertación doctoral del primer autor, quien agradece a la UANL (PROMEP) por el apoyo brindado durante sus estudios. El financiamiento para realizar trabajo de campo y estudios de laboratorio se obtuvo principalmente del proyecto Conacyt 37429-T a R. Molina, G. Chávez y J. Aranda. G. Chávez también recibió apoyo económico por parte de PAEP como estudiante del Posgrado en Ciencias de la Tierra de la UNAM. Arvizu-Gutiérrez gozó de una beca-tesis del Conacyt a través del proyecto 37429-T. Agradecemos a Samuel Eguiluz sus comentarios sobre la primer versión de este trabajo y a los revisores Ángel F. Nieto Samaniego y Randall Marrett, por sus valiosos comentarios que permitieron mejorar ampliamente el presente trabajo.

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Manuscrito recibido: Agosto 24, 2004
Manuscrito corregido recibido: Diciembre 18, 2004
Manuscrito aceptado: Enero 6, 2005

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La zona de falla Tosco-Abreojos: un sistema lateral derecho activo entre la placa Pacífico y la península de Baja California

François Michaud^1,*, Thierry Calmus², Marc Sosson¹, Jean-Yves Royer³, Jacques Bourgois¹, Anne Chabert¹, Florence Bigot-Cormier¹, Bill Bandy⁴, Carlos Mortera-Gutiérrez⁴, Jérôme Dyment⁵

¹Géosciences Azur, La Darse, BP48, Villefranche/Mer, 06235, Francia.
²Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Hermosillo, 83000, México.
³Centre National de la Recherche Scientifique, Domaines Océaniques,
Institut Universitaire Européen de la Mer, Plouzané, F-29280, Francia.
⁴Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, México D.F., 04510, México.
⁵Institut Physique du Globe de Paris, 4 place Jussieu, Paris, 75252, Francia.

^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

A los 12.5 Ma, después del cese de la subducción de la placa Guadalupe debajo de la placa América del Norte, el margen continental actuó como frontera transformante entre las placas Pacífico y América del Norte. La zona de falla Tosco-Abreojos localizada a lo largo de dicho margen fue interpretada como el mejor candidato para acomodar este movimiento transformante antes del Plioceno. A principios del Plioceno la ruptura continental tierra adentro induce la transferencia de la frontera de placas hacia el Golfo de California, y el cese consecuente de la actividad de la zona de falla Tosco-Abreojos como tal. Sin embargo, esta falla presenta una morfología y una actividad sísmica que sugieren la permanencia en la actualidad de un movimiento lateral derecho. Así mismo, la zona de falla Tosco-Abreojos se caracteriza por una alternancia de escarpes y de cuencas asimétricas en las cuales los sedimentos recientes están deformados. Estos resultados son compatibles con los datos cinemáticos (modelos globales y GPS) que indican que el movimiento relativo de la placa Pacífico con respecto a la placa América del Norte está distribuido a lo largo de algunas estructuras, entre ellas la zona de falla Tosco-Abreojos, y el corredor del Golfo de California el cual absorbe la mayor parte de dicho movimiento. La península de Baja California no está totalmente solidaria a la placa Pacífico y aparece como un bloque continental limitado por el Golfo de California al este y la zona de falla Tosco-Abreojos al oeste.

Palabras Clave: Falla Tosco-Abreojos, piso oceánico, límite de placas, península de Baja California, placa Pacífico.

Abstract

At 12.5 Ma, after the subduction of the Guadalupe below North America plate has stopped, a right lateral transform motion occurred along the margin, between Pacific and North America plates. The Tosco-Abreojos fault zone, located along the margin of present southern Baja California has been interpreted as the main transform fault between both plates until early Pliocene, when the transform plate boundary has been transferred to the east along the Gulf of California, with the capture of Baja California Peninsula by the Pacific plate. Nevertheless, the morphology and the seismic activity of the Tosco-Abreojos fault zone suggest a present-day right lateral strike-slip motion. The Tosco-Abreojos fault zone Michaud et al. is characterized by bathymetric scarps and asymmetric basins filled by recent sediments which are deformed. These observations are compatible with cinematic data (GPS and global cinematic models) which suggest that the relative motion of the Pacific plate with respect to the North America plate is partitioned along faults among which the Tosco-Abreojos fault zone, that is not a relict structure, even if the main right-lateral motion is absorbed by the Gulf of California faulted and spreading system. In that way the Baja California Peninsula is considered as an individualized block limited to the west by the Tosco-Abreojos and San Benito fault zones and by the Gulf of California transform boundary to the east.

Key words: Tosco-Abreojos fault, Seafloor morphology, plate boundary, Baja California peninsula, Pacific plate.

1. Introducción

La evolución geológica del noroeste de México desde el Mioceno está estrechamente relacionada con los cambios cinemáticos ocurridos entre la placa América del Norte y las placas oceánicas adyacentes. A nivel del Golfo de California, el sistema tectónico actual consiste de un conjunto complejo de fallas transformantes y centros de dispersión maduros e incipientes que une la dorsal del Pacífico Este presente en el desemboque del Golfo de California y el sistema de fallas de San Andrés en California con una longitud total de aproximadamente 1600 km. Con base en los modelos cinemáticos globales, el desplazamiento relativo de la placa Pacífico con respecto a la placa América del Norte varía de 56 mm/a (modelo RM2, Relative Motion 2, de Minster y Jordan, 1978) a 50 mm/a (modelo NUVEL 1A de DeMets et al., 1990) o 48.8 ± 1.8 mm/a (DeMets, 1995). En la parte norte del Golfo, la correlación entre rocas volcánicas del Mioceno tardío temprano de la región de San Felipe (Baja California) y Sonora a la latitud 29 °N indican un desplazamiento relativo de 276 ± 13 km durante los últimos 6 Ma (Oskin y Stock, 2003), lo cual corresponde a un desplazamiento lateral de 46.0 ± 0.2 mm/a. En la parte sur del Golfo de California, las anomalías magnéticas registradas en la cuenca de Alarcón (denominada zona de divergencia Pescadero en Ness et al., 1991, y centro de dispersión Tamayo en Humphreys y Weldon, 1991) indican una velocidad de apertura oceánica entre 58 y 48 mm/a durante los últimos 4 millones de años, según los modelo RM2 y NUVEL-1 respectivamente (Humphreys y Weldon, 1991; Ness et al., 1991; Lonsdale, 1995, DeMets y Traylen, 2000). Existe pues una discrepancia entre la velocidad instantánea del desplazamiento relativo entre las placas Pacífico y América del Norte calculada por los modelos cinemáticos y la velocidad calculada a partir de correlaciones geológicas en la región del Golfo de California. Lo anterior significa que parte del movimiento entre ambas placas requiere de la participación de estructuras exteriores al propio Golfo de California.

Así mismo la partición del movimiento entre las placas Pacífico y América del Norte aparece en la diferencia que existe entre la velocidad medida entre las placas Pacífico y América del Norte y la velocidad calculada a partir de los modelos NUVEL-1 y NUVEL-1A (DeMets et al., 1985; DeMets et al., 1990).

La zona de falla Tosco-Abreojos es una zona rectilínea con una longitud de 500 km localizada a lo largo del margen oeste de Baja California Sur (Figura 1). Junto con el sistema de fallas de San Clemente-San Isidro y San Benito (Krause, 1965) localizado al oeste de la parte norte de Baja California, la zona de falla Tosco-Abreojos forma parte de un sistema de fallas que corre a lo largo de toda la península desde el desemboque del Golfo de California hasta el margen del suroeste de California, en Estados Unidos. La zona de falla Tosco-Abreojos ha sido considerada como activa entre 12 y 5.5 Ma (Spencer y Normark, 1979; Spencer y Normark, 1989), intervalo de tiempo que inicia con el fin de la subducción de la placa Farallón debajo de la placa América del Norte, y termina con la apertura del Golfo de California. Durante este tiempo, se supone que la zona de falla Tosco-Abreojos actuó como falla transformante con desplazamiento lateral derecho, entre los puntos triples de Mendocino y de Rivera que migraron al norte y al sur, respectivamente. Bajo este esquema el conjunto de fallas antes mencionado corresponde al límite de placas durante el Mioceno tardío. Presentamos enseguida un trabajo de revisión de los datos geofísicos que permiten precisar las características de la zona de falla Tosco-Abreojos y su papel en la evolución geodinámica del noroeste de México. La mayor parte de ellos fueron obtenidos durante la campaña geofísica FAMEX cuyos principales resultados fueron publicados en Michaud et al. (2004).

2. Batimetría

Los datos batimétricos obtenidos a lo largo de la parte intermedia del margen entre 27° N y 24.5° N (segmento Abreojos) muestran tres cuencas alargadas (Figura 2) de dirección NW 35-40° (Michaud et al., 2004), las cuales definen la depresión Tosco-Abreojos (Spencer y Normark, 1979). La cuenca sur y la cuenca central tienen una longitud de 45 km, 10 km de ancho y una profundidad máxima de 1800 m. Son cuencas asimétricas, limitadas en su flanco oeste por escarpes empinados con direcciones respectivas de NW40° y NW35°. La cuenca sur presenta además en su flanco oeste una estructura de dirección NW25° que se prolonga al norte por un cañón de dirección similar y que desemboca en esta misma cuenca.

La cuenca norte tiene una longitud de 70 km, 15 km de ancho y una profundidad máxima de 2,600 m. Presenta una asimetría morfológica con un fuerte escarpe de 750 m hacia el oeste y un escarpe suave con un desnivel de 1,500 m hacia el este, con una ligera concavidad hacia el oeste y que corresponde a la transición con la parte superior del margen, o plataforma continental (Figura 2). En algunas partes, el piso de la cuenca norte presenta escarpes rectilíneos asociados a pequeños relieves alargados con una altura promedio de 50 m que indican una actividad tectónica actual (Figura 3). Así mismo, la morfología de la cuenca norte muestra una estructura rectilínea de orientación NW30°, oblicua con respecto a la dirección general de la cuenca, que se sigue desde el sur de la cuenca hasta la parte norte. La orientación NW30° sugiere que esta estructura representa una falla de desplazamiento lateral actual de segundo orden, de tipo Riedel, con respecto a la dirección principal de movimiento. Dicha estructura se ubica en la misma latitud, 26°50’ N, que el cambio de orientación de la paleotrinchera.

El flanco este de la cuenca central está cortado por una decena de cañones que desembocan de manera abrupta en la cuenca. Este límite muy abrupto de la base de los cañones y la ausencia de abanicos sugieren que la falla que delimita la cuenca al este, es activa.

3. Sísmica de Reflexión

Los perfiles sísmicos perpendiculares a la zona de falla Tosco-Abreojos entre las latitudes 23° y 27° N confirman las conclusiones obtenidas por los datos batimétricos. Spencer y Normark (1989) indican que la parte sur del sistema de falla Tosco-Abreojos, la zona de falla Tosco, es activa, mientras que la parte norte correspondiente a la depresión de Abreojos es inactiva. Sin embargo, los perfiles sísmicos realizados en 2002 durante la campaña oceanográfica FAMEX (Michaud et al., 2004) confirman que la parte norte del sistema sigue activa al igual que la parte sur (Figura 2). Los escarpes observados en las cartas batimétricas traducen en superficie la presencia de fallas que afectan los sedimentos más recientes como lo muestra el perfil sísmico Fa-50 (Figura 4). En el caso de la cuenca norte, los echados de las fallas este y oeste que limitan la cuenca 30-35° hacia el oeste, y 40° hacia el continente respectivamente, sugieren que ambas fallas se intersecan a profundidad, pero la resolución del perfil no permite concluir con certeza (Figura 5). Además, con base a los datos batimétricos, estas fallas se conectan hacia el norte y hacia el sur de la cuenca, definiendo una estructura en flor. Este tipo de estructura se repite a nivel de las cuencas central y sur. El perfil Fa-90 (Figura 6) corta la zona de falla Tosco-Abreojos a la latitud 25°N, a nivel de la cuenca sur. El relleno sedimentario de la depresión asociada a esta cuenca está afectado por estructuras en flor caracterizadas por la coexistencia de fallas normales e inversas, las cuales dibujan una estructura general sinclinal.

La gran densidad de los perfiles sísmicos realizados durante la campaña FAMEX perpendicularmente al margen oeste de Baja California Sur y el perfil sísmico Fa-113 casi equivalente al perfil sísmico del Leg 63 del programa DSDP que pasa por el sitio 471 (Yeats y Haq, 1981) han permitido intentar hacer una correlación entre las unidades acústicas definidas en el delta submarino de Magdalena y las unidades acústica5701-2-chavez-2s encontradas hacia el norte. Enseguida se describen brevemente dichas unidades acústicas barrenadas en el sitio 471. La unidad inferior con un espesor de 440 m que descansa sobre sedimentos ricos en sulfuros y diabasas, corresponde a las areniscas y turbiditas del Mioceno medio que forman el delta submarino de Magdalena (unidad 4 de Marsaglia, 2004). Las unidades superiores, con un espesor total de 300 m, corresponden principalmente a sedimentos pelágicos que se depositaron a partir de la segunda mitad del Mioceno medio hasta el cuaternario. A la latitud de la cuenca central, en el perfil 79 de la campaña FAMEX (Figura 5), sobre la placa oceánica se distingue unidades equivalentes a las unidades litoestratigráficas del sitio 471 (Yeats y Haq, 1981). La unidad C, que corresponde a la parte inferior de la unidad 4 de Marsaglia (2004), se encuentra en la paleotrinchera y se sigue debajo de la cuña de la placa superior, lo cual indica que la subducción estaba activa todavía en el intervalo de tiempo correspondiente al tiempo de depósito de dicha unidad. Con base en las edades reportada5701-2-chavez-2s para las muestras del barreno 471 (Yeats et al.,1981), la unidad C tiene una edad entre 14.5 y 13.5 Ma. La unidad acústica B se distingue de la unidad C por una mejor reflexión de los sedimentos, equivale a la parte superior de la unidad 4 y a la unidad 3 de Marsaglia (2004) y corresponde al intervalo de tiempo entre 13.5 Ma y aproximadamente 8-7 Ma, con base en la comparación entre la columna estratigráfica propuesta por Marsaglia (2004) y la curva de variación de la tasa de sedimentación en el sitio 471 (Yeats et al., 1981). La unidad B traslapa el contacto entre la placa oceánica y el margen de Baja California. Sin embargo, en el perfil Fa-79, desaparece a nivel de la depresión asociada a la zona de falla Tosco-Abreojos. La unidad A es equivalente a las unidades 1 y 2 de Marsaglia (2004). Con base en esta correlación, la unidad A corresponde a un intervalo de tiempo entre 8-7 Ma y el Reciente.

4. Interpretación Tectónica

La correlación de las unidades acústicas observadas en el margen con los sedimentos fechados del barreno 471 permite establecer una cronología de los eventos tectónicos que se llevaron a cabo a lo largo del margen oeste de Baja California Sur. La presencia de la unidad C en el plano de subducción indica que la subducción estaba activa todavía durante el Mioceno medio, lo cual coincide con la edad de la reorganización de la cinemática de las placas y del cese de la subducción alrededor de 12.5 Ma, correspondiente a la anomalía magnética 5A (Klitgord y Mammerickx, 1982; Mammerickx y Klitgord, 1982; Lonsdale, 1989, 1991). La unidad B, cuya edad se extiende de 13.5 a 8-7 Ma, se encuentra depositada sobre la unidad C en dominio oceánico y la unidad D, equivalente lateral de la unidad C sobre el margen continental (Figura 4). Sin embargo, los perfiles sísmicos Fa-50 y Fa-79 de la campaña FAMEX (Michaud et al., 2004) muestran que esta unidad está afectada por un fallamiento inverso en la zona de subducción, lo que sugiere que la deformación presentaba todavía una componente de compresión al pie del margen hasta 8-7 Ma. La unidad A corresponde a los sedimentos más jóvenes que 8-7 Ma, que se extienden desde la placa oceánica hasta la trinchera y el margen continental sin discontinuidad aparente. La unidad A está discordante sobre la unidad B porque no está afectada por la deformación en compresión observada en la unidad B a nivel de la trinchera. La unidad A presenta cambios notables de espesor con un engrosamiento asociado a las cuencas. La deformación que afecta esta unidad se concentra exclusivamente a lo largo de la zona de falla Tosco-Abreojos, como lo muestran los perfiles sísmicos Fa-50, Fa-79, Fa-82 y Fa-90 localizados sobre las cuencas norte, central y sur, respectivamente. Sobre estos perfiles, se observa que la unidad A está fallada y plegada en la proximidad de las fallas que limitan las cuencas y adentro de las mismas. La cuenca está limitada por fallas normales y se observa una falla vertical en la parte central de la cuenca central. Al este de la zona de falla Tosco-Abreojos, una falla vertical sella la unidad B. El perfil Fa-90 muestra que la cuenca sur está limitada al este por una falla normal de bajo ángulo, y al oeste por una falla normal reactivada en falla inversa. Los sedimentos están plegados y presentan una estructura general sinclinal con complicaciones estructurales en la parte central, en donde se puede observar fallas verticales e inversas. Con base en los datos de sísmica reflexión y de batimetría, se puede concluir que el relleno sedimentario así como la deformación posterior están asociados a la actividad de la zona de falla Tosco-Abreojos.

Con base en las observaciones de sísmica de reflexión y de batimetría de alta resolución, se puede proponer la siguiente evolución estructural del margen durante los últimos 12.5 Ma. Entre 12.5 y 8-7 Ma, la deformación se concentró al pie del margen y posiblemente a lo largo de la zona de falla Tosco-Abreojos. Al movimiento lateral principal está asociada una componente de acortamiento que deforma las unidades C, D y B. Así mismo la componente de acortamiento se manifiesta por la formación de fallas inversas hasta la zona de la paleotrinchera, en donde varios perfiles sísmicos muestran el cabalgamiento de la unidad D sobre la parte inferior de la unidad B. Después de 8-7 Ma, la deformación del margen evoluciona a un régimen transtensional que provoca la formación de las cuencas a lo largo de la zona de falla Tosco-Abreojos. Este cambio de régimen tectónico sobre el margen oeste de Baja California Sur está relacionado con la transferencia de la frontera principal entre las placas Pacífico y América del Norte hacia la zona del futuro Golfo de California a finales del Mioceno tardío y durante el Plioceno. La deformación asociada a la zona de falla Tosco-Abreojos sigue activa durante el Plioceno y la transferencia del límite de placas es progresiva.

La actividad sísmica registrada en la zona sísmica de Magdalena (Dixon et al., 2000) confirma que la zona de falla Tosco-Abreojos es activa actualmente. Dos sismos de magnitud superior a 5 localizados sobre el trayecto de la falla Tosco, a la latitud de la península de Vizcaíno, y otro sismo de magnitud 4.4 localizado a unos kilómetros al este de la falla Abreojos indican un mecanismo focal derecho con una componente normal a lo largo de rupturas que tienen una dirección de N150° +/- 5°, compatible con la dirección general de la zona de falla Tosco-Abreojos (Figura 7). De esa manera, la zona de falla Tosco-Abreojos es la estructura más probable para tener el papel de relevo entre el sistema de fallas San Clemente-San Isidro-San Benito alineadas a lo largo de Baja California Norte y la 114 W zona símica de Magdalena en donde están reportadas varias fallas activas como la falla de Alcatraz, localizada al norte de la isla Santa Margarita (Yeats y Haq, 1981), la falla Santa Margarita (Normark et al., 1987), la falla Todos Santos y la falla del Carrizal (Ramos-Velázquez, 1998), ambas localizadas en la parte oeste de la región de La Paz-Los Cabos, la falla del cañón submarino de Tinajas, y una probable falla paralela a la costa a una distancia aproximada de 30 km, caracterizada por un sismo de magnitud 5.3 en 1969 (Fletcher y Munguía, 2000).

La misma posición de la zona de falla Tosco-Abreojos, a una distancia corta de la paleotrinchera, sugiere que, al momento del cierre de la subducción, esta zona de la placa superior correspondía a una zona frágil susceptible de deformarse con más facilidad, debido a: i) la reactivación de una falla lateral izquierda previa relacionada a la subducción oblicua con respecto a la dirección de la trinchera, después del cese de la subducción el movimiento a lo largo de esa falla cambió de izquierdo a derecho para acomodar el nuevo contexto cinemático; ii) la creación de una zona frágil relacionada con una anomalía térmica, provocada por la ruptura de la placa oceánica en subducción debajo de la margen adelgazada de la placa superior.

5. Discusión

La mayor parte del movimiento relativo entre las placas Pacífico y América del Norte es absorbido en la región del Golfo de California. Las anomalías magnéticas del piso oceánico de los centros de dispersión de la parte sur del Golfo y de su desemboque registraron una aceleración de 10 a 15% de la divergencia entre Baja California y la placa América del Norte (DeMets, 1995), pasando de una velocidad de 44.8 mm/a a los 3.58 Ma (anomalía 2An.3) a 49.8 mm/a a 0.78 Ma (anomalía 1n). Sin embargo, la velocidad del movimiento de la placa Pacífico con respecto a la placa América del Norte es constante desde 3.16 Ma, lo que significa que parte del movimiento se acomoda a lo largo de estructuras exteriores ubicadas al oeste del Golfo de California, como son la zona de falla Tosco-Abreojos y las fallas de la zona sísmica de Magdalena (Dixon et al., 2000; Fletcher y Munguía, 2000). El hecho que la velocidad de dicho movimiento es constante durante los últimos 3.16 millones de años, y que la velocidad de desplazamiento de Baja California con respecto a la misma placa América del Norte se incrementó hasta los 0.78 Ma, implica que la velocidad de desplazamiento a lo largo de la zona de falla Tosco-Abreojos disminuyó durante el mismo intervalo de tiempo, y que Baja California se desplazó con respecto a la placa Pacífico antes de 0.78 Ma.

Sin embargo, las velocidades determinadas por GPS para algunos sitios de Baja California con respecto a América del Norte siguen inferiores a la velocidad de lan placa Pacífico con respecto a la misma placa América del Norte (Dixon et al., 2000). Es el caso por ejemplo del sitio CONC (26.62°N, 111.81°W) localizado en Bahía Concepción sobre la costa este de Baja California Sur (Figura 8). El sitio CONC se desplaza con una velocidad de 43.6 ± 2.2 mm/a con respecto a la placa América del Norte que es inferior a la velocidad predicha de 50.7 mm/a de la placa Pacífico con respecto a la placa América del Norte (Dixon et al., 2000; Argus y Gordon, 2001). Dixon et al. (2000) señalan que la diferencia entre la velocidad observada y la velocidad predicha se debe a la acumulación de deformación elástica a lo largo de posibles fallas activas cercanas al sitio de medición, o a desplazamientos laterales a lo largo de fallas submarinas localizadas en el margen oeste de Baja California. El acimut del vector de desplazamiento del sitio CONC cambia ligeramente según los estudios: Dixon et al. (2000) proponen un acimut de 308.4° ± 3.0, y Antonelis et al. (1999) proponen un acimut de 303.9° ± 3.2. Ambos resultados son ligeramente oblicuos con respecto a la dirección de la zona de falla Tosco-Abreojos (15° en el primer caso). Si consideramos la hipótesis que no existen fallas activas entre el sitio CONC y la zona de falla Tosco-Abreojos, el desplazamiento actual a lo largo de la zona de falla Tosco-Abreojos corresponde a la diferencia observada entre la velocidad predicha y la velocidad observada en el sitio CONC, es decir 7.1 mm/a. Debido a la oblicuidad entre el vector desplazamiento y la dirección de la zona de falla Tosco-Abreojos el desplazamiento presenta una componente lateral derecha de 6.9 mm/a y un componente extensional de 1.8 mm/a. Este resultado es compatible con las observaciones batimétricas y estructurales realizadas sobre la falla. Sin embargo estos valores son máximos y podrían ser menores en la medida que exista fallas activas entre el sitio CONC y la zona de falla Tosco-Abreojos que absorben parte del movimiento de forma elástica, por ejemplo las fallas asociadas al escarpe que limita la Provincia Extensional del Golfo, o las fallas localizadas en la parte occidental de la península a lo largo de las cuales se emplazaron rocas volcánicas andesíticas durante el Plioceno tardío y el Cuaternario. La estabilidad del movimiento relativo de la placa Pacífico con respecto a la placa América del Norte desde 3.16 Ma y la aceleración reciente de la acreción oceánica en el Golfo de California indica que las tasas de desplazamiento lateral y de extensión fueron aún más importantes antes de 1 Ma del orden de 12 y 3 mm/a, respectivamente. Para el periodo anterior a 3.16 Ma, el modelo de Atwater y Stock (1998) considera un movimiento más rápido entre las placas Pacífico y América del Norte, superior a 56 mm/a entre 3.2 y 10.9 Ma, establecido en el sitio CONC. Considerando que el movimiento en el Golfo de California era equivalente o inferior a la tasa inicial de acreción oceánica de 45 mm/a para la anomalía 2A (DeMets, 1995), la velocidad del movimiento relativo entre Baja California y la placa Pacífico debe haber estado por lo menos igual y probablemente más importante que la velocidad observada actualmente. La historia cinemática de la región sugiere que la falla Tosco-Abreojos permaneció activa durante los últimos 10millones de años con un decrecimiento progresivo de la tasa de desplazamiento lateral.

6. Conclusiones

Los levantamientos de batimetría y de sísmica reflexión recientes permiten precisar la evolución tectónica de la zona de falla Tosco-Abreojos. Actualmente es una falla activa a lo largo de la cual ocurre un desplazamiento lateral derecho con una componente transtensional que es congruente con una predicción cinemática de 2.9 a 6.9 mm/a. Los modelos cinemáticos sugieren que el movimiento de la placa Pacífico con respecto a la placa América del Norte no está totalmente acumulado en el Golfo de California, sino que está distribuido (DeMets, 1995; DeMets y Dixon, 1999; Dixon et al., 2000; Fletcher y Munguía, 2000). Un porcentaje significativo del movimiento se distribuye de manera discreta a lo largo de una zona ancha (Mann et al., 1983) cuyo límite más occidental es la zona de falla Tosco- Abreojos, y cuyo límite oriental se ubica probablemente a lo largo de la costa de Sonora. La zona de falla Tosco-Abreojos registra actualmente un desplazamiento lateral derecho entre la Península de Baja California y la placa Pacífico, lo cual permite definir un bloque Baja California limitado al oeste por la zona de falla Tosco-Abreojos y al este por el sistema transformante del Golfo de California, conformado por una sucesión de fallas laterales y cuencas de tipo pull-apart, algunas siendo centros de dispersión oceánica en la parte sur del Golfo. Hacia el norte, la zona de falla Tosco-Abreojos se conecta con el sistema de fallas San Isidro-San Clemente que forman un enjambre de fallas submarinas a lo largo del margen de los estados de Baja California, México y de California, Estados Unidos de América (Legg et al., 1991; Humphreys y Weldon, 1991). La prolongación hacia el sur de la zona de falla Tosco-Abreojos es más problemática, pero, con base en los datos disponibles, se pueden seguir escarpes rectilíneos paralelos a la zona de falla Tosco-Abreojos hacia el sur, en donde varias fallas sustituyen a la zona de falla Tosco-Abreojos, tales como la falla Alcatraz (Yeats y Haq, 1981), la falla Santa Margarita (Normark et al., 1987), y el sistema de fallas principalmente normales del bloque de Los Cabos como la falla Todos Santos, la falla del Carrizal (Fletcher y Munguía, 2000), las cuales a su vez representan un sistema de relevo con la zona de falla de Tamayo en la parte sur del Golfo de California.

Agradecimientos

Agradecemos a la tripulación y al equipo técnico del N/O L’Atalante (Genavir/Ifremer), a Luc Beaufort, Jefe de la Misión MONA a bordo del N/O MARION DUFRESNEII (Genavir/Ifremer), así como a Lex VanGreen, Jefe de la Misión OXMZ01MV swl N/O MELVILLE y a Barry Eakins. Este trabajo se ha beneficiado del apoyo del Instituto Nacional de Ciencias del Universo del Centro Nacional de Investigación Científica de Francia. Los autores agradecen a Susana A. Alaniz Alvarez y a José Rosas Elguera por las sugerencias que permitieron enriquecer el presente trabajo.

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Manuscrito recibido: Agosto 9, 2004
Manuscrito corregido recibido: Abril 30, 2005
Manuscrito acceptado: Mayo 3, 2005

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen Conmemorativo del Centenario Grandes Fronteras Tectónicas de México Vol 57, núm. 1, 2005, p. 1-26 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2005v57n1a1 

La Megacizalla Mojave-Sonora: la hipótesis, la controversia y el estado actual de conocimiento

Roberto S. Molina-Garza* y Alexander Iriondo

Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, 76230, México
* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

El modelo de la megacizalla Mojave-Sonora, el cual implica desplazamiento lateral izquierdo en el norte de México durante el Jurásico, permanece como una de las ideas más influyentes en la geología del país. Una revisión general de la literatura relacionada con el tema no permite aún resolver la controversia sobre la validez de la hipótesis, pero una conclusión clara es que la hipótesis original estaba basada en un modelo relativamente simplista de la geología de Sonora, ya que el basamento del terreno Caborca no es un simple fragmento de la corteza Mojave del este de California. Intentos de utilizar métodos cuantitativos han dado resultados contrarios a la hipótesis, como el de las rotaciones horarias indicadas por el paleomagnetismo y la diversidad de basamentos en Caborca que sugieren la geocronología y geoquímica; otros métodos producen resultados indeterminados, como la proveniencia de circones en las cuarcitas de la cobertura del terreno Caborca. La conclusión más relevante de esos estudios es la abundancia de circones de edad Grenvilleana, pero su presencia no puede simplemente atribuirse a fuentes en la Provincia Grenville en un modelo fijista. Las correlaciones estratigráficas entre secuencias Paleozoico tardío y Mesozoico en Caborca y secuencias similares en California y Nevada no producen argumentos convincentes a favor de grandes desplazamientos, pero deben considerarse con datos más detallados. Elementos que podrían evaluar la hipótesis con mayor contundencia son estudios más detallados del basamento, una estratigrafía fina del arco volcánico Jurásico y de las rocas volcanoclásticas al sur de la traza inferida de la falla y un mejor conocimiento de la secuencia miogeosinclinal. Son pocos los estudios estructurales en la región y en particular un problema importante es resolver en tiempo y espacio los efectos de la deformación compresional Cretácico-terciario. Un modelo que no entra en conflicto con la evidencia existente es la propuesta de que el desplazamiento del terreno parautóctono Caborca haya ocurrido en el Paleozoico tardío. Sin embargo, los datos existentes y las relaciones geológicas en la región de Caborca, no requieren de un desplazamiento de cientos de kilómetros en el Jurásico Tardío.

Palabras clave: Megacizalla Mojave-Sonora, terreno Caborca, noroeste de México, Proterozoico.

Abstract

The Mojave-Sonora megashear model, which implies left-lateral strike slip motion of northern Mexico in Jurassic time, remains as one of the most influential ideas in the geology of Mexico. A comprehensive review of the literature related to this topic does not yet allow to resolve the controversy over the validity of this hypothesis. A clear conclusion is that the original hypothesis was based on a relatively simplistic model of the geology of Sonora, as the basement of the Caborca terrane is not simply a fragment of the Mojave Precambrian basement Province of eastern California. Attempts to use quantitative techniques in testing the model have yielded results contrary to the hypothesis, such as clockwise rotations indicated by paleomagnetic data, and the diversity and complexity of the basement of Caborca indicated by geochemical and geochronological data. Other quantitative methods such as zircon provenance studies in quartzites of the sedimentary cover yield non-conclusive results. The main conclusion of the studies of detrital zircons is that Grenvillean zircons are relative abundant, but their presence cannot be attributed solely to sources in the Grenville Province in a fixist model. Stratigraphic correlations of upper Paleozoic and Mesozoic rocks in Caborca with similar sequences in California and Nevada do not provide convincing arguments of large displacement, but should be evaluated in more detail. Elements that have the potential to test the hypothesis with greater certainty include detailed studies of basement rocks, a refined stratigraphy of the Jurassic volcanic and volcaniclastic arc rocks south of the inferred fault trace, and better understanding of depositional trends in the miogeoclinal sequence. Structural studies are sparse in the region. In particular, is important to gain a better understanding of the effects in time and space of Late Cretaceous-Tertiary contractional deformation. A tectonic evolution model that does not conflict the existing data is the proposal that displacement of a parautochtonous Caborca terrane may have occurred in the Late Paleozoic. Nonetheless, available data and geologic relations in the Caborca region do not require Late Jurassic slip of several hundred kilometers.

Keywords: Mojave-Sonora megashear, Caborca terrane, northwestern Mexico, Proterozoic.

1. Introducción

1.1. La hipótesis

La hipótesis de la megacizalla Mojave-Sonora (MMS) es una de las ideas que más han influido en el pensamiento geológico en México. Propuesta en los años setenta (Silver y Anderson, 1974), la hipótesis como se conoce hoy sugiere la existencia de un sistema de fallas de corrimiento lateral izquierdo, con orientación NW-SE, activo en el Jurásico Medio-Tardío y que se extiende desde el Desierto de Mojave en el este de California, en los Estados Unidos, cruzando el norte de México hasta unirse con una también hipotética dorsal en el Golfo de México (Anderson y Schmidt, 1983). La hipótesis original está basada en la observación de la aparente yuxtaposición de dos provincias de basamento Precámbrico de distinta edad e historia geológica en el noroeste de Sonora, en la región de Caborca (“This zone ... disrupts two northeasterly-trending orogenic and magmatic belts of Precambrian age”; Anderson et al.., 1979). Estas provincias en Sonora estaban, sin embargo, definidas con base en sólo seis localidades con determinaciones de edades U-Pb en circones (dos al norte de la MMS; Anderson y Silver, 1981; Figura 1).

El argumento original de la yuxtaposición de provincias de basamento Precámbrico es más complejo del inicialmente pensado. El basamento de la región noroeste de Sonora al sur de la traza hipotética de la MMS, perteneciente a las provincias Mojave y/o Yavapai es, en efecto, diferente al basamento expuesto en el noreste de Sonora, perteneciente a la provincia Mazatzal (Conway y Silver, 1989). Pero la edad del basamento de la región del NW de Sonora, y su afinidad, todavía no se conocen con suficiente detalle. No sólo porque los resultados analíticos del trabajo original (Silver y Anderson, 1974) no fueron publicados, sino también porque son pocos los estudios de este basamento. Los datos más recientes (Iriondo y Premo, 2003; Iriondo et al.., 2004) indican que el basamento de la secuencia miogeosinclinal Precámbrico-Paleozoico de la región de Caborca es un basamento compuesto. El basamento en Sonora incluye elementos de la provincias Mojave y Yavapai y quizá de la zona de transición entre ambas provincias (Iriondo et al.., 2004). Esta conclusión es sólida y se basa en edades de cristalización, edades modelo, geoquímica y relaciones isotópicas.

Los detalles de la edad de actividad de la MMS se definieron en la región de Caborca, en el NW de Sonora. Aquí se reconoció que la secuencia miogeosinclinal Neoproterozoico y Paleozoico inferior (Capas Gamuza y unidades sobreyacentes) se puede correlacionar, formación por formación, con la secuencia del este de California y el sur de Nevada, en las montañas Inyo y San Bernardino (Eells, 1972; Stewart et al.., 1984; Stewart, 2003). La corre- lación de la secuencia de Caborca con la sección expuesta en el Desierto Mojave ha sido utilizada para estimar la magnitud de desplazamiento en la megacizalla, la cual es aproximadamente 800 km. La edad aproximada de actividad de la falla está basada en la aparente yuxtaposición de rocas del Jurásico Medio al norte de la traza hipotética de la falla contra rocas de la secuencia miogeosinclinal al sur de la misma (Anderson y Silver, 1979).

1.2. Significado geotectónico

Desde su propuesta original, la megacizalla Mojave- Sonora (MMS) ha sido tema de controversia. Aún así, la hipótesis fue rápidamente adoptada por investigadores interesados en reconstrucciones paleogeográficas de la Pangea ecuatorial en el Paleozoico tardío ya que ofrece una elegante solución al problema del traslape entre América del Sur y gran parte de México al cerrar la región del Golfo de México (Pindell y Dewey, 1982; Pilger, 1978; entre otros). Este traslape es inevitable y requiere reposicionar buena parte de México, pero como muestra la Figura 2, reconstrucciones recientes no requieren desplazamiento significativo del norte de México pues el traslape principal ocurre entre Sudamérica y el sur y sureste de México. La hipótesis en su concepción actual fue presentada en un elaborado modelo de la evolución de la región circum- Golfo de México publicada por Anderson y Schmidt (1983).

En este modelo, fallas cogenéticas a lo largo de la Faja Volcánica Transmexicana y la Trinchera Mesoamericana acomodaron movimiento de bloques corticales del centro y sur de México en un sentido similar al de la MMS (Figura 3).

Otros lineamientos en el norte de México con una orientación general NW-SE pueden o no estar ligados a la hipótesis de la MMS (Figura 4). Autores como De Cserna (1971; 1976) han sugerido la existencia de estructuras regionales, como el lineamiento Torreón-Saltillo, con esa orientación general, basados en la tendencia de pliegues y fallas de la Sierra Madre Oriental y otras observaciones.

De esos lineamientos las fallas de La Babia (Charleston, 1981; también llamada lineamiento Boquillas por Padilla y Sánchez, 1986) y San Marcos (McKee et al.., 1984, 1990), en Coahuila al norte de la traza hipotética de la MMS, son las mejor documentadas. La falla de La Babia representa el límite entre la cuenca de Sabinas y la plataforma Burro-Peyotes, para la cual se ha inferido una componente de corrimiento lateral izquierdo por el posible desplazamiento del arco Tamaulipas con respecto a la plataforma Burro- Peyotes (Charleston, 1981; Padilla y Sánchez, 1986). La falla tiene un rumbo S55°E. La falla de San Marcos está situada entre la cuenca de Sabinas y la paleoisla de Coahuila (el arco Las Delicias). La falla de San Marcos fue claramente activa durante el Jurásico Tardío, principalmente como una falla normal (Chávez-Cabello et al.., este volumen). Otra estructura conceptualmente ligada a la MMS es el lineamiento Texas. Este lineamiento se manifiesta como un cinturón de fracturamiento en el oeste y centro de Texas, ejemplificado por la falla de Balcones, que corre de la región SW de Texas hacia la porción central del estado; sobre esta estructura ocurre además vulcanismo terciario.

La continuación oriental de la MMS se infiere a partir de estudios de escasos afloramientos de rocas pre-Oxfordiano en el centro de México (e.g., Jones et al.., 1995). La traza se proyecta bajo la cubierta volcánica de la Sierra Madre Occidental y se extiende al sur del bloque de Coahuila, al sur de los afloramientos del arco Las Delicias del Paleozoico superior, y continúa sobre la cuenca de Parras. En esta región, el lineamiento Saltillo- Torreón o el lineamiento Torreón-Monterrey (De Cserna, 1976) pueden representar la continuación de la MMS. No obstante, estas estructuras acomodan el cabalgamiento laramídico del frente de las sierras de Parras, Jimulco y la curvatura de Monterrey, sobre la cuenca Parras-La Popa. La cubierta sedimentaria cenozoica no permite definir una posible continuación más oriental, en la planicie costera. El lineamiento de San Tiburcio, con dirección NW-SE en el norte de Zacatecas ha sido interpretado como una falla regional con corrimiento lateral izquierdo (Mitre-Salazar, 1989), quizá también relacionada a la MMS.

Así mismo, la hipotética falla MMS se proyecta del noroeste de Sonora a la región del desierto del este de California y sur de Nevada. Varios autores han señalado que la traza propuesta en su continuación al noroeste en el Desierto Mojave corta patrones y tendencias en la estratigrafía (por ejemplo en isopacas y cambios de facies) aparentemente continuos en rocas del Paleozoico al Triásico (Cameron, 1981; Walker y Wardlaw, 1989). Stone y Stevens (1988) y Walker (1988) proponen, además, que la margen cordillerana de California fue truncada en el Paleozoico tardío, en el contexto que provee la orogenia Sonoma. En esta región, la evidencia de que la margen continental fue truncada incluye patrones de sedimentación en el Misisípico y Pensilvánico y la aparente abrupta terminación de las tendencias estratigráficas del Paleozoico inferior en la región oeste de Nevada (Stevens et al.., 1992). Aun si la margen cordillerana fue truncada por corrimientos laterales, la actividad de la falla durante el Jurásico Medio-Tardío, como sugiere el modelo de la MMS, es un elemento de la hipótesis inicial que no ha sido demostrado.

El objeto de este manuscrito es presentar la información recopilada sobre el tema de la megacizalla Mojave-Sonora desde su introducción y evaluar la evidencia que favorece el modelo, o lo contradice. Una conclusión definitiva sobre la validez del modelo, desde el punto de vista de los autores, no está todavía al alcance. También presentamos alternativas al modelo que expliquen las observaciones generales estratigráficas, estructurales, geofísicas y geoquímicas.

2. Geología general de Sonora

El basamento precámbrico cristalino en el NW de México fue primero reconocido por Cooper y Arellano (1946) quienes identificaron una fauna del Cámbrico Medio en la secuencia sedimentaria de la región de Caborca sobre un basamento metamórfico. Damon et al.. (1962) hicieron los primeros fechamientos radiométricos (K-Ar) en el basamento Paleoproterozoico, identificando también en la región la presencia de magmatismo de edad Grenvilleana (aproximadamente 1.0 Ga). Más tarde, Anderson y Silver (1977) describieron el basamento como una serie meta- mórfica del Paleoproterozoico (ca. 1.8 Ga), el Complejo Bámuri; estos autores describieron el Complejo Bámuri como una secuencia volcano-sedimentaria con metamorfismo en facies de anfibolita a esquistos verdes (ca. 1.65 Ga), intrusionada por granitoides con edades ca. 1.4 y 1.1 Ga.

Los primeros mapas geológicos y una estratigrafía generalizada de la región de NW de Sonora fueron publicados por Merriam (1972) y Merriam y Eells (1979); mientras que la estratigrafía y correlación de la secuencia sedimentaria del Neoproterozoico y Paleozoico fue realizada por Stewart et al.. (1984) y Longoria y Pérez (1979). La geología general pre-Jurásico distingue tres provincias: el norte de Sonora, la región de Caborca-Hermosillo y la región sur-centro de Sonora. Estas provincias se han incorporado en la literatura moderna dentro del modelo de terrenos tectonoestratigráficos (Figura 1-recuadro), correspondiendo repectivamente a los terrenos Norteamérica, Caborca (o Seri) y Cortés (Campa y Coney, 1983; Sedlock et al.., 1993).

2.1. Terreno Caborca

Las unidades más características de la región Caborca-Hermosillo pertenecen al Neoproterozoico y Paleozoico. Aquí la geología pre-Mesozoico consiste en carbonatos y rocas siliciclásticas, consideradas parte de la secuencia miogeosinclinal cordillerana expuesta a lo largo del borde oeste de Norteamérica. La secuencia descansa discordante sobre el basamento Proterozoico, tiene un espesor estimado de 3.3 km y fue depositada en ambientes someros de plataforma en la margen pasiva de Laurencia desarrollada después del rompimiento del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico (Stewart et al.., 2002). Solo localmente se encuentran preservadas unidades del Paleozoico medio (Siluro-Devónico); también es aparente un hiatus en el Silúrico (Poole et al.., 2000) y existe una aparente discontinuidad en la región de Hermosillo que separa el Pérmico del resto de la secuencia (Stewart et al.., 1997). La secuencia miogeosinclinal cordillerana está plegada; los pliegues tienen vergencia hacia el E-NE y localmente cabalga secuencias mesozoicas (De Jong et al.., 1988). Esto ha llevado a estos autores a sugerir que la traza de la MMS está regionalmente cubierta por un cinturón de cabalgaduras de edad Cretácico. Rocas del Paleozoico superior en el terreno Caborca incluyen rocas carbonatadas del Devónico, Misisípico y Pensilvánico (Brunner, 1976; Stewart et al.., 1997) de ambientes de plataforma. En la Sierra Santa Teresa, cerca de Hermosillo (Figura 5) la secuencia del Paleozoico superior tiene más de 2000 m de espesor. Una secuencia siliciclástica de agua profunda de aproximadamente 600 m de espesor del Pérmico Inferior a medio puede representar depósitos de antepaís de un orógeno situado al sur en la paleogeografía actual o el desarrollo de una cuenca marginal por fallamiento transtensional (Stewart et al.., 1997). Sobre la secuencia del Paleozoico descansa discordantemente una sucesión mesozoica de ambientes transicionales y marinos (Formación Santa Rosa y secuencias equivalentes, González-León, 1980). La discordancia entre las secuencias Mesozoico y Paleozoico no está bien expuesta excepto quizás en localidades en el este del Cerro Pozos de Serna (Calmus et al.., 1997, Lucas et al.., 1999), al sur del cerro El Rajón (Stewart et al.., 1984), en Sierra Santa Rosa (Hardy, 1981) y quizá en la región de Rancho Placeritos (Poole et al.., 2000, Figura 5).

En su definición original, la Formación Antimonio tiene un espesor de 3 a 4 km (González-León, 1980). La unidad fue subdividida por este autor en un miembro inferior del Tríásico y un miembro superior Jurásico. Del miembro inferior Lucas y Estep (1999) han identificado una fauna de amonitas con un rango de edad del Spathiano (Triásico inferior) al Nórico. En ese trabajo, Lucas y Estep (1999)
revisan la estratigrafía y restringen el uso de Formación Antimonio al miembro inferior de González-León (1980) con una edad del Spathiano al Cárnico; éste intervalo es principalmente siliciclástico (limolitas rojas y areniscas finas) con intercalaciones de caliza bioclástica. Además contiene conglomerados con clastos de cuarcita y areniscas con petrofacies que indican una fuente cristalina continental (Stanley y González-León, 1995). El ambiente de depósito es marino profundo y gradúa a un ambiente somero en la parte superior; los conglomerados se interpretan como depósitos de talud. Lucas y Estep (1999) asignan facies marinas someras de la parte alta del miembro inferior sensu González-León (1980) a la Formación Río Asunción, la cual está marcada por intervalos de caliza y arenisca con faunas del Nórico al Jurásico Inferior. Una secuencia jurásica que fue originalmente asignada al miembro superior de la Formación Antimonio es re-asignado por Lucas y Estep (1999) a la Formación Santa Rosa (Hardy, 1981). Esta secuencia contiene abundante fauna del Liásico, posiblemente alcanzando en edad el Pliesbachiano (Stanley y González-León, 1995). La Formación Santa Rosa (sensu Lucas y Estep, 1999) fue derivada de la erosión de un terreno volcano-plutónico y consiste en facies de cuenca dominadas por siliciclásticos. Ambientes marinos y transicionales son característicos de la Formación Río Asunción y ambientes fluviales de alta energía se podrían aplicar a un intervalo muy característico en su base que está dominado por conglomerados con abundantes clastos de cuarzo metamórfico, aunque clastos de cuarcita, pedernal y pórfido granítico también están presentes. La secuencia jurásica de la sierra del Álamo, así como unidades equivalentes en el NW de Sonora, en Pozos de Serna (Calmus et al.., 1997; Lucas et al.., 1999) y en la Sierra Santa Rosa (Hardy, 1981) están caracterizados por facies turbidíticas que indican ambientes profundos. Otras secuencias posiblemente correlacionables con la secuencia Mesozoica inferior de la región de Caborca afloran en las sierras de López, Santa Teresa y La Flojera (en la región de Hermosillo, Lucas y González-León, 1994; Stewart et al.., 1997), y en el cerro El Rajón al este de Caborca (Figura 5; Longoria y Pérez, 1979) donde la componente volcánica es relativamente importante.

El ambiente tectónico de la Formación Santa Rosa en la sierra del Álamo y la Sierra Santa Rosa es probablemente una cuenca de pre-arco desarrollada entre un arco volcánico continental y un complejo de trinchera (González-León, 1997). La aparente ausencia de depósitos de ambientes tectónicos pre-arco y de trinchera al sur de la traza hipotética de la MMS, fue interpretada por Silver y Anderson (1974) como evidencia de que la margen sur del arco continental Jurásico del norte de Sonora fue truncado por la MMS. Esta interpretación debe ser entonces revisada.

2.2. Terreno Cortés

En el centro y este de Sonora, las rocas del Paleozoico consisten de facies eugeosinclinales, de agua profunda, que incluyen rocas silicilásticas, carbonatos y pedernal intercaladas con escasas rocas volcánicas, (Stewart et al.., 1990). La secuencia está bien expuesta en el área de Barita de Sonora y la Sierra El Aliso, Cerro Cobachi y Sierra El Encinal (Figura 1). La base de la secuencia no se conoce, pero las rocas más antiguas son del Ordovícico. Las facies de ambientes profundos afloran en un cinturón de aproximadamente 140 km de largo y unos 50 km de ancho (Stewart et al.., 1990). Este cinturón consiste en al menos dos asociaciones de facies, que son en parte similares y en parte distintas a las facies eugeosinclinales de la Cordillera Norteamericana. En la región de Barita de Sonora, la secuencia tiene un espesor mínimo de 700 m. La secuencia consiste en: (1) lutita con graptolites y calizas profundas del Ordovícico Inferior y Medio; (2) pedernal bandeado, lutita y dolomita del Ordovícico Superior; (3) pedernal, lutita arenisca y barita el Devónico; (4) caliza del Misisípico inferior; (5) conglomerado, pedernal y lutita del Misisípico superior; y (6) pedernal, limolita, barita y arenisca del Pensilvánico (Poole et al.., 2000). Facies eugeosinclinales también han sido reconocidas en Isla Tiburón y en Baja California.

El abrupto cambio de facies someras de plataforma a facies de agua profunda en rocas del Pérmico Inferior que sobreyacen la secuencia miogeosinclinal se ha interpretado como evidencia del emplazamiento del “alóctono sonorense”, es decir la acreción de las unidades eugeosinclinales del terreno Cortés sobre la margen del terreno Caborca (Stewart et al.., 1997). Afloramientos de rocas de facies profundas del Pérmico (Formación Monos) en el NW de Sonora en la sierra del Álamo, son anómalos en el sentido que no existen facies similares en el noroeste de Sonora. El trabajo de Valencia-Moreno et al.. (1999) sobre la firma isotópica de granitoides laramídicos sugiere que el terreno Cortés cabalga al margen del terreno Caborca.

La secuencia eugeosinclinal fue cubierta en discor- dancia por rocas siliciclásticas continentales del Grupo Barranca del Triásico, después de su cabalgamiento sobre el miogeosinclinal. El Grupo Barranca comprende una unidad de lechos rojos continentales de edad pre-Cárnico superior, asignada a la Formación Arrayanes, una unidad ciclotémica con capas de carbón e intercalaciones marinas de edad Cárnico superior, asignada a la Formación Santa Clara, y una unidad de potente espesor de conglomerados de la Formación Coyotes (Stewart y Roldán-Quintana, 1991). El Grupo Barranca se depositó en ambientes fluviales, deltaicos y marinos someros, excepto la Formación Coyotes que se formó en abanicos aluviales y cubre en dicordancia erosional a la Formación Santa Clara. La Formación Coyotes es una posible liga estratigráfica entre depósitos post-Triásico sobre Sonora, ya que afloramientos de conglomerado dominado por clastos decimétricos a centimétricos de cuarcitas afloran desde Sonoita, en el extremo NW de Sonora, hasta el límite oriental de los afloramientos del Grupo Barranca en el centro-este de Sonora.

2.3. Bloque Norteamérica

En el norte de Sonora, el basamento Paleoproterozoico aflora esporádicamente y consiste principalmente de esquistos y rocas metavolcánicas asociadas, intrusionadas por granitoides del Mesoproterozoico (1.4 y 1.1 Ga). La cubierta sedimentaria en el norte de Sonora es de menor espesor que en la región de Caborca y consiste principalmente de facies cratonales y de plataforma que afloran escasamente (Krieger, 1961; Anderson y Silver, 1977) y están representadas por la Cuarcita Bolsa y carbonatos de la Formación Abrigo. La sucesión del Paleozoico superior es similar a la que aflora en el norte de Chihuahua y sur de Arizona.

Sobre la cubierta paleozoica e intrusionando esta se- cuencia existen rocas volcánicas y plutónicas de Jurásico Medio y Superior que se consideran como una extensión del arco Jurásico continental del sur de Arizona. En la región SW de Arizona y NW de Sonora rocas del basamento y rocas del Paleozoico afloran escasamente, por lo que rocas de esta región se asignan al terreno Pápago (Haxel et al.., 1984; Tosdal et al.. 1989). La secuencia incluye rocas piroclásticas, volcanoclásticas, fanglomerados, tobas y derrames; en su parte sur contiene también rocas sedimentarias entre las cuáles dominan conglomerados volcánicos y carbonatos. Las rocas volcánicas varían en composición de ácida a intermedia; este arco se construyó claramente sobre un basamento continental. La secuencia volcánica jurásica ha sido cartografiada y descrita en Sonora por Corona (1979), Nourse (1995), Rodríguez-Castañeda (1984; 1994) e Iriondo (2001); y por Haxel et al.. (1984) y Tosdal et al.. (1989) en Arizona. La secuencia aflora extensamente en las sierras al norte de Caborca y al norte de Santa Ana, aun si comúnmente está afectada por intensa deformación y metamorfismo del Cretácico Superior y terciario medio. De acuerdo con Anderson y Nourse (1998), porciones del arco Jurásico fueron cortadas por fallas de orientación NW-SE en el Jurásico Tardío, paralelas a la MMS, formando cuencas alargadas y rellenadas por conglomerados sintectónicos y rocas sedimentarias marinas del Cretácico Inferior (Grupo Bisbee y secuencias correlacionables).

2.4. Estratigrafía y tectónica post-Jurásico

En el norte de Sonora, pero sobre rocas de los terrenos Norteamérica y Caborca, se encuentra una secuencia continental, transicional y marina somera del Jurásico Superior y Cretácico Inferior que se asigna al Grupo Bisbee y a unidades parcialmente equivalentes (como las formaciones Cerro del Oro, El Represo, Arroyo Sasabe, etc.; González León y Lucas, 1995; Jacques-Ayala et al.., 1990; entre otras). El Grupo Bisbee es una unidad de gran distribución en Sonora, Arizona y Nuevo México y se interpreta como una secuencia depositada en ambientes extensionales de tras-arco. Litologías comunes son conglomerado de rocas volcánicas, arenisca y lutita roja, carbonatos y localmente rocas volcánicas. Es notable la baja frecuencia de clastos derivados del basamento cristalino o las secuencias marinas del Neoproterozoico y Paleozoico (Jacques-Ayala, 1995) a pesar de que estudios de paleocorrientes indican fuentes hacia el sur. Sobre la secuencia Cretácico Inferior son comunes los depósitos de rocas volcánicas de composición intermedia (Jacques-Ayala et al.., 1990), que además afloran extensamente en el centro y este de Sonora donde se asignan a las formaciones la Palma y Tarahumara (Amaya-Martínez et al.., 1993; García y Barragán y Jacques-Ayala, 1993).

Tanto las rocas del Grupo Bisbee como las unidades más antiguas están intrusionadas por rocas plutónicas. Es posible reconocer stocks y cuerpos subvolcánicos que varían de dimensiones pequeñas a medianas en el Cretácico Superior y grandes cuerpos batolíticos en el terciario inferior; inicialmente estas rocas fueron incluidas en el llamado batolito laramídico (Damon et al.., 1983) y fueron emplazados entre 90 y 40 Ma. La gran mayoría son granitoides de la serie calcialcalina, e incluyen granitos peraluminosos de dos micas. Los batolitos, tipificados por el intrusivo de Aconchi (Figura 5), afloran generalmente en sierras alargadas en la dirección norte-sur producto de la tectónica extensional del terciario.

De Jong et al.. (1988) reconocen un evento compresivo del Cretácico medio, que no afecta a cuerpos de granodiorita con edades ca. 80 Ma en la Sierra La Víbora al este de Caborca (Figura 5). La deformación de esta edad se asigna a la Orogenia Sevier del oeste de Estados Unidos. Una deformación del Cretácico Tardío a terciario temprano ha sido identificada en el sur de Arizona, en el extremo NW de Sonora y en la región de Altar (Hayama et al.., 1984; Damon et al.., 1962; Iriondo, 2001); en estas regiones son evidentes el metamorfismo y la deformación dúctil que afecta principalmente a rocas de la secuencia del arco jurásico continental y del Grupo Bisbee. Rocas metamórficas resultado de este evento se asignan al Esquisto Altar y podrían representar la extensión SW del Esquisto Orocopia de California (Jacques-Ayala y De Jong, 1996). De hecho, parte del área general entre Altar y Sonoita corresponde a un cinturón metamórfico de bajo grado, del que alguna vez se especuló una única relación con la actividad jurásica de la MMS. Sin embargo, el hecho de que el protolito de esa secuencia metamórfica (Esquisto Altar) es localmente del Cretácico Tardío (García y Barragán et al.., 1998) invalida esa interpretación. Este cinturón tiene importancia económica ya que contiene mineralización de oro en zonas de cizalla (Clark, 1998; Iriondo y Atkinson, 2000). En el este de Sonora, en la región de Sahuaripa, Pubellier et al.. (1995) reconocen un sistema de cabalgamientos de Cretácico medio. La deformación del Cretácico Tardío es parcialmente contemporánea al depósito de la Formación Tarahumara y unidades correlacionables. En el noreste de Sonora, en la Cuenca de Cabullona, la deformación compresiva afectó a rocas del Cretácico Superior y semeja en estilo a la deformación de basamanto de edad Laramide de las montañas Rocosas (González-León y Lawton, 1995).

Los principales eventos del terciario son: (1) el empla- zamiento de rocas volcánicas ácidas de la Sierra Madre Occidental; (2) el desarrollo de complejos de núcleo metamórfico (Nourse, 1990; 1995); y (3) extensión tipo provincia de Cuencas y Sierras – también ligada a la apertura de la Provincia extensional del Golfo de California (Henry y Aranda-Gómez, 2000). Aunque la geología del terciario está fuera del alcance de este trabajo, es necesario considerar los efectos de dicha actividad. Es importante mencionar, por ejemplo, que la fábrica tectónica impuesta en rocas del Precámbrico al Mesozoico por la contracción laramídica y la extensión de tipo de complejo de núcleo metamórfico complica la interpretación de estas secuencias expuestas a lo largo de la traza hipotética de la MMS, al norte y este de Caborca, así como en la región de Opodepe.

3. Discusión de la evidencia geológica de la megacizalla Mojave-Sonora

3.1. Yuxtaposición de provincias de basamento precámbrico

Como mencionamos anteriormente, rocas metavolcáni- cas y metasedimentarias en facies de anfibolita a esquistos verdes y asignadas al Complejo Bámuri están cortadas por intrusivos de composición calcialcalina con edades de cristalización del Paleoproterozoico entre 1.71 y 1.75 Ga (Anderson y Silver, 1981). Las edades de metamorfismo de la secuencia varían alrededor de 1.66 Ga; granitos de 1.4 y 1.1 Ga intrusionaron localmente la secuencia metamórfica y no están deformados o metamorfizados (Anderson y Silver, 1981). Este basamento contrasta con rocas expuestas en el norte de Sonora, que tienen edades de cristalización en el rango de 1.6 a 1.7 Ga (Figura 1). Un modelo simplista de la distribución de provincias de basamento en el norte de México que se esperaría de acuerdo con el modelo de la MMS se muestra en la Figura 6.

Las series del basamento metamórfico de Sonora no han sido estudiadas en detalle, pero se interpretan como secuencias de arco volcánico acrecionadas al cratón de Norteamérica por comparación con series mejor estudiadas en Arizona y Nuevo México. La clave de la correlación del basamento del terreno Caborca con la provincia Mojave del sur de California es una serie de observaciones que sugieren que este arco se desarrolló sobre una corteza más antigua, es decir el magmatismo incorporó elementos de una corteza del Arqueano. En el único trabajo detallado del basamento Precámbrico del terreno Caborca, en Quitovac en el extremo NW de Sonora (Figura 5; Iriondo et al.., 2004) se reportan edades de cristalización para el basamento al sur de la traza de la MMS, basado en geocronología U-Pb de circones, en el rango entre 1.78 y 1.69 Ga. La herencia de corteza más antigua en los granitoides del terreno Caborca no es evidente en circones antiguos, pero quizá sí lo sea con base en los valores de εNd observados (entre +0.6 y +2.6) y edades modelo de Nd entre 2.07 y 1.88 Ga. Las relaciones isotópicas de Pb en rocas del basamento del terreno Caborca de la región de Quitovac no permiten relacionarlas de manera directa con la provincia Mojave (Iriondo et al.., 2004). Estos autores asignan el basamento del terreno Caborca de la región de Quitovac a la transición entre las provincias Mojave y Yavapai.

En marcado contraste con el terreno Caborca, el basamento en el noreste de Sonora se puede correlacionar con la serie Esquisto el Pinal del basamento del sur de Arizona, el cual es asignado a la provincia Mazatzal (Silver, 1965). El basamento Precámbrico del norte de Sonora aflora en localidades aisladas cerca de Cananea, en Sierra San José, Sierra Los Ajos, Nacozari y Anibacochi. Las litologías dominantes son esquistos de muscovita. Este basamento en México se conoce aún con menos detalle que el Complejo Bámuri, pero se asumen edades de cristalización entre 1.6 y 1.7 Ga similares a las observadas en Arizona (Anderson y Silver, 1981; Anderson y Silver, 1977; Karlstrom y
Williams, 1995).

En la región de Quitovac, el basamento del terreno Caborca está yuxtapuesto por fallas dúctiles de edad Cretácico Tardío-terciario temprano a un basamento que Iriondo et al.. (2004) describen como terreno “Norteamérica” (Provincia Mazatzal). El rango de edades de cristalización que sugiere la geocronología U-Pb de circones es de 1.71 Ga a 1.66 Ga. El traslape entre las edades de basamento del terreno Norteamérica y el terreno Caborca demuestra que la diferenciación de terrenos en esta sola base, como sugieren Silver y Anderson (1974) en su argumento original que define la MMS, no es posible. Estas rocas del terreno Norteamérica están caracterizadas por valores de εNd más empobrecidos (+3.4 a +3.9) y edades modelo de Nd de 1.8 a 1.74 Ga, también similares a las de la provincia Mazatzal en Arizona.

En resumen, la yuxtaposición de provincias precámbricas distintas en Sonora parece indiscutible, pero la asociación del basamento Caborca a la provincia Mojave no está plenamente demostrada con los datos existentes, ya que podría asociarse también a la zona de transición entre las provincias Mojave y Yavapai, y trabajos más detallados podrán demostrar que el basamento del terreno Caborca es un basamento con componentes de ambas provincias (Figura 7).

3.2. Desplazamiento de la secuencia miogeosinclinal cordillerana

La secuencia miogeosinclinal cordillerana aflora extensamente en la región de Caborca. Es formalmente asignada a 14 formaciones (Figura 8) que consisten principalmente de rocas carbonatadas, cuarcitas ultramaduras y rocas siliciclásticas de grano fino. La secuencia sedimentaria
del Neoproterozoico no contiene fósiles que permitan determinar su edad con precisión; la secuencia descansa en discordancia erosional sobre el basamento precámbrico cerca del rancho Aibó al SW de Caborca (Granito Aibó; 1.1 Ga; Damon et al.., 1962). Aquí la secuencia cubre diques de diabasa que producen edades K-Ar ca. 900 Ma (Damon et al.., 1962), edad máxima de la secuencia sedimentaria. Rocas del Paleozoico inferior incluyen la Cuarcita Proveedora y la Formación Puerto Blanco, con faunas del Cámbrico inferior y Cámbrico medio (Cooper et al.., 1952). La Cuarcita Proveedora del NW y centro de Sonora permite correlacionar la secuencia de Caborca con el este de California y Nevada, donde su equivalente por posición estratigráfica es la Cuarcita Zabriskie (Figura 8). De igual manera, una unidad informal dentro de la Formación Johnnie, la oolita Johnnie, del Neoproterozoico se puede identificar en la Formación Clemente del terreno Caborca. Ketner (1986) también identifica la Cuarcita Eureka, del Ordovícico Medio de California y Nevada, en la región de Cerro Cobachi en el terreno Cortés de Sonora central (Figura 1), donde informalmente se conoce como la Cuarcita Peña Blanca. Cabe notar, sin embargo, que la edad de la cuarcita Peña Blanca no está bien determinada. La terminación abrupta de isopacas de la Cuarcita Eureka en la región este de California apoya la hipótesis de que posterior a su depósito, esta unidad fue removida tectónicamente de su posición original en el este de California. Ketner (1986) sugiere que la Cuarcita Eureka se encuentra hoy desplazada en el terreno Caborca. La notable semejanza en tamaño de grano y composición mineral sugiere también que la cuarcita Eureka y la cuarcita Peña Blanca son la misma unidad. No obstante, la correlación entre estas unidades indica un desplazamiento del terreno Caborca de aproximadamente 1,200 km. Así pues, no sólo las sucesiones de Caborca y el este de California son correlacionables, sino también unidades individuales comparables existen en ambas sucesiones. Stewart (2003) señala otros elem-entos que ligan la sucesión de Caborca a la Cordillera: la distribución de diamictitas del Neoproterozoico, la distribución de arqueociátidos del Cámbrico Temprano y depósitos del Ordovícico y Devónico de barita estratificada en el alóctono de las Montañas Roberts (Figura 9) y en el alóctono Sonorense. Una prueba esencial para demostrar que la secuencia miogeosinclinal está desplazada, y no una secuencia que envuelve una saliente del cratón, es determinar la tendencia de los patrones estratigráficos (cambios de facies, variaciones de espesor, etc.). En la Cordillera estos tienen una tendencia general norte-noreste (actual), mientras que en Caborca no existen suficientes datos para establecer esos patrones con precisión. Stewart (2003) sugiere que los datos existentes indican una tendencia norte-sur, apoyando la hipótesis de que la secuencia está desplazada. Sin embargo, la restauración de cerca de 40o de rotación post-Jurásico Medio determinada por métodos paleomagnéticos (Molina-Garza y Geissman, 1999) haría la tendencia NW-SE, así apoyando la hipótesis de que la secuencia es autóctona y envuelve una saliente del cratón.

El reconocimiento de facies de agua somera, cratonales de poco espesor, en el extremo noreste de Sonora, facies de agua somera miogeosinclinales de gran espesor en la región noroeste y central del estado y facies eugeosinclinales de aguas profundas de espesor variable en la parte sur y central del estado es una observación similar a relaciones observadas a lo largo de la cordillera oeste de Norteamérica (Stewart et al.., 1984) y sugieren una paleogeografía que no requiere fallamiento importante de la margen SW de Norteamérica. Sin embargo, las facies transicionales entre facies cratonales y facies de plataforma no han sido reconocidas en Sonora. En partes de Sonora que han sido cartografiadas en suficiente detalle, facies eugeosinclinales ocurren estructuralmente bajo la secuencia miogeosinclinal (Ketner y Noll, 1987) o las secuencias están yuxtapuestas por fallas. La yuxtaposición de las secuencias miogeosinclinal y eugeosinclinal en Sonora ocurrió antes del depósito
del Grupo Barranca del Triásico superior.

Si bien la estratigrafía de la secuencia miogeosinclinal permite hacer correlaciones directas, Stewart et al.. (1990) también hacen notar que no todas las correlaciones son perfectas. La formación Dunderberg Shale, con una amplia distribución en el este de California y el sur de Nevada, con una edad del Cámbrico Superior, no ha sido reconocida en la secuencia del terreno Caborca. Las unidades más jóvenes de la secuencia del Cámbrico en Caborca son las formaciones Abreojos y el Tren, del Cámbrico medio.

Las facies de plataforma del Silúrico en la porción centro-oeste de Sonora (e. g., el área Rancho Placeritos, al oeste de Hermosillo) tienen un significado importante ya que podrían representar la continuación de un cinturón que envuelve el cratón de Norteamérica desde el sur de Texas, a través de Chihuahua y hasta Sonora (Poole et al.., 2000). Reconstruir estas facies al NW, de acuerdo con el modelo del MMS, resultaría en una brecha o hueco al oeste de los afloramientos del centro de Chihuahua.

Trabajo reciente en el norte de Sonora y sur de Arizona sugiere que la sucesión cámbrica de Caborca es un terreno autóctono. De acuerdo con Strickland y Middleton (2000) la secuencia cámbrica representa los depósitos en una entrante sobre una margen continua que envuelve el sur del cratón. Los patrones generales de depósito de la Cuarcita Bolsa y la Formación Abrigo, en el norte de Sonora, sugieren que esta entrante se abría hacia el SW durante el Cámbrico medio. Los depósitos de la región de Caborca en esta pa- leogeografía representan una continuación con facies más profundas (Strickland y Middleton, 2000). Cabe además mencionar que las poblaciones de circones detríticos en la Cuarcita Bolsa y la Cuarcita Proveedora son indistinguibles (Kurtz et al.., 1998). En especial, estas unidades compar- ten la predominancia de circones ca. 1.1 Ga (n=14 de 21 circones analizados en las Cuarcita Bolsa, además de tres granos ca. 1.2 Ga); esto distingue la Cuarcita Provedora y la Cuarcita Bolsa de cuarcitas en el este de California y sugiere que el terreno Caborca es autóctono con respecto a Norteamérica.

Una secuencia que es aparentemente difícil de incorporar en los modelos que desplazan la secuencia miogeosinclinal, aflora en el Ejido Aquiles Cerdán, cerca de San Luis Río Colorado (Figura 6). Esta secuencia representa esencialmente las facies cratonales de la plataforma del Río Colorado, incluyendo el Grupo Supai, la Arenisca Coconino y la Caliza Kaibab (Leveille y Frost, 1984). La secuencia presenta metamorfismo en facies de esquistos verdes, aunque la edad del metamorfismo no se conoce en detalle. Si esta secuencia es autóctona, como lo sugiere su semejanza con las rocas del centro de Arizona, implica que una posible traza de la MMS debe pasar al sur de esta localidad (Stewart et al.., 1990).

3.3. Proveniencia de circones en cuarcitas

Una contribución reciente sobre la relación que guarda la secuencia miogeosinclinal de Caborca con el resto de la cordillera, está basada en la proveniencia de circones detríticos en las unidades de cuarcita contenidas en la columna estratigráfica (Gehrels y Stewart, 1998). Aunque las condiciones impuestas por la geología de la región y de los propios datos obtenidos por Gehrels y Stewart (1998) no permiten derivar conclusiones definitivas, algunas observaciones son importantes de mencionar. En el caso de la Cuarcita Proveedora del Cámbrico, por ejemplo, los circones son derivados principalmente de rocas cristalinas de ca. 1.1 Ga, de 1.40-1.45 Ga, y de 1.6 a 1.8 Ga, de mayor a menor abundancia. La abundancia de circones ca. 1.1 Ga es notable (n=20 de 35 circones analizados, además de dos granos de ~1.24 Ga; Gehrels y Stewart, 1998), ya que no existen fuentes importantes de circones en este rango de edad en el este de California y sur de Nevada. Gehrels y Stewart (1998) señalan que la proximidad de rocas de esta edad en Caborca (e. g. , Granito Aibó) puede indicar fuentes locales, más que una aportación importante de una fuente en la provincia Grenville. Sin embargo, los circones ca. 1.25 Ga en esta unidad y los circones en la Cuarcita Bolsa son probablemente derivados de la Provincia Grenville. Rocas de la provincia Grenville están más cercanas en la paleogeografía actual del terreno Caborca, e incluyen posibles fuentes en el sur de Texas y en Chihuahua.

Circones en sedimentos de edad Ordovícico Medio, colectados en la Sierra López, en rocas de la secuencia miogeosinclinal al oeste de Hermosillo (Figura 5) provienen de fuentes distantes. Estos circones muestran edades entre 1.77 y 2.07 Ga (9 muestras) y cinco más dan edades entre 2.47 y 2.90 Ga (Gehrels y Stewart, 1998). Para una cuarcita del Devónico Superior en la sección miogeosinclinal de Agua Verde (al norte de Mazatán, Figura 1) los grupos de edades principales son ~1.43 Ga (10 granos) y 1.62-1.78 (14 granos). Dos circones adicionales dan edades de 2.07 y 2.47 Ga. Estos resultados tampoco permiten hacer distinciones simples entre una paleogeografía del bloque Caborca en el sur Nevada y una paleogeografía cercana a su posición actual.

3.4. Secuencia eugeosinclinal

Una inconsistencia notable en el modelo de la MMS que mencionan Poole y Madrid (1988) y que posteriormente desarrollan Stewart et al.. (1990) involucra la estratigrafía y tiempo de deformación en la secuencia eugeosinclinal de Sonora central (terreno Cortés, Figura 10). Esta secuencia alóctona comparte muchos rasgos con las secuencias eugeosinclinales de la Cordillera de Norteamérica, incluyendo datos de proveniencia de circones, con una gran abundancia de circones con edades > 2.4 Ga y las asociaciones generales de facies. Con base en el conocimiento actual de las secuencias eugeosinclinales de Sonora y el oeste de Estados Unidos no es posible hacer argumentos que apoyen o invali- den la hipótesis de la MMS pues la edad del cabalgamiento del alóctono de las Montañas Roberts, en Nevada, no está bien definida y la misma orogenia Antler puede no haber ocurrido a un mismo tiempo a lo largo de la margen cordillerana. Pero a diferencia de las secuencias eugeosinclinales de Nevada, que fueron yuxtapuestas durante el Paleozoico medio, las secuencias eugeosinclinal y miogeosinclinal de Sonora central fueron puestas en contacto en el Pérmico (Stewart et al.., 1990; Stewart et al.., 1997). Poole y Madrid (1988) señalan también que existe una relación entre las secuencias del alóctono Sonorense y el orógeno Ouachita en el oeste de Texas. Esta idea se apoya en la tendencia general SW de facies en Texas y la supuesta continuación con orientación este-oeste en Sonora.

En un artículo reciente, Poole et al.. (manuscrito en revisión) desarrollan la idea de que el cinturón Ouachita- Marathon se extiende al oeste desde su aparente terminación en la región del Big Bend en Texas, hacia Sonora central. Estos autores interpretan facies y estructuras a lo largo de la margen sur de Laurencia como resultado de una colisión oblicua y diacrónica, en la que las facies de antefosa y los depocentros de cuencas de antepaís se hacen progresivamente más jóvenes hacia el oeste. De acuerdo con el modelo de colisión de Poole et al.. (op. cit.) la deformación a lo largo de la margen inició en el Misisípico, y culmina en el Pensilvánico tardío en el segmento Ouachita, en el Pérmico temprano en el segmento Marathon y en el Pérmico tardío en Sonora. Esta diferencia de edades se interpreta como resultado de la rotación antihoraria progresiva de Gondwana durante la colisión. A su vez, la participación del alóctono Sonorense en la orogenia Ouachita requiere una paleogeografía cercana a la actual durante el Paleozoico tardío.

3.5. Comparación de las secuencias marinas del Paleozoico superior del centro-este de California y el terreno Caborca

En el Paleozoico Superior se desarrollaron impor- tantes plataformas calcáreas en la margen suroeste de Norteamérica. En el noreste de Sonora, esta secuencia está representada por las formaciones Escabrosa, Horquilla, El Tigre, Earp y Epitaph del Carbonífero al Pérmico, y que son unidades bien reconocidas en el norte de Chihuahua, en Arizona y en Nuevo México. En el terreno Caborca, la secuencia está representada por una sucesión de 7 uni- dades informales expuestas en la sierra de Santa Teresa, cerca de Hermosillo (Stewart et al.., 1997). La sucesión consiste en aproximadamente 1,500 m de facies someras de caliza de plataforma (lodolitas calcáreas, y en menor proporción wackestones y packstones) del Misisípico Tardío al Pensilvánico Medio, un hiatus del Pensilvánico Tardío y Wolfcampiano, 100 m de packstone de fusulínidos y fragmentos de briozoarios del leonardiano y 600 m de limolita calcárea, arenisca fina y calcarenita del leonardiano a Guadalupiano. Esta sucesión contrasta con el Paleozoico Superior de las Montañas Inyo (Stevens y Stone, 1988), que está caracterizado, por ejemplo, por lutita del Misisípico, arenisca calcárea y limolita bioclástica calcárea del Pensilvánico, una sección expandida (2,000 m) del Wolfcampiano de limolita calcárea, calcarenita, conglomerado de caliza y caliza bioclástica del leonardiano a su vez cubiertas por rocas siliciclásticas (Figura 9).

3.6. Correlación de la secuencia marina triásica del NW de Sonora con la provincia marina del Mesozoico de Nevada

Stanley y González-León (1995) han sugerido que las formaciones Antimonio y Río Asunción, del Triásico Inferior-Jurásico Medio (González-León, 1980; Lucas y Estep, 1999), expuestas en la sierra del Álamo Muerto, al oeste de Caborca (Figuras 6 y 10) se pueden correlacionar con la secuencia de la provincia marina del Triásico- Jurásico del centro de Nevada (formaciones Luning y Gabbs; Oldow, 1984; Oldow et al.., 1993).

En la región de la sierra del Álamo, la Formación Antimonio sobreyace la Formación Monos, que consiste en calizas con fusulínidos gigantes característicos de terre- nos alóctonos de la Cordillera, como el terreno Klamath del norte de California. González-León y Stanley (1993) propusieron incluir rocas de la Formación Antimonio y la Formación Monos en el terreno Antimonio, el cual se ha interpretado como alóctono con respecto a la secuencia miogeosinclinal de Caborca (González-León, 1995; Molina-Garza y Geissman, 1996). La aloctonía no se puede demostrar claramente por la presencia de una sutura, pero Lucas y Estep (1999) muestran que las secuencias Río Asunción y Santa Rosa cabalgan la Formación Antimonio. Con base en la correlación de las secuencias triásicas marinas González-León y Stanley (1993) sugieren que el terreno Antimonio es un fragmento de la cuenca marina mesozoica de Nevada desplazado 1,000 km hasta alcanzar su posición actual.

La secuencia basal siliciclástica gruesa de la Formación Río Asunción (conglomerados de cuarcita y cuarzo metamórfico) se inserta entre dos niveles con fauna de amonitas del Hettangiano y del Sinemuriano. Esta misma unidad de conglomerado se ha reconocido en Pozos de Serna, en Sierra Santa Rosa, en Sierra Santa Teresa, (Figura 5) y es posiblemente equivalente a la Formación Coyotes del Grupo Barranca que descansa sobre las secuencias mioclinal y eugeosinclinal del centro posible que se extiendan hasta la región de Quitovac en el extremo noroeste de Sonora. Eso sugiere que la aloctonía de un supuesto terreno Antimonio solo sería válida para un tiempo anterior al Jurásico Medio. Esto es porque los conglomerados liásicos de cuarcita yacen sobre secuencias autóctonas con respecto al terreno Caborca en varias localidades (e. g., Calmus et al.., 1997).

La correlación entre la secuencia Luning en Nevada y la secuencia de la sierra del Álamo en Sonora está basada, sin embargo, en una fauna arrecifal subtropical de aguas someras del Nórico que carece de provincialismo diagnóstico. Esta fauna está presente en la cima del miembro inferior y contiene taxa de corales, esponjas, bivalvos y cefalópodos con afinidades que permiten asociarla igualmente a faunas del Nórico en la provincia marina del Mesozoico del centro-oeste de Nevada, el norte de Perú o la región occidental de Tethys; aun si el mayor número de taxa que comparte la Secuencia de la sierra del Álamo es con la provincia marina del Mesozoico de Nevada. La secuencia de la sierra del Álamo también contiene taxa comunes a faunas del Nórico en los terrenos Klamath Oriental y Stikinia. Stanley y González-León (1995) sugieren que espesores y litofacies en la secuencia de la sierra del Álamo se comparan favorablemente con la secuencia en Nevada. Por ejemplo, tanto en Sonora como en Nevada las secuencias contienen intervalos distintivos de calizas en el Nórico. La sucesión de Nevada contiene, sin embargo, una sección expandida del Nórico Medio e Inferior, con importantes espesores de carbonatos en comparación con la secuencia de la sierra del Álamo en donde la misma sección es de menor espesor y está representada principalmente por siliciclásticos.

Revisiones recientes de la zonación de amonoideos en la secuencia de la sierra del Álamo (Gómez-Luna y Martínez-Cortés, 1997; Lucas y Estep, 1999) no apoyan la correlación de Stanley y González-León (1995). Oldow et al.. (1993) señalan que las rocas más antiguas en la asociación Lunning son del Triásico Medio (Ladiniano), mientras que Lucas y Estep (1999) reconocen amonitas del Smithiano y Spathiano (Triásico Inferior) en la parte basal de la Formación Antimonio. La fauna de amonoideos de la secuencia de la sierra del Álamo incluye además componentes de la biozona Dilleri (del Cárnico), las biozonas Suessi, Columbianus, Cordilleranus (del Nórico Superior) y la zona Crickmayi del Triásico más tardío (Rético). De acuerdo con Stanley y González-León (1995) esta fauna asemeja la reportada para la parte media de la Formación Gabbs en el centro-oeste de Nevada. Cabe notar que la secuencia mesozoica marina de Nevada contiene una unidad correlacionable con el nivel siliciclástico grueso de la base de la Formación Río Asunción. Sin embargo, litológicamente la Formación Dunlap y la secuencia de la sierra del Álamo no guardan gran semejanza; existe una mayor abundancia de carbonatos de facies someras en la secuencia Liásica de Nevada mientras que estas facies son escasas en el NW de Sonora.

En su correlación de las secuencias de la sierra del Álamo y Nevada, Stanley y González-León (1995) señalan que la fauna de amonoideos característicos de la Zona Crickmayi asemeja una previamente reportada de la Formación Gabbs; al referirse a amonoideos de la Zona Dilleri señalan su afinidad con la fauna de la Caliza Hosselkus de California. Amonoideos de la Zona Dilleri, del Cárnico tardío, ocurren en la sierra del Álamo en facies de estratos delgados de micrita, caliza bioclástica y arenisca de grano fino, interpretadas como facies marinas profundas (González-León et al.., 1996). Sobre este intervalo afloran arenisca, limolita y en menor abundancia caliza, culminando con un intervalo de carbonatos impuros (biostromas), interestratificados con lutita. Cerca de la base de este paquete existe una fauna del Nórico Medio y Superior, indicativa de la Zona Columbianus, y en su parte superior existen amonoideos del Nórico Superior (Zonas Columbianus o Cordilleranus, del Nórico Superior inferior). Sobre este paquete se encuentran géneros representativos de la Zona Amoenum, sobreyacidos por facies de caliza bioclástica, caliza impura y limolita con una fauna del Nórico Superior (Zona Crickmayi) y por encima de este paquete se colectaron amonoideos del Hettangiano Tardío.

Rocas de la Asociación Luning se definieron originalmente en la parte central de las Montañas Pilot, en Nevada, como una secuencia de dolomita oscura, caliza, argilita y lutita, interestratificada con rocas clásticas gruesas. En las Montañas Shoshone se reconocieron tres asociaciones de amonoideos: la fauna “Carnites”, del Cárnico; sobreyaciendo concordantemente, existe una fauna característica de la Zona Tropites (Subzona Tropites welleri), del Cárnico Tardío y por último la fauna de Guembelites, del Cárnico Tardío-Nórico temprano (Muller et al.., 1936). La zona Guembelites fue referida por Silberling y Tozer (1968) a la Zona Kerri. Por su parte, la Formación Gabbs se definió como lutita y limolita interestratificadas con caliza negra sobreyacida por caliza bioclástica arenosa-arcillosa. La fauna de los estratos inferiores es del Nórico tardío, asignada por Silberling y Tozer (1968) a la Zona Suessi, pero a su vez Tozer (1980) indica que la fauna de esta zona ocurre en todo el Nórico tardío y asignó las capas basales de la Formación Gabbs a la Zona Amoenum. Las faunas de los miembros medio y superior fueron correlacionadas con la Zona Crickmayi (Tozer, 1980).

En la zonación estándar la Zona Dilleri se encuentra debajo de la Zona Welleri. En esta relación no existe una correspondencia entre las sucesiones en Nevada y la de la sierra del Álamo. Además, la secuencia en Nevada, en la Montañas Shoshone, es más completa que en Sonora, incluyendo en orden ascendente la zona Welleri, Macrolobatus, Kerri y Magnus (Gómez-Luna y Martínez-Cortés, 1997). Señalan también estos autores que los biostromas de Nevada (Montañas Pilot) que contienen la misma fauna de esponjas y corales de Sonora, ocurren entre las zonas Kerri y Magnus, mientras que en Sonora se restringen al intervalo (más joven) entre las zonas Columbianus y Cordilleranus. Esta últimas, no tienen representación equivalente en Nevada. Así, en base a la zonación de cefalópodos, Gómez-Luna y Martínez-Cortés (1997) no encuentran soporte para la correlación de Stanley y González-León (1995).

3.7. Deformación dúctil con orientación NW-SE que yuxtapone rocas volcánicas de edad Jurásico con un intrusivo triásico cerca de Sonoita, Sonora

Campbell y Anderson (1998, 2003) reportan la existencia de una zona de deformación dúctil en la Sierra Los Tanques, cerca de Sonoita en el norte de Sonora, que interpretan como la traza de la MMS (Figura 5). En esta región una ultramilonita bandeada y milonita de grano grueso desarrollada en granitos de biotita y muscovita, con foliación general vertical NW-SE y un espesor de 1 a 3 km, pone en contacto un granito de edad Triásico (U-Pb en circones) con un pórfido del Jurásico. La zona de deformación dúctil tiene una lineación subhorizontal que sugiere desplazamiento lateral, pero observaciones de los autores sugieren que los indicadores cinemáticos no son concluyentes a escala de afloramiento.

También, Caudillo-Sosa et al.. (1996) asocian un evento de transpresión que afectó rocas del basamento Proterozoico y rocas del arco volcánico jurásico, en la zona de Quitovac al SW de Sonoita, a la evolución de la MMS. Estos autores argumentan que granitoides Cretácicos no están afectados por la zona de deformación transpresiva. Iriondo (2001) sugiere que estos intrusivos, fechados por U-Pb en circones en aproximadamente 75 Ma, son afectados por deformación dúctil en esta zona de Quitovac. Además, aproximadamente 100 km al norte de Quitovac en las Montañas Comobabi y Baboquivari de Arizona, una deformación con estilo similar aimages/epoca04/5701/01/5701-(1)Molina_fig11.pngsociada a un metamorfismo regional, acompaña- dos de plutonismo, afectan rocas del Jurásico durante el Cretácico tardío y terciario temprano (Haxel et al.., 1984). En el Desierto de Altar, ~50 km al sur de Quitovac, rocas del Proterozoico cabalgan sobre rocas del arco Jurásico en la región norte de la costa del Mar de Cortés cerca de Puerto Peñasco (Calmus y Sosson, 1995).

Campbell y Anderson (1998) reportan que las milonitas de la región de Sonoita registran pliegues recumbentes y verticales. Localmente la lineación es semivertical, con indicadores que sugieren cabalgamientos al NE y SW. Estas estructuras compresionales se atribuyen a transpresión durante el Jurásico, con el desarrollo de una estructura en flor positiva. El problema principal de estas observaciones es determinar la edad de la deformación. En la región se ha identificado deformación dúctil que además del basamento Precámbrico y la cubierta volcánica del arco Jurásico del sur de Arizona y norte de Sonora, afecta granitoides del Cretácico (Iriondo, 2001; Haxel et al.., 1984). Más crítico aún para la propuesta de la milonita de Sonoita como parte del sistema MMS, un estudio estructural en la región de Quitovac, unos 20 km al sureste de la localidad de Sonoita, demuestra que las zonas de deformación dúctil registran principalmente un evento compresional Cretácico Tardío- terciario temprano y fueron basculadas en el terciario medio (Iriondo, 2001). La zona de cizalla expuesta cerca de Sonoita en la Sierra de los Tanques está alineada con una zona de deformación dúctil que corta un granitoide del Cretácico en la Sierra La Toñita (Iriondo, 2001), lo cual sugiere que se trata de una zona de deformación de edad Laramídica. Quizá existan reactivaciones de estructuras anteriores, pero lo que se puede asegurar es que estas deformaciones no son únicamente asociadas a la MSM como se ha planteado durante años.

3.8. Deformación dúctil en la región de Opodepe y otra evidencia estructural

En la región de Opodepe, al NE de Hermosillo (Figura 5), deformación dúctil y frágil ha sido también asociada a la MMS (Rodríguez-Castañeda, 1996). Las observaciones consisten en una foliación de orientación NE-SW y buzamientos >60°, con indicadores de desplazamiento diestro, que afecta a rocas del Proterozoico y que se interpretan como una estructura dúctil asociada a una falla antitética a la MMS. La edad jurásica de la falla, se interpreta con base en “consideraciones tectónicas regionales” (Rodríguez-Castañeda, 1996). La deformación se interpreta como anterior al emplazamiento de un granito alcalino de ~36 Ma, aunque el plutón también registra una fábrica NE-SW. Esta zona de milonitización podría estar asociada a una zona de deformación del terciario medio de tipo de complejo de núcleo metamórfico (metamorphic core-complex), por lo que separar una fábrica proterozoica, de una fábrica jurásica y a su vez de una fábrica terciara es difícil, si no imposible. Evidencia de un complejo de núcleo metamórfico en la región de Opodepe no es, sin embargo, del todo clara (Calmus et al.., 1997) y podría tratarse de una milonita de edad Precámbrico.

Quizá aún más especulativa es la inferencia de Araiza- Martínez (1998), que atribuye una fábrica gnéisica en rocas del Precámbrico que afloran cerca de Estación Llano, sobre la traza proyectada de la MMS, a deformación jurásica debida a la megacizalla misma. En esta región, en la mina de San Francisco, la misma deformación está asociada a metamorfismo en facies de anfibolita, por lo que es difícil pensar que toda la deformación fuese de edad jurásica. Este estudio es en realidad, un buen ejemplo de la influencia del modelo en el pensamiento geológico. No obstante, es una localidad importante porque gneises precámbricos, asigna- dos al Grupo San Francisco, afloran en contacto tectónico con rocas volcanoclásticas con metamorfismo de bajo grado asignadas al Jurásico Medio. Como en otras localidades en el norte de Sonora, el Precámbrico cabalga sobre rocas del arco jurásico. Aunque edades de metamorfismo en la región de Altar sugieren que el principal evento de deformación en esta región es terciario inferior o Cretácico (Hayama et al.., 1984), no existe evidencia de que este evento haya estado acompañado de metamorfismo en facies más altas que esquistos verdes.

3.9. Interpretación del Grupo Barranca como las facies deltaicas desplazadas del Grupo Chinle del SW de Norteamérica

Marzolf y Anderson (1996, 2000) han sugerido que el Grupo Barranca, del Triásico Superior en el centro de Sonora, fue desplazado de una posición original en el sur de Nevada. El Grupo Barranca fue interpretado como depósito de una cuenca de rift continental (e. g., Stewart y Roldán-Quintana, 1991) desarrollada sobre un orógeno Paleozoico tardío que involucró rocas de las secuencias miogeosinclinal y eugeosinclinal de Sonora. El depósito del Grupo Barranca en una cuenca alargarda delimitada por fallas normales, o una serie de cuencas con esas características, es difícil de demostrar; además las areniscas de la secuencia son relativamente maduras con abundante cuarzo y carece de rocas volcánicas con firmas típicas de zona de rift. Aun si la Formación Santa Clara del Grupo Barranca contiene algunas arcosas inmaduras, los indicadores de paleocorrientes indican flujo hacia el sur y no son consistentes con la orientación este-oeste propuesta para un hipotético rift Barranca (Stewart y Roldán-Quintana, 1991).

Circones detríticos en areniscas de la Formación Santa Clara (Gehrels y Stewart, 1998) tienen principalmente edades de 1.42 Ga (17 granos), 250-280 Ma (14 granos) y 225-235 Ma (3 granos). El origen de los circones en el rango de edad Pérmico-Triásico indica relativa cercanía a una fuente magmática de esa edad y una fuente probable es el arco Continental Permo-Triásico de Chihuahua, Coahuila y el noreste de México (Torres-Vargas et al.., 1999; McKee et al.., 1990). Los circones del Triásico pueden también provenir de localidades en el bloque Coahuila. Fuentes de esas edades en el Desierto Mojave, son escasas, aunque existen (Miller et al.., 1992; Barth et al.., 1997). González-León (comunicación personal, 2005) hace notar, rocas ígneas en el rango de 240 a 288 Ma son comunes en el sureste de California y el centro-oeste de Nevada. Plutones de edad triásica también han sido reconocidos cerca de Sonoita (Campbell y Anderson, 1998). Una prueba para la supuesta correlación de rocas del Triásico en Sonora con la secuencia triásica en Nevada sería la presencia de circones en el rango de 500 a 525 Ma, que son característicos de la Formación Osobb (Grupo Auld Lang Syne) en Nevada y también de lo que se interpreta como los drenajes continentales del Grupo Chinle de Texas a Nevada (Riggs et al.., 1996). Circones de esa edad no se han reportado para la secuencia del Grupo Barranca.

3.10. Aparente truncamiento de la secuencia del arco continental Triásico-Jurásico del norte de Sonora y sur de Arizona

Anderson y Schmidt (1983) y Anderson et al.. (1979) sugieren que el arco jurásico continental del norte de Sonora fue truncado por la MMS. Esta región del arco es normalmente incluida en el terreno Pápago de Haxel et al.. (1984). Esta interpretación sugiere que no existen afloramientos de rocas volcánicas al sur de la traza de la MMS. Este argumento requiere revisión pues la secuencia volcánica expuesta al norte de Caborca, en los cerros la Basura y Álamo (Figura 5) contiene rocas marinas (Corona, 1979) con amonitas del Sinemuriano (García-Barragán y Jacques-Ayala, 1993), lo cual indica la presencia de una cuenca marina del Liásico al sur del arco.

En las sierras Santa Rosa, Rajón, del Álamo Muerto y Pozos de Serna, afloran secuencias marinas con faunas similares del Liásico (Hardy, 1981; Lucas et al.., 1999; Stanley y González-León, 1995; Longoria y Pérez, 1979), que pueden ser correlacionables con amonitas en la secuencia de arco. Además de contener faunas de amonoideos y continuidad que confirma la integridad estructural de la cuenca en que se depositaron; estas secuencias se han interpretado como depósitos de cuenca de pre-arco (González-León, 1997). La secuencia está caracterizada por turbiditas y material tobáceo, aunque existen importantes variaciones laterales de facies. Localmente existen conglomerados con abundantes clastos de rocas volcánicas y granitos. Areniscas de esta secuencia (Formación Santa Rosa) tienen una petrología que sugiere fueron derivados de un arco volcánico (Stanley y González-León, 1995). Por ello, la distribución actual de rocas de arco al norte de Sonora y rocas de cuenca de prearco en la región de Caborca no requiere desplazamiento entre estos dos elementos. A esto hay que añadir que sobre el basamento del Complejo Bámuri afloran pórfidos de edades del Jurásico Medio y Tardío (Castiñeiras, comunicación personal 2004).

Otros autores han propuesto que el arco volcánico se extendía, al menos parcialmente, al sur de la traza hipotética de la falla (Jacques-Ayala, 1995). Esta interpretación se basa en que a lo largo de la traza de la MMS en Sonora afloran conglomerados del Grupo Bisbee que contienen abundantes clastos de rocas volcánicas. Indicadores de paleocorrientes sugieren fuentes al sur, en el terreno Caborca. Esto, combinado con la baja frecuencia de clastos derivados de la secuencia miogeosinclinal sugiere, como indica Jacques-Ayala (1995), que la secuencia miogeosinclinal estaba cubierta por rocas del arco volcánico.

Otra contribución importante a la controversia es la observación de una secuencia volcánica del Jurásico Medio en contacto tectónico con basamento Precámbrico en una localidad al sur de la traza de la MMS (Calmus y Sosson, 1995). Esta localidad, al norte de Puerto Peñasco, en el NW de Sonora (Figura 5), claramente demuestra que si la MMS existe, debe estar localizada al sur de esos afloramientos.

Jones et al.. (1995) interpretan rocas volcánicas del centro-norte de México, en el norte de Zacatecas y Durango como un segmento desplazado del arco volcánico del norte de Sonora. Rocas volcánicas o volcanoclásticas en el centro norte de México incluyen el esquisto Caopas y la Formación Nazas (Grajales-Nishimura et al.., 1992). Aunque la edad y correlación de la Formación Nazas es un problema estratigráfico complejo (Barboza-Gudiño et al.., 1999), la presencia del arco volcánico triásico-jurásico en el centro de México, del sureste de Chihuahua al sur de Tamaulipas (Figura 10), está documentada por fechamientos de riolitas en el Pozo Mayran-1, Coahuila (isócrona Rb-Sr de dos puntos con una edad de 220+/-20 Ma; Grajales-Nishimura et al.., 1992), fechamientos K-Ar de intrusivos en Santa María del Oro, Durango, ca. 150 Ma (Grajales-Nishimura et al.., 1992), fechamientos U-Pb y Ar-Ar en rocas intrusivas de la sierra de las Delicias, en el valle Acatita en Coahuila, con edades ca. 215 Ma (Molina- Garza, 2005) y una edad discordante de U-Pb en circones de un intrusivo asociado al Esquisto Caopas, en el norte deZacatecas, de 158+/-4 Ma (Jones et al.., 1995).

La idea de que este segmento del arco haya sido desplazado por la MMS no es consistente con la edad del basamento en Durango, Zacatecas y San Luis Potosí (Rudnick y Cameron, 1991) ni con la asociación de rocas volcánicas de la Formación Nazas en Durango a secuencias continentales, no a rocas marinas del Liásico como lo es el arco volcánico en Sonora en Cerro Basura (Figura 5). Además, estas secuencias en la región del Altiplano sobre- yacen rocas marinas del Triásico Superior (formaciones Zacatecas y la Ballena), mientras que en Sonora y Arizona, donde se conoce el substrato, sobreyacen secuencias del Paleozoico. Esta evidencia no es, sin embargo, contundente ya que estas relaciones pudieron resultar de los patrones de erosión anteriores a la instauración del arco.

La Formación Nazas y secuencias equivalentes en la región del Altiplano están cubiertas por la secuencia transgresiva del Oxfordiano (Formación Zuloaga y equivalentes). En la región de Caopas, Anderson et al.. (1991) han identificado una deformación que asignan al Jurásico Superior. Una napa con rumbo noroeste es interpretada como resultado de tranpresión asociada a la MMS, e involucra rocas del Esquisto Caopas y la Formación Nazas. Anderson et al.. (1991) también sugieren que existe deformación en la secuencia inferior de la Formación Zuloaga e interpretan la deformación como contemporánea con el depósito de esta unidad. El esquisto Caopas es difícil de correlacionar con la secuencia del arco Jurásico del norte de Sonora, ya que la edad del protolito (pórfido de cuarzo) no se conoce. Filitas en la región registran una edad de metamorfismo del Cretácico (ca. 79 Ma; Iriondo et al.., 2003). Milonitas en la misma región también indican edades cretácicas aunque el espectro de argón en esas rocas está trastornado. La edad del granito mencionado anteriormente en el Esquisto Caopas es problemática, por su cercanía a la edad de depósito de la secuencia transgresiva Oxfordiana. Por otro lado, la traza de la MMS al sur de la paleoisla de Coahuila (el arco Las Delicias), excluye afloramientos de rocas ígneas calcialcalinas como los intrusivos de la serie Acatita, en la Sierra Las Margaritas (Molina-Garza, 2005), y riolitas pre-Cretácico en la Sierra del Diablo (McKee, et al.., 1990). Ambas localidades se encuentran al norte de la traza de la MMS (Figura 10).

3.11. La existencia de cuencas transtensionales desarrolladas sobre y al norte de la traza hipotética de la megacizalla

De acuerdo con Nourse (1995, 2001) cuencas del Cretácico Temprano en Sonora y el sur de Arizona registran un período de sedimentación marina que siguió a la actividad de la MMS y de una familia de fallas asociadas. Una deformación relacionada con cizalla lateral izquierda distribuida sobre una ancha región dio por resultado áreas de subsidencia definidas por afloramientos del Grupo Bisbee. De acuerdo con este autor, las márgenes de esas cuencas son fallas con orientaciones al NW y al NE que pueden ser delineadas por afloramientos del Conglomerado Glance. Por otro lado, Nourse (1995) postula que comple- jos de núcleo metamórfico de la región se desarrollaron preferencialmente en las áreas de la corteza que fueron adelgazadas y fracturadas por fallamiento transtensional en el Jurásico tardío-Cretácico temprano. Postula también que antes de eso, estas regiones actuaron como discontinuidades que concentraron la deformación compresional del Cretácico tardío.

McKee y Anderson (1999) han interpretado una se- cuencia del Cretácico Inferior cerca de Sierra Azul al norte Cucurpe (Figura 5), como depósitos de gravedad (slumping) emplazados durante el Cretácico Inferior y asociados a una cuenca con márgenes de fuerte relieve, que interpretan como una cuenca tipo “pull-apart”. Aunque la cuenca está 50 km al norte de la traza de la MMS, estos autores sugieren que una tectónica transtensional estuvo presente en norte de Sonora y sur de Arizona. Otras cuencas para las cuales se ha postulado un origen transtensional asociado a la MMS son la cuenca McCoy, en el SW de Arizona y los depósitos de la región Altar-Santa Ana (Nourse, 2001) . De manera similar, Rodríguez-Castañeda (1994) y otros autores han sugerido que el depósito del Grupo Bisbee estuvo controlado por una tectónica transtensional asociada a la MMS en el norte de Sonora, aun si de acuerdo al modelo la MMS debe haber cesado su actividad para entonces.

La interpretación de estos depósitos como relleno de cuencas pull-apart no es simple. Por ejemplo, los afloramientos de Agua Prieta estudiados por McKee y Anderson (1999) habían sido interpretados anteriormente como una secuencia del Paleozoico cabalgando rocas del Grupo Bisbee (Rangin, 1982). Una crítica importante a los modelos que sugieren que las fallas de orientación NW-SE que afectan rocas del arco continental jurásico del norte de Sonora y sur de Arizona están asociadas a la MMS, y a los modelos que sugieren que éstas generan cuencas tipo pull-apart que acomodaron el depósito del Grupo Bisbee, es que se ha demostrado que fallas con esa orientación (e. g., falla Sawmill Canyon, en Arizona) son activas en el Cretácico Tardío y terciario temprano, afectando rocas de esa edad y produciendo rotaciones con respecto a ejes verticales (Hagstrum y Sawyer, 1989; Sosson, 1990). Uno puede argumentar que son fallas instauradas en el Jurásico Tardío, que se reactivaron en el Cretácico Superior, evidencia de corrimiento lateral jurásico como ha sido sugerido por Drewes (1996).

3.12. El basamento de la parte norte del Altiplano

En un estudio isotópico de andesitas de terciario medio, Cameron et al.. (1989) realizaron un transecto de 700 km en dirección NE-SW partiendo del sur de Chihuahua, México. Los estudios isotópicos de lavas con valores relativamente bajos de K/P (<7) y relaciones variables Ba/Nd (50/18) tienen composiciones isotópicas similares, lo que sugiere que sus firmas isotópicas no están controladas por asimilación de material cortical significante. A lo largo del transecto, las rocas basálticas tienen valores de εNd y relaciones 87Sr/86Sr cerca de la composición terrestre (bulk earth) y valores de relaciones 206Pb/204Pb y 207Pb/204Pb que caen sobre la pseudoisocrona de 1.7 Ga. Este transecto cruza la traza inferida para la MMS; a la latitud del transecto, esta estructura se considera como una discontinuidad litosférica que separa basamento proterozoico al noreste, de basamento fanerozoico al suroeste. Los cambios en la geoquímica cerca de la posición inferida para la megacizalla son muy suaves, y en todo caso parecen ser más gradacionales que abruptos. La uniformidad de las composiciones isotópicas de Sr y Nd al cruzar la traza hipotética se puede interpretar de las siguientes tres maneras: (1) Las litósferas subcontinentales de los bloques Fanerozoico y Proterozoico son esencialmente indistinguibles en sus composiciones de Sr y Nd; (2) la megacizalla no es una frontera litosférica que separa cortezas del Fanerozoico y Proterozoico en la región del transecto; o, (3) las firmas isotópicas fueron adquiridas en la astenósfera y no en la litósfera subcontinental. Una conclusión similar fue ofrecida por McDowell et al.. (1999). En base a un estudio del campo volcánico de Tomóchic, en la región central de Chihuahua (Figura 6), estos autores sugieren que una hipótesis simplista del la MMS en que ésta hubiera desplazado basamento de Laurencia no es posible.

3.13. Datos paleomagnéticos

Datos paleomagnéticos para el terreno Caborca fueroncitados como evidencia para apoyar la hipótesis de la MMS. Estos son datos preliminares para la Formación Antimonio del Triásico y Jurásico (3 sitios) publicados por Cohen et al.. (1986). Más recientemente, Molina- Garza y Geissman (1996) y Molina-Garza y Geissman (1999) publicaron datos para la Formación Antimonio, para la secuencia miogeosinclinal del Neoproterozoico- Paleozoico, en los alrededores de Caborca, y para rocas jurásicas de la secuencia llamada Fresnal Canyon del arco jurásico continental del norte de Sonora. Molina-Garza y Geissman (1999) también presentan datos para un número limitado de sitios en la secuencia Cretácico Inferior y para la serie de intrusivos laramídicos que intrusiona la secuencia
miogeosinclinal.

Los datos paleomagnéticos para la Formación Antimonio y una secuencia equivalente en la Barra Los Tanques, unos 50 km al oeste de la localidad tipo en la sierra del Álamo (Figura 5), claramente demuestra que el estudio de Cohen et al.. (1986) no se puede utilizar para probar la hipótesis de la megacizalla. En primer lugar, la magnetización característica es de origen secundario, aun si es claramente anterior al Cretácico Inferior. En segundo lugar existen complicaciones estructurales en el área de estudio que no fueron debidamente tomadas en cuenta, como el basculamiento al oeste de unidades cretácicas que sobreyacen a la secuencia triásica-jurásica. Las direcciones reportadas por Molina-Garza y Geissman (1996) se interpretan en términos de la acreción de un terreno alóctono (el terreno Antimonio) a la margen de Norteamérica o al terreno paraautóctono Caborca. La dirección observada en rocas del terreno Antimonio (D=186.7.0°, I=-28.4°; n=14 sitios; k=28.2; α95=7.5°) es discordante, es decir no asemeja la dirección esperada para el intervalo Jurásico-Temprano Jurásico-Tardío calculada a partir de los datos para el cratón de Norteamérica. Esta magnetización se interpreta como un registro de la acreción del terreno Antimonio al terreno Caborca en el Jurásico Tardío o como producto de la deformación de una cuenca de prearco esencialmente autóctona. La declinación de la magnetización remanente indica una rotación post- Jurásico Medio con respecto a Norteamérica, una observación común a otras áreas estudiadas en Sonora.

La dirección media observada por Molina-Garza y Geissman (1999) en la secuencia miogeosinclinal corresponde también a una magnetización secundaria probablemente adquirida en el Jurásico Medio o el Jurásico Temprano. La dirección observada (D=15.0°, I=10.0°; n=28 sitios; k=23.0; α95=5.8°) sugiere que el terreno Caborca sufrió una rotación en el sentido horario con respecto a Norteamérica, que de acuerdo con los datos para rocas del Cretácico Inferior ocurrió en el Jurásico. Estos datos también indican que el terreno Caborca no se desplazó latitudinalmente de norte a sur (Figura 11). La secuencia jurásica volcánica Fresnal Canyon al norte de del terreno Caborca tiene una dirección (D=15.0°, I=4.0°; n=10 sitios; k=12.4; α95=14.3°) que es esencialmente indistinguible de la dirección observada en la secuencia miogeosincli- nal, indicando rotación similar en el sentido horario y sugiriendo que no existe desplazamiento relativo entre el terreno Caborca y el arco Jurásico continental. Los datos para la secuencia jurásica indican que la magnetización se adquirió antes de que cualquier deformación las afectara, lo que sugiere que se trata de una magnetización primaria. Una prueba de conglomerado (Molina-Garza y Geissman, 1998) sugiere también que la magnetización de rocas del arco volcánico en Cerro del Álamo es primaria.

La declinación media de la remagnetización regional indica una rotación en el sentido de las manecillas del reloj con respecto al cratón. Es difícil dar una interpretación tectónica a magnetizaciones secundarias a menos que el tiempo de adquisición se pueda establecer con cierta confianza. En la región de Caborca, rocas sedimentarias e intrusivas del Cretácico contienen magnetizaciones con direcciones concordantes que no indican desplazamiento con respecto a Norteamérica y las rocas más jóvenes que contienen una magnetización discordante son del Pliesbachiano (Jurásico Temprano tardío). La edad de la remagnetización regional está entonces limitada entre Jurásico Medio y Jurásico Tardío.

Si la remagnetización regional en el terreno Caborca es del Jurásico Tardío, indicaría un desplazamiento latitudinal de sur a norte (opuesto a la hipótesis de la MMS) de aproximadamente 10° (+/-7o) y una rotación en el sentido horario de hasta 50°, para ambos, el arco volcánico y el terreno Caborca. Si la remagnetización observada en la secuencia miogeosinclinal es Jurásico Medio, la interpretación es más tentativa. La curva de vagabundeo polar aparente de baja latitud, propuesta por May y Butler (1986) predice paleolatitudes de 1°S a 14°N (para un sitio en el NW de Sonora) conforme Norteamérica se desplazó hacia el norte entre el Jurásico Temprano y Tardío. La curva de vagabundeo polar aparente de Van Fossen y Kent (1990) predice paleolatitudes de 1°S a 22°N. La paleolatitud observada (+6°N; Figura 11) puede indicar desplazamiento del terreno Caborca de norte a sur, pero solamente si la magnetización es del Jurásico Medio temprano. También esta interpretación requiere que una porción del arco volcánico del norte de Sonora se haya desplazado. La observación de magnetizaciones primarias en rocas del arco volcánico al norte de Caborca (Molina- Garza y Geissman, 1998) y las edades para la secuencia volcánica cerca de Caborca (de 153 a 170 Ma; Stewart et al.., 1986) sugieren que la magnetización es más bien del Jurásico Medio tardío.

En conjunto, la observación de rotaciones horarias pre-Cretácico indicada por las declinaciones al NNE, la falta de evidencia de desplazamiento latitudinal de norte a sur indicada por las inclinaciones relativamente someras y la similitud entre direcciones para localidades al norte y al sur de la traza inferida de la falla, no apoyan las reconstrucciones del terreno Caborca en posiciones al norte y al oeste de su posición actual con respecto a Norteamérica. Esto, aunado a la aparente integridad del bloque Caborca indicada por direcciones paleomagnéticas para localidades espaciadas, es quizá la evidencia más importante en contra del modelo de la MMS.

3.14. Geología de la región del Desierto Mojave

Rocas del Paleozoico Superior y Mesozoico Inferior en el Desierto Mojave son importantes para evaluar la hipótesis de la MMS. La traza hipotética de la megacizalla está directamente al oeste de las Montañas Soda, en la parte central del Desierto Mojave en California. Cameron (1981) fue el primero en notar la aparente continuidad de facies miogeosinclinales y cratonales del Neoproterozoico y el Paleozoico en esta región (Stewart y Poole, 1975), aparentemente invalidando esa traza para la falla. La aparente relación entre facies miogeosinclinales en el este y oeste del Desierto Mojave puede aún ser consistente con el modelo de la MMS si los afloramientos de las Montañas San Bernardino fueron transportados tectónicamente sobre la megacizalla en un tiempo posterior, pero no existe evidencia de ello.

De acuerdo al modelo de la MMS, secuencias del Paleozoico superior y el Triásico en las Montañas Soda (Figura 10) y en las regiones de los alrededores, deberían estar presentes en Sonora de haber sido desplazadas, pero rocas de esta edad en el terreno Caborca no guardan gran similitud con las del Desierto Mojave (Walker y Wardlaw, 1989). Rocas del Pérmico tardío, son escasas en Sonora y rocas del Triásico, del Grupo Barranca, son facies someras, continentales o transicionales con capas de carbón; en cambio, en el Desierto Mojave se trata de facies de agua profunda de la Formación Silver Lake del Triásico Inferior y otras unidades marinas profundas de la parte sur de la Sierra Nevada, o de rocas volcánicas subaéreas, areniscas volcanoclásticas, o cuarcitas eólicas, de la región de las Montañas Soda.

4. Alternativas y conclusiones

En resumen, existe evidencia que claramente contradice el modelo de la megacizalla Mojave-Sonora, como los datos paleomagnéticos (Molina-Garza y Geissman, 1999), las relaciones estratigráficas entre el arco volcánico Jurásico y una cuenca de prearco al sur de él (que no han sido suficientemente documentadas en la literatura) y la aparente imposibilidad de trazar la MMS por el Desierto Mojave. Sin embargo, no se puede ignorar la evidencia estratigráfica que liga cercanamente la secuencia miogeosinclinal de Caborca a la paleogeografía del este de California. Aun si estas ligas han sido recientemente cuestionadas por la continuidad aparente entre la Cuarcita Bolsa (del norte de Sonora) y la Cuarcita Proveedora de la secuencia Cámbrica de Caborca, la correlación de la secuencia de Caborca con California parece una observación sólida. La aparente imposibilidad de trazar la MMS a través del Desierto Mojave en el Paleozoico inferior sugiere que un posible desplazamiento de la secuencia miogeosinclinal ocurrió en el Paleozoico Tardío, como sugieren Walker y Wardlaw (1989) y Stone y Stevens (1988). La evidencia de una liga entre las secuencias de Nevada durante el Triásico y las secuencias del Grupo Barranca o la Formación Antimonio parecen más equívocas y probablemente requieren evaluación detallada. Otra línea de evidencia que requiere evaluarse con más detalle es la correlación del basamento de Sonora con el basamento de las provincias del este de California y sur de Arizona. Así mismo, la hipótesis de la presencia de ambientes tectónicos transtensionales en el sur de Arizona y norte de Sonora controlando el depósito del Grupo Bisbee necesita estudiarse con mayor detalle; aun si su presencia no demuestra grandes desplazamientos del terreno Caborca. La evidencia que proveen datos estratigráficos, paleomagnéticos, estructurales y geocronológicos no precluye desplazamientos de la margen pasiva miogeosinclinal SW de Norteamérica durante el Paleozoico Tardío, o incluso durante el Precámbrico antes del depósito de la secuencia miogeosinclinal.

Observaciones que apuntalan la hipótesis de un truncamiento de la margen suroeste del cratón en el Pensilvánico o Pérmico Inferior, como señalan Stevens et al.. (1992), son el cambio de rumbo de la margen continental del Pensilvánico y la aparente abrupta interrupción de patrones de sedimentación en cinturones del Paleozoico Inferior. En Nevada, tanto la margen como una plataforma calcárea del Paleozoico Superior tienen un rumbo al suroeste; mientras que en el sureste de California, en la región del Desierto Mojave, el rumbo es claramente sureste. También, es evidente en el este de California una tectónica extensional (marcada subsidencia y depósitos de turbiditas) contemporánea con cabalgamientos locales, en el Pérmico inferior; esta combinación se puede atribuir a un sistema de corrimiento lateral, similar al modelo de la MMS pero más antiguo. Así, el desplazamiento de la secuencia miogeosinclinal del Neoproterozoico y Paleozoico inferior de Caborca ocurriría en el Paleozoico Tardío y no en el Jurásico (Stone y Stevens, 1988). Un modelo reciente que sigue esta línea de razonamiento fue seguido por Dickinson y Lawton (2001), quienes llaman este sistema la falla transformante California-Coahuila. De acuerdo a estos autores, el sistema California-Coahuila conectó la cinemática entre convergencia a lo largo del orógeno Sonoma en California y Nevada, y la subducción contemporánea en el este-centro de México.

Así, una evaluación objetiva de los datos estratigráficos, estructurales, geoquímicos y paleomagnéticos existentes no favorece el modelo original de desplazamiento del terreno Caborca (y el norte de México), pero no es suficiente para desacreditar la hipótesis de la MMS de manera definitiva. El punto clave en esta evaluación es la inhabilidad de demostrar un desplazamiento latitudinal en el Jurásico Medio y Tardío, como demuestran los datos paleomagnéticos. Aunque reconstrucciones paleogeográficas para la región circum-Golfo de México requieren reposicionar partes del subcontinente Mexicano en una paleogeografía con respecto a Norteamérica distinta a la actual, el modelo de la MMS, o un sistema de fallas similares, no son la única alternativa.

Agradecimientos

Este trabajo fue apoyado por el programa PAPIIT-UNAM, proyecto IN-1221002 y parcialmente por el proyecto T-3286 de CONACyT. Los autores agradecen las revisiones de T. Calmus, C. González-León y T. H. Anderson, que contribuyeron de manera importante a mejorar este manuscrito.

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Manuscrito recibido: Octubre 10, 2004
Manuscrito corregido recibido: Enero 8, 2005
Manuscrito aceptado: Enero 10, 2005