Volcanismo y extensión en la Provincia Extensional del Golfo de California

Arturo Martín Barajas

Departamento de Geología. CICE8E, Km 107 carretera Tijuana-Ensenada, Ensenada, B. C.

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Resumen

La evolución del volcanismo en la Provincia Extensional del Golfo refleja el cambio de un régimen de subducción al desarrollo de un rift continental ya un rift oceánico con transferencia de la península a la Placa Pacífico durante el Mioceno tardío-Plioceno. Una etapa de extensión temprana (25-12 Ma) en posición intraarco y trasarco en Sonora y en la margen oriental del Golfo ocurrió sincrónicamente con la última etapa del arco miocénico. En Sonora central la mayor extensión ocurrió en dos ó tres pulsos discretos entre -25 y -10 Ma, mientras que en la península de Baja California las primeras evidencias de extensión están definidas con edades radiométricas de 11 Ma a 16 Ma. En Baja California Sur la mayor subsidencia de las cuencas marginales se reporta durante el Plioceno, aunque datos geocronológicos recientes sugieren una mayor edad (7-11 Ma) en la cuenca de Santa Rosalía y por el levantamiento del bloque de Los Cabos.

El volcanismo posterior a la subducción muestra una diversificación importante en la composición y en el estilo eruptivo. En la península incluye flujos de lava alcalina y subalcalina de <12 Ma que cubren localmente a ignimbritas y andesitas subordinadas de 14 a 11 Ma. En Sonora, lavas basálticas intJrcaladas en depósitos continentales definen el inicio de la extensión en el Mioceno temprano, sin embargo, el volcanismo alcalino de tipo intraplaca se manifiestó hasta el Mioceno tardío-Plioceno con volúmenes relativamente pequeños. A partir de -10 Ma basaltos y andesitas de afinidad toleitica fueron emplazados localmente en la costa de Sonora y en la península de Baja California sobre una región más amplia durante la etapa del protogolfo, este tipo de volcanismo subalcalino ocurre en los centros de dispersión y las zonas adyacentes a partir de la etapa moderna del Golfo. Desde la terminación de la subducción (ca. 12 Ma) el volcanismo calcialcalino ha ocurrido intermitentemente en las márgenes y algunas islas del Golfo, ocurre en estratovolcanes andesítico-dacítico (e.g. Tres Vírgenes, Mencenares) y calderas (e.g. La Reforma, Puertecitos, Sierra Pinta), que imitan la actividad orogénica del Mioceno temprano. En la franja costera de Sonora el emplazamiento de domos y tobas riolíticas culminó hacia los 11 Ma.

La variación en la composición y en el estilo eruptivo del volcanismo post-subducción (<12 Ma) refleja más una heterogeneidad de la fuente debida a un período prolongado de actividad orogénica previo a la distensión ya diferentes grados de fusión parcial relacionados con la inestabilidad térmica que ocasionó la distensión cortical y el desarrollo de un rift oceánico incipiente desde el Plioceno tardío.

Abstract

Volcanism in the Gulf of California Extensional Province (GEP) records the transition from subduction to continental rifting (15-4 Ma), and to oceanic rifting in the last 3.5 Ma. Earlyextension in central Sonora (2512 Ma) is geometrically located in intra-arc and back-arc position relative to the Miocene volcanic arc along eastern Baja California. Here beginning of extension is constrained between 11 and 16 Ma, as waning subduction and arc-volcanism in Baja California progressively ceased. In southem Baja Califomia the Santa Rosalía basin and uplift of the crystalline block La' Paz-Los Cabos region may have occurred in late Miocene and late-middle Miocene, respectively.

The transition from subduction to rifting is accompanied by a change in the eruptive processes and magma composition from dominantly calc-alkaline dacitic-andesitic volcaniclastic aprons to alkaline and tholeiitic basalt and andesite f1ows, Coeval calc-alkaline rhyolite to dacite dome complexes, caldera-type ignimbrite deposits, and composite andesitic volcanoes occur along the eastem margin of the Baja Peninsula and several islands within the Gult. From -12 Ma up to present alkali basalt erupted intermittently in Baja Califomia to the west of the main Gult escarpment, and to a lesser extent, on the opposite side in central Sonora. In Plio-Quatemary times more typical intra-plate alkaline basalt have erupted in a few places on both rift sides. Low-K sub-alkaline basalt, and differentiates erupted from 10 to 5 Ma along both margins and over a broad region in southem Baja California. Later «5 Ma), these sub-alkaline rocks erupted in a more restricted area within the Gult, and evolved into MORB-like lavas in the nascent spreading centers.

The diversity in magma composition and eruptive style in post-subduction lavas may reflect heterogeneity in the mantle source due to long-lived subduction and various degree of partial melting during crustal extension.

INTRODUCCiÓN 

La Provincia Extensional del Golfo de California comprende la región al oeste de la Sierra Madre Occidental hasta el escarpe principal del golfo en la península de Baja California (Figura 1). Este escarpe topográfico separa el macizo peninsular de una delgada franja en la porción oriental de la Península estructuralmente ligada a la Provincia Extensional del Golfo. Su evolución geológica es compleja debido a que registra durante el Neógeno el cambio en el régimen tectónico, de subducción a distensión cortical (rifting) y formación de piso oceánico en los últimos 3-4 Ma en algunas cuencas del Golfo. La causa de la distensión temprana en la provincia de Cuencas y Sierras (Basin and Range) es aún objeto de discusión, como también lo es la relación temporal causa-efecto del magmatismo cenozoico con el proceso distensivo; aunque existe consenso en que la extensión en la provincia de Cuencas y Sierras generó fusión parcial de manto litosférico y/o de la corteza inferior (c.f. Metcalf y Smith, 1995 y otros trabajos citados). En su etapa actual de apertura oceánica las cuencas de la mitad sur del Golfo han generado verdadera corteza oceánica.

El objetivo de este trabajo es presentar una síntesis basada en los trabajos publicados sobre el inicio y la evolución espacial y temporal de la distensión en la Provincia Extensional del Golfo de California y presentar las características geoquímicas principales del volcanismo durante el proceso de extensión. Principalmente se hace referencia a los trabajos que aportan datos recientes sobre las relaciones cronoestratigráficas de rocas volcánicas con el proceso distensivo, sus afinidades geoquímicas y la edad del levantamiento de bloques cristalinos durante el desarrollo de la Provincia Extensional del Golfo. La revisión bibliográfica sobre estos temas no es exhaustiva, sin embargo, se ha intentado utilizar como referencia las contribuciones más recientes y los trabajos que mayormente han impactado el conocimiento sobre el origen y las causas del magmatismo del Neógeno del proceso distensivo en la Provincia Extensional del Golfo.

INICIO DE LA DISTENSiÓN

La distensión cenozoica parece definir un patrón con edades más jóvenes de oriente a poniente a través de la Provincia Extensional del Golfo (Gans, 1997; Lee et al., 1996). En Sonora, el proceso de distensión cortical se manifestó después de un pulso de actividad volcánica hacia los 30 Ma en la Sierra Madre Occidental (Ferrari et al., 1999). El volcanismo de arco migró hacia el poniente, manteniendo una actividad importante durante el período de 23 a 12 Ma a lo largo del margen oriental de la península de Baja Califomia (Figura 2) y en la costa de Sonora (Mora-Álvarez, 1993; Mora Álvarez y McDowell, en prensa; Hausback, 1984; Sawlan y Smith, 1984; Martín-Barajas et al., en prensa). Durante este intervalo de tiempo, el proceso de máxima extensión en Sonora se desarrolló en una posición intraarco y trasarco con respecto a la actividad volcánica del arco miocénico en Baja California (Figura 2).

En Sonora central y en la porción noreste la formación de cuencas continentales y el desarrollo de núcleos metamórficos ocurrió principalmente entre 25 y 12 Ma (Nourse et al., 1994; McDowell et al., 1997; Gans, 1997). En la porción sur del estado, las relaciones cronoestratigráficas y estructurales en la secuencia volcánica terciaria sugieren 'que la mayor parte de la extensión entre la costa y el borde de la Sierra Madre Occidental también ocurrió en el intervalo de 27 a 12 Ma (Henry y Aranda-Gómez, 1992). Nuevos datos geocronológicos y estructurales en Sinaloa y Durango sugieren que la extensión del protogolfo (12-5 Ma) se manifestó sobre una zona más amplia a ambos lados de la Sierra Madre Occidental (Henry y ArandaGómez, en prensa) (Figura 3). Sin embargo, falta evaluar si otras regiones de Sonora central han experimentado extensión durante ese período de tiempo, ya que los estudios no incluyen la componente de extensión en el Plio-Cuaternario en la costa de Sonora y en la zona central.

Figura 1. Provincia Extensíonal del Golfo y ubícación de las áreas con trabajos que han definido el inicio y la duración de la distensión en esta provincia. Las referencias a las localidades son: 1. Axen et al., en revisión en Tectonics; 2. Mendoza-Borunaa et al., 1998; 3. Lee et al., 1996; 4. Bryant, 1996; 5. Stock, 1989; 6. Martín-Barajas et al., en prensa; 7. Parkin, 1998; 8. Delgado Argote et al., en prensa; Delgado Argote, en revisión; 9. Holt et al., en prensa; Angelier et al., 1981; 10. McLean, 1988; 11. Umhoefer et al., 1994; 12. Fletcher et al., 1997; 1998; 13. Calmus et al., 1998; 14. No urse et al., 1994; 15. Mora-Álvarez, 1993; 16. McDowell et al., 1997; 17. Gans, 1997; 18. Henry y Aranda-Gomez, en prensa; SV Sierra La Victoria. La zona de fractura Tosco-Abreojos es según Spenser y Normark: (1989).

Otras evidencias en Sonora sugieren una edad mayor (>28 Ma); como el fechamíento isotópíco de milonitas en fallas de bajo ángulo (detachment) en Sonora central (Herrera-Urbina et al., 1995) y edades de enfriamiento con huellas de fisión en Isla Tiburón (Calmus et al., 1998). Estas evidencias indicarían que la extensión en Sonora pudo haber iniciado desde el Oligoceno, como se ha documentado al este de la Sierra Madre Occidental (c.f Henry y Aranda-Gómez, 1992) (Figura 3), sin embargo, el origen de este proceso de extensión temprana es aún tema de debate.

Figura 2. Marco tectónico del margen occidental de la península en el Mioceno Medio (modificado de Stock y Lee, 1994). La posición de la peninsula corresponde a la reconstrucción previa a la apertura del Golfo.

El inicio de la distensión en la margen oriental de la península es posterior al inicio de la distensión en Sonora y concuerda, además, con la terminación del volcanismo de arco y la subducción de la Placa Guadalupe hacia los 12 Ma (Figura 2) (Stock y Lee, 1994; Lee et al., 1996). En varias localidades estudiadas en la mitad norte de la península las fallas en el escarpe del Golfo cortan a los depósitos más jóvenes del arco volcánico, los cuales son internamente concordantes (pretectónicos) y presentan edades mínimas de entre 15 y 16 Ma (Stock y Lee, 1994; Martín-Barajas et al., en prensa).

Las localidades con estudios cronoestratigráficos y estructurales indican que la edad del inicio de la distención en la península es posterior a 12 Ma (Figura 4). En el sur de Sierra Juárez las fallas del escarpe cortan a flujos basálticos fechados en <11 Ma (Mendoza-Borunda et al., 1998). En la región de Valle Chíco una edad similar se documentó para el posible inicio de la deformación al pie de la Sierra San Pedro Martir (Stock y Hodges, 1990) (Figura 4). Lee et al. (1996) proponen que el inicio de la distensión en el sur de Sierra Juárez pudo haber ocurrido desde los 16 Ma, mientras que en la región adyacente en Laguna Salada, las edades de exhumación del basamento plutónicometamórfico indican que el inicio de un levantamiento rápido en la Sierra El Mayor ocurrió entre 10 a 15 Ma, asociado a una falla de bajo ángulo tipo detachment que corta a depósitos marinos del Plioceno (Siem y Gastil, 1994; Axen et al., en revisión en Tectonics, 1999).

 
Figura 3. Inicio y duración de la distensión en varias localidades y regiones de Sonora. La barra discontinua indica la edad máxima posible de inicio de la distensión en Isla Tiburón y en Sonora Central (e.g. Calmus el al., 1998; Herrera-Urbina el al., 1995).

Figura 4. Inicio y duración de la distensión del Mioceno-Plioceno en Baja California. Los números junto a las localidades corresponden a la Figura 1.

En la reglon de Bahía de los Ángeles se reportaron sedimentos marinos que posiblemente subyacen a rocas volcánicas fechadas en -14 Ma (Delgado Argote et al., en prensa). Esta última localidad y los depósitos marinos de Isla Tiburón (Neuhaus et al., 1988) son las evidencias más antiguas de' la existencia del protogolfo. Sin embargo, estudios recientes en Isla Tiburón (Mike Oskin, comunicación personal, 1998) cuestionan los resultados que ubican un protogolfo de >12 Ma y sugieren que la secuencia marina intercalada en rocas volcánicas de Isla Tiburón podría ser más joven «7 Ma). No obstante, en la región de Bahía de los Ángeles la secuencia volcánica terciaria que contiene a los depósitos marinos reportados por Delgado-Argote et al. (en prensa) está coronada por flujos basálticos de -12 Ma con diques alimentadores orientados NNW, lo que sugiere la ocurrencia de extensión temprana en la etapa del protcgolfo en esa región (Delgado-Argote, 1999).

El inicio de la distensión en ,la región entre San Luis Gonzaga y Bahía de los Angeles está aún pobremente definido entre 15 y -3 Ma. En la región de San Luis Gonzaga, las fallas cortan a flujos de lava de 15 Ma, lo que limita la edad máxima del inicio de la extensión en esa región (Martín Barajas et al., en prensa). La edad mínima está definida po,' fallas normales que cortan a depósitos marinos pliocénicos? que posiblemente se correlacionan con depósitos similares de la región de Puertecitos (Martín-Barajas et al., 1997). Entre Bahía de los Ángeles y San Luis Gonzaga la mayor deformación tectónica en el margen oeste del Canal de Ballenas parece haber ocurrido durante el Plioceno (Parkin, 1998) durante el desarrollo del sistema de falla del Canal de Ballenas que se ha propuesto ocurrió depués de los 3 Ma (c.f. Stock, en prensa).

En Baja California Sur la mayor subsidencia de las cuencas marginales se reporta durante el Plioceno (Figura 5) (Umhoefer etilal., 1994; McLean, 1989; Zanchi, 1994), aunque la cuenca de Santa Rosalía contiene depósitos marinos de hasta -7 Ma (Holt et aL, en prensa) y la falla San José del Cabo debió tener actividad hace -11 Ma, según estimaciones basadas en el análisis de huellas de fisión y el levantamiento de Sierra la Victoria (Fletcher et al., 1998). Otras evidencias de extensión temprana en la región de La Paz fueron reportadas por Aranda y Pérez-Venzor (1988), aunque Hausback (1984) no consideró que el basculamiento interno de secciones volcanosedimentarias del Grupo Comondú (25 a 12 Ma) fuera de origen tectónico.

Una característica importante del ritt del Golfo de California es su oblicuidad de 15 a 20° con respecto a la dirección del movimiento relativo de placas Pacífico y Norteamérica. Este ángulo oca~iona una componente de extensión actualmente muy importante en la península de Baja California entre el escarpe principal del Golfo y el sistema de fallas transformes y centros de dispersión del Golfo (Stock et al., 1996; Axen y Fletcher, 1998; Umhoefer y Dorsey, 1997). Varios autores han aportado evidencias de un cambio de orientación de esfuerzos durante la evolución del protogolfo al golfo moderno (c.f. Angelier et al.,1981 ; Zanchi, 1994), y es ampliamente aceptado que el Golfo de California se inició como un rift en el cual predominó una componente de extensión E-NE perpendicular a la orientación de las márgenes del rift, con la deformación transpresiva acomodada primero en la zona de falla San Benito-Tosco-Abreojos (Figura 2) y posteriormente en las fallas transformes del Golfo (Stock y Hodges, 1989). Un cambio hacia el NW en la dirección de movimiento relativo de la placa Pacífico (Atwater y Stock, 1998) ocasionó un ángulo de 20 a 30° entre la orientación del rift y la dirección de movimiento relativo de la placa del Pacífico. La evolución a un rift oblicuo con la captura de la península por la placa del Pacífico hacia los 5 Ma conlleva una componente de extensión que se manifiestó en la península con la subsidencia de cuencas marginales (Stock et al., 1996; Axen y Fletcher, 1998; Lonsdale, 1989).

Figura 5. Inicio y duración de la distensión en Baja California Sur. Los números junto a las localidades corresponden a la Figura 1.

En contraste con la costa de Sonora, la componente extensional del sistema transforme San André&-Golfo de California es aún importante en la península de Baja California y controla la subsidencia de las cuencas adyacentes al escarpe de Sierra Juárez y Sierra San Pedro Martir (Dokka y Merriam, 1982; Stock y Hodges, 1989; Stock et al., 1996; Axen y Fletcher, 1998).

En Baja California Sur la componente de extensión de este rift oblicuo se manifiesta en la cuenca de Loreto de edad Plioceno (Umhoefer y Dorsey, 1997; Zanchi, 1994), y en la cuenca de San José de los Planes del Mio-Plioceno (Fletcher el al., 1997). La falla maestra en el borde occidental de esta cuenca corta al aluvión cuaternario y se considera aún activa (Fletcher et al., 1997; Munguía y Fletcher, en revisión,Tectonics).

En síntesis, aunque en la península existen reportes de extensión temprana en el Mioceno medio (ca. -15 Ma) la mayor parte de los estudios indican que la formación del escarpe del Golfo se inició después de los 11 Ma, en la posición que ocupaba el frente del arco volcánico miocénico recién extinto. Este proceso de extensión en la península se manifestó más de 15 Ma después de iniciada la extensión en Sonora. Sin embargo, la evolución tectónica de rifts oblicuos sugiere que la extensión temprana en la península de Baja California se debe a la partición del movimiento entre las placas Pacífico y Norteamérica, primero a lo largo de la zona de falla Tosco-Abreojos (12-5 Ma) y posteriormente en el sistema transforme y centros de dispersión del Golfo (e.g., Stock y Hodges, 1989). El ángulo de más de 20² entre la orientación del rift y el azimut del movimiento relativo de la península genera un componente de extensión y con fallamiento normal y de rumbo en la península (Stock y Hodges, 1989; Suárez-Vidal et al., 1991; Axen y Fletcher, 1998, Umhoefer y Dorsey, 1997; Munguía y Fletcher, en revisión). Las variaciones estructurales a lo largo del margen de la península posiblemente se deben a rasgos estructurales heredados durante la distensión del protogolfo. En el lado opuesto del Golfo la sedimentación ha enmascarado las estructuras miopliocénicas y no se tienen reportes de fallas activas y/o cuaternarias en la franja costera de Sonora y Sinaloa. El alineamiento N-S de conos cineríticos en el campo volcánico El Pinacate (Lynch, 1981) y la actividad de la falla Pitaycachi en el noreste de Sonora son las únicas evidencias de deformación activa en Sonora (Suter, 1991 ).

EVOLUCION MAGMÁTICA

El volcanismo neogénico en la Provincia Extensional del Golfo muestra una evolución en el estilo eruptivo y en su composición química, que refleja el cambio del régimen de subducción al desarrollo de un rift continental, en una región previamente extendida durante el proceso de extensión de la provincia de Cuencas y Sierras (Basin and Range) (c.f., Henry y Aranda-Gómez, 1992). Entre -12 y 5 Ma la zona occidental de esta zona de extensión evolucionó a un rift oceánico, con la transferencia progresiva de la penín-sula de Baja California a la placa del Pacífico.

Al término de la subducción (16-12 Ma) se registra un cambio en el estilo y la composición del volcanismo en la Provincia Extensional del Golfo. En varias regiones de la península se ha documentado que depósitos de ignimbritas de 14-10 Ma y flujos de lava andes ítico-basáltica de -12-8 Ma sobreyacen a la secuencia volcanosedimentaria del arco miocénico de composición principalmente dacítica-andesítíca. El cambio a un volcanismo bimodal riolítico-basáltico está acompañado de una diversificación geoquímica importante de lavas alcalinas, toleíticas y calcialcalinas. Los factores que controlan la composición de la fuente y los patrones de evolución magmática aún no han sido explicados suficientemente, debido a la falta de análisis isotópicos en muchas de las localidades. Sin embargo, se reconocen algunas tendencias generales a través de la Provincia Extensional del Golfo.

Figura 6a. Distribución del volcanismo basáltico y andesítico de edad Mio·Plio·Cuaternario en Sonora y la península de Baja California, modificado de la Carta Geológica de la República Mexicana escala 1:2 000 000 (Ortega·Gutiérrez et al., 1992). Las localidades con volcanismo basáltico en Sonora son de Paz-Moreno (1992).

Figura 6b. Distribución de afloramientos con volcanismo basáltico alcalino del Neógeno y Cuaternario en la península de Baja California.

A escala regional, el volcanismo asociado a la evolución del ritt del Golfo de California presenta un patrón geográfico en el cual predominan lavas alcalinas en los extremos de esta provincia, tanto en Sonora como en la porción estable de la península (Figura 6a y 6b). En Baja California Sur, flujos de lava andesítica y basáltica de afinidad alcalina fueron emplazados hacia el poniente del escarpe principal del Golfo durante 13 Y 1 Ma (Sawlan, 1991) (Figura 6b). En los campos volcánicos de Jaraguay y San Borja del norte de la península, se reportaron andesitas de 4 a OMa de edad con alto contenido en MgO, Ni, Cr y Sr. (Saunders et a/.,1987; Rogers et a/., 1985). Estos autores argumentaron que esas características corresponden a magmas derivados de la placa oceánica y la dorsal subducidas. Sin embargo, Sawlan (1991) atribuyó estas caracterís-ticas a la fusión parcial en un manto metasomatizado por fluidos durante la subducción.

Otras localidades con volcanismo andesítico basáltico alcalino se han reportado en los últimos años en la depresión del Golfo. Los flujos traquibasálticos de ca. 10 Ma que coronan la secuencia volcánica en el sur de Sierra Las Tinajas, indican magmas poco evolucionados y enriquecidos en elementos incompatibles (Martín-Barajas, datos no publicéidos). A pesar de su afinidad alcalina, estos flujos también presentan características geoquímicas heredadas del volcanismo calcialcalino de subducción, como el empobrecimiento de Nb, Ta y Ti con respecto a los basaltos de piso oceánico (MORB). La contaminación de los magmas por fusión de la corteza aparece como una constante en varias de la localidades estudiadas, aunque solo en pocos de ellos se han realizados modelos de evolución magmática que permitan estimar la contribución de la contaminación cortical.

Figura 6c. Volcanismo toleítico del Neogeno y Cuaternario en la península de Baja California y el Golfo.

Figura 6d. Volcanismo calcialcalino del Neogeno y Cuaternario en la Provincia Extensional del Golfo.

En la región central de Sonora el volcanismo basáltico alcalino posterior a la subdución se inicia hacia los 10 Ma (Paz-Moreno, 1992). El volcanismo alcalino se presenta en varios campos discretos de edad Mio-Plio-Cuaternario (Figura 6a) (Paz-Moreno, 1992). Son basaltos y andesitas microporfiríticos de plagioclasa, piroxeno y olivino, enriquecidos en elementos incompatibles, incluyendo Nb, por lo que se ha sugerido que provienen de magmas generados en el manto Iitosférico (Paz-Moreno, 1992). El campo volcánico El Pinacate, en la parte noroccidental y norte de Sonora, es un ejemplo de magmatísmo alcalino PlioCuaternario, con posible actividad holocénica (Lynch, 1981). Está compuesto por basaltos alcalinos (basanitas) y sus productos diferenciados (traquitas). El volca-nismo más joven en el Pinacate incluye también toleítas (Lynch, 1981). Con base en estudios isotópicos se ha sugerido que este campo volcánico está asociado a un manto astenosférico, aunque su relación con la apertura del Golfo de California aún es incierta (Lynch et al., 1993), ya que está ubicado sobre corteza continental y a 50 km al este de centro de dispersión de Cerro Prieto.

El volcanismo toleítico (10-0 Ma) se presenta predominantemente en las márgenes y en los centros de dispersión del Golfo de California (Figura 6c) (Saunders, 1982; Batiza et al., 1979, Herzig, 1990; PazMoreno y Demant, 1999; Mora-Álvarez y McDowell, en prensa). Sin embargo, flujos de lava de afinidad toleítica del Mioceno tardío tambien se presentan al oeste del escarpe del Golfo en la península (Figura 6c). En Baja California Sur, los basaltos Esperanza (-10 Ma) y flujos andesíticos de la península de Vizcaíno (-6 Ma) indican magmas toleíticos fueron emplazados en una región al parecer no afectada por la distensión en la etapa del protogolfo. Este volcanismo toleítico transicional (c.f., Sawlan, 1991) presenta enriquecimiento en elementos incompatibles, por lo que se ha sugerido que provienen de la fusión selectiva de venas de piroxenita hospedadas en rocas más refractarias del manto, de composición peridotítica (Sawlan, 1991).

En la costa de Sonora, el volcanismo basáltico toleítico en la etapa del protogolfo se ha reportado en la región de Empalme con edades de 8 a 10 Ma (Mora-Álvarez, 1993). Diques basálticos toleíticos de ea.10 Ma y emplazados en estructuras con orientación NNW han sido estudiados en la costa de Sinaloa (Henry 'y Aranda-Gómez, en prensa). Estas manifestaciones volcánicas, junto con las toleítas transicionales de Baja California (Sawlan, 1991) representan el ascenso de un manto astenosférico en la etapa del protogolfo, que se manifestó dentro de la zona de distensión y en la zona estable de la península, al parecer no afectada por la extensión de la corteza.

El volcanismo calcialcalino en la Provincia Extensional del Golfo es principalmente dacítico-riolítico y ocurre en campos volcánicos discretos en las márgenes y en algunas islas. La provincia volcánica de Puertecitos es posiblemente la más grande en la península.con volcanismo riolítico-dacítico calcialcalino (Stock, 1989; Martín-Barajas et al., 1995) (Figura 6d). Se han documentado tres períodos de actividad de tipo caldérica que ocurrieron hacia -11, 6 Y 3 Ma, respectivamente. En la región de Loreto, el campo volcánico de Mencenares está formado principalmente de domos y flujos dacíticos con afinidad calcialcalina de edad Plio-Cuaternario (Bigioggero et al., 1995). Algunas islas del Golfo (e.g., San Esteban, San Lorenzo y Ángel de la Guarda) contienen secuencias volcánicas que corresponden a una actividad efusivaexplosiva del Mioceno tardío-Plioceno, esencialmente calcia/calina y con magmas diferenciados (Desonie, 1992; Escalona-Alcazar, 1999). En la región de Santa Rosalía, la caldera La Reforma (Plioceno) y el complejo volcánico de Tres Vírgenes (Plio-Cuaternario) están compuestos por volcanismo andesítico-dacítico dominante y de afinidad calcialcalina (Sawlan, 1981), aunque Demant (1981) tambien reporta lavas comendíticas en la caldera La Reforma.

Se desconoce si el volcanismo riolítico-andesítico calcialcalino es producto de la diferenciación de magmas basálticos generados por fusión parcial en el manto o si se trata de magmas generados por la fusión de la corteza, o de una combinación de estos dos procesos. Este tipo de volcanismo conserva muchas de las características geoquímicas del volcanismo de arco y su variación posiblemente representa diversos grados de contaminación cortical.

DISCUSiÓN

La evolución del volcanismo neogénico y el proceso distensivo del noroeste de México estan enmarcados en dos eventos tectónicos regionales relacionados. El primero es el encuentro de la dorsal Pacífico-Farallón con la trinchera de Norteamérica hacia los 29 Ma que ocasionó la terminación progresiva del volcanismo de arco junto con la migración hacia el sur de la junta triple (dorsal-trinchera-falla transformante) (Atwater, 1989; Stock y Lee, 1994). La zona de fractura San Benito-Tosco-Abreojos funcionó como una falla transformante a lo largo de la margen occidental ele la península y constituyó el límite de placas entre 12 y -S Ma (Spencer y Normak, 1989; Lonsdale, 1989). El segundo evento es el cambio en el límite de placas hacia el Golfo de California y la transferencia progresiva de la península a la placa Pacífico. Durante el período entre 12 y 4 Ma la península mantuvo un movimiento relativo independiente funcionando como una microplaca; la transferencia de la península a la Placa Pacífico se completó hacia los 4 Ma, como sugieren las anomalias magnéticas más antiguas (3.S Ma) en la boca del Golfo (Lonsdale, 1989; Stock y Hodges, 1989).

La subsidencia inicial de las cuencas en la etapa del protogolfo fue posiblemente dirigida por una tectónica distensiva de dirección E-NE que prevaleció durante la etapa pre-S Ma (e.g., Angelier et al., 1981). Las únicas evidencias se han definido en las márgenes del Golfo, principalmente en Baja California, y recientemente en el sur de Sinaloa (Henry y ArandaGómez, en prensa). En el norte de la penísula, las fallas maestras que controlan la subsidencia de las cuencas mio-pliocénicas cambian de polaridad del sentido de transporte de la placa superior (c.f. Axen; 1995). La segmentación en la etapa temprana del rift en segmentos estructurales de SO a 100 km, separados por zonas de acomodamiento, corresponde a una característica común en otros rifts continentales de tipo ortogonal (e.g., Bosworth, 1985), y las cuencas adyacentes al escarpe del Golfo y en la costa de Sonora-Sinaloa pudieron haberse formado de esta manera. Algunas de las fallas originadas durante la etapa temprana posiblemente permaneciendo activas con el cambio a un r¡ft oblicuo, acomodando la componente del extensión en la península.

Bajo el continente, el desarrollo de una ventana astenosférica durante el Neógeno producida por la subducción de la dorsal y el jalón gravitacional del slab o corteza oceánica subducida, debió modificar la estructura y las características térmicas de la litosfera en una amplia zona del suroeste de Estados Unidos y del noroeste de México (c.f., Severinghaus y Atwater, 1990; Dickinson, 1997). Esta hipótesis ha .sido discutida en los últimos años y parece haber ganado muchos adeptos entre la comunidad de geociencias. Es posible que el origen de la extensión y el magmatismo intermedio a félsico en el suroeste de Arizona ha sido atribuido al colapso gravitacional que siguió a la orogenia Laramide (Spencer et al., 1995), sin embargo, este proceso difícilmente puede explicar las firmas geoquímicas de tipo OIB (Oceanic Island Basalts) que predominan en el volcanismo basáltico plio-cuaternario en algunas regiones del suroeste de Estados Unidos, en Sonora y el norte de Baja California, el cual requiere de la fusión de un manto astenosférico y menor participación del manto litosférico (e.g., Fitton et al., 1991; Paz-Moreno, 1992).

Las relaciones entre causa y efecto aún no logran consenso debido a que en muchas áreas estudiadas el volcanismo precede a la extensión y en otras el proceso distensivo antecede o es contemporáneo al volcanismo (ver síntesis en Metcalf y Smith, 1995). En Sonora el proceso de extensión temprana concuerda con una reactivación del volcanismo, principalmente de composición basáltica, que precedió a la actividad de la Sierra Madre Occidental (e.g., McDowell et al., 1997). Las lavas basálticas intercaladas en los depósitos continentales de la Formación Baucarit en Sonora central sugieren que el magmatismo y la extensión están íntimamente ligados, y se ha propuesto que el magmatismo máfico del Mioceno temprano pudo haber debilitado térmicamente la litosfera y ocasionar la extensión de la corteza (Gans, 1997). No obstante, este tipo de volcanismo se ubica en una posición trasarco y aún se desconoce cual es su relación genética con la subducción de la Placa Farallón-Guadalupe al oeste de la península.

Para explicar la variación espacial y temporal del volcanismo y su composición es necesario considerar las características geoquímicas de la fuente de los magmas. Desafortunadamente, son pocos los estudios isotópicos en lavas andesítico-basálticas y en xenolitos de la base de la corteza y del manto, por lo que tal variación de la fuente y los patrones de evolución magmática aún no pueden definirse. Sin embargo, podemos suponer que la variación en las características geoquímicas del volcanismo máfico si refleja una heterogeneidad de la fuente o diferentes grados de fusión parcial. La evolución de estos magmas en la corteza, la ubicación de los centros de emisión y el estilo eruptivo del volcanismo post-subducción <12 Ma) están, en la mayoría de los casos, fuertemente controlados por los patrones estructurales.

El análisis de xenolitos ultramáficos en varias localidades del centro y occidente. de México sugiere que las presiones y temperaturas de equilibrio entre los xenolitos y las lavas que los contienen corresponden a un proceso de fusión parcial somera (-25 km) y una corteza más delgada en la región del Golfo y en el margen Pacífico (Luhr y Aranda-Gómez, 1997). El estudio de Luhr y Aranda-Gómez (1997) concluye que el manto litosférico bajo el campo volcánico de San Quintín también muestra la influencia de fluidos derivados de la antigua subducción. Aunque aún no es claro si esa actividad volcánica, la única con volcanismo basáltico intraplaca en la península, está controlada por estructuras relacionadas a la distensión regional.

Nuestro conocimiento sobre el origen y la evolución del magmatismo neogénico en el noroeste de México se ha ampliado a medida que se publican los estudios de campo y estudios petrogenéticos del volcanism9 asociado a la distensión de la corteza. Estos estudios permiten acotar los modelos geofísicos sobre la estructura de la corteza en esta geológicamente compleja región, cuyos procesos tienen gran impacto en la sociedad por sus recursos naturales y por el riesgo geológico inherente a las actividades sísmica y volcánica de esta porción del noroeste de México.

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Avances en el conocimiento de la Faja Volcánica Transmexicana durante la última década

Luca Ferrari

Instituto de Geología, UNAM, Apdo. Postal 70-296, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.

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Resumen

La Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), el arco volcánico construido sobre la margen meridional de la Placa Norteamericana, presenta características peculiares tal como una gran variabilidad del estilo volcánico y de la composición química de sus productos, la oblicuidad de su parte central y oriental con la trinchera y la notable variación del ancho del arco. En esta reseña se sintetizan las principales contribuciones en campo geológico, geoquímico y geofísico sobre este arco volcánico según los artículos publicados durante la década de los noventa. Los mayores avances lo constituyen la reconstrucción de la estructura del sistema de subducción, el establecimiento de la edad y la evolución geológico-tectónica de la FVTM; la reconstrucción de la historia volcánica de los centros activos y la evaluación de su riesgo; y el esclarecimiento de la petrogénesis de los magmas. Sin embargo, a pesar de los avances, no se ha aclarado completamente el origen y la evolución de la FVTM. En el futuro, las investigaciones que pueden contribuir a solucionar los problemas de interpretación de la FVTM tendrán que enfocarse al conocimiento detallado de la geología del arco volcánico y de la estructura físico-química de la corteza y el manto por debajo de él.

Abstract

The Trans-Mexican Volcanic Beft (TMVB), the volcanic arc built on the southern edge of the North America plate, presents several peculiar features such as large arc parallel variation in volcanic style and chemical composition, a slight obliquity with respect to the trench and a significant variation in the arc width. In this review I synthesize the main geologic, geophysics and geochemical contributions on this arc based on papers published during the last decade. Significant advances in this respect were the reconstruction of the structure of the subduction system; the establishment of the age and geologic evolution of the TMVB; the reconstruction of the volcanic history of the active centers, the volcanic hazard assessment; and the deeper insight into the petrogenesis of the magmas. Despite these advances, the origin and the evolution of the TMVB is not completely understood yet. In the future, detailed geologic and tectonic studies of the arc and geophysical and geochemical investigations on the geometry and nature of the crust and underlying mantle may contribute to solve these problems.

INTRODUCCiÓN

La Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) es el arco volcánico que se desarrolla sobre la margen sudoccidental de la Placa de Norteamérica como resultado de la subducción de las Placas Rivera y Cocos a lo largo de la trinchera de Acapulco (Figura 1). Los estudios sobre la FVTM comenzaron de manera pGeología regional y localuntual en la década de los sesenta. Una muestra representativa de los conocimientos obtenidos en aquella etapa la presenta Mooser (1972) quien también propone el primer modelo de la estructura del arco. En la década siguiente se realizaron los primeros trabajos sistemáticos que culminaron con la importante síntesis regional de Demant (1981). En los ochenta se llevaron a cabo trabajos volcanológicos y geoquímicos que aportaron conocimientos significativos sobre la mayoría de los grandes aparatos y campos volcánicos cuaternarios y se publicaron los primeros modelos sobre la tectónica de la parte occidental de la FVTM. El estado del arte para finales de aquella década fue resumido por Yerma (1987) en ocasión de la publicación de un volumen especial de la revista Geofisica Internacional dedicado a la FVTM. En el presente trabajo se pretende sintetizar las contribuciones principales publicadas desde aquel entonces, así como señalar los problemas que quedan por resolver.

CARACTERíSTICAS DISTINTIVAS DE LA FVTM

La FVTM constituye unos de los arcos volcánicos más complejos y variados de la región circum-Pacífica. Entre sus rasgos peculiares se pueden citar: a) la gran variabilidad del estilo volcánico y composición química a lo largo del arco; b) la presencia de un volcanismo alcalino de tipo intraplaca (asimilado a los Oeean Island Basalt) espacialmente asociado al volcanismo dominante relacionado con la subducción; c) la oblicuidad de su parte central y oriental con la trinchera; y d) la notable variación del ancho del arco (Figura 1).

a) La FVTM se suele dividir en tres sectores: occidental, central y oriental (Figura 2) que presentan diferencias significativas en lo que respecta al tipo de volcanismo y su composición química. En el sector occidental, limitado al este por el r¡tt de Colima, el arco volcánico se sobrepone a la parte norte del bloque Jalisco (BJ) y al límite meridional de la Sierra Madre Occidental (SMO). El volcanismo emplazado en el límite sur de la SMO es claramente bimodal, formado tanto por estratovolcanes y complejos de domos dacíticoriolíticos como por centros monogenéticos basálticos. En cambio, el volcanismo emplazado dentro del BJ es casi exclusivamente monogenético y de composición basáltico-andesítica.

En el sector central, entre el rift de Colima y el sistema de fallas Taxco-Querétaro (Figura 2), se desa-rrolla el campo volcánico Michoacán-Guanajuato, formado por centros monogenéticos y pequeños volcanes escudo de composición basáltica o basálticoandesítica. Los estratovolcanes están completamente ausentes, si se exceptúa el caso del Cerro Tancítaro.

En el sector oriental, al oriente del sistema TaxcoQuerétaro, la mayor parte del volcanismo está emplazado en grandes estratovolcanes, calderas y complejos de domos de composición de andesítica a riolítica alineados a lo largo de estructuras corticales, mientras que los volcanes monogenéticos de composición basáltica representan sólo una pequeña fracción del volumen de magma emplazado. En este sector el arco volcánico se emplaza sobre una corteza de edad precámbrica presumiblemente de tipo cratónico (Oaxaquia, Ortega-Gutiérrez el al., 1996).

b) Variedades de rocas volcánicas alcalinas han sido emplazadas a lo largo de toda la FVTM. Sólo una parte de las rocas alcalinas tiene afinidad intraplaca y puede interpretarse como basaltos de isla oceánica (OIB) derivados de un manto no contaminado por la subducción. Lavas OIB se han emplazado desde el Mioceno al Presente a lo largo de toda la FVTM pero más frecuentemente en el sector occidental (Tabla 1).

c) La FVTM no se encuentra a una distancia constante de la trinchera de Acapulco. Mientras que en el sector -occidental el frente volcánico es paralelo a la trinchera, en el sector central y oriental tiende a alejarse de ella. Como resultado el frente volcánico tiene un ángulo de aproximadamente 15° con respecto a la trinchera.

d) La tasa de emplazamiento volcánico y el área cubierta por el volcanismo Plio-Cuaternario no son homogéneas en la FVTM. El arco volcánico PlioCuaternario tiene un ancho variable entre un máximo de 200 km en la región del Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato y un mínimo de 65 km en las regiones de Chapala y Morelia (Figura 1), que corresponden también a las áreas con menor aporte magmático del arco

A diferencia de otros arcos volcánicos los rasgos peculiares descritos arriba no se relacionan directamente con la edad y la estructura térmica de las placas en subducción. La litósfera oceánica en subducción en la trinchera tiene edades variables entre 8 y 15 Ma pero por debajo del arco volcánico PlioCuaternario se encuentra una placa de edad uniforme de entre 18 y 20 Ma (Bandy y Kostoglodov, 1995) (Figura 1).

Figura 1. Entorno tectónico y principales centros volcánicos de la Faja Volcánica Transmexicana. Las edades en la trinchera se refieren a la placa que entra en la zona de subducción. Las líneas interrumpidas representan la posición de las isócronas de la placa subducida, cuyas edades se indican (basado en Kostoglodov y Bandy, 1995, corregido por la inclinación del plano de Benioff de acuerdo a la estimación de Pardo y Suárez. 1995). Los triángulos indican los principales estrato-volcanes; los mencionados en el texto son: LN :: Las Navajas; SA:: sangangüey; SJ :: San Juan; CB :: Ceboruco; TQ :: Tequila; CO :: Volcán de Colima; TA :: Tancítaro; PH :: Palo Huérfano; HO :: La Joya; ZA :: El Zamorano; NT :: Nevado de Toluca; IZ :: Iztaccíhuatl; PO :: Popocatépetl; LM :: La Malinche; CP :: Cofre de Perote; Por:: Pico de Orizaba. Los círculos indican las calderas; las mencionadas en el texto son: LP :: La Primavera; Al :: Los Azufres; AM :: Amealco; HU :: Huichapan; LH :: Los Humeros; LC :: La Cumbre. Los principales campos volcánicos mencionados en el texto son: MGVF :: campo volcánico Michoacán-Guanajuato; Chic:: Sierra Chichinautzin; PmS :: Chiconquiaco-Palma Sola.

AVANCES EN LA ÚLTIMA DÉCADA

Edad y evolución geológica de la FVTM

La edad de la FVTM ha sido un tema controversia!. En el pasado se habían sugerido fechas variables desde Cuaternario (Demant, 1978; 1981), Plioceno tardío (Cantagrel y Robin, 1979), Plioceno temprano (Nixon et al., 1987) hasta Oligoceno (Mooser, 1972). Sin embargo, en la última década, la cartografia geológica apoyada en un gran número de nuevas edades isotópicas, ha llegado a esclarecer la evolución espacio-temporal del volcanismo en México central. La recopilación y el análisis de varios centenares de edades ha permitido visualizar la reorientación progresiva del volcanismo continental desde la Sierra Madre Occidental a la FVTM, indicando que un arco volcánico con la orientación y las características químicas de esta última existía ya desde el Mioceno superior (Ferrari et al., 1994a, y 1999a) (Figura 2). Desde entonces el frente volcánico ha migrado hacia la trinchera, sobre todo en la parte occidental y central de la FVTM (Ferrari et al., 1994a; Delgado et al., 1995).

Estos estudios han permitido además reconocer que el volcanismo de la FVTM se caracteriza por pulsos de mayor intensidad separados por periodos de actividad reducida (Figura 3). El primer pulso tuvo lugar al inicio del Mioceno tardío (10-9 Ma), cuando la FVTM se caracteriza por el emplazamiento de grandes mesetas andesítico-basálticas en el sector occidental y central (Moore et al., 1994; Ferrari et al., 1994b, 1999c; Righter et al., 1995) y de estratovolcanes andesíticos como el Zamorano (Carrasco-Núñez et al., 1989) Palo Huérfano (Pérez-Venzor et al., 1997), La Joya (Valdez-Moreno et al. 1996) y Cerro Grande (Carrasco-Núñez et al., 1997) en el oriente. Posteriormente a los 8 Ma, se observa una disminución del volcanismo a lo largo de toda la FVTM. En el Plioceno inferior (5-3 Ma) el volcanismo se vuelve marcadamente bimodal: complejos de domos riolíticos se emplazaron entre Tepic y Guadalajara (Gilbert et al., 1985; Righter et al., 1995; Ferrari et al., 1997, 1999b) Y en el sector central de la FVTM (Pasquaré et al., 1991), donde además se formaron las calderas de Los Azufres, Amealco y Huichapan (Ferrari et al., 1991; Aguirre-Díaz, 1997; Aguirre-Díaz et al., 1997). En el sector occidental el comienzo de este volcanismo pliocénico está marcado por el emplazamiento de basaltos alcalinos entre Tepic y Guadalajara (Moore et al., 1994; Righter et al., 1995) y en la parte norte del rift de Colima (Allan, 1986). Un último pulso volcánico parece caracterizar el Plioceno tardío-Cuaternario (Figura 3), cuando la composición dominante de los productos se vuelve otra vez intermedio-máfica.

Figura 2. Principales sistemas de fallas con edades inferiores a los 10 Ma que afectan a la Faja Volcánica Transmexicana (basados en Farrari y Rosas-Elguera, 1999a; Ferrari et al., 1999c; Alaniz-Á1varez et al., 1998). GC=Graben de Cotija; GP= Graben de Penjamillo; HGA=:Semigraben de Aljibes; FLP=Falla de La Pera. Nótese la ausencia de fallamiento en la parte oriental de la FVTM.

Marco geodinámico y tectónico

La relocalización precisa de los sismos de subducción bajo México central junto con estudios magneto-telúricos han permitido reconstruir la geometría de las placas en subducción, evidenciando que el frente volcánico Cuaternario se encuentra en correspondencia de los 80-100 km de profundidad del plano de Benioff. De acuerdo a estos datos el ángulo de -15⁰ que guarda el frente volcánico de la FVTM respecto a la trinchera de Acapulco resultaría ser una consecuencia de la variación de la inclinación de la placa en subducción. En particular, el plano de Benioff que define la placa de Rivera por debajo del bloque Jalisco tendría un ángulo de 45-50⁰ (Pardo y Suárez, 1993; 1995), se volvería progresivamente más somero en correspondencia de Michoacán hasta volverse subhorizontal en Guerrero y Oaxaca (Pardo y Suárez, 1995; Arzate et al., 1995). El ángulo aumentaría otra vez en correspondencia de la región ístmica y centroamericana (Pardo y Suárez, 1995). Sin embargo, los sismos son casi ausentes por debajo de la FVTM, lo que deja mucha incertidumbre sobre la geometría de la placa en subducción en esta región. El análisis de los eventos recopilados en el catálogo sísmico del Servicio Sismológico Nacional (R. Zúñiga, comunicación personal) sugiere que la placa podría hundirse con alto ángulo en correspondencia de la FVTM.

Datos gravimétricos (Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996) indican que el espesor cortical de la placa superior es máximo en la parte oriental de la FVTM, donde llega a los 50 km. En esta región se infiere la existencia de un núcleo de basamento Precámbrico (Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Hacia el occidente el espesor disminuye considerablemente, hasta llegar a 28 km en Arteaga (Pérez-García y Urrutia-Fucugauchi, 1997), al suroeste del campo volcánico Michoacán-Guanajuato.

Tabla 1 -Edad y localización del volcanlsmo tipo isla oceánica (0IB) e inicio de la extensión intra-arco en la FVTM

La deformación en la placa superior se concentra principalmente a lo largo de sector occidental y central de la FVTM. Una tectónica transcurrente y/o transtensional caracteriza estas regiones en el Mioceno medio y tardío (Ferrari, 1995; Ferrari et al., 1994a, 1994c, 1997, 1999c). Sin embargo, desde finales del Mioceno, ha actuado una extensión casi perpendicular al arco volcánico. Suter et al. (1992 y 1995a y b) han documentado en detalle la extensión intra-arco reciente y activa en la parte central de la FVTM, calculando tasas de extensión entre 0.7 y 0.4 mm/año. De manera similar, en la parte occidental de la FVTM, se ha reconocido una extensión perpendicular al arco con tasas de extensión inferiores al mm/año activa desde el Mioceno tardío (Barrier et al., 1990; Nieto-Obregón et al., 1992; Ferrari et al., 1994c; Suárez et al., 1994; Ferrari y Rosas, 1999a). La ausencia de fallamiento transcurrente derecho en el Plio-Cuatemario a lo largo del rift Tepic-Zacoalco y la baja tasa de deformación de estos sistemas de fallas han puesto en duda el modelo de ritting hacia el noroeste del bloque Jalisco por efecto de un "brinco" hacia el este de la' cresta de Pacifico oriental (Luhr et al., 1985; Allan et al., 1991), que había dominado en la literatura en la década de los ochenta. En la actualidad, se considera más probable que la.tectónica extensional del la FVTM occidental estuvo relacionada con la reactivación de las fronteras del bloque Jalisco inducida por las fuerzas aplicadas en los límites de placas y, en particular, por la diferente geometría de las placas de Rivera y Cocos subducidas bajo esta parte de México (Bandy et al., 1995; Rosas et al., 1996).

Un modelo que relaciona la tectónica con el estilo del volcanismo ha sido recientemente propuesto por Alaniz-Alvarez et al. (1998, 1999), quienes, partiendo del modelo teórico de Takada (1994), propusieron que los centros poligenéticos mayores de la FVTM están alineados a lo largo de las estructuras transversales al arco debido a que estas últimas tienen una baja tasa de deformación. Este modelo fue cuestionado por Suter (1999), Contreras y Gómez Tuena (1999) y Siebe et al. (1999) quienes pusieron en duda la aplicabilidad del modelo de Takada a la FVTM y la simplificación de la tectónica de la región propuesta por Alaniz-Álvarez et al. (1998). Sin embargo, considerando que la deformación puede ser liberada por el magmatismo (Alaniz-Álvarez et al., 1999) y que no se cuestionó que la velocidad de extensión en zonas transversales al arco debe ser muy pequeña, se puede decir que el modelo de Alaniz-Álvarez y colaboradores (1998) (Rodríguez-Elizarrarás, 1995), Las Navajas (Nelson y explica la distribución peculiar del volcanismo Hegre, 1990), Nevado de Toluca (Macías et al., 1997); monogenético y poligenético de la FVTM. Iztaccíhuatl (Nixon, 1989) y Pico de Orizaba (CarrascoNúñez y San, 1994). Sin embargo, volcanes importantes como el Cofre de Perote, el Volcán San Juan, La Malinche y, en parte, el mismo Popocatépetl

 
Figura 3. Distribución en valores absolutos (escala en la izquierda) y logarítmicos (escala en la derecha) de 771 edades radiométricas para México central por intervalos de 1 Ma. La distribución multimodal sugiere que el volcanismo haya ocurrido en pulsos. La línea gruesa se obtuvo promediando dos valores adyacentes. Tomado de Ferrari et al. (1999a).

Geología regional y local

Muchos estudios volcanológicos y geológicos se carecen de un mapa geológico completo. También se han concentrado sobre los centros volcánicos que han realizado estudios geológicos y geocronométricos presentan mayor riesgo para la población. En este detallados de las calderas y complejos {jómicos de campo, la contribución mayor de la década ha sido edad Plioceno de la parte central de la FVTM probablemente la de reconocer que la mayoría de los (Amealco, Huichapan, Los Agustinos, etc.) (Aguirregrandes estratovolcanes andesítico-dacíticos de la Díaz, 1997; Aguirre-Díaz et al., 1997). Estudios FVTM tuvieron uno o más colapsos sectoriales durante similares de otros complejos caldéricos, como Los el Holoceno. Depósitos de avalancha de escombros Azufres (Ferrari et al., 1991; Pradal y Robin, 1994; relacionados con estos fenómenos cataclísmicos han Campos-Enríquez y Garduño-Monroy,. 1995) Y sido detectados en los volcanes Colima (Luhr y Zitácuaro (Capra et al., 1997), han mostrado que éstos Prestegaard, 1988; Stoopes y Sheridan, 1992), se caracterizan por una historia más larga, iniciada Jocotitlán (Siebe et al., 1992), Nevado de Toluca posiblemente en el Mioceno y caracterizada por varias (Macías et al., 1997), Popocatépetl (Robin y Soudal, reactivaciones hasta el Cuaternario. 1987; Siebe et al., 1995) y Pico de Orizaba (CarrascoNúñez et al., 1993; Hoskuldsson y Robin, 1993, La geología regional de la parte central y Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997). occidental de la FVTM ha sido sintetizada en los trabajos cartograficos de Pasquaré et al. (1991), Ferrari Además, han sido publicados mapas geológicos et al. (1999b) y Rosas-Elguera et al. (1997). Estos con diferente grado de detalle de los volcanes Colima trabajos han contribuido a establecer los límites entre Norteamérica y los bloques Jalisco y Michoacán y han demostrado que el volcanismo Terciario de la Sierra Madre Occidental no afecta a la zona que ocupa el bloque Jalisco pero sí a la zona de Michoacán.

Origen de los magmas de la FVTM

En el campo petrológico, el debate se ha centrado sobre el significado del volcanismo alcalino de la FVTM. En la parte occidental de la FVTM se ha detectado la existencia inusual de un frente volcánico potásico (Lange y Carmichael, 1991); en éste, como en otros casos, los patrones de elementos traza indican que los magmas alcalinos provi!3nen de un manto modificado por la subducción (ejemplos en Besch et al., 1988; Luhr et al., 1989; Righter et al., 1995; Luhr, 1997) y que su ocurrencia se debe a la extensión que afecta la placa superior (Carmichael et al., 1996). Sin embargo, en la parte noroccidental de la FVTM (Verma y Nelson, 1989; Wallace et al., 1992; Righter y Carmichael, 1992), en el extremo oriental (Palma Sola, Negendank et al., 1987) así como en la Sierra Chichinautzin, ubicada en el frente volcánico de la parte central (Márquez et al., 1999; Verma, 1999; Wallace y Carmichael, 1999) existen lavas que se parecen a los basaltos de isla oceá-nica (OIB), lo que implicaría un manto no contaminado por la subducción. Basándose sobretodo en estas ocurrencias, Márquez et al.(1999) propusieron un modelo provocativo en el cual los magmas 018 serían la expresión de una pluma del manto que estaría moviéndose de oeste a este desde el Mioceno tardío, por debajo de la FVTM. El problema principal de este modelo lo representa la evolución temporal del fallamiento y del volcanismo OIB en la FVTM, que no muestra la propagación predicha por el modelo (Tabla 1) Y el volumen de las lavas OIB que resulta ser muy por debajo a lo esperado si existiera una pluma del manto (Ferrari y Rosas-Elguera, 1999b). Un modelo alternativo ha sido propuesto en forma general por Luhr (1997), quien su-giere que la ocurrencia de lavas OIB pueda relacionarse con un flujo de material no contaminado desde la zona de retroarco inducido por la subducción.

OPORTUNIDADES DE INVESTIGACiÓN FUTURAS

 En general, los problemas de interpretación de la FVTM derivan de la falta de un conocimiento detallado de la geología del arco volcánico y de la estructura físico-química de la corteza y el manto por debajo de ella. Falta todavía cartografía geológica y estratigrafía sistemática que abarque toda la FVTM y que permita la estimación de las tasas de efusión volcánica por áreas en el tiempo y de las tasas de deformación de los diferentes sistemas de fallas. Estudios geodésicos que utilizan redes satelitales serán también fundamentales para obtener velocidades de deformación instantáneas. Se requieren además investigaciones de carácter geofísico (métodos potenciales, sísmica de refracción, tomografía sísmica) y geoquímico (estudios isotópicos) para conocer con mas precisión la naturaleza geológica y el espesor de la corteza, así como la extensión y la geometría de las placas en subducción y la composición del manto.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo se ha beneficiado de las investigaciones llevadas a cabo por el autor durante la última década y financiadas por el CONACyT, el programa UNAM-PAPIIT, el Instituto de Geología de la UNAM y la Universidad de Milán, Italia. La revisión crítica de A. Nieto Samaniego, G. Carrasco-Nuñez yS. A. Alaniz estimuló una ampliación del manuscrito original que redundó en un trabajo más completo.

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Tectónica de la Sierra Madre Oriental, México

Samuel Eguiluz de Antuñano¹, Mario Aranda García¹ y Randall Marrett²

¹ PEMEX EXPLORACiÓN, Residencia Reynosa
² Department of Geological Sciences, University of Texas at Austin. 78712-1101

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Resumen

La Sierra Madre Oriental (SMO), es una cordillera cuyo relieve se debe a la deformación de rocas mesozoicas y de su complejo basal, que fueron levantados, comprimidos y transportados hacia el noreste, formando pliegues y cabalgaduras durante la Orogenia Laramide. En este trabajo se establece la extensión de la SMO y se describen los estilos estructurales que constituyen la zona frontal de esta provincia geológica.

A lo largo del frente de este cinturón plegado se distinguen varios sectores que tienen variantes internas en el estilo y orientación de deformación, la cual es considerada de tipo thin-skined.

La evolución sedimentaria y distribución de facies, controladas por la paleogeografía, tuvieron una influencia directa sobre el posterior desarrollo del plegamiento regional. Las evaporitas del Oxfordiano, en la Cuenca del Centro de México y las evaporitas del Cretácico, en la Plataforma de Valles-San Luis Potosí, propiciaron despegues que dieron origen a desbordamientos de salientes estructurales. Donde esto ocurrió, se produjeron pliegues de caja, un despegue profundo y pocas fallas emergentes. Con secciones balanceadas y restauradas donde hay evaporitas, se determinó que el acortamiento fue menor que 35%, mientras que en regiones donde las evaporitas están ausentes, los acortamientos fueron mayores que 40%. Los vectores de desplazamiento, obtenidos con datos cinemáticos de campo, sugieren un transporte tectónico regional que está dirigido hacia el noreste.

Datos recientes, obtenidos por otros autores, sugieren que la pila de sedimentos acumulados en el frente de la SMO, fue mucho mayor a lo que está presente y que su levantamiento y fallamiento ocurrieron posiblemente en el Eoceno tardío. Esto explicaría la esquistosidad provocada por carga Iitostática en algunos sectores del frente de montaña y es posible que el paroxismo compresivo y el levantamiento del frente plegado, ocurriera en un tiempo incluso posterior al Eoceno.

El modelo de cuña crítica es una posibilidad para explicar adecuadamente: las relaciones estructurales con respecto a la distribución de evaporitas; la geometría de las estructuras del frente de montaña; los estilos de deformación de la cubierta y del basamento; las variaciones de acortamiento y la posición de los afloramientos de la zona interna de la cadena plegada.

Abstract

The Sierra Madre Oriental (SMO) is a long range that resulted from the deformation of Mesozoic rocks and its basament complex. Both were. uplifted, shortened and transported northeastward forming a fold and thrust belt during the Laramide orogeny. This work describes the structural styles that form the frontal zone of the geological province SMO.

AJong the front of this fold and thrust belt, ñve sectors can be distinguished by internal variants in their style and trend of deformation, here considered thin-skinned kind.

The sedimentary evolution and facies distribution, both controlled by the paleogeography, had direct influence over folding development. Oxfordian evaporites in the Central Mexico Basin, and Cretaceous evaporites in the Valles-San Luis Potosí Platform, caused detachments and created structural salients, box folds, and a few emergent faults. Restored and balanced cross-sections show that where evaporites exist, shortening is less than 35%. Where evaporites are absent, shortening was greater than 40%. Kinematic vectors suggest a regional northeastward tectonic transporto

New data suggest that sediment accumulated in the frontal SMO was much thicker than presently preserved. Uplift, folding and thrusting of this sequence possibly occurred during late Eocene. This idea explains that Jurassic-Cretaceous schist, could be for litostathic pressure in some frontal folding places; and the compressing and uplift could be post Eocene in that region, but not extensive in that time across western the SMO.

The critical wedge model can explain: (1) structural relationships based on evaporite distribution and the structural salient; (2) differences between the geometry of structures along the front range; (3) contrasting deformation styles between the basement complex and the sedimentary cover; (4) shortening variations and (5) the location of outcrops of the internal zone of the fold-thrust belt.

El término Sierra Madre Oriental designa a un rasgo orográfico, formado por un macizo montañoso rugoso, angosto y alargado, situado en el oriente de la República Mexicana, que emerge de la planicie costera del Golfo de México y se yergue majestuoso e imponente, con cumbres que sobrepasan los 2,500 m sobre el nivel del mar, luego descienden de altura hacia el poniente y pasan a una extenso altiplano situado en el centro del país; diversos autores (Álvarez, 1961; Tamayo, 1941; Raisz, 1959), ubican a la Sierra Madre Oriental a partir de la Faja Volcánica Transmexicana y la proyectan en forma continua hacia el NW, internándose en la parte central de Coahuila y Chihuahua, hasta la frontera norte de México. La Sierra Madre Oriental es una unidad fisiográfica, con más de 800 km de longitud y de 80 a 100 km de amplitud. En términos geológicos, la Sierra Madre Oriental es el producto del levantamiento y deformación de rocas principalmente mesozoicas, incluido su basamento heterogéneo. Por otra parte, corresponde a una franja del frente plegado y cabalgado durante el período de deformación conocido como laramídico, al que De Csema (1960), denominó Hidalgoense.

Existen varias opiniones sobre el concepto morfoestructural de la provincia en cuestión, Guzmán y De Cserna (1963), incluyen a todas las rocas plegadas del centro y norte de México como parte de la Sierra Madre. Siguiendo el criterio anterior, Tardy (1972a) y De Cserna (1989), incluyen subdivisiones morfoestructurales al conjunto antes definido; aquí se propone que bajo ese esquema, es más conveniente utilizar el término Orógeno Mexicano, y dejar restringido el término Sierra Madre Oriental, para referirse al cinturón plegado que se describe en este trabajo (Figura 1).

Diferentes autores (e.g., Aranda, 1991; Gray y Johnson, 1995) consideran que el frente plegado Sierra Madre Oriental, presenta dos ramas subparalelas, una se interna en la porción central de Coahuila y Chihuahua, mientras que otra se aparta hacia el poniente. De acuerdo con el concepto descrito por Lugo-Hubp (1990), la Sierra Madre Oriental es un relieve morfoestructural curvado, que se ubica desde la Faja Volcánica Transmexicana, hasta la proximidad de la Ciudad de Torreón, Coah. En este trabajo, el conjunto Sierra Madre Oriental, en términos estructurales, concuerda con este criterio y además lo extendemos en sus extremos noroeste, hacia la proximidad de Parral, Chih. y sureste hacia el área de Tuxtepec, Oaxaca. El frente de montaña está bien definido a lo largo de casi toda su extensión, pero Ia.teralmente, al poniente, esta franja plegada pierde claridad en el Altiplano Mexicano. De acuerdo con González et al. (1986), la ubicación del Altiplano y el frente plegado de la Sierra Madre Oriental, pertenece al denominado "Terreno Estratotectónico Sierra Madre Oriental". 

Figura 1. Localización del frente tectónico. Sierra Madre Oriental (1), Cadena baja de la Sierra Madre Oriental (2), Planicie costera del Golfo (3), Franja plegada de Sabinas (4) y Chihuahua (5), Rift del Río Grande (6), Montañas Rocallosas (7), Montañas Uinta (8), Cinturón Orogénico Cordíllerano (9), Sierra Nevada (10), Golfo de California (11), Fosa de Acapulco (12), Sierra Madre del Sur, Complejo Oaxaqueño y Yucatán (13), Sierra Madre Occidental y Faja Volcánica Transmexicana (14), Bloque de Aldama y Coahuila (15), Bloques de Tamaulipas (16).

En este trabajo se describen con detalle las características tectónicas del frente de la franja de pliegues y cabalgaduras; dentro de este cinturón se identifican cinco sectores y se excluye de la Sierra Madre Oriental, a la cadena plegada de la parte central de Coahuila y Chihuahua, por tener una evolución paleotectónica y estilos estructurales diferentes (Figura 1).

Numerosos estudios sobre la Sierra Madre Oriental han sido realizados desde principios del siglo, el conocimiento de su geología ha evolucionado y despertado un interés creciente. Los primeros trabajos establecieron la estratigrafía y aspectos estructurales preliminares (Heim, 1926; Burckhardt, 1930; Kellum, 1930, 1932, 1936; lmlay, 1936, 1937, 1944; Segerstrom, 1961; Humphrey, 1949; Carrillo, 1961, 1965). Trabajos posteriores desarrollados a mediados de siglo y los años sesenta, abrieron nuevas corrientes sobre el conocimiento geodinámico de los sectores que forman a esta provincia geológica, primero se incluyó a esta región dentro del concepto de la teoría geosinclinal (Álvarez, 1949, 1958 Y 1961; Humphrey, 1956; Guzmán y De Cserna., 1963; De Cserna, 1956 y 1960); después se elaboraron modelos paleogeográficos (Viniegra, 1963; Garza, 1973; Carrillo, 1971; Salvador, 1987). Estudios más recientes aportaron otros datos que modificaron el concepto geodinámiéo de esta región y la inclusión de esta provincia, dentro de un contexto de tectónica de placas y se obtuvieron avances para mejorar su entendimiento (Tardy, 1973, 1980; Suter, 1984, 1987; De Cserna et al., 1977; Ramírez, 1978; Padilla y Sánchez, 1985; Quintero y Aranda, 1985; Eguiluz y Campa, 1982; Campa y Cpney, 1983; Campa, 1985; Longoria, 1994; Eguiluz, 1989a, 1989b y 1991). En los años setenta, Petróleos Mexicanos realizó excursiones geológicas que mostraron los conocimientos estratigráficos y estructurales alcanzados por la industria petrolera, pero desafortunadamente son trabajos inéditos. Por otra parte institutos de investigación y dApendencias gubernamentales nacionales y extranjeras, publicaron cartas tectónicas y geológicas de esta región (King, 1969; Muehlberger, 1992; González et al., 1986). Con este acervo de conocimientos y con el objeto de evaluar las posibilidades petroleras de la Sierra Madre Oriental, Petróleos Mexicanos, en 1993, decidió realizar el estudio integral (NEM 1032) de esta provincia, definir sus límites y proponer los modelos geológicos, capaces de orientar la exploración de hidrocarburos. Para cumplir este objetivo, se conformó un equipo de trabajo cuyas ideas forman la parte medular de lo que aquí se expone; por Petróleos Mexicanos, Mario Aranda García, Samuel Eguiluz de Antuñano, José Galicia Barrios, Javier Banda Hernández, Jaime Patiño Ruiz, Maximino Palma González y Fernando López Arriaga; como especialistas del Instituto Mexicano del Petróleo, Mario Vázquez Meneses y Salvador Ortuño Arzate; y como asesores especialistas de la Compañía AMOCO, se integraron Gary Prost, Randall Marrett, Joshua Rosenfeld, Dutch Thompson y Matt Trout. Es conveniente reconocer que el estudio integral patrocinado por Petróleos Mexicanos, se realizó con el apoyo de Raúl González García y Pablo Cruz Helú, a quienes los autores dedican este trabajo, que fue autorizado para publicarse y presentarse en las jornadas técnicas de la Primera Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra en 1998.

ESTRATIGRAFíA Y MODELOS PALEOGEOGRÁFICOS

El basamento de la Sierra Madre Oriental, consiste de un caleidoscopio de rocas que varían en litologías y edades, desde gneises de edad Precámbrica, en Peregrina, Tamps. (Carrillo, 1961; De Cserna el al., 1977, Ramírez, 1978) o el núcleo del Anticlinorio de Huayacocotla (Carrillo, 1965), hasta esquistos de edad preoxfordiana, que aparecen esparcidos en San Julián, lac. (Córdoba, 1965), Jimulco, Coah. (Kellum, 1932), Aramberri, N.L. y Miquihuana, Tamps. (Imlay, 1937), Peregrina (Carrillo, 1961) y Teziutlán, Pue. (Viniegra, 1963). Sedimentos del Paleozoico que afloran en Las Delicias, Coah. (King, 1934) y Peregrina, Tamps. (Carrillo, 1961), completan un cuadro poco entendido sobre la distribución del complejo basal que soporta a la columna mesozoica; más complejo es aun, si consideramos que estas rocas están fuertemente deformadas y transportadas por orogenias anteriores (Anderson y Schmidt, 1983).

En el área que ocupa la franja plegada del frente de la Sierra Madre Oriental, los primeros sedimentos marinos mesozoicos aparecen entre el Triásico Superior y el Jurásico Inferior. Su distribución está restringida a dos franjas: una al suroriente, en la región de Huayacocotla (Carrillo, 1965) y otra al poniente, que va desde Santa María del Oro, Dgo. (Aranda el al., 1988), hasta Guanajuato (Ortíz-Hernández el al., 1992), pasando por lacatecas, Real de Catorce y Charcas, S.L.P. Su característica al poniente consiste en aparecer como un cinturón turbidítico complejo en extremo, orientado NW-SE, con volcanismo marino asociado, mientras que al oriente, rocas correlativas carecen de rocas volcánicas y se interdigitan con secuencias continentales del Alogrupo Los San Pedros (Rueda el al., 1993). Mientras que los depósitos occidentales representan zonas internas de una cuenca sedimentaria, que según Eguiluz (2000) pudiera ser de tipo pull apart, ubicada en el Centro de México; los sedimentos del oriente representan el relleno de fosas relacionadas a la apertura del Golfo de México. En ambos casos presentan faunas que indican la posible invasión marina relacionada con el ancestral Océano Pacífico (Imlay, 1980). Estas secuencias del TriásicoLiásico están plegadas y limitadas por discordancias angulares con las rocas a las que sobreyacen y con los sedimentos a los que subyacen, por lo que se infiere la existencia de un evento tectónico que pudo ocurrir posterior al Liásico o Jurásico Medio. La importancia de conocer la existencia, litología y espesor de estas rocas, facilita el entendimiento para conocer que durante la deformación Laramide, actuaron como niveles de despegue potenciales. En las regiones antes descritas, al poniente, durante el Jurásico Superior y Cretácico Inferior, otro cinturón turbidítico se depositó y quedó sobrepuesto al cinturón turbidítico anterior Triásico-Liásico, que continuó representando a la zona interna de la cuenca; mientras que al oriente, sobre la secuencia ¿triásica?-liásica se sobrepuso una sedimentación de lechos rojos, evaporitas, carbonatos y terrígenos mioclinales (Figuras 2,3,4, y 5).

A lo largo y ancho de la Sierra Madre Oriental, en la base de la columna sedimentaria preoxfordiana, se encuentran, en superficie y subsuelo, capas rojas (Formaciones Nazas, Cahuasas, Tenexcate y La Joya), con material volcánico en la mayoría de los casos, estas rocas cubren al complejo basal antes mencionado. Estos lechos rojos representan el relleno de fosas tectónicas y son el cambio de una sedimentación continental, hacia una sedimentación marina, que inició en el Jurásico Superior y continuó sin abandono durante el Cretácico. Magníficos afloramientos se observan desde la Sierra de Atotonilco y Villa Juárez, Dgo., al noroeste, pasando por San Julián, lac., Huizachal, Tamps., Galeana, Aramberri, Miquihuana, N.L., Real de Catorce, S.L.P. y en el Anticlinorio de Huayacocotla, hasta Teziutlán, Pue., en el sureste.

Con la integración de información estratigráfica regional, se pueden reconstruir una serie de dominios sedimentarios que evolucionaron en cuencas y plataformas, éstos definen el hábitat de provincias paleogeográficas, en ellas se acumularon conjuntos pétreos variados que es necesario reconocer y relacionar con su estilo de deformación. La importancia que tiene esta distinción y los espesores involucrados, están ligados intrínsecamente con el comportamiento mecánico que ocurrió durante su deformación, de esta manera, se pueden definir estilos estructurales propios para varios sectores de la Sierra Madre Oriental.

Con base en columnas estratigráficas y correlaciones detalladas en superficie y subsuelo, se ha podido elaborar la reconstrucción paleogeográfica y de ambientes de depósito, que se describen a continuación:

La migración del frente orogénico formador del cinturón cabalgado laramídico, está dada por evidencias indirectas; la estratigrafía indica la ausencia de rocas del Cretácico Superior sobre el surco turbidítico occidental (Eguiluz y Campa, 1982), por lo que se infiere que en esa región pudo empezar un levantamiento temprano durante ese intervalo de tiempo, que pudo ser posterior al Cenomaniano y anterior al Campaniano, ya que no hay depósito de esas rocas en esa región. La migración de facies detríticas supracretácicas se hacen más jóvenes en su depósito de poniente a oriente, por lo menos para el Sector Transversal de Parras (Tardy et al., 1974). La dirección del transporte por corrientes de poniente hacia el E-NE (McBride et al., 1975), hablan por sí mismas de un control de suministro inestable, que se levantaba al surponiente y poniente, que estuvo emergiendo y levantando al prisma sedimentario depositado durante el Mesozoico y que alcanzó tardíamente al actual frente montañoso en el post-Ypresiano (Vega y Perrillat,1989). El efecto de la deformación en el occidente ocasionó, en el oriente, fallas de crecimiento, las más antiguas se observan en la Formación Méndez, de edad Maestrichtiano; son muy abundantes durante el depósito de los Grupos Wilcox y Claiborne, en el Paleoceno y Eoceno de la planicie costera del Golfo de México (Echánove, 1988), situada al oriente del frente de la Sierra Madre Oriental.

Datos radiométricos (inclusiones fluidas, huellas de fisión y relaciones potasio/argón) indican que en en diferentes localidades del frente de montaña de la Sierra Madre Oriental, existió un sepultamiento mayor al representado por las columnas estratigráficas presentes hoy en día, que el leval1tamiento fue post-Eoceno y que el fallamiento inverso, es de edad radiométrica más joven que el Eoceno Medio (Gray et al., 1997; Pottorf et al., 1997, Yurewics et al., 1997). Lo anterior sugiere que sobre el frente de montaña pudo continuar el depósito de sedimentos, generando una pila sedimentaria más potente a lo observado actualmente, pero que ha sido removida por erosión. Además, la onda de deformación migródeSW a NE y de W a Ey por lotanto, la deformación del frente de montaña es más reciente a lo considerado tradicionalmente. Esos datos no incluyen a zonas más internas de la cuenca, situadas al W o SW, donde su levantamiento pudo ser anterior, congruente con un modelo de migración en tiempo y espacio. En este trabajo se subraya la idea de que el frente de montaña tuvo un depósito de rocas más jóvenes y su levantamiento también fue más reciente de lo que pudieron ser, regiones más internas de la Cuenca del Centro de México, situadas actualmente en el Altiplano Mexicano.

Figura 2.-Distribución de evaporitas (E) durante el Oxfordiano y elementos paleográficos: Península de Coahuila (1), Peninsula y Archipiélago de Tamaulipas (2), Isla de Miquihuana (3), Cuenca del centro de México (4), Cuenca de Sabinas (5). Ciudades: Tampico (T), Monterrey (M), Torreón (To), Veracruz (V), San Luis Potosi (SLP), Cubierta Volcánica actual de la Sierra Madre Occidental y Faja Volcánica Transmexicana. La Sección I-I' se muestra en la Figura 6.

Figura 3.-Distribución de facies litorales y plataforma externa durante el Tithoniano. Elementos paleográficos: Isla de Coahuila (1), Isla de Miquihuana (2), Islas de Picachos y Terán (3), Peninsula de Tamaulipas (4), Cuenca de Chihuahua y Sabinas (5), Cuenca del centro de México (6).

Figura 4.- Distribución de evaporitas durante el Barremiano: Formación La Virgen I Cuchillo (1), Formación Guaxcamá (2), Carbonatos: Arrecife Cupido y facies de laguna (3), Calizas pelágicas Tamaulipas Inferior (4), turbiditas (5) y elásticos costeros (6)


Figura 5.- Distribución de evaporitas (1) durante el Albiano, Calizas Pelágicas (2), Turbiditas (3). Plataformas de: Valle - San Luis Potosí (V), Faja de Oro (F), Coahuila (C) y Comanche (Cm). Las secciones II-lI' y III-llI' se muestran en la Figura 6.

Durante el Jurásico Superior, el Mar Tethisiano, inundó áreas bajas, extensas y planas, donde se depositaron primero, evaporitas, terrígenos y carbonatos, que formaron amplias plataformas interconectadas entre sí a través de canales, separadas por elementos insulares (Figura 2); posteriormente, estas plataformas evolucionaron y fueron cubiertas por terrígenos con variaciones de ambientes deposicionales (Figura 3). La distnbución de facies y límites entre mares y continentes durante este tiempo, marcan la distribución paleogeográfica, que definió a las paleoislas de Coahuila y de Miquihuana, las cuales separaron a las cuencas de Sabinas, Magiscaltzin y de Tampico Misantla de la Cuenca del Centro de México (Carrillo, 1990), inicialmente llamada Mar Mexicano (Humphrey, 1956), término que en este trabajo se propone abandonar por su imprecisión y ambigüedad.

 Durante el Oxfordiano la Cuenca de Sabinas actuó primero como un paleogolfo, limitado por tierras altas y posteriormente durante el Tithoniano, quedó cc,nunicada con la Cuenca de Chihuahua y flanqueada por plat~formas ccetácicas.

 El control sedimentario y estructural de los bloques paleotectónicos altos, fue heredado al Cretácico Inferior, donde las áreas continentales que existieron, al ser cubiertas por el mar en diferentes tiempos, desarrollaron bancos y plataformas evaporítico-carbonatados, como la de Coahuila (Garza, 1973), San Luis-Valles, (Carrillo, 1971), Monclova (Alfonso, 1978), Maveric (Smith, 1981), etc. La distribución de estas plataformas se presentan en las Figuras 4 y 5, mientras que los principaleltmodelos de sedimentación se ilustran en la Figura 6. Cabe hacer notar que las diferencias de espesores, litologías, acuñamientos y cambios de facies, son parámetros que interactuaron de diferentes maneras durante la deformación posterior.

 Con información obtenida de sondeos de pozos petroleros, geofísica y afloramientos, se asume que la subsidencia tuvo inicialmente un fuerte control estructural (Eguiluz, 1989b; McKee et al., 1990), ésta se desarrolló primero, durante una etapa de tipo rift de edad Jurásico Medio y posteriormente hasta el AlbianoCenomaniano, el control de subsidencia pudo ser por enfriamiento cortical.
 

Figura 6. Modelos sedimentarios. I-I', Para el Oxfordiano, rampa homoclinal con complejos lagunares y sabkhas marinos. II-II', Para el Albiano, plataforma evaporitica restringida por una faja arrecifal, sobre un bloque paleotectónico alto. III-III', Banco carbonatado restringido por parches arrecifales acrecionado sobre un alto paleotectónico.

La deformación correlativa con las orogenias Marathon-Oachita y Apalacheana, aparece esporádicamente en el área ocupada por la Sierra Madre Oriental. Rocas del basamento cristalino formado por esquistos, gneises e intrusivos precámbricos, paleozoicos y triásicos afloran localmente, y no es claro entender el papel que pudieron jugar como bloques paleotectónicos reactivados durante la extensión asociada con la apertura del Golfo de México y posteriormente, durante la deformación Laramide (Anderson y Schmidt, 1983; Flawn et al., 1961; Tardy, 1980). Las estructuras de extensión asociadas con la apertura del Golfo de México, produjeron horsts y grabens, éstos, de alguna manera, controlaron la sedimentación mesozoica (Eguiluz, 1989b; McKee et al., 1990). Sin embargo, se desconoce cómo las variaciones laterales de esos paquetes sedimentarios respondieron a la deformación Laramide; tal parece que los límites de bloques preexistentes pudieron tener control estructural y trabajaron como retrofallas (inicialmente normales y posteriormente inversas), activadas durante el periodo de acortamiento laramídico.

A lo largo y ancho de la Sierra Madre Oriental, existen cambios litológicos y acuñamientos que forman una cubierta heterogénea. El basamento cristalino es localmente involucrado en la deformación Laramide, aunque ésta afecta principalmente a estratos mesozoicos y del Paleógeno con un estilo de cubierta delgada (thin-skinned). Dos niveles evaporíticos son particularmente importantes para entender su deformación; en uno predominan la halita y anhidrita que están presentes hacia el antepaís y depositados en bloques paleotectónicos bajos, mientras que el otro está caracterizado por yeso-anhidrita, se presenta en bloques relativamente más altos. La dirección estructural regional presenta cambios de orientación, variaciones en la longitud de onda de sus pliegues y cambios en la amplitud de la cadena deformada. La cadena plegada Sierra Madre Oriental, representa en su conjunto, una gran saliente de más de 500 km de amplitud, que se proyecta hacia el antepaís adyacente, situado al norte y oriente. En sus extremos NW y SE, la Sierra Madre Oriental está cubierta por derrames volcánicos del Cenozoico de la Sierra Madre Occidental y de la Faja Volcánica Transmexicana respectivamente, pero continúa con rasgos enmascarados hacia Sonora (King, 1939), y en la Cuenca de Veracruz (Rodríguez et al., 1997; Viniegra, 1966).

De acuerdo al análisis estratigráfico, paleogeográfico y morfoestructural, la franja plegada del frente de la Sierra Madre Oriental puede dividirse en los siguientes seis sectores (Figura 7): San Pedro del Gallo (localidad donde Burckhardt definió la estratigrafía de esta región y se le da el nombre en honor a este célebre personaje), que corresponde al extremo noroeste de la cadena plegada; Sector Transversal de Parras, situado entre Jimulco y Saltillo, Coah.; Sector Saliente de Monterrey, se ubica desde el poniente de Monterrey, hasta Aramberri, N.L.; el Sector Valles localizado entre Cd. Victoria, Tamps., y Valles, S.L.P. y el Sector Huayacocotla, entre Tamazunchale y Tezuitlán, Pue.; la región de Zongolica, ubicada al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, puede considerarse una extensión de este último sector, pero las características descritas por Rodríguez et al. (1997), pueden individualizarlo.

Las interpretaciones estructurales que se presentan en este trabajo, fueron realizadas con la integración de la información antecedente publicada y con la realizada en informes inéditos de Petróleos Mexicanos. Además, con trabajo de campo se obtuvieron numerosos datos cinemáticos (estilolitas, estrías, orientación de ejes, micropliegues, fallas, etc.) que permitieron determinar la dirección dominante del transporte durante la deformación y verificar que las secciones estructurales fueran paralelas a la dirección de acortamiento; herramientas modernas como sensores remotos de imágenes espaciales TM, hicieron posible la cartografía geológica regional y elaborar un mapa tectónico. Los registros geofísicos de pozos, información sísmica y la integración de datos gravimétricos y magnetométricos estandarizados, fueron incluidos en varias secciones estructurales, las cuales se balancearon y su restauración fue hecha con el programa BSP, patentado por la compañía Midland Valley Services, Inc. En este trabajo se presentan las secciones redibujadas con métodos electrónicos y debido a cambios de escala, pueden existir pequeñas diferencias ocasionadas involuntariamente; su construcción puede tener mejoras que están pendientes de realizar y complementar. A continuación se describe la sub-división de sectores y secciones estructurales, representativas de los estilos estructurales del frente Tectónico de la Sierra Madre Oriental.

Figura 7. Distribución de sectores del frente Tectónico Sierra Madre Oríental. San Pedro del Gallo (1), Huayacocotla (2), Transversal de Parras (3), Saliente de Monterrey (4), Valles (5), Cuenca de Sabinas (6), Región Zongolica (7) y Bloque de Coa huila (8). Mismas ciudades de la Figura 2.

Sector San Pedro del Gallo

El Sector San Pedro del Gallo es el segmento noroccidental de la cadena plegada, .longitudinalmente se reconocen sus límites desde el sur de Parral Chih., hasta las sierras de Jimulco y Vieja de Ramírez. Se caracteriza por tener una potente columna de lechos rojos triásico-jurásicos (Formación Nazas), cubiertos por rocas clásticas del Jurásico Superior (más de 1,000 m reportados por Burckhardt, 1930) y más de 1,500 m de carbonatos, areniscas y arcillas del Cretácico, con ausencia de evaporitas en superficie, condición similar a la Serie Parrense descrita por Tardy (1972b). En el subsuelo, el antepaís carece de rocas jurásicas y neocomianas marinas, el Albiano descansa sobre un complejo basal metavolcánico y se presenta con más de 1,000 m de carbonatos y evaporitas que subyacen a lutitas y areniscas del Cretácico Superior, equivalente a la Serie Coahuilense de Tardy (1972b), ambas series están traslapadas en el frente tectónico y el despegue observado se ubica en la Formación Nazas, que cabalga al Cretácico Superior.

El Sector San Pedro del Gallo es un conjunto de estructuras complejas, angostas y alargadas, orientadas aproximadamente NW 40° SE, con fallas inversas y pliegues de geometría por propagación de falla (fault propagation foId) , vergentes al noreste (Eguiluz y Campa, 1982; Eguiluz, 1989a), en arreglos estructurales de abanicos imbricados, de tipo "duplex" y cuñas apiladas de cabalgamiento (Aranda, 1991). El frente de montaña (anticlinales de San Felipe, Mapimí, Ogo. y Jimulco, Coah.), tiene un basamento estructuralmente levantado, éste tiene echados relativamente suaves, con fallas subhorizontales y subparalelas a los estratos; se infiere que estas rocas son alóctonas, incluidas en geometría de pliegue por doblamiento de falla (fault bend fold). La idea de esa hipótesis está dada por la actitud suave que tienen los echados y la diferencia de elevación topográfica que tienen los núcleos de esos pliegues, la cual varían de 300 a 800 m, con respecto a la planicie al norte, donde se encuentra el Cretácico Superior de la Serie Coahuilense.

Los pozos petroleros, situados al norte inmediato del frente de montaña, en el antepaís, han cortado rocas equivalentes al complejo basal (con ausencia de sedimentos del Jurásico Superior), a profundidades de 3,500 a 5,000 m bajo el nivel del mar, otros pozos han cortado rocas jurásicas, que cabalgan a rocas del Cretácico Superior. Además, la información sísmica muestra que el complejo basal en el antepaís, está inclinado y se profundiza suavemente de NE a SW, por lo que la hipótesis de aloctonía para el complejo basal y su columna superior, en el frente de este sector, tiene validez.

Aranda (1991) ha elaborado reconstrucciones preliminares que estiman para este sector desplazamientos de traslapes estructurales mínimos de 60 km, dirigidos N55°-60°E y el acortamiento estimado resultante es considerado de 57% (Figura 8).

Sector Huayacocotla

El Sector Huayacocotla es el extremo SE de la cadena plegada Sierra Madre Oriental, su límite NNW es impreciso, en este trabajo lo definimos desde el sur de Xilitla, hasta Teziutlán, Pue.; los anticlinorios de Huayacocotla, al frente y del Piñón, atrás, a grosso modo, pueden incluirse como límite NW de este sector.

Las rocas clásticas del Jurásico (formaciones Huayacocotla, Cahuasas, Tenexcate, Tepéxic, San Andrés y Pimienta) son potentes, más de 1,500 m son espesores conservadores y se caracterizan por no tener evaporitas en su sección; carbonatos y elásticos cretácicos complementan la columna estratigráfica. Las rocas arcillosas son frágiles y son potenciales niveles de despegue estructural.

Las estructuras pertenecen a un anticlinorio de grandes dimensiones, amplio y orientado NNW-SSE. Interpretaciones previas señalan un dominio dómico alargado y limitado por fallas de ángulo alto, con desplazamiento pequeño (Carrillo,1965). Sin embargo, en este trabajo se identifica que la más importante deformación está representada por fallamiento inverso, de ángulo bajo, con vergencia al NE, similar a los estilos descritos por Carrillo y Suter (1982). La deformación interna de los estratos es intensa localmente, pero generalmente ésta no es obvia en otros lugares, los estratos buzan con suavidad, pero también presenta plegamiento métrico alojado en capas delgadas de sedimentos finos, estos pliegues de escala métrica son recumbentes, vergentes con preferencia al NE. Una menor cantidad de fallas tiene ángulo bajo en relación con los estratos. Estas observaciones son congruentes si consideramos cizalla regional a lo largo de planos subparalelos a la estratificación, que son típicos de deformación sobre láminas de despegue (Marret y Aranda, 1999); las observaciones anteriores son consistentes con geometría fauft bend-fofd y con corrimientos sobre fallas de ángulo bajo, que exceden la longitud de la rampa, lo que resultan en relaciones paralelas (flat on flat). Los despegues ocurren en carbonatos y clásticos de diferentes niveles estratigráficos dentro del Jurásico (Superior e Inferior) y Cretácico Superior (Suter, 1984), pero es quizás la Formación Huayacocotla, la que pudiera definir un dominio regional de estilo estructural consistente. La deformación es considerada de tipo cobertura delgada (thin skinned) , consistente con las descripciones de Suter (1987). El Sector Huayacocotla y San Pedro del Gallo poseen en sus niveles de despegue rocas más competentes a la deformación, en comparación con el nivel de despegue en evaporitas, presente en los sectores Transversal de Parras y Saliente de Monterrey. Esto puede explicar las diferencias en los estilos estructurales entre estos dos sectores.

Las rocas más antiguas que afloran en los núcleos de los anticlinales de este sector están estructuralmente levantadas con relación al antepaís, en donde varios pozos profundos perforados por Pemex (Tlaxcalantongo-1, Amixtlán 3 A, Japeto-1, Pantepec-1, Sabaneta-2A, etc.) han penetrado rocas correlativas y al complejo basal (inclinado al SW). Se infiere que el estilo estructural define un sistema cabalgante, imbricado en escamas tectónicas, donde el basamento metasedimentario participó en la deformación (Figuras 9y 10). Donde se presentan acuñamientos de unidades estratigráficas, se generan rampas de falla que ascienden a niveles estratigráficos superiores (Figura 10).

La información cinemática (estrías, ejes, estilolitas, etc.) indica una dirección de movimiento orientado N45°E y la reconstrucción palinspástica sugiere un acortamiento de 47% a 54% (Figura 9). Tanto el Sector San Pedro del Gallo como el Sector Huayacocotla, poseen orientaciones y sentidos de movimiento similares y su acortamiento es mayor que en otros sectores del frente de la cadena plegada. En ambos sectores se aprecia que las rocas están apizarradas y con crucero, lo que sugiere un sepultamiento profundo por carga tectónica, sedimentaria o ambas.

Sector Transversal de Parras

El Sector Transversal de Parras de la Sierra Madre Oriental tiene como característica estratigráfica la aparición de evaporitas en la base de su columna (Tardy y Ruiz, 1974). El estilo estructural en el Sector Transversal de Parras es dominado por plegamiento, a diferencia de los estilos antes descritos, dominados por fallamiento. Los pliegues están orientados NW 70° SE, se caracterizan por ser angostos y alargados, con perielinales con buzamiento al ESE. Valles sinclinales separan a los anticlinales o conjuntos de pliegues, que generalmente poseen una relación de frecuencia de 1:1; los planos axiales de sus pliegues son en su mayoría subverticales y vergentes al NNE, pero ocasionalmente pueden presentarvergencias opuestas. Este rasgo es conspicuo hacia el frente de montaña, donde se presenta un bloque expulsado, limitado por fallas de vergencias opuestas. Si correlacionamos al frente de cabalgadura de San Felipe, en el sector San Pedro del Gallo, con el representado en la Figura 11, en la Sierra La Gloria, parecen existir consistencias de comportamiento mecánico, al presentarse cambios de facies o cuñas sedimentarias importantes en el frente de estos sectores. En este frente de montaña el apilamiento de pliegues y su relieve topográfico es mayor, con respecto al desarrollo de pliegues al sur y al norte de él.

Figura 8. Sección estructural 1. Detalle estructural de la cabalgadura de San Felipe (Eguiluz y Campa, 1982) entre los anticlinales El Mimbre y La Muerte, proyectada a la sección de Aranda (1991). Cb=Complejo basal formado por capas rojas del Triásico-Jurásico Medio; Kn=carbonatos de edad Neocomiano; Klp=lutitas del Aptiano Superior; Ka=carbonatos del Albiano; Ks = areniscas y lutitas del Cretácico Superior. A-A' =120 Km, B-B'= 76 Km, C-C'=23 Km, D-D' = 62 Km; acortamiento total = 281 Km. Escala horizontal es la misma que la vertical. La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18.

Figura 9. Sección estructural 2. Características geométricas fault-bend fold en la Sierra de Zacapoaxtla. Unidades litológicas: Cb= Complejo basal formado por los esquistos Mazatepec (zona de despegue); Ji=Grupo Huayacocolla formado por lutitas y areniscas (más de 1500 m); Jm=areniscas del Jurásico Medio; Js=carbonatos y lutitas del Jurásico Superior (formaciones San Andrés, Tamán y Pimienta); Ki=carbonatos de cuenca del Cretácico Inferior (Tamaulipas Inferior y Superior); Ks=lutitas y areniscas del Cretácico Superior ( formaciones Agua Nueva, San Felipe y Méndez). Escala vertical=a la horizontal. La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18.

Figura 10.- Cb=rocas ígneas y esquistos paleozoicos. Tr=lechos rojos triásicos (Grupo Huizachal). Ji=lutitas y areniscas del Jurásico Inferior (Formación Huayacocotla). Jm=areniscas del Jurásico Medio (Formación Cahuasas). Js=carbonatos, lutitas y areniscas (formaciones Santiago Jsg, San Andrés, Tamán y Pimienta). Ki=carbonatos de cuenca del Neocomiano-Aptiano (Tamaulipas Inferior). Km=carbonatos del Albiano (formaciones Tamaulipas Superior, Abra y Tamabra). Ks=lutitas y areniscas del Cretácico Superior (formaciones San Felipe y Méndez). Pchi=turbiditas (Formación Chicontepec). Pv=Paleoceno Velazco. 'Eoc, 0I=areniscas y lutitas del Eoceno y Oligoceno. Los despegues ocurren en unidades' arcillosas del Jurásico Inferior y donde se acuñan, ascienden al Jurásico Superior. Escalas vertical y horizontal igual (material proporcionado de los archivos de Pemex, construyó: Mario Vázquez, Javier Banda y J. Patiño). La ubicación de las secciones se muestra en la Figura 18.

En este sector el despegue ocurre sobre capas de evaporitas, las evidencias y sus efectos pueden verse en una sección natural expuesta en el flanco oriental del pliegue de San Julián, Zac. (Tardy y Ruiz, 1974). Las rocas más antiguas formadas por esquistos, subyacen a una sección tripartita de rocas del Jurásico Superior, la unidad inferior está separada de los esquistos por una discordancia subhorizontal y no afectada por plegamiento; encima se observan las evaporitas, sobre las que resbala la base de pliegues sinclinales, formados por la caliza superior y la columna cretácicojurásica restante. Los estratos del Jurásico Superior muestran deformación compleja en los núcleos de los anticlinales, pero el resto de la columna, en niveles estratigráficos más jóvenes, tienen geometría simple con carencia de fallas. Estas relaciones, junto con el ángulo alto de los flancos posteriores del pliegue y los estratos no plegados en la base de los sinclinales, sugieren una mecánica de plegamiento por despegue (detachment) y provee el mejor modelo geométrico para estos pliegues (Marrett y Aranda, 1999).

El frente de montaña se caracteriza por prominentes cumbres, que se levantan a más de 1,800 m sobre el nivel del mar y a 800 m de la planicie de la Laguna de Mayrán situada al norte. Esta planicie representa el antepaís del Sector Transversal de Parras. Secciones sísmicas muestran el basculamiento del complejo basal y su cubierta, suavemente inclinada al SSW, pozos profundos perforados por Pemex (Paila1 A y Mayrán-1), lo han cortado a más de 2,100 m bajo el nivel del terreno. El complejo basal subyace a una cubierta de lechos rojos, con ausencia de OxfordianoNeocomiano marino, pero se tiene la presencia de evaporitas albianas y terrígenos del Cretácico Superior (Eguiluz y Aranda, 1984). En el núcleo de los anticlinales del frente de montaña, afloran facies clásticas marginales del Jurásico Superior y Neocomiano que sugieren una fuente de aporte no muy lejana a un elemento paleogeográfico próximo (Paleoisla de Coahuila), situado al NNE, hacia donde se acuñan estas rocas. En este frente de montaña el basamento está levantado de manera compleja, en forma de un pliegue expulsado por fallas de vergencias opuestas. La Figura 11 es una sección regional que muestra las estructuras de este sector como pliegues de detachment, con algunas geometrías de tipo de pliegues por propagación de falla y con despegue en las evaporitas jurásicas. En el frente del cinturón plegado, donde se acuñan éstas y aparece su cambio de facies a terrígenos acuñados hacia el bloque paleogeográfico de Coahuila, es donde ocurre la mayor deformación y el despegue (detachment) emerge, corta niveles estratigráficos más jóvenes se desliza dentro de lutitas de la Formación Parras del Cretácico Superior. Las relaciones tectónicas entre el frente de montaña y el antepaís no son claras, solamente en los extremos de este sector se aprecian cabalgaduras inequívocas. La cabalgadura de La Catana al oriente, define el carácter alóctono del extremo oriental (Quintero y Aranda, 1985), su continuidad estructural y relaciones con la Saliente de Monterrey son poco claras, se infiere que están separados estos sectores por escamas de traslape. Por otro lado, en el extremo poniente, en las sierras de Parras y en el Oratorio, además de sobreposición estructural, se identifica un corrimiento lateral izquierdo que puede modificar las relaciones de interpretación estructural (Eguiluz, 1987), resolviendo como falla de desgarre o rampa lateral.

Los indicadores cinemáticos para este sector señalan que el transporte está orientado N18°E y secciones balanceadas restauradas, sugieren un acortamiento de 37% (Figura 11).

Sector Saliente de Monterrey

El Sector Saliente de Monterrey posee la geometría y características descritas para los pliegues de San Julián, la diferencia estratigráfica principal con respecio al Sector Transversal de Parras, consiste en presentar una columna con mayor espesor de yeso y anhidrita, visible en el área de Galeana, N.L., pero hacia el antepaís, al NE, la situación cambia y se presenta sal con más de 1,000 m de espesor (Humphrey y Díaz, 1954). En esa área el estilo estructural es diferente, se caracteriza por anticlinales bifurcados, disarmónicos, angostos y alargados, con su núcleo inyectado con evaporitas (sierras de Minas Viejas y El Fraile, Humphrey y Díaz, 1954), o domos salinos (Wall et al., 1961; Lawton y Giles, 1997), estos pliegues corresponden a un estilo de deformación identificado en la Cuenca de Sabinas, pero que no está presente en los sectores descritos en la cadena plegada de la Sierra Madre Oriental.

En el Sector Saliente de Monterrey, el frente de montaña de la Sierra Madre Oriental es imponente, emerge del antepaís situado en la planicie del Golfo de México y rápidamente alcanza más de 2,000 m de altura sobre el nivel del mar, es uno de los sectores con mayor rugosidad y belleza natural; los pliegues forman un arco convexo al noreste, que va desde Saltillo, Coah., hasta el sur de Aramberri, N.L. Estructuralmente las rocas presentan crucero de cizalla, posiblemente provocada por sepultamiento litostático y es común la estilolitización tectónica. En imágenes Landsat se aprecian pequeños corrimientos laterales, en acomodo radial, de escalas métricas, que interrumpen la continuidad lateral de los estratos verticales. Sólo la falla de Jamé (interpretada como falla inversa por Padilla y Sánchez, 1985), es un corrimiento lateral izquierdo importante, que parece coincidir con un levantamiento hacia el sur del basamento. Los pliegues de esta saliente estructural poseen gran longitud, son isoclir.ales apretados, doblemente buzantes en sus extremos, con planos axiales verticales o ligeramente inclinados al NNE; estas estructuras se levantan de manera escalonada hacia el SSW, debido a posibles fallas inversas mayores no emergentes ubicadas entre Saltillo y Monterrey, pero espectacularmente visibles entre Monterrey y Aramberri (Figura 12).

En el camino a Rayones, entre Villa Hidalgo, Tamps. y Lampacitos, N.L. y en el Cañón de Santa Rosa, al oriente de Linares, N.L., se observa que el frente de montaña es la pared colgante de una cabalgadura que sobrepone rocas jurásicas y del Cretácico Inferior, sobre sinclinales formados por rocas del Cretácico Superior (Díaz et al., 1959, Carlsen, 1989). Esto denota las relaciones estructurales de aloctonía entre la cadena plegada y el antepaís. A primera vista el conjunto puede interpretarse como una geometría fault bend fold, pero un examen más minucioso en la pared cabalgada desecha esa idea. Marrett y Aranda (1999). consideran que la cabalgadura pudiera ser un pliegue roto por despegue y argumentan las dificultades para la coexistencia de una geometría de pliegues por doblamiento y la propagación de falla, optando por considerar que el frente cabalgado, puede ser un pliegue roto por despegue (break-thrust fold). Aquí se propone que un cambio transicional de geometrías podría dar una solución mecánica al problema.

Los espesores potentes de evaporitas observados en el poniente del frente de montaña, no afloran al oriente. La ausencia de evaporitas y de rocas jurásicas en el pozo Terán-1, cercano a Linares, N.L., en el inmediato antepaís (Eguiluz, 1989b), demuestra la existencia de un bloque paleogeográfico alto y que las evaporitas se acuñan al oriente. Esto coincide con la aparición de una deformación de cubierta delgada (thin skinned), más intensa que la observada en otras áreas de este sector, donde es palpable la presencia de evaporitas.

Otra característica importante en este sector es el comportamiento del complejo basal, ya que su relación con el antepaís denota aloctonía. Su constitución corresponde a lechos rojos y esquistos, los primeros posiblemente se depositaron en fosas tectónicas, relacionadas a la apertura del Golfo de México, pero actualmente están estructuralmente levantados y aparecen en el núcleo de la cadena plegada de este macizo montañoso (área de basamento somero, de Padilla y Sánchez, 1985). La elevación de este complejo basal puede deberse a la reactivación de fallas y transformación del sentido de movimiento normal inicial, a movimiento inverso final (fallas de retrodeformación), lo cual pudo ocurrir durante la construcción de la cadena plegada laramídica, como expulsión ascendente de bloques levantados a través de zonas de debilidad preexistentes. Otra hipótesis puede sustentarse en la actitud de echados suaves en los lechos rojos, así como en ampollamiento estructural suave que presenta este basamento heterogéneo, que sugiere una geometría de pliegue por doblamiento por falla (fault-bend fold), con su despegue en los esquistos. El hundimiento paulatino de este complejo basal hacia el NNW, puede representar una rampa lateral sepultada entre Saltillo y Monterrey. La futura construcción de un número mayor de secciones balanceadas es posible que de una solución más viable a las opiniones aquí presentadas. Con la información disponible se construyó el transecto de esta saliente y su restauración, el porcentaje de acortamiento obtenido alcanzó el 33% (Figura 12).

Sector Valles

Como Sector Valles se designa al segmento de la cadena plegada Sierra Madre Oriental, situado entre los límites aproximados de Cd. Victoria, Tamps. y Xilitla, S.L.P. (Figura 7), cuya configuración morfológica presenta, en general, un relieve topográfico menor que los sectores antes descritos. Se observan conjuntos montañosos con elevaciones fisiográficas escalonadas, el conjunto oriental formado por el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina es el de menor relieve y acortamiento; al poniente está el conjunto occidental, formado por el Anticlinorio de Miquihuana, con los máximos relieves topográficos (Figura 14); otro escalonamiento similar se presenta entre las sierras de Las Cucharas (El Abra) al oriente y el conjunto entre la

Figura 11. Sección estructural 4. Cb=complejo basal constituido por esquistos. Jol (z) =nivel de despegue regional en evaporitas de la Formación Olvido (o Zuloaga), cambian de facies y se acuñan con las areniscas de la Formación La Gloria (Jlg). Línea gruesa azul=lutitas de la Formación La Caja (100 m), cambia de facies en el anticlinal La Gloria a areniscas de la Formación La Casita. Ki =carbonatos de cuenca del Cretácico Inferior (Taraises, Tamaulipas Inferior, La Peña (arcilla) y Tamaulipas Superior/Cuesta del Cura; en el anticlinal La Gloria cambia de facies el Neocomiano a calizas Cupido y acuñamientos de areniscas (Formación Carbonera), en la Cuenca de Parras el Albiano está formado por carbonatos y evaporitas (formaciones Acatita y Treviño) que sobreyacen a lechos rojos (180 Ma), Ks=Cretácico Superior arcillo-arenoso y facies deltaicas (Grupo Difunta en la Cuenca de Parras, formaciones: Indidura/Caracol, Parras, Cerro del Pueblo Gd1 y Cerro Huerta Gd2). Línea cortada=basamento magnético. Compare el comportamiento estructural del anticlinal La Gloria con la Cabalgadura de San Felipe (Figura 8). La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18. Escalas horizontal y vertical iguales. Tectónica de la Sierra Madre Oriental, México

Figura 12. Sección estructural 5. Cb=Complejo basal posiblemente formado por esquistos y lechos rojos, Jo=carbonatos y evaporitas Calloviano-Oxfordiano (formaciones: Olvido y Sal Minas Viejas, es nivel de despegue regional), Jlc=lulilas y areniscas Kimeridgiano-Tithoniano (formaciones: La Casita/La Caja, incrementa espesor de SW a NE). Ki=carbonatos Neocomiano-Cenomaniano (formaciones: Taraises, Cupido, lulilas La Peña, Tamaulipas Superior y Cuesta del Cura). Ks=lulilas y areniscas Cenomaniano-Campaniano (formaciones: San Felipe y Parras). Línea cortada= perfil de basamento magnético. La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18. Escalas horizontal y vertical iguales.

Figura 13. Relaciones estructurales en el frente de montaña de la saliente de Monterrey, la falla de Jame y la cobijadura de La Catana, en el sector Transversal de Parras (tomado de Padilla y Sánchez, 1985; modificado por Eguiluz).

Sierra de la Colmena y Rayón, S.L.P., al poniente. Estas diferencias de elevación y deformación estructural están relacionadas con los diferentes estilos que se presentan dentro del conjunto mayor que forma este sector. De manera aislada se observan escarpes de montaña abruptos al oriente, pero con pendientes suaves al poniente, generados por pliegues están inclinados (60 a SaO), con vergencia al oriente. Con imágenes de satélite o en los mapas estructurales, se observan salientes menores que limitan a las subregiones antes citadas.

En el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina, el basamento Precámbrico cabalga a rocas más jóvenes del Paleozoico (De Cserna et al., 1977; Ramírez, 1978) y junto con el Alogrupo Los San Pedros, forman elcomplejo basal preoxfordiano. Al poniente del anticlinorio citado, el complejo basal está formado por esquistos y lechos rojos y sobre ellos, descansa una sección marina cretácica. En ese lugar la presencia de evaporitas jurásicas no ha sido confirmada, pero más relativamente angostos y alargados, orientados de 1,000 m de anhidrita y yeso del Cretácico Inferior NNW-SSE, los planos axiales de los pliegues están presentes en la denominada Plataforma de San Luis-Valles (Carrillo, 1971). En esa plataforma coexistenbancos masivos de carbonatos 'competentes y evaporitas de comportamiento dúctil, esas diferencias significativas de comportamiento mecánico aunado a cambios de facies, espesor de la sección y acuñamientos de unidades estratigráficas en el subsuelo, producen el comportamiento estructural diferente entre el oriente y poniente de este sector, y los cambios en la frecuencia de plegamiento y en la geometría de los pliegues en esas áreas. En las secciones sísmicas de ese sector se observa, invariablemente, que el basamento está inclinado hacia en poniente del antepaís. Un posible cambio litológico en la composición magnética del complejo basal, puede ser la causa de un aparente levantamiento entre el Valle de Jaumave y el Anticlinorio de Miquihuana, pero también la respuesta magnética del complejo basal, puede obedecer y apoya la idea de que ese complejo basal, al poniente se levanta por efecto de aloctonía estructural.

El estilo estructural observado para el Anticlinorio de Huizachal-Peregrina, junto con el Valle de Jaumave, parece corresponder a una geometría de pliegue fault bend fo/d, con una serie de duplex en su frente de montaña, los cuales constituyen el límite del antepaís (Figura 14). Al poniente del Valle de Jaumave, entre el Anticlinal Los Ebanos y el Anticlinorio de Miquihuana un estilo de pliegue por propagación de falla parece dominar la geometría de deformación, sin embargo, el levantamiento del basamento en Miquihuana puede representar una geometría de pliegue por doblamiento, donde las evaporitas jurásicas están ausentes. La continuación de la sección estructural hacia la Sierra de Real de Catorce, podría mostrar con mayor claridad las relaciones entre el comportamiento de los altos del complejo basal, dentro de la cadena plegada Sierra Madre Oriental, y la relación del despegue en las evaporitas jurásicas y en las rocas Triásico-Liásico presentes en el núcleo de la estructura de Catorce.

En el segmento Las Cucharas a Rayón el estilo estructural es complejo, el Anticlinal Las Cucharas (El Abra), se interpreta formado como un pliegue de geometría por doblamiento; sin embargo, el flanco oriental tiene datos cinemáticos que sugieren que está afectado además por falla normal, pero esta dislocación pudiera ser posterior al plegamiento. El frente de montaña consiste de numerosos pliegues apretados, angostos y alargados que pueden representar geometría de plegamiento por propagación de falla, en escamas imbricadas, despegadas de un nivel evaporítico Cretácico Inferior (Formación Guaxcamá). Entre Tamasopo y Rayón la deformación cambia y tiene pliegues de menor longitud de onda, que tienden a comportarse de manera más parecida a pliegues de despegue, apilando rampas planas sobrepuestas (Figura 15).

Las relaciones estructurales entre el Sector Saliente de Monterrey y el Sector Huayacocotla, marcan cambios en los estilos de deformación. Al norte, el plegamiento ocurre por despegue en evaporitas (sal), cambiando hacia el sur a plegamiento con despegue en el complejo basal involucrado en la deformación (Anticlinorio de Huizachal y Valle de Jaumave, Figura 14), mientras que en el límite sur del Sector Valles, a la latitud del Río Santa María, se produce un cambio menos dramático en los estilos de plegamiento, pasando de despegue en las evaporitas Guaxcamá, a plegamiento con fallamiento inverso y fallas laterales de desgarre (Suter, 1980).

Para este sector se calcula que el porcentaje de acortamiento puede variar de 20% para la Sección de Peregrina a Miquihuana (Figura 14) a 42% para la Sección de Valles a Rayón (Figura 15).

Cuenca de Sabinas

La Cuenca de Sabinas posee un estilo estructural diferente a los sectores descritos para el cinturón plegado Sierra Madre Oriental. Angostos anticlinales son separados por amplios valles sinclinales, se presentan estructuras con núcleos inyectados por sal, existe desarmon ía estructural en varios niveles estratigráficos y polaridad de vergencia opuestas al NE y al SW, contra los límites paleotectónicos de la cuenca. Dos niveles evaporíticos están presentes, uno salino jurásico, y otro anhidrítico del Cretácico Inferior. Cambios de facies de precipitación química a siliciclástos litorales se presentan hacia los bordes de la cuenca y estos cambios litológicos propician comportamientos mecánicos diferentes. En la margen SW de la cuenca el basamento está levantado y participa en la deformación, con una geometría de pliegue por doblamiento de falla. Con pozos petroleros, sísmica y métodos potenciales, se apoya la interpretación de subsuelo (Eguiluz, 1997). El transecto construido y balanceado para esta cuenca, indica un porcentaje de acortamiento de 14% y una geometría de pliegues por despegue sobre el nivel salino de la cuenca, pero donde desaparece y se acuña este nivel, el basamento es emergente (Figura 16).

Región de Zongolica

La región de Zongolica (Rodríguez et al., 1997), al sureste de la Faja Volcánica Transmexicana, puede constituir la continuación del cinturón plegado de la Sierra Madre Oriental. Al E-NE, el frente tectónico está sepultado por depósitos del Terciario de la Cuenca de Veracruz (Mossman y Viniegra, 1976); al SW está cubierta por depósitos del Oligoceno al Reciente en la cuenca intermontana del graben de Tehuacán y al S está limitada por el complejo basal formado por esquistos de la Sierra de Juárez.

Figura 14.- Sección estructural 6. Deformación de la región norte del Sector Valles, entre los anticlinorios de Huizachal y Miquihuana. Unidades litológicas: Cb =complejo basal formado por basamento cristalino Precámbrico y sedimentos del Paleozoico, al oriente y esquistos al poniente; Tr-Js=lechos rojos del Grupo Huizachal y carbonatos del Oxfordiano y Kimeridgiano; linea gruesa (Formación Pimienta) se acuña hacia el poniente; Ki=carbonatos del Cretácico Inferior (Formaciones Tamaulipas Inferior, Superior y arcillas Otates) cambian de facies al poniente (margas Miquihuana y Formación El Abra). Un potente espesor de rocas sedimentarias del Cretácico Superior al poniente, Ks1 Tamasopo Inferior y Ks2 Tamasopo Superior son carbonatos y Cárdenas Ks3 son terrígenos deltaicos, cambian al oriente a un espesor delgado de carbonatos y terrígenos Ks (Agua Nueva, San Felipe y Méndez). Línea cortada gruesa es un perfil de basamento magnético. Escalas horizontal y vertical son iguales. La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18.

Figura 15.-Sección estructural 7. Tr-Jm=lechos rojos triásicos (Grupo Huizachal), lulilas y areniscas del Jurásico Inferior (Formación Huayacocotla) y lechos rojos del Jurásico Medio. Js=carbonatos, lulilas y areniscas del Oxfordiano-Tithoniano (formaciones San Andrés y Pimienta), se acuñan al poniente del pozo Huichimal-1, sobre la paleoisla de Miquihuana. Ki=carbonatos y evaporitas del Neocomiano, la Formación Guaxcama, hacia Cd. Valles, cambia de facies a carbonatos pelágicos (Tamaulipas Inferior). Ka=Caliza el Abra de edad Albiano, cambia de facies al oriente a carbonatos Tamabra y Tamaulipas Superior. Kt1 y Kt2=carbonatos con bentónicos del Cretácico Superior (formaciones Tamasopo Inferior 1 y Tamasopo Superior 2). Ks=lulilas y areniscas del Cretácico Superior, al oriente del pueblo Tamasopo: formaciones Agua Nueva, San Felipe y Méndez y al poniente Formación Cárdenas (Maestrichtiano deltaico). En la sección aparecen al oriente y poniente de Cd. Valles, dos bloques escalonados con diferente amplitud de onda en su geometría de plegamiento. Escalas vertical y horizontal igual. La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18.

La zona interna de la Sierra Madre Oriental está ubicada en la Cuenca dA Cuicatlán, esa zona está formada por rocas ultrabásicas del Jurásico Superior y calizas de cuenca de edad albiano-cenomaniana, que descansan sobre un basamento complejo formado por esquistos. Hacia el oeste su límite está en la fa!la Tomellin y en zonas reactivadas con movimiento trans.tensional, postlaram ídico, ocu rrido en el Oligoceno(?)-Neógeno. La zona externa de la Sierra Madre Oriental está representada por la Plataforma de Córdoba (Viniegra 1966), constituida por carbonatos de ambiente somero, anhidrita y yeso del AlbianoMaastrichtiano, así como areniscas, lutitas y calizas arcillosas jurásico-cretácicas. La zona frontal y antepaís de esta región, están sepultados profundamente al oriente y están cubiertas por depósitos marinos del Cenozoico. En este sector se reconocen estilos de deformación, con geometría de pliegues por propagación, que forman abanicos imbricados, vergentes al NE, con despegue en evaporitas del Cretácico Inferior. En la región de Zongolica. Rodríguez et al. (op. cit.) reconocen tres fases de deformación, la primera laramídica con acortamiento orientado ENEWSW (65°), otra fase de extensión NE-SW y acortamiento WNW-ESE con efectos transtensionales que formaron al oeste, en la Cuenca de Tehuacán yal Este en la Cuenca de Veracruz, subsidencias aceleradas. Por último, una etapa transcurrente, con acortamiento NNE-SSW (23°) y extensión ESE, consistente con orientación de fallas normales NNE, con fallas de deslizamiento dextral orientadas NNW.

Para esta región los autores mencionados, indican que el acortamiento varía desde 25% a 30% (Figura 17), pero tomando en cuenta la Cabalgadura del Cerro Rabón, este acortamiento puede ser mayor que 45%.

En el contexto regional, la Sierra Madre Oriental presenta focos localizados de intrusiones ígneas. En las proximidades de Torreón, Coah., (distritos de Dinamita y Velardeña, Dgo., McLeroy y C/emons, 1965) aparece una franja alineada N-S con troncos granodioríticos. En la región d8 Teyra y Concepción del Oro. (Rogers et al., 1961), se presenta una franja de intrusivos orientada EW, que también se reconoce por una serie de alineamientos magnéticos de alta frecuencia, compuesta por cuerpos de monzonita y granodiorita. En el distrito minero de Zimapán, Hgo., se repite la presencia de cuerpos de granodiorita y diques de cuarzomonzonita (Navarro, 1982); entre Tolimán y La Encarnación parece existir un alineamiento preferente de cuerpos intrusivos, burdamente orientados E-W. Por último, una zona volcánica formada por basaltos, se presenta entre las ciudades de Victoria, Tamps. y Mante, S.L.P.

La actividad ígnea enunciada se ubica coincidentemente a grandes rasgos, con zonas cercanas a los límites propuestos para separar los sectores en que se ha dividido a la Sierra Madre Oriental. Las edades asignadas a los cuerpos intrusivos, indican que fueron emplazados entre 64 a 28 Ma; los basaltos de Llera, no tienen fechamiento, pero posiblemente son más jóvenes. La relación entre la ubicación de la actividad ígnea y la deformación de la Sierra Madre Oriental es especulativa, pero puede pensarse en zonas de debilidad cortical, herencia ancestral de rasgos paleotectónicos que controlaron la paleogeografía y evolución geodinámica de estas regiones, pero es quizás, tema de otra investigación.

MODELO MECÁNICO

Diferentes modelos han sido propuestos para explicar el origen de la deformación de la Sierra Madre Oriental, De Cserna (1956) consideró que el mecanismo de deformación por deslizamiento sobre un nivel de despegue asociado a gravedad, que resbaló pendiente abajo hacia el antepaís era una solución viable; sin embargo, la información sísmica muestra una pendiente del basamento en sentido contrario a lo esperado para esa hipótesis. Perfiles de basamento magnético comparten la misma actitud que la pendiente sísmica y además, es consistente con el entorno paleogeográfico, donde el bloque alto de Coahuila, está situado hacia la zona externa de la cuenca, mientras que un surco turbidítico bajo, se ubica hacia la zona interna dle la cuenca (Eguiluz y Campa 1982; Campa, 1985). Mapas de anomalías de Bouger integrados por Pemex muestran que un exceso de masa está situado en el antepaís y existe una deficiencia relativa de masa en el cinturón montañoso; se interpreta que esta anomalía es una raíz cortical entre la Sierra Madre Oriental y la Sierra Madre Occidental, la cual ha persistido desde la Orogenia Laramide. Por lo tanto, las evidencias anteriores señalan que el basamento se inclina al poniente, lejos del antepaís situado al oriente y que la proposición de deslizamiento por gravedad y formación de montañas por este mecanismo, es difícil de sustentar.

Otro modelo predice que el origen del cinturón plegado Sierra Madre Oriental, puede ser efecto de transpresión (Velez-Scholvin, 1990; Longoria, 1994), considera que las variaciones en las direcciones estructurales de la saliente de la cadena plegada, reflejan cantidades variables del movimiento lateral y esas direcciones, pueden ser paraielas al desplzamiento al incrementarse el movimiento.

Figura 16. Sección estructural 8. Cb = complejo basal formado por esquistos paleozoicos y sobreyacen lechos rojos del Triásico-Jurásico Medio (sin nombre). Jol=carbonatos y evaporitas del Calloviano?-Oxfordiano y base del Kimeridgiano (la sal intrusiona los núcleos de anticlinales y es el nivel de despegue regional). Jlc=espesor grueso de lutitas y areniscas del Kimeridgiano-Tithoniano (Formación La Casita). Kc-Kmch=carbonatos, areniscas y evaporitas del Neocomiano (formaciones Menchaca, Barril Viejo, Padilla, La Mula, La Virgen y Cupido). Klp=lutitas del Aptiano Superior (Formación La Peña). Kts-Kgw=carbonatos de cuenca del Albiano-Cenomaniano (Formaciones Tamaulipas Superior, "Kiamichi", Georgetown, Del Río y Buda. Ks=lutitas, carbonatos y areniscas del Cenomaniano-Maestrichtiano (Formaciones Eagle Ford, Austin, San Miguel y Grupos Taylor-Navarro). Escalas vertical y horizontal iguales. La ubicación de la sección se muestra en la Figura 18.

Figura 17.-Sección estructural 9. Cb=Complejo Basal formado por esquistos y granitos del Precámbrico y Paleozoico (Pz). Jm=esquistos y rocas básicas del Jurásico Medio. Js=lutitas y carbonatos del Jurásico Superior (Formación Tepexilotla). Ki=terrígenos y carbonatos del Neocomiano-Aptiano (Formaciones Xonamantla y Tamaulipas Inferior). Ka=Carbonatos del Albiano (Formaciones Tamaulipas Superior y Orizaba). Ks=carbonatos y terrígenos del Cenoniano-Maestrichtiano (Formaciones Tecumalucan, Guzmantla, Méndez, San Felipe, Atoyac y Maltrata). Tp=terrígenos turbidíticos del Paleoceno (Formación Chicontepec). Te=terrigenos del Eoceno-Oligoceno. Tm=lulitas, areniscas y conglomerados del Oligoceno-Mioceno depositadas en la Cuenca de Veracruz. To-m=molasa continental. (Sección no balanceada, Rodríguez y colaboradores, 1997). 

Los datos cinemáticos obtenidos en el campo (PEMEX, 1993) muestran que las direcciones de transporte dominante son aproximadamente perpendiculares a las orientaciones estructurales y forman un patrón radial divergente en la saliente de la Sierra Madre Oriental. Sólo hay evidencias de transporte late, ral en fallas de desgarre y en rampas laterales asociados al sistema de pliegues y cabalgaduras y por lo tanto, con la información analizada, no se tiene fundamento cinemática para apoyar que la génesis mecánica de la Sierra Madre Oriental es por efectos de transpresión neta.

Los datos paleomagnéticos obtenidos en la Sierra Madre Oriental (Nowicki et al., 1993; Kleist' et al., 1984; Nairn, 1976 y Gose et al., 1982), conducen a considerar que la rotación de los ejes estructurales sobre un plano vertical es un efecto iocal. Esos datos no aportan argumentos para explicar las diferencias en los cambios de orientación de las direcciones estructurales regionales por rotaciones posteriores a la formación de ejes estructurales primarios. Las orientaciones de ejes estructurales del área de Saltillo, Coah., (Nairn, 1976), difieren aproximadamente 60° con respecto a las orientaciones de ejes estructurales del área de Peregrina, pero los datos paleomagnéticos, (Nairn, 1976 y Gose et al., 1982) indican que la rotación relativa entre ambas áreas es menor que 20°. Los datos de rotación vertical de ejes entre Saltillo y Torreón, Coah. (Nairn, 1976 y Nowicki et al., 1993), ilustran el paralelismo que existe entre las orientaciones estructurales regionales y las orientaciones estructurales locales, sin rotación entre ambos, lo que se traduce en considerar, que las orientaciones estructurales en el presente reflejan la orientación en que las estructuras se originaron (Figura 18) y por lo tanto, la idea de un oroclinal con cambios en su orientación por doblamiento y traslación tardía de sus pliegues, no es sustentable.

Los datos paleomagnéticos obtenidos de rocas preoxfordianas, no son confiables para evaluar rotaciones regionales de la cadena montañosa, porque éstos pueden estar afectados por deformación durante la apertura del Golfo de México. La rotación vertical de ejes determinada por magnetización en rocas postcallovianas indica generalmente variaciones menores que 20°, sin embargo, en dos localidades (Torreón y Saltillo, Coah.), este valor de rotación excede los 20° y en ambos casos, las orientaciones estructurales locales son paralelas a las orientaciones estructurales regionales, lo que sugiere que los datos paleomagnéticos reflejan congruencia con la orientación regional en que la mayoría de las estructuras se desarrollaron.

El mecanismo dinámico que se propone aquí para concebir la deformación de la cadena plegada Sierra Madre Oriental, está basado en tres observaciones fundamentales: la presencia o ausencia de despegues en capas evaporíticas, los valores bajos de acortamiento donde éstas se presentan y la distancia entre el frente de montaña y lo que se considera zona interna de la cuenca.

La esencia del mecanismo del modelo de cuña crítica (Davis et al., 1983; Dahlem et al., 1984), explica que la contracción de capas de material que son despegadas de su base, tiende a producir una cuña que crece por sí misma. El fenómeno se ha reproducido en experimentos en cajas de arena, donde los estratos de arena son empujados desde un extremo. Debido a la influencia de la gravedad, el apilamiento de material propicia que se forme una geometría de cuña y se desarrolle un balance entre la compresión necesaria para producir deformación interna del material de la cuña y la fuerza necesaria para causar el deslizamiento a lo largo de un plano de despegue en su base. La apertura del ángulo de la cuña depende de la resistencia del material que forma el despegue basal. Un material resistente en el despegue basal, tenderá a concentrar acortamiento y permitir el crecimiento de una cuña de ángulo relativamente más alto. Un despegue basal suave propiciado por un material dúctil, tiende a distribuir el acortamiento sobre un área amplia y permite un ángulo relativamente menor de la cuña. La teoría del modelo de cuña crítica puede predecir que en un cinturón de pliegues y cabalgaduras, donde la resistencia de un despegue basal varía lateralmente a lo largo de su rumbo, el ángulo agudo de la cuña puede también tener variaciones (Davis y Engelder, 1985) Esas variaciones predicen que la distancia desde la parte posterior donde se produce el empuje, puede variar según el material que se mueve, con respecto a la parte anterior y distal del empuje. Además, la parte posterior donde se produce el empuje, tiende a ser una línea recta (Figura 18).

Las rocas clásticas y carbonatos tienen condiciones de resistencia mayores que las evaporitas a profundidades similares de sepultamiento y en condiciones similares confinadas de presión y temperatura. Las evaporitas son rocas dúctiles y de acuerdo a las columnas estratigráficas, las evaporitas del Jurásico pudieron tener un sepultamiento mayor que las del Cretácico, pero aun éstas sobrepasaron los 1,500 m de sepultamiento mínimo.

Figura 18. Localización de secciones estructurales e indicadores cinemáticos tomados en el campo, que muestran la orientación del acortamiento tectónico.

Durante la deformación de la Sierra Madre Oriental, los despegues en rocas dúctiles y menos resistentes como las anhidritas posiblemente se propagan más lejos, y con menor acortamiento, que los despegues en rocas resistentes como carbonatos o siliciclastos, donde el acortamiento es mayor. Esto explicaría la posición de las salientes estructurales, como consecuencia de la distribución de evaporitas y por ende, del contexto paleogeográfico y su influencia en la deformación laramídica.

Marrett y Aranda (1999, in PEMEX, 1993) asumen que es posible cuantificar la posición de la parte posterior del empuje y la contracción neta de la cadena plegada. Para calcularse se requiere usar la cantidad de acortamiento (e), obtenida de las secciones balanceadas, en varias posiciones a lo largo de la Sierra Madre Oriental, y la distancia (X) entre el actual frente de montaña y una aproximada línea imaginaria NW, que pudo existir, suponiendo teóricamente la inexistencia de evaporitas. Al considerar constante la contracción neta (u) a lo largo del rumbo de la posición del lineamiento de empuje posterior,. paralelo al frente de montaña teórico, a una distancia constante (y) al SW, donde e=u/(u+X +y); para cada sección estructural la ecuación puede resolverse como X= u(1-e)/e-y, si conocemos X y e y se calcula 1-e/e y se hace una gráfica de X contra (1-e)/e para todas las secciones, con lo que se obtiene una línea con una pendiente, que puede corresponder a la distancia desde el frente teórico de montaña, a la línea imaginaria posterior (Figura 19). Los resultados de la distancia estimada de la línea SW de empuje al frente de montaña teórico es de 210 km, mientras que la contracción neta de la Sierra Madre Oriental se estima en 220 km que son valores muy semejantes a los calculados anteriormente en 200 km (Suter,1987).

Figura 19. Gráfica que muestra las relaciones entre la amplitud de la saliente de la SMO en función del acortamiento. El punto de la extrema derecha no es representativo del acortamiento.

Un problema a esta hipótesis resultará de considerar a las rocas máficas del complejo basal como pertenecientes a la zona interna de la cubierta postoxfordiana o si la raíz estructural de la zona interna de la Sierra Madre Oriental, se ubica más lejana al SW (Cortés et al., 1964), o tiene otras posiciones a las postuladas, pues la Formación Trancas, en Higuerillas, aro. (Carrillo y Suter, 1982; Carrillo, 1990), por su ubicación adelantada, puede representar una anormalidad dentro del contexto analizado.

CONCLUSIONES

El frente tectónico de la Sierra Madre Oriental, es un cinturón de pliegues y cabalgaduras que se detecta desde las inmediaciones de Parral, Chih., y se extiende hacia Teziutlán, Pue., pasando por las referencias de Torreón, Saltillo, Monterrey, Cd. Victoria y Tamazunchale; está cubierto al sur por la Faja Volcánica Transmexicana y puede continuar al SE entre Córdoba y Tuxtepec, donde pierde su deformación característica y predomina una deformación más compleja, modificada por diferentes edades de deformación. Esta cadena se divide en los Sectores: SalÍ Pedro del Gallo, Transversal de Parras, Saliente de Monterrey, Valles y Huayacocotla y al SE de la Faja Volcánica Transmexicana, en la región de Zongolica. En la Cuenca de Sabinas se reconocen diferencias de evolución geológica y estilos estructurales que excluyen a esta región de la cadena frontal de la Sierra Madre Oriental. A todo el conjunto de pliegues hidalgoenses (Iaramídicos) de la República Mexicana, se les incluye en el contexto de Orógeno Mexicano.

La distribución de bloques paleogeográficos altos y bajos, controló la sedimentación y distribución de evaporitas. Durante la deformación, los niveles de evaporitas funcionaron con diferente mecánica, comparado con otros tipos de rocas. El modelo de cuña crítica explica la diferencia de acortamiento y estilos estructurales entre los sectores que forman esta cadena plegada, así como las salientes a las que se da una posible respuesta mecánica congruente.

La Sierra Madre Oriental presenta heterogeneidad de su complejo basal, mayormente está compue~to de esquistos y en pocos lugares aparece un basamento cristalino. Rocas Triásico SuperiorJurásico Inferior aparecen al occidente y oriente de la cadena Sierra Madre Oriental, al poniente presentan magmatismo, al oriente no se presenta. Lechos rojos preoxfordianos se encuentran en toda su extensión, pero principalmente al poniente, el volcanismo asociado a lechos rojos es más evidente.

La zona externa de edad Oxfordiano-Cretácico, la constituyen secuencias de elásticos, carbonatos y evaporitas de plataformas y cuencas mioclinales y al poniente, se encuentra un cinturón turbidítico con escasas huellas de volcanismo y magmatismo. Al oriente del frente tectónico Sierra Madre Oriental, en el antepaís, hay depósitos marinos del Paleógeno y Neógeno que tienen discordancias profundas por erosión subaérea y submarina, la mayor discontinuidad está entre rocas del Eoceno Superior y el Oligoceno.

El levantamiento del frente de la Sierra Madre Oriental es impreciso, nuevos datos radiométricos revelan que el sepultamiento máximo y levantamiento en ese frente, pudo ocurrir en el Eoceno Superior, con deformación máxima compresiva y levantamiento en el frente de montaña durante el Eoceno tardío-Oligoceno temprano, pero la migración de la deformación de la zona interna hacia la zona externa, aunque pudo ser lógicamente anterior, está poco documentada aún.

Se recomienda continuar con estudios cinemáticos y balanceo de secciones estructurales, para cuantificar el acortamiento total del frente y su posterior desarrollo estructural, así como documentar con mayor detalle la zona interna de esta cuenca mesozoica.

AGRADECIMIENTOS

El autor desea hacer un reconocimiento y agradecer a los geólogos Javier Arellano Gil, Ángel Francisco Nieto Samaniego, Dra. Susana Alaniz Álvarez y Lic. Teresa Soledad Medina por la revisión y valiosos comentarios para mejorar este trabajo. Asimismo, se agradece a todos los geólogos y geofísicos de Petróleos Mexicanos, Instituto Mexicano del Pelróleo y la compañía AMOCO, en especial a Gary Prost, que contribuyó con sus ideas y trabajo para el conocimiento geológico de México. A los ingenieros Raúl González García y Pablo Cruz Helú, se dedica este trabajo por la visión futurista y el apoyo para desarrollar el estudio tectónico de la Sierra Madre Oriental.

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AVANCES DE LA GEOLOGfA MEXICANA EN LA ÚLTIMA DÉCADA

Marco histórico

La Sociedad Geológica Mexicana está cerca de cumplir su primer siglo de existencia. A lo largo de este tiempo. nuestra Sociedad ha sido testigo y partícipe de los numerosos esfuerzos realizados por la comunidad geológica nacional, con el fin de lograr un mejor entendimiento de la historia geológica de nuestro país. El hacer síntesis del conocimiento de la Geología de México es un ejercicio que se ha realizado frecuentemente. Las cartas geológicas y tectónicas representan, por su propia naturaleza, compilaciones del conocimiento sobre las regiones que abarcan. Entre este tipo de documentos destacan: la Carta Geológica de México y su texto explicativo, elaborada por Ortega-Gutiérrez et al. (1992), la cual fue editada por el Consejo de Recursos Minerales y el Instituto de Geología de la UNAM; el Mapa Tectónico de México, elaborado por De Cserna y editado por el Instituto de Geografía de la UNAM; y el Mapa Tectónico de México, elaborado por Padilla y Sánchez et al. (1989) y coeditado por la Facultad de Ingenierla de la UNAM y el INEGI. Estos mapas son las slnteses cartográficas más actualizadas que abarcan todo el territorio nacional.

Entre los textos sobre la geologia de México destacan: el volumen "Geología de la República Mexicana" de Morán-Zenteno, editado originalmente por el INEGI en español y su nueva versión en inglés editada por la American Association of Petroleoum Geologists (Morán-Zenteno 1994) y la Revisión de la Geología de México (An outIine of geology of Mexico) por De Cserna (1989), que fue publicada como parte de la serie The Decads ot North American Geology de la Geological Society of America. Todos estos trabajos fueron publicados entre finales de los años ochenta y principios de los años noventa, constituyendo en su conjunto, una excelente compilación de los datos e ideas que la comunidad geológica tenía sobre el territorio nacional al final de la década de los ochenta.

Por otra parte, en los años noventa se publicaron volúmenes especiales que abordan regiones o provincias geológicas; menciono las siguientes como relevantes: Studies of sonoran geoIogy, publicado en la serie GeoIogícaI Society of America Special Paper; "Contribuciones a la tectónica del occidente de México", publicadas en las Monografías de la Unión Geoflsica Mexicana; el número especial On the tectonic and magmatic evolutlon of Mexico during the Cenozoic, publicado en la Revista Mexicana de Ciencias Geológicas; y el número especial del Joumal of South American Earth Sciences titulado Earth Sciences in Mexico: Some Recent Petspectives.

En este contexto surgió la idea de publicar este número especial del Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana. Para elaborarlo, se invitó a especialistas de gran reconocimiento en nuestro país, para que analizaran los avances más significativos que la geologla mexicana ha tenido en los últimos diez años. Esta idea tuvo su origen en la Primera Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, la cual se llevó a cabo en la Ciudad de México en septiembre de 1998. En ese evento, los autores que ahora aparecen en este número, presentaron conferencias magistrales en las que resumieron los logros más importantes de la geologla mexicana en los años recientes.

La República Mexicana se dividió en zonas que abarcan una o varias provincias geológicas sin hacer restricciones temporales; no obstante, la mayor(a de las contribuciones se refieren al Cenozoico de México. Es notable la ausencia de algunos temas que, aunque fueron objeto de intensa investigación en la década pasada, no fueron tratados por los autores de este volumen. Entre esos temas se encuentra el cráter de Chicxulub. Afortunadamente, se publicó en 1997 la monografía No. 4 de la Unión Geofísica Mexicana (Carreño y Montellano-Ballesteros, 1997), la cual está dedicada en su totalidad a ese tema. Otro ausente es el "Terreno Guerrero", pero debe considerarse que el grueso de la información sobre este tema se publicó en la década de los ochenta. otros temas con avances significativos en la década pasada fueron el Paleozoico y el Precámbrico de México; baste citar como ejemplo los trabajos de Centeno:-Garcia y Keppie (1999) y Ortega-Gutiérrez et al. (1995).

Debo recalcar que los temas elegidos por los autores de este número me parecen por demás acertados y que su selección no demerita de ninguna manera otras investigaciones. El que haya numerosos temas o regiones no tratadas por ellos, sólo indica el enorme avance que ha tenido la geología mexicana.

En la década anterior, el Cenozoico de México fue objeto de una investigación muy intensa. Esto ha permitido el acopio de información basada en hechos suficientes para integrar hipótesis generales, o bien sintesis tectónicas que intentan explicar la evolución geológica de grandes extensiones del territorio nacional.

Los trabajos presentados en este volumen

En este volumen, Eguiluz et al. nos muestran un esquema integral de la paleogeografía Jurásico-Cretácica del Norte y Oriente de México, proponiendo además, una hipótesis sobre el origen de la cadena montañosa de pliegues y cabalgaduras conocida como "Sierra Madre Oriental" (SMOr). En su trabajo integran datos estratigráficos y estructurales, incluyendo cálculos de las magnitudes de acortamiento y proponen un modelo de deformación de "cuña crítica" con zonas de despegue en los grandes mantos evaporíticos de la SMOr. La distribución que nos presentan de las evaporitas, muestra claramente que los elementos positivos del relieve de edad mesozoica no sólo tuvieron una gran influencia en la distribución de facies sedimentarias y en el estilo y magnitudes de la deformación de la SMOr, sino también en la distribución de las litologías y estructuras mayores de edad cenozoica; véase por ejemplo la distribución de estructuras mayores cenozoicas en Nieto-Samaniego et al. (1999).

Eguíluz et al. proponen, basados en datos estratigráficos y geocronológicos, que la deformación compresiva laramídica migró de poniente a oriente, ubicándose en la parte oriental de la SMOr en el Eoceno tardío y que posterionnente, en el Eoceno tardío-Oligoceno temprano, ocurrió el levantamiento de esa región. Esta propuesta es por demás interesante y seguramente abrirá un gran debate. Prácticamente no existen trabajos que aborden como tema central la transición del régimen orogénico compresivo de la SMOr, al régimen extensional de la Mesa Central. Este último caracterizado por el depósito de molasas continentales con volcanismo asociado. De acuerdo con los datos presentados en este volumen por Aranda-Gómez et al., en la Mesa Central hay localidades donde ocurrió deformación extensional eocénica. Lo que indica que en ese tiempo ya había pasado el pulso compresivo que yuxtapuso las secuencias volcanosedimentarias cretácicas en la Mesa Central, pero de acuerdo con Eguiluz et al., el frente orogénico compresivo se encontraba aún activo hacia el oriente.

Por otra parte, el levantamiento del frente orogénico propuesto por Eguiluz para el Oligoceno temprano coincide con la tectónica extensional y levantamiento documentados por Henry y Aranda (1992) y Nieto-Samaniego et al. (1999).

Estas observaciones sugieren que la tectónica extensional con magmatismo asociado avanzó de poniente a oriente, siguiendo al frente de montaña, mientras la compresión se extinguía. En este momento, lo expuesto aquí son sólo algunas conjeturas obtenidas de los trabajos presentados en este volumen, pero seguramente serán objeto de investigación intensa en la década próxima.

Los trabajos de Aranda-Gómez et al., Morán-Zenteno et al., Martín-Barajas, y Ferrari, considerados de manera conjunta, muestran que la Provincia Volcánica de la Sierra Madre Occidental (SMOc), la Provincia Magmática de la Sierra Madre del Sur (SMS) y la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), representan etapas distintas en la evolución del arco magmático asociado a la margen convergente del Occidente de México. Un primer esbozo de la evolución geométrica de este arco durante el Cenozoico fue presentado por Ferrari et al. (1999).

A partir del Mioceno medio, la evolución de la margen pacífica de México se divide en dos sistemas, al norte de Puerto Vallarta se forma la Provincia Extensional del Golfo de California, descrita por Martín-Barajas como la evolución de un régimen de subducción a un rift continental y culminando con un fift oceánico. En su trabajo, Martln Barajas analiza las variaciones, tanto en la composición de los magmas como en el estilo eruptivo del volcanismo y asocia esta variabilidad a heterogeneidad en la fuente de los magmas.

Por otra parte, al sur de Puerto Vallarta la convergencia continúa hasta el presente, dando lugar al emplazamiento de una extensa provincia magmática que cubre grandes extensiones en el sur de México.

La visión integradora mencionada en el párrafo anterior, se centra en un sistema dinámico asociado a un proceso de subducción activo durante el Paleógeno y en el reacomodo de las placas litosféricas en el Mioceno. Estos dos fenómenos permiten explicar muchas de las características del magmatismo y la deformación observados en la configuración actual del occidente de México. No obstante que ésta es la línea de pensamiento dominante, algunos elementos de discusión han sido introducidos por diversos investigadores. Entre ellos debo mencionar la postulación de la posible continuidad, hasta el sur de México, de la Provincia de Cuencas y Sierras de Norteamérica (Henry y Aranda-Gómez, 1992; Jansma y Lang, 1997), la cual, aunque no entra en conflicto con el mencionado enfoque de la asociación con la margen convergente del pacífico, sí desvía la atención a estudiar las causas de la deformación y el magmatismo hacia los diversos modelos que se han postulado para esa provincia en los Estados Unidos de América (e. g., Sonder y Jones, 1999). Otro ejemplo lo constituye la postulación, a últimas fechas, de una pluma del manto bajo la Faja Volcánica Transmexicana (Márquez et al., 1999). Con esta idea, esa pluma sería la productora principal del magmatismo y la deformación que se observa en la FVTM. Esa idea ha despertado una controversia intensa, véase la discusión de Ferrari y Rosas-Elguera (1999). Seguramente, nuevas investigaciones sobre este tema tendrán lugar en los años próximos.

Comentarios a nuestra comunidad

La Sociedad Geológica Mexicana se congratula al presentar este volumen especial del Boletín titulado "Avances de la geología mexicana en la última década". Esperamos haber alcanzado en él una alta calidad científica y técnica, lo cual sentimos como un enorme compromiso dado que nuestro Boletín contiene en sus páginas, a través de sus casi cien añs de vida, muchos de los descubrimientos y avances más significativos que ha logrado nuestra comunidad. Esperamos que sea motivo de reflexión sobre la problemática actual de la Geología Mexicana y que sirva también como referencia a profesores, investigadores y profesionales de las Ciencias de la Tierra.

Agradecimientos

Agradecemos a los autores de los artículos su participación en este volumen. Sabemos que dedicaron muchas horas de su tiempo a colaborar con nuestro Boletín, dejando a un lado intereses y quehaceres de otros tipos. Soledad Medina prestó una ayuda invaluable en el trabajo de edición, a ella y a los árbitros de los trabajos, nuestro reconocimiento.

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Juriquilla, Qro. Enero 2000

Angel F. Nieto-Samaniego
Presidente SGM 1997·1998

iv

Geocronología y características geoquímicas de las rocas magmáticas terciarias de la Sierra Madre del Sur*

Dante J. Morán-Zenteno¹, Barbara Martiny¹, Gustavo Tolson¹, Gabriela Solís-Pichardo¹, Leticia Alba-Aldave¹, Ma. del Sol Hernández-Bernal¹, Consuelo Macías-Romo¹, Raymundo G. Martínez-Serrano². Peter Schaaf², Gilberto Silva-Romo³

¹Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, C.P. 04510, México D.F.
²Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, C.P. 04510, México D.F.
³Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, C.P. 04510, México D.F.

Resumen

Las rocas volcánicas y plutónicas terciarias de la Sierra Madre del Sur (SMS) constituyen una amplia provincia magmática cuya actividad precedió en tiempo a la de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) y cuyo registro se extiende de manera amplia al sur de ésta. La provincia magmática de la SMS se desarrolló en un periodo caracterizado por cambios significativos en la geometría e interacciones cinemáticas de las placas que forman el entorno tectónico del sur de México, así como en las condiciones dinámicas de la deformación de la corteza en esta región.

El registro de las rocas magmáticas terciarias que forman la SMS abarca desde el Paleoceno hasta el Mioceno. Se encuentran distribuidas en una región que cuenta con basamentos de naturaleza petrológica y edad variables y cuyos segmentos más antiguos están representados por los terrenos Mixteca y Oaxaca del Paleozoico temprano y el Proterozoico Medio, respectivamente. La composición de las rocas magmáticas terciarias, en términos de la concentración de SiO₂, varía en lo general de 52% a 76% en peso con abundancias de álcalis (Na₂ O + K₂O) que las caracterizan como rocas de la serie calcialcalina, típica de los arcos magmá-ticos asociados a un límite convergente de placas. Los patrones de Tierras Raras, normalizadas con respecto a la condrita, indican un enriquecimiento de las Tierras Raras ligeras con respecto a las Tierras Raras pesadas con anomalías negativas de europio en algunas unidades silfcicas. Los valores iniciales de las relaciones de ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr (0.7035-0.7063) y de εNd (-3 a +5.7) indican una influencia, relativamente baja de la corteza continental antigua si se les compara con otros arcos continentales como los Andes Centrales y la Cordillera Norteamericana. Algunos plutones emplazados en el Terreno Guerrero, cuyo basamento continental es aparentemente más joven que los terrenos Mixteca, Oaxaca y Xolapa, tienen una tendencia a valores bajos de 87Sr/ 86Sr y aftos éNd, lo que sugiere la presencia de manto Iitosférico menos enriquecido por componentes de subducción que en la región de los terrenos más antiguos. Dada la variabilidad relativamente estrecha de las relaciones isotópicas de Sr y Nd en las rocas magmáticas del oriente de Guerrero y de Oaxaca, a pesar de las heterogeneidades isotópicas del basamento, se considera que la asimilación cortical fue en general baja. Las composiciones isotópicas de Pb obtenidas para las rocas magmáticas de estas dos regiones apoyan esta hipótesis.

Uno de los factores que parecen haber controlado los diferentes grados de diferenciación en las rocas volcánicas del interior del continente es el tipo de deformación que afectó a cada región particular. Las secuencias volcánicas intermedias del Oligoceno del noroeste de Oaxaca convivieron con una tectónica transtensional asociada a fallas de rumbo general norte-sur, mientras que la mayor parte de las secuencias dominantemente silícicas del noreste de Guerrero y Morelos no presentan indicios de rasgos extensionales significativos.

Los datos geocronológicos de las rocas ígneas terciarias de la SMS indican que el magmatismo de arco del Paleoceno y Eoceno predominó en las regiones de Michoacán y occidente de Guerrero, y posteriormente migró hacia el oriente de Guerrero y occidente de Oaxaca, formando un amplio arco para el Oligoceno temprano. En el intervalo Oligoceno tardío-Mioceno medio el eje del magmatismo se desplazó hacia el oriente del Estado de Oaxaca. Esta tendencia es particularmente clara en los plutones ubicados a lo largo de las costas de Guerrero y Oaxaca. La extinción del magmatismo de la SMS hacia el oriente, desde el Eoceno tardío, puede ser explicada como resultado del paso hacia el sureste del punto triple trinchera-trincheratransformante que acompañó al desplazamiento del Bloque de Chortis y ocasionó el truncamiento de la margen continental del sur de México. Este proceso originó el desarrollo de una nueva trinchera y el cambio en la inclinación de la placa subducida hacia un ángulo más bajo. Después de la desaparición del volcanismo de arco del Oligoceno en una región amplia comprendida entre los meridianos 100° Y 97° W, hubo una ausencia general de magmatismo de arco hasta el inicio del Mioceno medio, tiempo en el que ocurren las primeras manifestaciones de volcanismo en la parte central y oriental de la FVTM. Este gap magmático puede ser explicado por el cambio relativamente rápido en la inclinación de la placa subducida, a partir del truncamiento de la margen continental, y por el tiempo necesario para que la cuña del manto, bajo la FVTM, tuviera las condiciones de transformación metasomática que le permitieran producir los volúmenes de magma necesario para generar volcanismo.

*EI presente trabajo está basado en los datos e interpretaciones presentados por los autores en un artIculo publicado en el Journal of South American Earth Sciences en diciembre de 1999. Una parte del contenido de este artículo fue presentado por el primer autor como trabajo de ingreso a la Academia Mexicana de Ingeniería.

Abstract

The Tertiary volcanic and plutonic rocks of the Sierra Madre del Sur (SMS) form a broad magmatic province that extends from the Transmexican Volcanic Belt (TMVB) to the southern continental margin.The magmatic activity of the SMS was previous to that of the TMVB and occurred at a time characterized by significant changes in the plate geometry and kinematic plate interactions in southern Mexico, as well as variations in the conditions of the continental crust deformation.

The Tertiary magmatic rocks of the SMS range in age from Paleocene to Miocene. They are distributed in a region that is characterized by basement rocks of different age and petrology. The Mixteca and Oaxaca terranes of Early Paleozoic and Middle Proterozoic age, respectively, represent the oldest basement rocks. The Si0₂ contents of the Tertiary magmatic rocks, which generally range from 52% to 76%, and total alkalis (Nap + K₂O) characterize these rocks as calcalkaline which is typical of magmatic arc rocks associated with a convergent plate limil. Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns display light REE enrichment with respect to the heavy REEs, and negative anomalies in some of the siliceous units. Initial 87Sr/ 86Sr ratios (0.7035-0.7063) and ENd values (-3 to +5.7) indicate a relatively low crustal contribution from the old continental basement campared to other continental arcs such as the Andes and the North American Cordillera. Some of the plutons emplaced in the Guerrero terrane, where the continental basement is apparently younger than in the Mixteca, Oaxaca, and Xolapa terranes, tend to display lower 87Sr/ 86Sr ratios and higher ENd values. These observations suggest the presence of a mantle lithosphere less enriched by subduction components than in the older terranes. Given the relatively restricted range of Sr and Nd isotope ratios for the magmatic rocks in eastern Guerrero and Oaxaca, the degree of crustal assimilation is considered to be low in spite of the isotopic heterogenity of the basemenI. The Pb isotope ratios obtained for the magmatic rocks in these regions support this hypothesis.

One of the factors that appear to have controlled the different degrees of differentiation in the inland volcanic rocks is the type of deformation that affected each particular region. The intermediate volcanic sequences of Oligocene age in the northwest of Oaxaca were coeval with a transtensional tectonic regime associated with generally N-S trending fault, whereas most of the dominantly siliceous sequences of NE Guerrero and Morelos show no indication of significant extensional deformation.

The geochronological data for the Tertiary rocks of the SMS indicate that arc magmatism was predominantly of Paleocene and Eocene age in Michoacán and western Guerrero and later display a decreasing age trend, migrating toward eastern Guerrero and western Oaxaca to form a broad arc during the early Oligocene. In late Oligocene to middle Miocene time, the magmatic front migrated to the east, to the eastern part of the State of Oaxaca. This tendency is particularly clear in the plutonic rocks along the Pacific coast of Guerrero and Oaxaca states. The eastward extinction of the SMS magmatism starting in the late Eocene could be explained by the southeastward migration of the trench-trench-transform triple junction that accompanied the displacement of the Chortis block and caused the continental margin truncation in southern Mexico. This resulted in the progressive development of new trench segments and a change in the subducted plate inclination to a shallower dip angle. Alter the Oligocene arc volcanism ceased in the broad region between 100° and 97° W, there was a general gap in arc magmatism until the middle Miocene, with the onset of TMVB volcanism. This magmatic gap can be explained by the relatively rapid change in the inclination of the subducted plate initiated by the truncation of the continental margin, and by the time needed to reach conditions for melting in the mantle wedge under the TMVB.

INTRODUCCIÓN

La provincia magmática de la Sierra Madre del Sur (SMS) está formada por un abundante registro de rocas plutónicas y volcánicas terciarias que afloran al sur de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), las cuales se originaron por episodios volcánicos que ocurrieron desde el Paleoceno hasta el Mioceno temprano (Figura 1). Las rocas de esta provincia presentan variaciones reconocibles en su composición, estratigrafía y en sus relaciones aparentes con el entorno tectónico. Estas variaciones, así como su distribución con respecto a otras provincias volcánicas como la Sierra Madre Occidental (SMO) y la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) sugieren cambios significativos en las condiciones geodinámicas en la parte central y sur de México. La geometría e interacciones cinemáticas actuales de las placas tectónicas en el entorno del sur de México, así como la distribución de las anomalías magnéticas del piso oceánico del Pacífico Oriental, indican que esta región de México fue el escenario de una geodinámica muy activa caracterizada por las interacciones de las placas de Norteamérica, el Caribe y Farallón. Esta última placa evolucionó hacia las placas de Guadalupe, Cocos y Rivera como resultado de su fragmentación gradual y el consecuente establecimiento de nuevos polos de rotación (Mammerickx y Klitgord, 1982).

En la literatura sobre la geología regional del sur de México, las rocas magmáticas de la SMS han sido mencionadas con frecuencia y se cuenta con reportes petrográficos y algunas descripciones sobre sus relaciones estratigráficas, sin embargo, los datos geocronológicos y geoquímicos son, en general, escasos (Fries, 1960, 1966; De Cserna, 1965, 1981, 1982; De Cserna y Fries, 1981; Ferrusquía-Villafranca, 1976, 1992; Damon et al., 1983; Pantoja-Alor, 1983, 1992). Existe además un grupo de reportes más recientes en donde se da un tratamiento más detallado a los datos geocronológicos e isotópicos (Schaaf, 1990, Schaaf et al., 1995; Delgado-Argote et al., 1992; Morán-Zenteno, 1992; Morán-Zenteno et al., 1993; Herrmann et al.,1994). A pesar de lo anterior son pocos los intentos que se han llevado a cabo por interpretar los patrones de migración magmática y las variaciones geoquímicas regionales (Ferrari et al., 1994).

A partir de la distribución y las características petrológicas generales de las rocas magmáticas de la SMS se pueden definir dos cinturones aproximadamente paralelos de orientación general WNW (Figura 1). Uno de ellos está representado por una cadena de plutones, que incluye batolitos y plutones menores, la cual se extiende a lo largo de la margen continental e indica procesos de levantamiento y erosión que han actuado por lo menos desde el Oligoceno (Morán-Zenteno et al., 1996). El otro cinturón está formado por una serie de zonas volcánicas y cuerpos hipabisales que se extienden de manera discontinua entre la cadena batolítica de la costa y la FVTM. Este arreglo en la distribución de las rocas magmáticas de la SMS no sólo expresa la exposición de dos niveles corticales diferentes sino cambios en la composición del magmatismo terciario.

Con base en el conocimiento que hasta la fecha se tiene sobre la estratigrafía y la geocronología de las rocas magmáticas terciarias, así como sobre"las relaciones tectónicas de la SMS y las provincias magmáticas vecinas, se pueden formular las siguientes interrogantes principales acerca de la historia magmática de esta provincia: ¿Representa el magmatismo de la SMS episodios de actividad contemporánea en toda su extensión? ¿Pertenecen todas las zonas magmáticas a la serie calcialcalina típica de arcos continentales? ¿Es el manto o la corteza la fuente principal del magmatismo? ¿Controlaron los dominios tectónicos locales la composición geoquímica de las rocas magmáticas? ¿Son compatibles las variaciones geocronológicas de las rocas magmáticas de la SMS con las interpretaciones sobre la evolución de la Placa del Caribe y el desplazamiento del Bloque de Chortis?

Figura 1. Mapa geológico esquemático del sur de México que muestra la distribución de las rocas magmáticas terciarias. Se indican algunas de las edades isotópicas discutidas en el texto y presentadas en la Tabla 1. Las secciones A-A' y S-S' corresponden a las gráficas b y c presentes en la Figura 11. Recuadro: 1=Sierra Madre Occidental, 2=secuencias volcánicas terciarias de la SMS, 3=batolitos de la margen pacífica, 4=Faja Volcánica Transmexicana, J=Jalisco, M=Michoacán, G=Guerrero, O=Oaxaca, C=Chiapas, D. F. =Cd. de México.

En este trabajo se discuten estos problemas y se presenta un conjunto de interpretaciones relativas al significado tectónico y petrogenético de las variaciones geocronológicas y composicionales de las rocas magmáticas de la SMS. El análisis está basado tanto en datos geoquímicos y petrológicos previamente publicados, como en información generada por el grupo de estudio sobre rocas magmáticas del sur de México de los institutos de Geofísica y Geología y de la Facultad de Ingeniería de la UNAM. Los datos geoquímicos y geocronológicos obtenidos por este grupo para la SMS se han generado principalmente durante los últimos ocho años.

Una parte de los datos geoquímicos y geocronológicos en los que se centran las interpretaciones en este trabajo fue obtenida por los autores en diferentes proyectos de investigación, algunos de los cuales involucraron trabajos de tesis y otros cuyos resultados ya han sido publicados parcialmente (ver por ejemplo Schaaf et al., 1995; Morán-Zenteno et al., en prensa). El resto de los datos discutidos provienen de trabajos desarrollados por otros grupos y cuyos resultados se encuentran publicados.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

Las rocas magmáticas de la SMS constituyen una amplia provincia que se distribuye desde el Estado de Michoacán hasta el Istmo de Tehuantepec (Figura 1). Su límite norte está marcado por los afloramientos más meridionales de la FVTM. Este límite se puede definir con criterios generales de edad y composición, como en el caso de la Sierra Madre Occidental, sin embargo, esta última cuenta con una orientación y con algunas características estratigráficas que revelan detalles diferentes en su evolución si se le compara con la SMS. Hacia el sur, las rocas magmáticas de la SMS han sido reconocidas hasta el borde continental limitado por la Trinchera de Acapulco (Bellon et al., 1982). La distribución de las rocas magmáticas de la SMS, sus características petrológicas y geoquimicas, así como su edad, indican con claridad que el escenario tectónico en el que se originaron era diferente al de la actual distribución del arco y la trinchera.

La FVTM se extiende de E al W en México a aproximadamente 19°N y está relacionada a la subducción de las placas de Cocos y Rivera por debajo de la placa de Norteamerica (Pardo y Suárez, 1995). Está constituida principalmente por rocas volcánicas de composición andesítica a dacítica de tipo calcialcalino cuyas edades varían desde Mioceno hasta el presente. La orientación general E-W de las rocas de la FVTM es un rasgo que contrasta de manera notable con la distribución general de las rocas magmáticas de la SMS y Sierra Madre Occidental (SMO). Su posición oblicua con respecto a la Trinchera de Acapulco es un rasgo poco común en las regiones que bordean al Océano Pacifico y ha sido interpretado como resultado de los cambios en la inclinación de los segmentos subducidos de las placas oceánicas de Rivera y Cocos debajo de la litósfera continental del sur de México (UrrutiaFucugauchi y Del Castillo, 1977; Suárez et al., 1990; Pardo y Suárez, 1995). Pardo y Suárez (1995) han interpretado, con base en la distribución de los focos sísmicos de esta región, que el ángulo de subducción debajo de la Iitósfera continental del sur de México, varía desde inclinaciones de 50° en la región de Jalisco y Colima hasta una posición cercana a la horizontal debajo de las regiones internas de Guerrero y Oaxaca (Figura 2). En otros trabajos más recientes se ha considerado la posibilidad de que la FVTM se haya originado por el ingreso de una pluma del manto en el occidente de México y por su posterior descabezamiento .y canalización hacia el este de México (Márquez et al., 1999), aunque la abundancia de rocas calcialcalinas es un detalle dificil de explicar con este modelo.

Figura 2. Contornos de isoprofundidad de la placa oceánica subducida bajo la Placa Norteamericana para el sur de México. Se muestra la edad de la placa oceánica en Ma y la velocidad de convergencia dentro del paréntesis (cm/a). Los triángulos representan volcanismo Cuaternario y la parte gris oscura, la Faja Volcánica Transmexicana (tomado de Pardo y Suárez, 1995).

Al norte de la FVTM existe un registro magmático muy abundante del Terciario, representado por las rocas volcánicas de la SMO y la Mesa Central. Estas rocas pertenecen principalmente al intervalo PaleocenoMioceno y cuentan con composiciones que varían principalmente de andesitas a ríolitas, con unidades basálticas subordinadas. El magmatismo de la SMO y de la Mesa Central ha sido relacionado principalmente con la subducción de la Placa de Farallón debajo de la Placa Norteamericana (McDowell y Clabaugh, 1979; Damon et al., 1981). Su extinción ocurrió gradualmente desde el Oligoceno hasta el Mioceno como resultado del cese de la subducción y la colisión de la Cordillera del Pacífico Oriental con la margen occidental de Norteamérica. En diferentes trabajos se ha documentado que la actividad volcánica terciaria en la SMO y la Mesa Central fue, al menos en parte, contemporánea y genéticamente relacionada al desarrollo de una etapa de extensión E-W (NietoSamaniego et al., 1999a) la cual ha sido asociada a la provincia fisiográfica de Cuencas y Sierras (Basin and Range) (Henry y Aranda-Gómez, 1992). La transición del volcanismo de la Sierra Madre Occidental al de la región occidental de FVTM ocurrió de manera gradual, mientras que en la porción norte central .se ha observado un hiatus magmático entre el Oligoceno y el Mioceno. Los criterios que han sido utilizados para distinguir el magmatismo de la Sierra Madre Occidental del de la FVTM son la composición intermedia y máficá de esta última y su edad más joven que 16 Ma (Ferrari et al., 1994; 1999).

Las rocas magmáticas terciarias de la SMS se encuentran cubriendo un mosaico de basamentos con características petrológicas y estratigráficas contrastantes y afinidades tectónicas distintas (OrtegaGutiérrez, 1981; Campa y Coney, 1983) (Figura 3). De acuerdo a la división tectonoestt'atigráfica del sur de México de Campa y Coney (1983), la provincia magmática terciaria de la SMS ocupa los terrenos Guerrero, Mixteca, Oaxaca y Juárez. Esta división es semejante y sólo difiere en algunos detalles a la realizada por Sedlock et al. (1993). Los basamentos de estos terrenos presentan una petrología heterogénea que se expresa también en variaciones en sus características geoquímicas, en especial en sus firmas isotópicas de Sr y Nd (ver por ejemplo Ruiz et al., 1988a, b; Yañez et al., 1991; Centeno-García et al., 1993). Para los terrenos Acatlán y Oaxaca se han identificado claramente asociaciones de rocas paleozoicas (Complejo Acatlán) (Ortega-Gutiérrez, 1981; Yañez et al., 1991 y referencias incluidas) y precámbricas (Complejo Oaxaqueño) (Ortega-Gutiérrez, 1981; Solari et al., 1998a, b), respectivamente. El Terreno Guerrero está formado por secuencias de arco, de las cuales afloran principalmente rocas del Cretácico Temprano, aunque han sido reportadas algunas secuencias del Jurásico Tardío (Centeno-García et al., 1993 y referencias incluidas). La naturaleza del basamento del Terreno Guerrero, así como sus relaciones estratigráficas y tectónicas con los terrenos vecinos han sido objetos de debate (Campa, 1978; De Cserna et al., 1978; Campa y RamírezEspinosa, 1979; Campa y Caney, 1983; Lang et al., 1996). Es comúnmente aceptado que las secuencias mesozoicas del Terreno Guerrero están subyacidas en su porción occidental por secuencias deformadas de afinidad oceánica (Centeno-Garcia et al., 1993), mientras que su margen oriental tiene indicios de contar con un basamento más antiguo de afinidad continental (Elías-Herrera y Sánchez-zavala, 1990; Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1998). Para los terrenos Xolapa y Juárez existen incertidumbres respecto a la edad de las rocas que los caracterizan. En el caso del complejo metamórfico, basamento del Terreno Xolapa, se han reportado edades de Rb-Sr y U-~b que varían desde el Jurásico Medio al Eoceno (Guerrero et al., 1978; Morán-Zenteno, 1992; Herrman et al., 1994).

Las características petrológicas.y geoquímicas de los terrenos preterciarios que forman el sur de México presentan variaciones que pueden permitir, eventualmente, la evaluación del papel que jugó la composición de la corteza continental y su situación tectónica en la diferenciación de los magmas terciarios del sur de México. Las secuencias que forman el Terreno Guerrero, por ejemplo, presentan firmas isotópicas de Sr relativamente bajas y de ENd positivas, indicando que los magmas fueron derivados de un manto primitivo, si se comparan con aquellas de los terrenos Acatlán, Xolapa y Oaxaca (Morán-Zenteno, 1992; Centeno-García et al., 1993). Los valores iniciales típicos de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr y εNd que presentan las rocas ígneas cretácicas del Terreno Guerrero varían de 0.7034 a 0.7050 y de +7.9 a +1.6, respectivamente (Centeno-García et al.,1993;Talavera-Mendoza et al., 1995). Los complejos Acatlán, Oaxaqueño y Xolapa presentan en sus porciones ígneas o meta ígneas relaciones isotópicas ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr y valores de εNd que típicamente varían de 0.7040 a 0.7500 y de +3 a .12, indicando una mayor componente de corteza continental antigua.

Figura 3. Distribución de los terrenos teetonoestratigráficos, tomada de Campa y Coney (1983). El significado de las abreviaciones usadas es: G=Terreno Guerrero, M=Terreno Mixteca, O=Terreno Oaxaca, J=Terreno Juárez, X=Terreno Xolapa, MA=Terreno Maya, FVTM=Faja Volcánica Transmexicana.

Rasgos Tectónicos Terciarios de la SMS

Uno de los rasgos actuales más característicos del entorno geodinámico del sur de México, es la existencia de una de zona de cizalla que comprende los sistemas Motagua-Polochic (Rosencrantz y Sclater, 1986 y referencias incluidas). Este sistema de fallas, que manifiesta el desplazamiento relativo izquierdo de la Placa de Norteamérica con respecto a la Placa del Caribe, se extiende desde la región sur de Chiapas y Guatemala hasta la región del Caribe y uno de sus segmentos está representado por la Fosa del Caymán (Figura 4). El punto triple en el que convergen las Placas de Cocos, Norteamérica y el Caribe está representado por una amplia zona de deformación por extensión que tiene como centro al Golfo de Tehuantepec donde se registran sismos con mecanismos focales correspondientes a fallas normales (Guzmán-Speziale et al., 1989).

Figura 4. Sistema de fallas Motagua-Polochic y relación actual de las placas tectónicas (modificado de Rosencrantz y Sclater, 1986).

Con base en las interacciones cinemáticas reconcrcidas para el sistema de fallas MotaguaPolochic, así como la arquitectura y la edad de la Fosa del Cayman, se ha considerado que la parte continental del norte de Centroamérica, conocida como Bloque de Chortis, se encontró en algún momento frente a las costas del sur de México (Malfait y Dinkelman, 1972; Ross y Scotese, 1988; Pindell y Barrett, 1990). Estas interpretaciones se vieron fortalecidas con el hallazgo de zonas de cizalla izquierda de orientación NW observadas en la región costera de Guerrero y Oaxaca (Ratschbacher et al., 1991; Herrman et al., 1994; Schaaf et al., 1995; Tolson, 1998) y con el carácter truncado de la margen continental en esta región. Basados en la distribución de las zonas de cizalla y en las afinidades estratigráficas entre el Bloque de Chortis y el sur de México, Schaaf et al. (1995) consideran que el extremo noroccidental del Bloque de Chortis tuvo como máxima latitud la región de Zihuatanejo. Esta estimación es menor que el desplazamiento total calculado por Rosencrantz y Sclater (1986) con base en el estudio de las anomalías magnéticas y la batimetría del piso oceánico generado en la Fosa del Caymán. Esta discrepancia se puede superar si se considera que el Bloque de Chortis ha estado sujeto a procesos de extensión cortical durante su desplazamiento.

El truncamiento de la margen continental por el desplazamiento del Bloque de Chortis propició que rocas del arco magmático terciario, que durante su formación se encontraban a cierta distancia de la trinchera, quedaran colocadas en contacto con trinchera nueva (Figura 5). Morán-Zenteno et al. (1996) y Tolson (1998) han interpretado que el levantamiento de la margen continental recién formada fue inducido en parte por la flexión de la litósfera oceánica en la zona del punto triple. Por otra parte, la extinción gradual del magmatismo a lo largo de la margen continental actual, tal como ha sido documentado por Herrmann et al. (1994) y Schaaf et al. (1995), sería también una consecuencia del paso del punto triple mencionado.

Los rasgos tectónicos terciarios del sur de México han sido en general poco estudiados, sin embargo, una serie de informes producidos en años recientes han revelado algunos detalles que indican que la SMS evolucionó de manera diferente a la región continental ubicada al norte de la FVTM. Estos estudios ponen en duda la continuación de la provincia de Cuencas y Sierras hacia el sur de México.

En una compilación de las estructuras tectónicas terciarias regionales realizada por Morán et al. (1999) se puede observar una fuerte diversidad de orientación y cinemática de las fallas del Oligoceno, que difícilmente pueden haberse desarrollado como parte de un campo de esfuerzos regional único.

En el sector sur de la provincia magmática de la SMS, colindante con el litoral del Pacífico, se han reconocido, como ya se mencionó, zonas de cizalla intensa, específicamente en las regiones costeras de Guerrero y Oaxaca (Ratschbacher et al., 1991; MoránZenteno, 1992; Meschede et al., 1997; Corona-Chávez, 1997; Tolson, 1998) (Figura 6). Estas zonas de cizalla están representadas por milonitas con deformación cristal-plástica (deformación del cristal en estado plástico) y con fatlamiento frágil sobrepuesto, que cuentan con una orientación subparalela a la costa. Al sur de Tierra Colorada, en el Estado de Guerrero, aflora una de estas zonas de cizalla, la cual se encuentra cortada por el intrusivo de Tierra Colorada para el cual se tienen edades concordantes de U-Pb en zircones entre 35.2 y 34.3 Ma (Herrmann et al., 1994). Estas fechas indican la edad mínima de la deformación, al menos de la deformación cristal~plástica. Los indicadores cinemáticos indican un desplazamiento oblicuo normal-izquierdo (Riller et al., 1992). En la región de Huatulco, el intrusivo terciario de 29 Ma (Herrmann, 1994; Tolson, 1998) se encuentra afectado por la milonitización, mientras que la milúnita está cortada por un dique de 23.7 Ma (Tolson, 1998). En esta región la zona de cizalla cuenta con una geometría subvertical y Iineación horizontal. Los indicadores cinemáticos son de desplazamiento lateral izquierdo. También se cuenta en esta región con fallas de régimen de deformación frágil y desplazamiento lateral izquierdo con orientación E-W y .NE-SW (DelgadoArgote y Cflrballido-Sánchez, 1990; Torson, 1998).

En la región de Arcelia, estados de Guerrero y Michoacán, Jansma y Lang (1997). reconocieron la México (McDowell et al., 1997; Gans, 1997; Nietoexistencia de un graben N-S que relacionan con la Samaniego et al., 1999a), y mencionan evidencias que extensión hacia el sur de la provincia de Cuencas y indican que el fallamiento es anterior a los 32 Ma. A Sierras, abundantemente documentada en el norte de pesar de la presencia de esta estructura, existen numerosas evidencias de fallas de desplazamiento lateral con una orientación que varía de NNE a NNW, que contrastan con las fallas de desplazamiento dominantemente vertical que caracterizan la provincia de Cuencas y Sierras. Por ejemplo, en la región de Taxco, Morán-Zenteno et al. (1998) y Nieto-Samaniego et al. (1999b) reconocieron un sistema de fallas laterales derechas con orientación al N y NNW que cortan las secuencias de ignimbritas en esta zona (3138 Ma). Este sistema de fallas es aparentemente posterior a los sistemas de fallas de orientación al NW que alojan los principales cuerpos minerales del distrito minero de Taxco. Hacia el este, en la región oriente de Guerrero y noroeste de Oaxaca, se ha documentado la presencia de fallas con orientación al N y NNW, pero con desplazamiento lateral izquierdo. En el noroeste de Oaxaca estas fallas limitan bloques que experimentaron subsidencia y el desarrollo de depósitos lacustres. Estos depósitos lacustres se encuentran intercalados con rocas volcánicas del Oligoceno temprano (Ferrusquía-Villafranca, 1976; Martiny et al., 1996).

Figura 5. Esquema que muestra la evolución de la geometría de la margen continental del sur de México y el magmatismo asociado, desde el Oligoceno hasta el Presente. M=Mexico D. F., Mz=Manzanillo, Zt =Zihuatanejo, Ac=Acapulco, PN=Pinotepa Nacional, PA=Puerto Ángel. Círculo con punto oscuro=movimiento hacia afue!a de la página. Círculo con cruz=movimiento hacia adentro de la página.

La falla de Oaxaca es una estructura regional que ocupa el flanco oriental del valle del mismo nombre y tiene una orientación general al NNW (Figura 6). Su evolución ha sido compleja y su actividad más reciente ha sido descrita en términos de un desplazamiento de falla normal con el bloque caído hacia el oeste. Centeno-García (1988) consideró con base en criterios estratigráficos y morfológicos que la actividad de la falla de Oaxaca inició antes del Mioceno y continuó aún en el Cuaternario. Estudios más detallados han mostrado que esta falla se originó antes del Jurásico Medio y que ha tenido actividad durante diversos regímenes tectónicos desde hace más de 180 Ma (AlanizÁlvarez et al., 1996). Al sur de la falla de Oaxaca, Nieto-Samaniego et al. (199S) han reconocido estructuras de graben de orientación E-W desde la Ciudad de Oaxaca hasta Miahuatlán. Los desplazamientos observados tanto en estructuras E-W (falla de Donají) como en la falla de Oaxaca (N-S) son mayores que 1,SOO m. Se ha reconocido que las estructuras E-W al sur de la falla de Oaxaca cortan secuencias piroclásticas silícicas asignadas al Mioceno medio, con base en fechamientos de K-Ar en biotitas de Ferrusquía-Villafranca y McDowell (1991).

En síntesis, aunque el conocimiento sobre las estructuras tectónicas de la SMS es todavía escaso, se puede reconocer un patrón complejo con diferencias significativas en la orientación y detalles cinemáticos de las estructuras mayores, lo que sugiere la existencia de diferentes dominios que convivieron con el truncamiento de la margen continental del sur de México. En este contexto parece improbable que haya habido una transmisión de esfuerzos simple a través de la margen continental del sur de México, como lo han sugerido Meschede et al. (1997). Los factores que controlaron la partición de la deformación no han sido comprendidos cabalmente, pero la reactivación de estructuras antiguas y de zonas de debilidad cortical parece haber jugado un papel importante.

VARIACIONES GEOCRONOLÓGICAS, PETROLÓGICAS Y GEOQUÍMICAS

Hasta la fecha, varios autores han publicado artículos en donde se reportan fechas isotópicas. descripciones petrológicas y datos geoquímicos de las rocas magmáticas de la Sierra Madre del Sur. Los propósitos de estos estudios han sido diversos y se han empleado diferentes técnicas analíticas. La mayor parte de los estudios se refieren a descripciones de los cuerpos plutónicos, especialmente de aquellos que se encuentran a lo largo de la margen suroccidental de México.

Las edades obtenidas por diferentes métodos, aplicados en diferentes materiales, indican por lo general diferentes momentos en los tiempos de enfriamiento de las rocas plutónicas. Esto se debe a las diferentes temperaturas de cierre de los sistemas isotópicos. Por ejemplo, para el método de K-Ar las temperaturas de cierre del feldespato potásico, biotita y hornblenda, se consideran de 230°C (Berger y York, 1981), de 300 a 350°C (McDougall y Harrison, 1988) y 900°C (Hanson y Gast, 1967; Harrison, 1981), respectivamente. Por otra parte, las edades de U-Pb en zircones se consideran como edades de cristalización, ya que estos minerales tienen temperaturas de cierre de 900°C (Dahl, 1997), superiores a las del final de la cristalización de los sistemas sobresaturados en sílice. En general todos los sistemas isotópicos son susceptibles de ser afectados por procesos térmicos posteriores a la cristalización de la roca y, en algunas ocasiones, la interpretación de la edad puede ser ambigua. En el análisis realizado para el presente trabajo se tomaron en cuenta los diferentes significados de los datos geocronológicos para los diferentes sistemas y materiales, sin embargo, se consideró que estas diferencias no distorsionan significativamente las tendencias generales en los patrones de migración del magmatismo.

Los datos geocronológicos generados por el grupo de la UNAM para las rocas terciarias de la Sierra Madre del Sur y aquellos publicados con antelación se presentan en la Tabla 1. Solo se incluyeron aquellos datos para los que se conoce la unidad, el material fechado, el método aplicado y su localización. En la Tabla 2 se presentan los datos isotópicos de Sr y Nd disponibles de las rocas magmáticas terciarias de la SMS. Los contenidos de SiO₂ y Na₂O +K₂O, así como los patrones de Tierras Raras de las rocas magmáticas terciarias se presentan en las figuras 7a, 7b, 8a y 8b.

Figura 6. Mapa del sur de México, mostrando los" dominios de deformación existentes y su edad. Las edades de las estructuras se indican dentro de los pequeños rectángulos en Ma. El signo de interrogación indica edad no determinada. Las estructuras actualmente activas se indican con 0 Ma.

Rocas plutónicas de la margen continental

Debido al levantamiento que ha experimentado la margen SW de México durante el Terciario, la mayor parte de las rocas plutónicas de la SMS se encuentran distribuidas a lo largo de la zona costera que va desde Michoacán hasta el Istmo de Tehuantepec. Hacia el interior del continente los cuerpos intrusivos son más restringidos y de emplazamiento más somero. Las rocas intrusivas que forman la zona batolítica de las costas de Jalisco y Colima han sido fechadas por diferentes métodos, encontrándose edades del Cretácico Tardío (Schaaf, 1990; Schaaf et al., 1995). Al sureste del batolito de Manzanillo, la mayor parte de las rocas plutónicas son de edad terciaria.

Las concentraciones de SiO₂ y álcalis y las características petrogenéticas expresan claramente que las rocas plutónicas de la SMS pertenecen a la serie calcialcalina, característica de arcos volcánicos asociados a límites convergentes de placas. Como es típico de los arcos continentales, se manifiestan para estas rocas variaciones composicionales amplias que van desde gabro hasta granito de feldespato alcalino, con mayor abundancia de rocas sobresaturadas en sílice (Figura 7a). Las concentraciones de SiO₂ generalmente varían de 56% a 74% en peso. El patrón de Tierras Raras de algunos de los plutones estudiados expresa normalmente un enriquecimiento de Tierras Raras ligeras con respecto a las Tierras Raras pesadas, cuando se normaliza con respecto a los valores reportados para la condrita (Figura 7b). El enriquecimiento de las Tierras Raras ligeras es una característica de los magmas evolucionados de arco, que resulta de procesos de cristalización fraccionada o contaminación cortical de magmas generados por la fusión del manto. También puede existir este tipo de patrones en rocas que resultan de la fusión parcial de la corteza. En algunos de los intrusivos más diferenciados (por ejemplo, Acapulco y Xaltianguís) se observa una anomalía negativa de europio (Figura 7b) con respecto a la tendencia general. La anomalía negativa de Eu puede ser el resultado del fraccionamiento de plagioclasa durante el ascenso del magma.

Las edades de los plutones que se encuentran a lo largo de la costa varían del Paleoceno al Mioceno temprano, con una tendencia decreciente de edad hacia el SE. Por ejemplo, para el plutón que aflora en el área de Punta San Telmo en Michoacán, Pantoja-Alor (1983) reporta una edad de K-Ar en un concentrado de hornblenda de 63±1 Ma, mientras que en el intrusivo de Xadani, entre Huatulco y Salina Cruz, se obtuvo una edad de enfriamiento de Rb-Sr (biotita-roca entera) de 20.4±0.4 Ma (corregido de Schaaf et al., 1995) (ver Tablas 1a y 1b).

Sector Punta San Telmo-Acapulco

Las edades de los plutones que se encuentran hacia el interior continental, en las regiones de Michoacán y Guerrero son, en lo general, similares a las de sus contrapartes en la zona de la costa. Por ejemplo, los fechamientos de los plutones de la Huacana y Santa Elena han arrojado edades de 42±4 Ma (isocrona de Rb-Sr) (Schaaf et al., 1995) y 66.1±1.5 Ma (K-Ar) (Pantoja-Alor, 1986), respectivamente. Para algunos plutones de menores dimensiones como La Verde, Inguarán y San Isidro, se han obtenido edades en diferentes materiales de 35.6 a 31.1 Ma (Damon et al., 1983) que indican la edad de enfriamiento de los plutones y de las mineralizaciones asociadas.

En la región costera de Zihuatanejo, las edades de los plutones son generalmente eocénicas, por ejemplo en el área de Petatlán, al sureste de Zihutanejo, se han reportado edades de K-Ar en biotitas y hornblendas que varían de 38.9 a 40.7 Ma (Delgado-Argote et al., 1992). Una isocrona de Rb-Sr construida a partir de las muestras del plutón ubicado al este de Zihutanejo dio una edad de 36.5±5 Ma (Schaaf et al., 1995). Las rocas magmáticas más máficas de esta región incluyen gabros, que forman un grupo de intrusivos en la zona de Petatlán-Papanoa, y rocas del complejo ultramáfico (dunita-clinopiroxenita) de El Tamarindo. Para este último cuerpo se ha reportado una edad de K-Ar de 33.9±0.8 Ma (DelgadoArgote et al., 1992). Otros plutones de la región ubicada entre Zihuatanejo y Acapulco han arrojado edades isotópicas que van del Eoceno tardío al Oligoceno temprano. Un fechamiento concordante de U-Pb en zircones, obtenido para el batolito granodiorítico de Atoyac, arrojó una edad de cristalización de 35 Ma.

El intrusivo de Acapulco constituye, desde el punto de vista cronológico y petrológico, una anomalía en las tendencias que despliegan los plutones de la costa. Por un lado, su edad es más antigua que la de los intrusivos terciarios que se encuentran en latitudes cercanas. Los fechamientos reportados incluyen una edad de Rb-Sr (biotita-roca entera) de 43A±0.9 Ma (Schaaf et al., 1995) Y una isocrona de Rb-Sr (biotita-roca entera) de 50±0.5 Ma (Guerrero-García y Herrero-Bervera, 1993). Estos fechamientas sugieren una edad de intrusión al menos 10 Ma mayor que la de los intrusivos de Xaltianguis, Tierra Colorada y San Marcos (entre 26 y 33 Ma por Rb-Sr) (Schaaf et al., 1990). El intrusivo de Tierra Colorada dio una edad de U-Pb en zircones de 34.3 Ma. Desde el punto de vista petrológico, el intrusivo de Acapulco está formado principalmente por un granito con dominio de feldespato alcalino. En la parte oriental del plutón se ha reconocido una fase de sienita de cuarzo con presencia de hornblenda que contiene, en algunos casos, relictos de ortopiroxena. En la transición de las facies de granito y sienita se puede observar una clara textura rapakivi, representada por coronas de plagioclasa bordeando a fenocristales de feldespato potásico.

Las relaciones isotópicas iniciales de ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr d los plutones de la región costera que se encuentran entre Punta San Telmo y la región ubicada al oeste de Acapulco son típicamente bajas y varían de 0.7035 a 0.7049; los valores iniciales de εNd de los mismos plutones varían de +5.7 a +3.1 (Schaaf, 1990). Los intrusivos oligocénicos de los alrededores de Acapulco (Tierra Colorada y Xaltianguis) presentan relaciones iniciales de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ligeramente mayores que Ios intrusivos vecinos (de 0.7041 a 0.7050); los valores de εNd disponibles son más bajos (+2.9 y +1.6) (Schaaf, 1990; Correa-Mora, 1997). Las relaciones iniciales de ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr de los plutones del interior del continente de este sector de la SMS varían de 0.7039 a 0.7055 (Damon et al., 1983).

Sector Acapulco-Huatulco

En el sector de la margen continental ubicado entre Acapulco, Gro. y Huatulco, Oax. las edades de los intrusivos son más jóvenes que aquellos ubicados al NW de Acapulco. El grupo de edades de U-Pb en zircones obtenidas por Herrmann et al. (1994) en la región de Pinotepa Nacional-Huatulco varían de 30 a 27 Ma. Estas edades de cristalización son compatibles con las edades de enfriamiento de K-Ar en hornblendas y biotitas reportadas por Hernández-Bernal y MoránZenteno (1996) y Martiny et al.(2000) para el batolito de Río Verde y la zona de La Muralla, Oax., respectivamente. Las edades obtenidas en concentrados de hornblendas son de 29.9 y 27.7 Ma mientras que las edades de biotita varían de 27.7 a 23.5 Ma. Entre Puerto Ángel y Salina Cruz las edades de enfriamiento obtenidas de biotitas, tanto por K-Ar como por Rb-Sr, varían principalmente de 29 a 25 Ma (Solís-Pichardo, en preparación). las relaciones iniciales de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de las rocas plutónicas ubicadas hacia el este de Acapulco y en la costa de Oaxaca varían de 0.7039 a 0.7054 y los valores de εNd son en general menores que aquellos de los intrusivos ubicados al NW de Acapulco y van de +3.5 a -3.0 (Morán-Zenteno, 1992; Herrmann, 1994; Hernández-Bernal y Morán-Zenteno, 1996; Martiny et al., 1997). los datos disponibles hasta el momento en esta región de la composición isotópica de Pb en feldespatos y roca total generalmente tiene un rango restringido [(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)=18.696-18.767; (²⁰⁷pb/²⁰⁴Pb)=15.557-15.623; (²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb) =38.281-38.588] (Herrmann et al., 1994; Martiny et al., 2000).

Rocas volcánicas de la Sierra Madre del Sur

Como se comentó en párrafos anteriores, las rocas volcánicas de la Sierra Madre del Sur se encuentran distribuidas principalmente en la región del interior del continente, formando un cinturón más discontinuo que los plutones de la margen continental. las características geoquímicas y geocronológicas de estas rocas son menos conocidas que las de los plutones de la margen continental. la zona volcánica de la región de la Presa del Infiernillo-Ciudad Altamirano (Figura 1) es una de las más extensas de la SMS, sin embargo, los estudios sobre su petrología y cronología son escasos debido al grado de intemperismo de las rocas y a la relativa inaccesibilidad de algunos afloramientos.

Características geoquímicas generales de las rocas volcánicas de la SMS

Las rocas volcánicas de la Sierra Madre del Sur muestran características petrográficas que en su conjunto varían en su composición desde basaltos andesíticos hasta riolitas de biotita con. abundancias de SiO₂de 52 a 76 % en peso (Figura 8a). los patrones de Tierras Raras, normalizadas con respecto a la condrita, de las rocas del NE de Guerrero y NW de Oaxaca muestran el comportamiento típico de rocas asociadas a arcos magmáticos con un enriquecimiento relativo de Tierras Raras ligeras con respecto a las pesadas (Figura 8b). las rocas volcánicas silícicas de la región de Taxco presentan una anomalía negativa de Eu con respecto a la tendencia del resto de las Tierras Raras, mientras que las rocas intermedias del noroeste de Oaxaca no despliegan dicha anomalía. Este comportamiento de las rocas volcánicas de la r~gión de Taxco es más o menos el esperado si se considera su mayor grado de diferenciación. las relaciones iniciales de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de las rocas intermedias del noroeste de Oaxaca obtenidas hasta el momento varían de 0.7042 a

Tabla 1a. Compilación de edades isotópicas para rocas y minerales de la SMS en donde se incluyen coordenadas.

a Comunicación personal de los autores. b Coordenadas lomadas del mapa o de información de la referencia original. c Edades previamente presentadas en Schaaf et al. (1995) y corregidas en el presente estudio.
n.d.• no disponible; WR = roca total. 1. Schaaf (1990); 2. Schaaf (datos inéditos); 3. Morán-Zenteno (1992); 4. Hemández-Bernal (1995); 5. Solís-Pichardo (tesis de doctorado en preparación); 6. Ferrusqura-Villalranca et al.(1974); 7. De Csema (1981); 8. De Cserna y Fries (1981); 9. Ortega-Outiérrez (1980); 10. Linares y Urrutia-Fucugauchl (1981); 11. Bellon et al. (1982); 12. Pasquaré et al. (1991); 13. Guerrero-García y Herrero-Bervera (1993); 14. Galina-Hldalgo (1996); 15. Hernández-Trevino et al. (1996); 16. Correa-Mora (1997); 17. Chávez-Aguirre y Mendoza-FIores (1998); 18. A1ba-AIdave et al. (1998); 19. Morán-Zenteno et all. (1998); 20. Martiny et al. (2000); 21. Damen et al. (1983); 22. Herrmann et al. (1994); 23. Guerrero-García.1975.

Tabla 1b. Compilación de edades isotópicas para rocas y minerales de la SMS sin ubicación precisa de la muestra.

n. d. =no disponible; WR =roca total; a =Comunicación personal de los autores.
1. Guerrero-García (1975); 2. Ortega-Gutiérrez (1980); 3. Pantoja-Alor (1986); 4. Ferrusquía-Villafranca y McDowell (1991); 5. Kratzeisen et al. (1991); 6. Frank et al. (1992); 7. Pantoja-Alor (1992); 8. Guerrero-García y Herrero-Bervera (1993); 9. Gastil et al. (1978); 10. Grajales-Nishimura y López-Infanzón (datos inéditos); 11. Pantoja-Alor (1983); 12. Schaaf (1990); 13. Stein et al. (1994); 14. Delgado-Argote (1986); 15. Guerrero-García (1994).

Tabla 2. Relaciones isotópicas de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr y valores de εNd de las rocas magmáticas terciarias de la Sierra Madre del Sur.

b = Coordenadas tomadas del mapa o de información de la referencia original. m = Relación isotópica medida
i = Relación isotópica calculada al tiempo de emplazamiento. o = Valor de εNd calculado al presente 1. Morán·Zenteno et al. (1998); 2. Martiny et al. (2000); 3. Correa·Mora (1997); 4. Calva-Guerra (1996); 5. Hernández-Bernal y Morán-Zenteno (1996); 6. Herrmann (1994); 7. Morán-Zenteno (1992); 8. Schaaf (1990); 9. Damon et al. (1983).

Figura 7. Características geoquímicas principales de las rocas plutónicas terciarias de la costa pacífica. (a) Clasificación química (diagrama TA5 tomado de Cox et al., 1979, modificado por Wilson, 1989; datos del pluton Xaltianguis tomado de Correa-Mora, 1997). (b) Patrón de tierras raras normalizado con respecto a la condrita, utilizando los valores de Nakamura (1974).

Rocas volcánicas de la Sierra Madre del Sur

Como se comentó en párrafos anteriores, las rocas volcánicas de la Sierra Madre del Sur se encuentran distribuidas principalmente en la región del interior del continente, formando un cinturón más discontinuo que los plutones de la margen continental. las características geoquímicas y geocronológicas de estas rocas son menos conocidas que las de los plutones de la margen continental. la zona volcánica de la región de la Presa del Infiernillo-Ciudad Altamirano (Figura 1) es una de las más extensas de la SMS, sin embargo, los estudios sobre su petrología y cronología son escasos debido al grado de intemperismo de las rocas y a la relativa inaccesibilidad de algunos afloramientos.

Características geoquímlcas generales de las rocas volcánicas de la SMS

Las rocas volcánicas de la Sierra Madre del Sur muestran características petrográficas que en su conjunto varían en su composición desde basaltos andesíticos hasta riolitas de biotita con. abundancias de SiO₂de 52 a 76% en peso (Figura 8a). los patrones de Tierras Raras, normalizadas con respecto a la condrita, de las rocas del NE de Guerrero y NW de Oaxaca muestran el comportamiento típico de rocas asociadas a arcos magmáticos con un enriquecimiento relativo de Tierras Raras ligeras con respecto a las pesadas (Figura 8b). las rocas volcánicas silícicas de la región de Taxco presentan una anomalía negativa de Eu con respecto a la tendencia del resto de las Tierras Raras, mientras que las rocas intermedias del noroeste de Oaxaca no despliegan dicha anomalía. Este comportamiento de las rocas volcánicas de la región de Taxco es más o menos el esperado si se considera su mayor grado de diferenciación. las relaciones iniciales de 87Sr/⁸⁶Sr de las rocas intermedias del noroeste de Oaxaca obtenidas hasta el momento varían de 0.7042 a0.7046, mientras que los valores iniciales de εNd van de cero hasta +2.6 (Martiny et al., 2000). Las rocas volcánicas silícicas de la región de Taxco muestran una mayor influencia de contaminación cortical o la presencia de una fuente más evolucionada en el manto, ya que sus relaciones iniciales de ⁸⁷Srl⁸⁶Sr varían de 0.7051 a 0.7063 (Morán-Zenteno et al., 1998). Los datos isotópicos de Pb obtenidos por Martiny et al. (2000) para feldespatos y roca total en las dos regiones mencionadas confirman esta conclusión. Las relaciones isotópicas de Pb de las rocas volcánicas terciarias del NW de Oaxaca muestran un rango muy limitado (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)=18.669-18.749; (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)=15.587-15.623; (²⁰⁸Pbl/²⁰⁴Pb)=38.442-38.588, mientras que las rocas volcánicas más silícicas del NE de Guerrero son un poco más radiogénicas con valores que van de (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)=18.745-19.000; (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)=15.59915.651; y (²⁰⁸pb/²⁰⁴Pb)=38.557-38.818. La similitud entre los valores obtenidos para las rocas volcánicas y las rocas plutónicas en el occidente de Oaxaca sugiere una fuente magmática similar para estas rocas.

Figura 8. Caraeterlsticas geoquímicas principales de las rocas volcánicas terciarias de la SMS. (a) Clasificación química (diagrama TAS tomado de Le Maitre, 1989). (b) Patrón de tierras raras normalizado con respecto a la condrita, utilizando los valores de Nakamura (1974).

Regiones de Guerrero. Michoacán. Moreras y Estado de México

En la región SW de Guerrero las secuencias volcánicas terciarias forman una extensa zona volcánica formada por un paquete de rocas intermedias con un espesor máximo de 1,500 m y abundantes diques. En la región comprendida entre Zihuatanejo y Ciudad Altamirano, la secuencia de rocas volcánicas comprende típicamente derrames lávicos y eventos piroclásticos cuya composición varía de basaltos andesíticos hasta dacitas ricas en potasio. Los minerales ferromagnesianos característicos son piroxeno y hornblenda (Kratzeisen et al., 1991).

Las edades de K-Ar para las rocas volcánicas intermedias ubicadas entre Zihuatanejo y Ciudad Altamirano varían de 46 a 30 Ma (Kratzeisen et al., 1991). En la región de Mil Cumbres, Michoacan se determinó una edad de 33.4±1.7 Ma (Pasquaré et al., 1991) y en el área de Ciudad Altamirano, Guerrero, de 46.2 a 42.3 Ma (Pantoja-Alor, 1986).

En el noreste de Guerrero, las rocas volcánicas terciarias se encuentran distribuidas en tres áreas principales, que corresponden a tres diferentes centros volcánicos. Estas áreas son: Taxco, 8uenavista-Quetzalapa y Huautla. En los trabajos tradicionales sobre la geología de esta región, se utilizaba una nomenclatura estratigráfica general que impedía visualizar los diferentes centros eruptivos. Los estudios realizados por el grupo de la UNAM (Morán-Zenteno et al., 1998) han revelado que estos centros eruptivos presentan diferencias significativas en su estratigrafía, cronología y geoquímica. La secuencia volcánica en la zona de Taxco consiste de ignimbritas, derrames lávicos riolíticos y tobas de caída de composición esencialmente riolítica con un espesor máximo de 800 m (De Cserna y Fries, 1981; Alba-Aldave et al., 1996; Morán-Zenteno et al., 1998). Las edades obtenidas hasta la fecha para esta secuencia varían de 38 a 31 Ma. Las unidades inferiores han arrojado fechamientos de K-Ar entre 35 y 38 Ma (De Cserna y Fries, 1981; Alba-Aldave et al., 1996), mientras que las unidades superiores presentan edades de 32 a 31 Ma. Esta diferencia sugiere la existencia de dos centros volcánicos de composición similar sobrepuestos. Las estructuras volcánicas de esta zona no han sido claramente identificadas, pero la unidad superior está sin duda asociada a un campo de domos riolíticos.

En la Sierra de Buenavista, estados de Guerrero y Morelos, la secuencia volcánica está asociada a una caldera elíptica de 30 x 25 km de diámetro, que expone aproximadamente 800 km² de rocas volcánicas silícicas terciarias. Esta caldera es la fuente de ignimbritas caracterizadas por abundantes biotitas euhedrales, de amplia distribución, que incluye a la frecuentemente citada Riolita Tilzapotla. La composición. de estas rocas va de riolítica a andesítica, aunque es predominantemente dacítica, y los minerales ferromagnesianos que contiene son biotita, hornblenda, orto y clinopiroxenos. Dado el nivel relativamente profundo de la erosión, es posible observar la brecha de colapso de la caldera, consistente en megabloques de caliza marmorizada de hasta 200 m, embebida en la Riolita Tilzapotla. Asimismo, se observan varios cuellos riolíticos y cuerpos subvolcánicos con un arreglo semicircular a lo largo del margen de la caldera, interpretados como vestigios de un anillo de domos volcánicos postcolapso. Algunos de estos cuerpos se asocian a mineralización de hierro y oro. La porción noroccidental de la caldera está cubierta por un estratovolcán con un diámetro de 22 km y altura de 900 m, denominado Volcán El Zapote, al cual se asocia la Andesita Buenavista. La ignimbrita Tilzapotla registra edad K-Ar en biotita de 31.9±0.8 Ma y la Andesita Buenavista (K-Ar en plagioclasa) de 30.5±1.1 Ma (Alba-Aldave et al., 1996). El centro Tilzapotla-Quetzalapa constituye el primer reporte de una caldera oligocénica al sur de la FVTM y su desarrollo es contemporáneo al campo de domos riolíticos de la región de Taxco.

En otras localidades de los estados de Guerrero, México y Morelos se han identificado rocas volcánicas silícicas, sin embargo, no existe información geocronológica o geoquímica detallada. Estas localidades incluyen aquellas ubicadas al oeste de Taxco y en la zona de Tejupilco como son las sierras de la Goleta y Nachititla, así como la Mesa de Naranjo, en el Estado de México. Se presentan ignimbritas, cuerpos lávicos silícicos y unidades hipabisales de composición máfica e intermedia (De Cserna, 1982). Las relaciones estratigráficas generales sugieren una edad oligocénica para la mayoría de estos eventos. En la región de Valle de Bravo, Chávez-Aguirre y Mendoza-Flores (1998) obtuvieron edades de 31.6 y 33.6 Ma en una riolita porfídica y una toba riolítica, respectivamente, lo cual confirmaría la edad sugerida.

Reglón de Oaxaca

En la región noroeste del Estado de Oaxaca se localiza una de las zonas volcánicas más extensas de la SMS. Sus afloramientos se encuentran distribuidos desde el sur del Estado de Puebla y la zona de Huajuapan, Oax. hasta el área de Yanhuitlán (sector norte) y desde la región de Tlaxiaco hasta la población de Laguna de Guadalupe, Oax. (sector sur) (Figura 9). En el sector norte, dominan los derrames lávicos de andesita y andesita basáltica y tobas intermedias con piroxena, olivino iddingsitizado y hornblenda que sobreyacen a tobas félsicas (Martiny et al., 2000). Esta secuencia tiene un espesor total máximo de 500 m. En el sector sur, las tobas intermedias predominan en la secuencia volcánica, sin embargo, también se encuentran tobas silícicas y lavas intermedias. En toda la región numerosos cuerpos hipabisales (diques y troncos) de composición intermedia, con Hornblenda o piroxeno, están emplazados en la secuencia. En algunas áreas se observan secuencias volcánicas intercaladas con depósitos lacustres cuyas relaciones generales sugieren el desarrollo de fosas con hundimiento contemporáneo al volcanismo. Los fechamientos de K-Ar en concentrados de hornblenda y biotita de estas rocas volcánicas en la región de Huajuapan-Tlaxiaco han arrojado edades que varían de 34.8 a 31.4 Ma (Martiny er al., 2000). En la región de Tamazulapan-Yanhuitlán, Ferrusquía-Villafranca et al.(1974) obtuvieron edades de K-Ar de 28.9 Ma para las lavas de la Andesita Yucudaac y 26.2 Ma para la Toba Llano de Lobos. Por otra parte, Martínez-Serrano et al. (1997) obtuvieron una edad eocénica (40.5 Ma) de un lacolito localizado en el sector de Tamazulapan-Yanuhuitlán, que representa una manifestación de la escasa actividad magmática eocénica en la región.

En el Valle de Oaxaca y en la región ubicada hacia el sur y este de la Ciudad de Oaxaca existen exposiciones de rocas volcánicas terciarias que presentan variaciones geocronológicas significativas con respecto a aquellas del occidente del Estado de Oaxaca. Las secuencias volcánicas están constituidas principalmente por unidades volcaniClásticas silícicas con algunos cuerpos lávicos intercalados de composición andesítica y riolítica. Las unidades volcaniclásticas presentan algunas veces intercalaciones de sedimentos lacustres y fluviales, además de estar frecuentemente afectadas por intrusiones hipabisales de composicion variable. Las edades obtenidas por Ferrusquía-Villafranca y McDowell (1991) en cuatro diferentes zonas de las partes central y suroriental de Oaxaca varían de 20.6 a 13.5 Ma.

Figura 9. Mapa geológico esquemático del occidente de Oaxaca que muestra la distribución de las rocas magmáticas terciarias (modificado de Ortega-Gutiérrez et al., 1992).

TENDENCIAS GEOCRONÓLÓGICAS REGIONALES DEL MAGMATlSMO TERCIARIO

La información geocronológica disponible sobre las rocas magmáticas terciarias del sur de México indican ciertas tendencias bien definidas en sus relaciones espacio-temporales. En la Figura 10 se muestra la distribución de las rocas magmáticas terciarias de la FVTM y de la SMS para los intervalos PaleocenoEoceno, Oligoceno, y Mioceno-Cuaternario (Figuras 10a, 10b, y 10c, respectivamente). En las Figuras 11a, 11b y 11c se presentan las variaciones geocronológicas de las rocas magmáticas terciarias de la Sierra Madre del Sur a lo largo de tres perfiles característicos.

En general, las rocas magmáticas del intervalo Paleoceno-Eoceno se encuentran distribuidas al oeste del meridiano 100° con una tendencia decreciente en su edad de NW a SE, especialmente para la zona plutónica costera (Figuras 10a y 11a). Las rocas magmáticas de este sector alcanzan una distancia de hasta 300 kilómetros desde la trinchera actual. Las rocas plutónicas del Cretácico Tardío y del Paleoceno se distribuyen principalmente en los sectores de Puerto Vallarta, Manzanillo y San Telmo (Kohler et al., 1988; Schaaf, 1990; Schaaf et al., 1995), mientras que el magmatismo eocénico domina en la región de Zihuatanejo y hacia el interior del continente, incluyendo la extensa zona volcánica de la región de Ciudad Altamirano-Presa del Infiernillo (Pantoja-Alor, 1983; Kratzeisen et al., 1991; Frank et al., 1992). En la regiones interiores de Michoacán y oeste de Guerrero han sido identificados varios plutones calcialcalinos pequeños y secuencias volcánicas, para las cuales existen fechamientos de K-Ar que corresponden principalmente al Eoceno (Pantoja-Alor, 1983; AlbaAldave et al., 1996). Al oriente del meridiano 100° existen solo algunas localidades aisladas de magmatismo eocénico, como las intercalaciones basálticas reportadas para el Grupo Balsas al oriente del Estado de Guerrero (De Cserna, 1981) Y los informes de algunos cuerpos hipabisales en el noroeste del Estado de Oaxaca (Martínez-Serrano et al., 1997; Grajales-Nishimura, comunicación personal).

Existe una tendencia decreciente muy bien definida en las edades de los plutones que se encuentran distribuidos a lo largo de la región costera, desde Puerto Vallarta hasta Zihuatanejo. En la Figura 11 a se muestra una gráfica de las edades de los plutones contra la distancia desde Puerto Vallarta. La edad de los intrusivos en este segmento varía de aproximadamente 100 a 35 Ma. De Zihuatanejo a Huatulco también se observa una tendencia decreciente en las edades de extinción del magmatismo pero con una velocidad de migración mayor. Basados en edades de U-Pb en zircones de los plutones de este sector, Herrmann et al. (1994) calcularon una velocidad en la migración del magmatismo de 5.59 cm/año.

Figura 10. Distribución de las rocas magmáticas terciarias de la SMS para diferentes intervalos de tiempo. (a) Paleoceno-Eoceno, (b) Oligoceno y (e) Mioceno temprano en negro y Mioceno medio al Plio-Cuaternario en gris.

Las rocas magmáticas oligocénicas definen una amplia zona en las regiones del oriente y sur de Guerrero y gran parte de Oaxaca, que incluye, además de los plutones de la región de Huatulco-Acapulco (sin considerar el del intrusivo de Acapulco mismo) (Herrmann et al., 1994; Schaaf et al., 1995), a las rocas volcánicas de la región de Taxco-Tilzapotla (Alba-Aldave et al., 1996) en el norte del Estado de Guerrero, estados de México y Morelos, y la zona volcánica de la región de Huajuapan-Tlaxiaco, Oax. (Martiny et al., . 1996). Otras regiones volcánicas del interior del continente presentan secuencias que aún no han sido fechadas, pero que probablemente sean parte de esta misma zona volcánica oligocénica, como las que se encuentran en el área de Tejupilco, en el Estado México, y en el sector de Tecomatlán, Edo. de México Huamuxtitlán, Gro.

La tendencia decreciente en dirección SE de las edades de los plutones, reconocida a lo largo de la costa entre Acapulco y Huatulco (Herrmann et al., 1994;Schaaf et al., 1995), se observa también en el interior del continente, aunque con ciertas diferencias. En el oriente de Guerrero no parece existir una diferencia significativa entre la edad de las rocas volcánicas del interior del continente (sector Taxco-Tilzapotla) con respecto a los intrusivos de la región costera (región de Acapulco). La edad de cristalización obtenida para el intrusivo de Tierra Colorada (Herrmann et al., 1994) y as edades de enfriamiento de los otros intrusivos de la región alrededor de Acapulco (Morán-Zenteno, 1992; Schaaf et al., 1995) sugieren una actividad magmática contemporánea con respecto a la región de Taxco Tilzapotla (Figuras 10b y 11 b). En el occidente de Oaxaca la actividad volcánica oligocénica del interior de del continente se inició antes que er la región costera (34 Ma) pero parece haber convivido posteriormente con ella ya que se han reportado edades 'hasta de 26.2 Ma en el sector de Tama-zulapan-Yanhuitlán (Ferrusquía-Villafranca et al., 1974) (Figura 10b y 11c). En las zonas volcánicas del Valle de Oaxaca, Mitla, Miahuatlán-Nejapa y Loallaga-Lachivizá, correspondientes al centro y sureste de Oaxaca, las secuencias volcánicas son significativamente más jóvenes (20-13 Ma) que los plutones de la región costera de Puerto Ángel-Huatulco ubicados al sur (Ferrusquía-Villafranca y McDowell, 1991) (Figura 10c).

Figura 11. (a) Variación de edades de los plutones de la margen continental del sur de México, desde Puerto Vallarta hasta Huatulco. Solo aparecen las edades de los plutones cercanos a la costa. (b) Edades de las rocas magmáticas en el perfí! Acapulco-Taxco (A-A') desde la actual trinchera de Acapulco hacia el interior del continente. (c) Edades de las rocas magmáticas en el perfil Pinotepa Nacional· Huajuapan, Oaxaca (B-B') desde la actual trinchera de Acapulco hacia el interior del continente. Las líneas de sección A-A' y B-B' están indicadas en el mapa de la Figura 1.

DISCUSiÓN Y CONCLUSIONES

 Los datos isotópicos de las rocas magmáticas terciarias de la Sierra Madre del Sur indican en general que se derivan de procesos de fusión parcial en el manto y que posteriormente experimentaron diversos grados de cristalización fraccionada con una asimilación cortical variable aunque generalmente baja. Uno de los factores que parece haber intervenido en las variaciones de las relaciones isotópicas iniciales es la edad y naturaleza petrológica de los diferentes basamentos que integran el mosaico tectónico del sur de México, aunque esta relación no se observa en todos los casos. Existe una tendencia en varios de los cuerpos intrusivos emplazados en el Terreno Guerrero (por ejemplo, los intrusivos de Manzanillo, PetatlánPapanoa y Punta San Telmo) en presentar relaciones iniciales de ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr más bajas y valores de εNd más altos (Schaaf et al., 1995; Tabla 2) con respecto a aquellos que ocupan los terrenos Mixteca, Oaxaca y Xolapa. Sin embargo, existen otros intrusivos, como el batolito de Puerto Vallarta (Cretácico Tardío) que alcanza valores de εNd de hasta -10. El Terreno Guerrero, que fue integrado a la corteza continental de México en el Mesozoico (Centeno-García et al., 1993),parece tener en general un basamento continental más joven que los terrenos Mixteca, Oaxaca y Xolapa, aunque se observan indicios de la presencia de algunos segmentos antiguos en sus límites oriental y noroccidental (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 1997). Los valores más altos de εNd y bajos de ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr en algunos plutones emplazados en este terreno pueden indicar una fuente en el manto menos enriquecida por componentes de subducción que en otras regiones de la SMS. Por otra parte, las variaciones en las mismas relaciones a lo largo de este terreno sugieren asimilación de materiales de la corteza que pueden tener firmas isotópicas variables.

Como se comentó antes, el grado de contaminación cortical de las rocas magmáticas terciarias de la SMS es en general bajo, a pesar de las diferencias observadas. De acuerdo a los modelados de mezcla binaria (manto-corteza) realizados por MoránZenteno (1992) y Hernández-Bernal y Morán-Zenteno (1996) para los intrusivos de la región de Acapulco, Gro. y de Pinotepa Nacional-Puerto Escondido, Oax., respectivamente, el grado de contaminación cortical de los magmas de arco procedentes del manto varía de entre 10 Y 20%. Los resultados de modelados preliminares realizados para las rocas volcánicas de las regiones de Taxco y de Huajuapan-Tlaxiaco indican grados de contaminación dentro del mismo rango. Es necesario aclarar que estas estimaciones son válidas si se considera que la contaminación cortical no fue simultánea a la cristalización fraccionada.

Las rocas volcánicas del supergrupo volcánico superior de la parte norte de la Sierra Madre Occidental presentan en sus relaciones isotópicas de Sr y Nd rangos de variación similares a los de las rocas magmáticas de la SMS, lo que sugiere una fuente y componente cortical similares. Las rocas volcánicas terciarias del interior de la Cordillera Norteamericana en el suroeste de los Estados Unidos presentan, en cambio, firmas isotópicas que sugieren una mayor influencia de corteza continental antigua. Estas diferencias han sido atribuidas a un mayor grado de contaminación cortical debido a la posible existencia de un régimen de temperatura mayor en la corteza inferior antes del emplazamiento de los magmas oligocénicos (Smith et al., 1996). Existen también indicaciones de que la corteza que contaminó a los magmas en esta región de los Estados Unidos está compuesta por segmentos de corteza continental más antiguos que el norte de México.

Un factor que pudo haber intervenido en el diferente grado de diferenciación observado en las rocas magmáticas de la SMS fue posiblemente el régimen de deformación de las distintas regiones en donde fueron emplazadas estas rocas. Las secuencias volcánicas del sector noreste del Estado de Guerrero y el sur del Estado de Morelos son más silícicas que las rocas contemporáneas del noroeste de Oaxaca (sector Huajuapan-Tlaxiaco) (Figura 8A. Los rasgos estratigráficos y tectónicos de las secuencias terciarias en esta última región indican que el magmatismo se desarrolló durante un régimen de tectónica de fallas laterales con episodios de hundimiento que permitieron a escala regional la acumulación de depósitos epiclásticos (fluviales y lacustres), piroclásticos y derrames lávicos intermedios y máficos (Martiny et al., 2000). Esta subsidencia debe haber estado asociada también a un adelgazamiento relativo de la corteza, mientras que para la región del noreste de Guerrero y sur de Morelos no se observa la presencia de un régimen de deformación similar a la anterior, salvo localmente en la región de Taxco, en la cual el campo volcánico ocupa la zona de transferencia entre dos segmentos de fallas laterales derechas (Nieto­ Samaniego et al., 1999b). La tectónica transtensional del noroccidente de Oaxaca debió propiciar un menor grado de diferenciación y de contaminación cortical (Martiny et al., 2000).

Dentro de las rocas plutónicas que forman el cinturón batolítico de las costas de Oaxaca y oriente de Guerrero dominan aquellas sobresaturadas en SiO₂ y, en general, sus relaciones isotópicas de Sr y Nd indican una mayor contaminación de la corteza comparado con los plutones emplazados en el occidente del Terreno Guerrero. En el caso de los plutones costeros de Oaxaca y sureste de Guerrero la relación entre el grado de diferenciación y el tipo e intensidad de la deformación no es muy evidente. Los rasgos estructurales indican que el emplazamiento de los plutones oligocénicos ocurrió en el tiempo en el que se desarrollaba una deformación transtensional asociada al desplazamiento lateral izquierdo del Bloque de Chortis (Ratschbacher et al., 1991; Tolson, 1995). Herrmann et al. (1994) han sugerido que la extensión y el calentamiento producidos por el desplazamiento del Bloque de Chortis facilitaron el ascenso del magma. La sobreposición del magmatismo de arco a la zona de transtensión, a lo largo de la actual margen continental, definió el emplazamiento masivo de plutones en una franja con orientación NW-SE. Las causas de la mayor diferenciación de las rocas magmáticas a lo largo de esta franja con respecto al interior continental de Oaxaca, que también contaba con una componente extensional, no se conocen con precisión, pero el mayor volumen del magmatismo del cinturón batolítico pudo haber jugado un papel importante, permitiendo una mayor fusión de la corteza continental.

Las rocas magmáticas terciarias de la porción NW de la SMS, que se distribuyen desde las costas de Colima, Michoacán y la porción occidental de Guerrero hasta aproximadamente el meridiano 100° W, constituyen por su edad (Paleoceno-Eoceno) y naturaleza petrológica, la continuación hacia el sur del magmatismo de la Sierra Madre Occidental. Su origen se relaciona a la subducción de la placa oceánica de Farallón debajo de la litósfera continental de México y su tiempo de formación es anterior a los episodios de fragmentación de la Placa de Farallón. El origen de la tendencia decreciente en las edades de los plutones a lo largo de la costa, desde el Cretácico Tardío en la región de Puerto Vallarta hasta el Eoceno en la región de Zihuatanejo, parece no estar relacionado al desplazamiento del Bloque de Chortis. Según las reconstrucciones basadas en las edades del piso oceánico y las relaciones de los rasgos tectónicos regionales del Caribe, la integración de este bloque a la Placa del Caribe y el inicio de su desplazamiento, ocurrieron en el Eoceno. Schaaf et al. (1995) consideran que la tendencia decreciente de las edades en esta región se debió a la migración general del magmatismo de la Sierra Madre Occidental y de la Cordillera Norteamericana hacia el este (Clark et al., 1982; Coney y Reynolds, 1977). Esta migración ha sido relacionada a un incremento de la velocidad de convergencia entre la Placa de Farallón y la Placa Norteamericana y el consecuente cambio en el ángulo de subducción. Episodios posteriores de truncamiento oblicuo de la margen continental habrían dejado impresa esta tendencia decreciente de las edades a lo largo de la costa. La continuación hacia el sur del magmatismo para el Paleoceno-Eoceno debe tener algunos vestigios en la parte occidental del Bloque de Chortis, sin embargo, la escasez de datos geocronológicos para esta región de Centroamérica y las extensas áreas cubiertas de rocas volcánicas cuaternarias impiden confirmar esta interpretación.

La distribución de las rocas magmáticas del Oligoceno, principalmente al oriente del meridiano 100°W, indica que, además de la migración general hacia el este, el magmatismo de arco adquirió una tendencia general más cercana al E-W. Mientras que en la Sierra Madre Occidental, las rocas volcánicas oligocénicas y miocénicas del supergrupo volcánico superior atestiguan un retorno del magmatismo hacia el oeste. En la SMS la migración hacia el este continuó, inducida por el desplazamiento del Bloque de Chortis y la migración del punto triple trinchera-trinchera-transforme en su extremo NW. En general se puede considerar para el Oligoceno temprano (> 30 Ma) que existía un arco magmático calcialcalino muy amplio que se extendía desde la región de Acapulco-Taxco hasta la región de Huajuapan-Tlaxiaco. El volcanismo dominantemente intermedio de esta última región en el noroeste de Oaxaca es, de acuerdo a los fechamientos llevados a cabo previamente (34-31 Ma) (Martiny et al., 2000), ligeramente más antiguo que las edades de cristalización de los batolitos de la costa de Oaxaca (29-27 Ma, según fechamientos de U-Pb de Herrman et al. (1994». Sin embargo, existen algunos fechamientos de K-Ar en biotitas y rocas enteras de FerrusquíaVillafranca et al. (1974) y Galina-Hidalgo (1996) en las rocas volcánicas del sector Huajuapan-Yanuhitlán que· caen en el intervalo 32-26 Ma. Estos datos impiden confirmar una migración del magmatismo terciario del interior de Oaxaca hacia la costa en el Oligoceno.

Los datos geocronológicos disponibles para las rocas magmáticas del oriente del Estado de Guerrero y el occidente y sur del Estado de Oaxaca, incluidas las edades de enfriamiento de Rb-Sr y K-Ar (principalmente entre 34-25 Ma) indican una extinción del magmatismo para el Oligoceno tardío. La causa de esta extinción fue el paso gradual del punto triple trinchera-trincheratransforme que marcaba el fin de la yuxtaposición del Bloque de Chortis al sur de esta región (Figura 5). La geometría de la placa subducida asociada al nuevo segmento de trinchera era de menor ángulo, lo que provocó una tendencia del magmatismo a migrar hacia el norte (Ratschbacher et al., 1991; Schaaf et al., 1995; Morán-Zenteno et al., 1996). Dado que las primeras manifestaciones de magmatismo en la Faja Volcánica Transmexicana, al norte de esta región, han sido documentadas para hace 16 Ma (Ferrari et al., 1994 y referencias incluidas), se puede interpretar que existió un gap magmático de aproximadamente 9 Ma entre los meridianos 100°y 97°al sur de la FVTM (Figura 5c). Este gap magmático puede ser atribuido al cambio en la geometría de la placa subducida, hacia un ángulo más bajo, que siguió al paso del punto triple. Considerando que era necesario que transcurriera un tiempo determinado para que el manto litosférico situado debajo de la FVTM experimentara procesos de metasomatismo en su interacción con los fluidos de la placa subducida para producir magmatismo, debe haber ocurrido un período con muy poca actividad volcánica durante y posteriormente al cambio de la geometría de la placa subducida.

Las edades miocénicas reportadas por Ferrusquía y McDowell (1991) para la región del sureste de Oaxaca, a partir del Valle de Oaxaca indican que la extinción del magmatismo ocurrió de manera gradual hacia SE, reforzando con esto la interpretación de que este fenómeno fue en gran medida determinado por el paso del punto triple que acompañó al Bloque de Chortis en su desplazamiento al SE.

En síntesis, los patrones geocronológicos y la geoquímica del magmatismo terciario del sur de México y sus relaciones con los principales rasgos tectónicos reconocidos expresan una relación compleja debida a la interacción dinámica de tres placas tectónicas. Las implicaciones que esta evolución compleja tiene en el estudio de los recursos económicos asociados a las rocas magmáticas todavía no son cabalmente comprendidas y requerirán del desarrollo de estudios particulares en las diferentes regiones.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece a S. Alaniz-Álvarez y M. T. Orozco Esquivel las revisiones críticas hechas al manuscrito; a Teodoro Hernández por asistencia en el trabajo de campo, a J. J. Morales-Contreras por asistencia en las mediciones isotópicas, y a Rufino Lozano-Santacruz por apoyo en los análisis químicos.

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Evolución tectonomagmática post-paleocénica de la Sierra Madre Occidental y de la porción meridional de la provincia tectónica de Cuencas y Sierras, México

José Jorge Aranda-Gómez^{1 *}Christopher D. Henry^2** James F. Luhr^3***

¹UNICIT, Instituto de Geología, UNAM, Apartado postal 1-742, Querétaro, Qro. 76001 México.
²Nevada Bureau of Mines and Geology. University of Nevada, Reno. Reno, Nevada 89557-008, USA

³Department of Mineral Sciences, Smithsonian Institution, Washington, D.C. 20560.

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

Resumen

A partir del Eoceno. los eventos geológicos más importantes en la región han sido volcanismo y fallamiento. La actividad magmática asociada a la subducción dio origen a la extensa y voluminosa Sierra Madre Occidental (SMO). Conforme cesó la subducción gradualmente. inició el magmatismo intraplaca en la región situada al este de la SMO y una combinación de volcanismo alcalino y toleítico en la región del Golfo de California.

El fallamiento normal formó el extremo meridional de la provincia tectónica de Cuencas y Sierras. Sobre parte de esta provincia se sobrepuso la extensión oblicua que generó la Provincia Extensional del Golfo.

En muchos sitios el volcanismo y fallamiento fueron simultáneos o el inicio del fallamiento siguió después de un lapso breve al del volcanismo. Ambos fenómenos sucedieron en toda la región en al menos cuatro pulsos de actividad: 32-27 Ma, 24-20 Ma, 12-10 May <5 Ma. Sin embargo. la intensidad y carácter de estos pulsos variaron de manera sistemática de un lugar a otro. Así, el frente del volcanismo voluminoso asociado a subducción y el fallamiento normal intenso se desplazaron de NE a SW y fueron reemplazados hacia el interior del continente por actividad alcalina intraplaca y por extensión de menor magnitud.

Los magmas dominantemente félsicos de la SMO pudieron generarse por fusión parcial de la corteza, o por cristalización fraccionada de magmas provenientes del manto y asimilación simultánea de material cortical. Las edades isotópicas de zircones en xenolitos corticales de Chihuahua indican que del Eoceno al Oligoceno medio hubo un pulso térmico que coincidió con el volcanismo de la SMO y que a partir del Mioceno existen en la parte media y profunda de la corteza condiciones de P-T congruentes con metamorfismo de grado alto. El origen de estas perturbaciones térmicas pudo estar asociado, respectivamente, a la actividad magmática de la SMO y al volcanismo intraplaca acompañado por extensión cortical.

Los pulsos de actividad tectonomagmática coinciden en el tiempo con etapas en que se incrementó notablemente la tasa de divergencia entre las placas Farallón y Pacífica y/o con períodos de reorganización mayor de las placas en la costa del Pacífico. Esta actividad se vio reflejada en el interior del continente.

Por ejemplo, en el intervalo -30-24 Ma hubo un incremento en la tasa de divergencia que causó volcanismo y extensión en la SMO. Por otro lado, coincidiendo con la formación del Protogolfo de California (~12 Ma), al este de la SMO, hubo extensión y volcanismo alcalino. En ese mismo período la orientación del frente volcánico de la SMO giró gradualmente de NW-SE a ~E-W, y el carácter dominante de los magmas extravasados cambió de félsico a intermedio, estableciéndose la Faja Volcánica Transmexicana, el cual ha conservado esa orientación desde el Mioceno medio (~12Ma), aunque el frente volcánico se ha desplazado hacia el sur.

Abstract

Since the Eocene, the most important geologic events in the region were volcanism and faulting. Magmatism related to subduction generated the voluminous Sierra Madre Occidental (SMO). Coincident with the waning of subduction, intraplate-type magmatism began in the region east of the SMO, and a combination of alkaline and tholeiitic magmatism began in the Gulf of California region.

Normal faulting produced the southern extension of the Basin and Range tectonic province. Upon part of this province was superimposed the oblique extension that generated the Gulf Extensional Province.

In many places, volcanism and faulting were simultaneous, or the faulting began a short time after the initiation of volcanic activity. Available information suggests that both phenomena occurred throughout the region during at least four distinct pulses: 32-27 Ma, 24-20 Ma, 12-10 Ma, and <5 Ma. However, the character and intensity of these pulses varied in a systematic way from one site to another. For example, the front of the voluminous felsic-intermediate, subduction-related volcanism and intense normal faulting shifted from NE to SW and was replaced by intraplate-type alkalic volcanism and extension of lesser magnitude.

The dominant felsic magmas associated with the Sierra Madre Occidental (SMO) could have been generated by partial melting of the crust, or by crystal fractionation of mantle-derived melts and simultaneous assimilation of crustal materials. The isotopic ages of zircons in crustal xenoliths from Chihuahua record an Eocene to middle-Oligocene thermal pulse that appears to be related to SMO activity. These xenoliths also provide evidence for high-grade metamorphic conditions in the middle and lower crust since the Miocene, which may reflect heating associated with extension-related intraplate magmatism.

The observed pulses of tectonomagmatic activity correspond to periods of increased divergence rate between the Farallon and Pacific plates, and/or with times of major plate reorganization. These events along the Pacific Coast had a manifestation within the continental interior. For example, there was an increase of the divergence rate during the period ~30-24 Ma that caused volcanism and extension in the SMO. Likewise, coincident with the opening of the Protogulf of California (~12 Ma), extension and intraplate-type volcanism occurred east of the SMO. About the same time the orientation of the SMO volcanic front changed from NWSE to ~E-W, and the composition of the erupted magmas changed from dominantly felsic to intermediate, marking the start of activity in the Trans Mexican Volcanic Belt (TMVB). The orientation of the TMVB has remained constant since the middle Miocene (~12 Ma), but the volcanic front has shifted toward the south.

INTRODUCCiÓN

Por su magnitud y duración, el volcanismo y fallamiento son los eventos geológicos más importantes que han afectado a la región noroccidental de México, al este del Golfo de California (Figura 1a), a partir del Eoceno. La provincia volcánica de la Sierra Madre Occidental (SMO) es la acumulación más grande de ignimbritas silícicas hasta ahora conocida en la Tierra. Sus afloramientos se extienden de manera casi continua por más de 1,200 km, desde la frontera México-Estados Unidos hasta la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), cubriendo una superficie de -300,000 km2 .

Durante el Mioceno, antes de la apertura del Golfo de California y del inicio de la actividad del FVTM, que ladisgregaron y sepultaron parcialmente, la provincia magmática de la SMO debió ser considerablemente más extensa y estar unida a la provincia volcánica de Baja California (Figura 2). Las regiones que bordean al núcleo actual (sin una deformación por extensión muy manifiesta) de la SMO (Figura 3) son o fueron parte de la provincia tectónica de Cuencas y Sierras (CyS), un área vasta de la Cordillera Norteamericana que ha experimentado tectónica distensiva en el Cenozoico medio y tardío. En algunos sitios la extensión comenzó a partir del Paleógeno. Actualmente CyS abarca en forma continua desde el SW de Canadá hasta el límite entre la Mesa Central y el FVTM, y antes de la formación de este arco volcánico pudo haberse prolongado hasta el sur de México (e.g., Henry y Aranda-Gómez, 1992; Jansma y Lang, 1997). Sin embargo, Morán-Zenteno et al. (éste volumen) hacen notar que al sur de la FVTM existen numerosas evidencias de fallas de desplazamiento lateral con orientaciones que varían de NNE a NNW, lo que contrasta con el fa-IIamiento dominantemente normal en CyS. Como sucede en la parte septentrional de CyS, la porción mexicana puede ser dividida en varios dominios estructurales, que en detalle difieren en historia geológica y en grado y estilo de deformación, pero que en conjunto representan cambios en una serie continua.

Figura 1. a. Mapa índice que muestra aproximadamente la región a la que se refiere esta revisión. b. Límites aproximados de provincias geológicas y localidades mencionadas en el texto. El tamaño y forma de los rectángulos negros es aproximadamente proporcional al tamaño de las áreas citadas. Las ciudades se representan como cuadros negros. Clave: B = Bolaños; D = Durango; G = Guanajuato; H = Hermosillo; IT =Isla Tiburón; J = Jarillas; LB = Lista Blanca; LC = La Colorada-Rancho San Francisco; LE = Los Encinos; LO = La Olivina; M = Mazatlán; R = Rodeo; RCO = Río Chico-Otinapa; S = Saric; SS = San Sernardino; SD = Santo Domingo; SJG = San José de Gracia; SLP = San Luis Potosí; SR = Santa Rosa; SSM = Sierra San Miguelito; T = Tomóchic; VES = Ventura-Espíritu Santo.

La investigación sistemática de la geología de la región comenzó en los años setenta y ha seguido hasta la fecha. Por la extensión de las áreas cubiertas y/o por la continuidad del esfuerzo realizado destacan los grupos de investigadores que documentaron e interpretaron: 1. La edad de la secuencia volcánica en Durango y Sinaloa (e.g., McDowell y Keizer, 1977; Swanson et al., 1978; McDowell, 1979; Swanson y McDowell, 1984; Henry y Fredrikson, 1987; AguirreDíaz y McDowell, 1991), 2. La composición química y petrogénesis de las rocas de la SMO (e.g., Cameron et al.,1980), 3. La estratigrafía volcánica, trama estructural, y evolución geológica de la Mesa Central y del extremo meridional de la SMO (e.g" LabartheHernández et al.,1982; Tristán-González, 1986; ArandaGómez et al., 1989; Nieto-Samaniego et al., 1997, 1999), 4. Los patrones de inclinación de las rocas cenozoicas (Stewart y Roldán-Quintana, 1994; Stewart et al., 1998), 5. La petrogénesis de basaltos (sensu lato) alcalinos con xenolitos del manto (e.g., Aranda-Gómez et al., 1992; Luhr et al., 1989; 1995, 1998; Pier et al., 1989,1992).

Figura 2. Mapa generalizado que muestra la distribución de rocas volcánicas asociadas a subducción del Oligoceno y Mioceno temprano en el NW de México. En la porción oriental de la cuenca del Golfo de California predominan las rocas volcánicas del Mioceno. Este contacto no ha sido cartografiado a lo largo de toda la SMO. Modificado de McDowell y Keizer (1977) y de Ortega-Gutiérrez y colaboradores (1992). Ciudades: CH = Chihuahua, D '= Durango, E = Ensenada, EP = El Paso, GU = Guaymas, LP = La Paz, M = Mazatlán, SLP = San Luis Potosí.

A los trabajos iniciales de inventario y caracterización han seguido síntesis en que se analizan las relaciones entre magmatismo, tectónica, naturaleza del basamento continental y manto litosférico, y la dinámica de placas. Actualmente se están proponiendo modelos geodinámicos para el origen y evolución de la SMO y del fallamiento CyS, y la posible interrelación entre ambos fenómenos (e.g., Nimz et al., 1986, 1993, 1995; Ruíz etal., 1988; Smith et al., 1996; ArandaGómez et al., 1997; Henry y Aranda-Gómez, 1998; Nieto et al., 1999).

EL CAMPO VOLCÁNICO DE LA SIERRA MADRE OCCIDENTAL

La SMO generalmente es considerada producto del paroxismo ignimbrítico (ignimbrite flareup). Este evento sucedió en el lapso 32-28 Ma en el borde oriental del campo volcánico (Figuras 1 y 2: Chihuahua, Durango, Zacalecas, San Luis Potosí, Guanajuato y Jalisco), y se desplazó hacia la costa del Pacífico durante el Oligoceno tardío y el Mioceno temprano. Sin embargo, se ha señalado que abajo del Supergrupo Volcánico Superior (K-Ar<32 Ma: McDowell y Keizer,1977) hay una secuencia volcanoplutónica del Eocenoque indica la existencia de un vasto campo volcánico en esa época (Aguirre-Dlaz y McDowell, 1991). Afloramientos aislados de capas rojas, parcialmente contemporáneos al volcanismo del Eoceno (Figura 4), y posiblemente acumuladas en fosas tectónicas activas durante el depósito, sugieren que hubo extensión cortical contemporánea a este campo volcánico predecesor de la SMO (Aranda-Gómez y McDowell, 1998).

Figura 3. Extremo meridional de la provincia tectónica de Cuencas y Sierras. En el mapa también se muestran las localidades en donde se ha documentado extensión contemporánea al protogolfo de Califomia durante el Mioceno medio a tardío. Las localidades con xenolitos del manto se encuentran en campos volcánicos con edades de 4.7 a 0.04 Ma. En algunas de las localidades con xenolitos el volcanismo fue contemporáneo a fallamiento normal (e.g., Camargo y Ourango). También se ha documentado fallamiento cuaternario en la porción norte de Chihuahua, especialmente en la cuenca del Río Bravo, entre Ciudad Juárez (J) y Ojinaga (O). Clave: Pi =Pinacate; Pa=Palomas; Po =Potrillo; Tp=Transpecos; SQ=San Quintin; Ca =Camargo; R =Rodeo; O =Ourango; M =Metates; PP =Punta Piaxtla; LE =Los Encinos; SO =Santo Domingo; VES =Ventura-Espíritu Santo; T =Temasca/tepec, 11 = Isla Isabel.

Origen de los magmas de la SMO

Una de las controversias acerca de la provincia volcánica de la SMO se centra en la fuente de los que indica la existencia de un vasto campo volcánico en esa época (Aguirre-Díaz y McDowell, 1991). Una de las controversias acerca de la provincia Afloramientos aislados de capas rojas, parcialmente volcánica de la SMO se centra en la fuente de los magmas que dieron origen al Supergrupo Volcánico Superior, compuesto por una suite basalto-andesitariolita. La composición silícica dominante de la suite, su espesor medio (-1km), y contenido isotópico (Nd-Sr), similar al de algunos de los xenolitos corticales del centro y norte de México, hacen atractivo considerar a estos magmas como productos de fusión parcial de la corteza, posiblemente causada por emplazamiento de un volumen similar de magmas basálticos provenientes del manto (Ruiz et al., 1988). Por otro lado, la composición química, elemental e isotópica, de las rocas volcánicas terciarias también puede modelarse por procesos de cristalización fraccionada de magmas basálticos del manto y asimilación simultánea de cantidades variables, aunque moderadas, de material cortical (Cameron y Robinson, 1990). Esta segunda opción requiere de adición de al menos de 4 km de agregados cumulofíricos de minerales máficos y plagioclasa a la corteza, haciendo de este pulso magmático un período importante de crecimiento cortical (Ruiz et al., 1990). Para resolver esta disyuntiva no basta conocer la composición isotópica de las rocas volcánicas y de los xenolitos corticales, sino que también se necesita saber la edad de ambos (Cameron y Robinson, 1990). Edades isotópicas (U-Pb: 25-37 y 200 Ma) obtenidas por Rudnick y Cameron (1991) en zircones de xenolitos de granulitas feldespáticas de La Olivina, Chih., indican que del Eoceno al Oligoceno medio hubo un pulso térmico que coincidió con el volcanismo de la SMO en el área, y que del Mioceno medio a la actualidad, en la parte media y profunda de la corteza existen temperaturas consistentes con metamorfismo de grado alto (i.e., facies de granulita). Condiciones similares de P-T también existen·en la corteza de San Luis Potosí (Hayob et al.,1989) y, en general, en el centro de México, como infiere Fix (1975) de un estudio sismológico de dispersión de ondas superficiales que sugiere la presencia de una zona de baja velocidad y alta temperatura en esa región. Es posible que esto sea, al menos en parte, el vestigio de un pulso térmico mayor asociado al paroxismo ignimbrítico de la SMO o que se deban al volcanismo alcalino asociado a extension cortical (Audnick y Cameron, 1991). Estudios detallados de xenolitos de piroxenitas del manto y gra-nulitas de la corteza media e inferior (Nimz el al., 1966.1993, 1995; Cameron el al., 1992), y de ignimbritas oligocénicas (Smilh, 1993) en La Onvina (Figura 1) indican que las rocas terciarias evolucionaron a partir de magmas basálticos del manto, por cristalización fraccionada con asimilación de una cantidad modesta « 20%) de paragneis cortical (Smith et at., 1996).

Figura 4. Extensión probable del arco volcánico del Eoceno. Al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, en la región de Taxco, Gro., se han reportado rocas volcánicas del Eoceno al Oligoceno temprano. Se desconoce si hubo continuidad entre estos dos campos volcánicos. En la figura también se muestra los afloramientos de capas rojas; al menos en Guanajuato, y posiblemente zacatecas y Taxco, estas secuencias se asociaron a fallamiento normal.

Un estudio exhaustivo reciente de un solo centro volcánico en la SMO indica que algunas ignimbritas evolucionaron de basaltos derivados del manto con la asimilación de cantidades moderadas de material cortical (McDowell el al., 1999). En el centro volcánico de Tomóchic. Chih. (Figura 1) los datos isotópicos de rocas volcánicas, que varían de andesita basáltica a riolita con alto contenido de SiO₂, son compatibles con cristalización fraccionada y asimilación. En particular los datos de Pb indican que el material cortical puede ser rocas sedimentarias fanerozoicas. similares a aquellas que subyacen a Coahuila. al sur del frente Ouachrt:a_ Estos datos difieren de aquellos obtemdos de magmas portadores de xenolitos del manto del norte de México, lo que parece excluir su derivación directa del manto. sin interacción con la corteza.

Inicio de la extensión y cambios de composición en los magmas asociados a subducción

Entre 29·20 Ma fueron extravasadas en Chihuahua, sur de Sonora y norte de Sinaloa lavas que en conjunto tienen composiciones distintas a las de la sulte asociada a subducción basalto-andeslta·riolita de la SMO y las de los basaltos (sensu lato) intraplaca del Oligoceno tardfo-Cuaternario. Cameron et al. (1989)llamaron a este conjunto de rocas Southem Cordillera Basaltic Andesite (SCORBA) e indicaron que esta puede ser la provincia basáltica más extensa del Cenozoico de Norteamérica, ya que existen rocas similares en una región muy extensa del suroeste de los Estados Unidos. SCORBA esta formada principalmente por andesitas basálticas asociadas a subducción. En comparación con la suite basalto-andesita-riolita de la SMO, SCORBA tiene un contenido promedio menor de SiO₂. Se cree Que SCORBA fue extravasada a través de una corteza más extendida que la que existfa previamente y que estos magmas más primitivos llegaron más rápidamente a la superficie, con menos diferenciación que los magmas claramente asociados a una margen convergente (Cameron el al., 1969). De acuerdo a esta interpretación. SCORBA es un ensamble de rocas que anuncia un cambio mayor en el régimen tectónico en el norte de México, de subducción asociada a una margen convergente, a extensión intraplaca_ Hasta ahora se ignora si mas hacia el sur, en la Mesa Central, existen rocas con las características geoquímicas de SCORBA y su edad. En varias localidades del norte y centro de México se han identificado fallas normales que estuvieron activas durante el Oligoceno medio a tardío. Vetas de relleno de cavidad, orientadas en dirección NNW a NW, sugieren que la extensión ENE a NE comenzó en el lapso -32-27 Ma (Henry y Aranda·Gómez, 1992). El fallamiento normal sucedió en Transpecos y Rodeo (Figura 1) hace ~29 Ma (Henry y Plice, 1986; Aguirre·Diaz y McDowell. 1993). En San Luis Potosi el sistema NW de fallas de dominó de la sierra de San Miguelito (Figura 1) fue contemporáneo a la acumulación de la Formación Panalillo (K-Ar -26.8 Ma; Labarthe·Hernández et al., 1982) como lo demuestra un pliegue roll-over (Schlische, 1995) documentado en esta unidad (Torres-Hemández, 1998).

Pulsos de extensión y volcanismo intraplaca

Los magmas intraplaca más antiguos (K-Ar: 24~20 Ma; Aguirre-Dfaz y McDowell. 1993) conocidos en la reglón son las hawalitas de Rodeo, Dgo. (Figura 1). Estas rocas son similares en edad y composición a lavas de la región de Transpecos en Texas (Luhr el al.. 1998). Las hawaiitas de Rodeo hicieron erupción cerca de la falla maestra (breakaway fault zone) de un semigraben mayor (Aranda-Gómez el al., 1997) Y se encuentran intercaladas con depósitos elásticos de relleno de graben (j.e., las Gravas Santa Inés). demostrándose así la contemporaneidad del magmatismo alcalino con un pulso importante de extensión conical.

En el siguiente pulso, el Basalto Metates (K-Ar ~12 Ma; McDowell y Keizer, 1977) fue extravasado un poco después del inicio de la extensión en el Graben del Río Chico, Dgo. (Figura 1). La composición y edad del Basalto Metates son muy similares a la de las hawaiitas del campo volcánico de Los Encinos (SLP·Zac: Figura 1). A diferencia de las rocas alcalinas máficas del Plio·Cuaternario, las hawaiitas de Los Encinos y Metates carecen de xenolitos del manto, conteniendo en cambio conjuntos complejos de megacristales accidentales (feldespato, kaersutita. olivino, magnetita, apatito. espinela), agregados policristalinos esporádicos con mineralogía semejante a la del conjunto de megacristales y algunos xenolitos de granulitas feldespáticas semidigeridas. Las hawaiitas miocénicas (K-Ar ~13-10 Ma) de Los Encinos muestran evidencias físicas (xenocristales de cuarzo abundantes y sus productos de reacción con la lava anfitrión) y químicas (elemental e isotópicas) de contaminación intensa con material cortical. Por tanto, se cree que ascendieron más lentamente que los magmas alcalinos cuaternarios (K-Ar < 1.4 Ma; Aranda-Gómez y Luhr, 1996) que originaron los campos volcánicos de Santo Domingo y VenturaEspíritu Santo (Figura 1), ubicados inmediatamente al sur de Los Encinos. El ascenso relativamente lento de los magmas miocénicos les permitió perder sus xenolitos del manto, diferenciarse por cristalización fraccionada y fundir y asimilar material cortical. Algunos.de los megacristales al parecer son derivados de magmas similares a las hawaiitas del Mioceno, aunque ligeramente más diferenciados. Se cree que algunos de los magmas no lograron llegar a la superficie, cristalizaron lentamente a gran profundidad. Posteriormente, estos cuerpos plutónicos fueron desagregados al paso de magmas más jóvenes, quienes transportaron los megacristales y xenolitos a la superficie (Luhr et al., 1995).

Origen de la extensión en la porción meridional de CyS

Se han propuesto muchas hipótesis acerca del origen de CyS. Sonder y Jones (1999) recientemente publicaron una revisión crítica acerca de los modelos propuestos para el oeste de los Estados Unidos, excluyendo a la porción mexicana de CyS. Las hipótesis pueden agruparse en varios tipos extremos como:

1. Las que apelan a procesos interplacas (i.e., debidos a fuerzas diversas generadas por las interacciones entre la placa Norteamericana con las placas Farallón y/o Pacífica, e.g., Severinghaus y Atwater, 1990),
2. Aquellas que asocian la extensión a procesos subcorticales (e.g., levantamiento o formación de una "ampolla" en el manto (e.g., Scholz et al., 1971)).
3. Las que emplean mecanismos intraplaca, principalmente la energía potencial gravitacional generada por engrosamiento local de la corteza por plegamiento y/o magmatismo (e.g., Wernicke et al., 1987). Dado que ninguno de los tipos extremos es capaz por sí solo de satisfacer la complejidad de los fenómenos involucrados en la formación de la porción de CyS en el oeste de los Estados Unidos, también se han propuesto modelos que combinan dos o más de estos mecanismos extremos (e.g., Sonder y Jones, op. cit.).

En comparación con el oeste de los Estados Unidos, la cantidad de información geológica y geofísica disponible acerca de la porción mexicana de CyS es muy limitada. Consecuentemente, el número de modelos también es más reducido y, como se verá mas adelante, sólo aspiran a explicar fenómenos aislados.

La extensión alrededor del Golfo de Califomia (i.e., la Provincia Extensional del Golfo de California (Figura 1) es interpretada como el resultado del movimiento oblicuo entre las placas Pacífica y Norteamericana. El desplazamiento inicial puede descomponerse en un vector extensional, perpendicular al márgen continental, y en un vector de desplazamiento a rumbo, paralelo a este, a lo largo de la falla Tosco-Abreojos (Stock y Hodges, 1989) o como producto de transtensión desde su comienzo (Gans, 1997). La formación del Protogolfo (~12-10 Ma) coincide con un período de extensión y volcanismo alcalino al E de la SMO, y con fallamiento normal en las áreas ubicadas inmediatamente al norte y sur del núcleo sin extender de la SMO (Figura 3). Por tanto, el pulso de extensión y volcanismo alcalino en la región posiblemente obedece a la misma causa (Henry y Aranda-Gómez, 1999).

La cronología, intensidad y dirección de los pulsos de extensión terciaria han sido analizados en varias regiones de CyS. Aunque existen eventos comunes, que se repiten a través de la provincia, en detalle la historia puede diferir de un área a otra. Por ejemplo, en Sonora, existen indicios de que en la Isla Tiburón (Figura 1) la extensión ya había comenzado hace 30 Ma (Calmus, 1998). La edad (⁴⁰Ar-³⁹Ar: 28 Ma) del core complex de Jarillas (Figura 1) indica que hubo hiperextensión en esa región (Herrera-Urbina et al., 1995). En la región de Santa Rosa; Son., hubo extensión temprana (~N500W) de gran magnitud (90%) que produjo fallas, con rumbo NW y ángulo de inclinación de mode-rado a bajo, en el lapso 27-20 Ma (Gans, 1997). Las secuencias afectadas fueron basculadas hasta 60°. Después, entre 20 y 17 Ma, hubo extensión E-W (<10-15%), que solo causó basculamientos modestos. Los basaltos y andesitas postectónicos (<17 Ma) permanecen subhorizontales en la región de Santa Rosa (Gans, 1997). Fallas normales de ángulo alto cortan rocas volcánicas de 12-10 Ma (Bartolini et al., 1993) en las regiones de San José de Gracia, Sierra Lista Blanca y La Colorada-Ranctlo San Francisco (Figura 1). Al igual que en la fase tectónica anterior, este pulso solo causó basculamientos pequeños (4-11°). El fallamiento histórico (1887) en el valle de San Bernardino (Figura 1), al noreste del estado, causó ruptura a lo largo de 75 km en la falla de Pitaycachi (Natali y Sbar, 1982).

En Durango también se ha reconocido fallamiento multiepisódico. La primer etapa de fallamiento en Rodeo sucedió ~29 Ma. Un segundo pulso (~24-20 Ma) produjo basculamientos hasta de 35° en Rodeo. El graben del Río Chico se formó en el lapso 12-13 Ma y causó inclinaciones de hasta 12°. El último pulso (<2.5 Ma: Aranda-Gómez y Henry, 1992) desplazó e inclinó casi imperceptiblemente a basaltos alcalinos plio-cuaternarios en el campo volcánico de Durango (Figura 1). Microsismicidad histórica (Yamamoto, 1993) indica que la extensión continúa activa en el área.

Extensión en la Mesa Central

El papel que jugaron las estructuras pre-existentes en la reactivación simultánea de sistemas ortogonales (NE y NW) de fallas normales cenozoicas en la Mesa Central fue analizado por Nieto el al. (1997), concluyéndose que durante el Cenozoico medio y tardío la deformación fue triaxial, con alargamiento principal máximo (~20%) aproximadamente E-W. Los sistemas de fallas reactivados posiblemente fueron generados en varios pulsos de extensión durante el Paleógeno (Aranda-Gómez y McDowell, 1998).

Migración del volcanismo y fallamiento

Durante el Oligoceno y Mioceno la migración del frente volcánico hacia la trinchera está bien documentada en la porción septentrional de la SMO (Clark et al., 1982). En Sonora la mayor parte de la extensión CyS sucedió entre 30 y 17 Ma, simultáneamente a la subducción de vestigios de la placa Farallón y a la migración hacia el Oeste del arco volcánico. La extensión fue acompañada por volcanismo máfico en las fases iniciales (Gans, 1997). La edad mínima de la Formación Baucarit (~10 Ma: McDowell y Roldán-Ouintana, 1993; McDowell et aL, 1997), un depósito clástico continental que se cree acumulado en cuencas asociadas a extensión, y que en lugares está intercalado con rocas volcánicas, sugiere que la deformación y volcanismo asociado a subducción pudo continuar hasta el Mioceno temprano (Stewart y Roldán-Ouintana, 1994). Magmatismo intraplaca, basaltos alcalinos y hawaiitas (~7 Ma: Paz-Moreno, 1998), posiblemente asociado a extensión, sucedió en la región de Saric (Figura 1).

En el extremo meridional de la SMO y de CyS se ha documentado una migración similar de la actividad magmática asociada a subducción que fue acompañada, o seguida después de un lapso breve, por pulsos de extensión importantes en las mismas regiones donde sucedió el volcanismo. Las etapas paroxísmicas de magmatismo asociado a subducción y extensión (29-27 Ma cerca de la ciudad de San Luis Potosí, 23-19 Ma en la región de Bolaños; véase Figura 1) coinciden con períodos en que se incrementó notablemente la tasa de divergencia entre las placas Farallón y Pacífica, al sur de la zona de fractura Shirley, posiblemente debido a tasas más rápidas de subducción, que a su vez indujeron magmatismo y failamiento extensional en la placa continental por efecto de un retroceso de la trinchera (Nieto-Samaniego et al., 1999). Hacia el noreste, simultáneo a los pulsos de volcanismo asociado a subducción, hubo expulsión de basaltos intraplaca.

En general, toda la provincia CyS, desde la frontera EUA-Canadá hasta la FVTM (Figura 5), muestra esta migración de la extensión hacia el W o SW (Stewart, 1998). En el noroeste de México volcanismo y extensión fueron contemporáneos, o el fallamiento sucedió un poco después del volcanismo.

SUMARIO DE LA EVOLUCiÓN TECTONOMAGMÁTICA DE LA REGiÓN

En las Figuras 6 y 7 se resume la información presentada en este trabajo acerca de la evolución tectonomagmática del extremo meridional de CyS. Esto se hace de manera esquemática, por medio de diagramas de barra, similares a los diagramas paragenéticos. La Figura 6 correponde a localidades situadas al este de la SMO, desde el Río Grande hasta el límite septentrional de la FVTM. La Figura 7 representa una sección transversal (E-W) de la provincia, entre Durango y Mazatlán. Algunos de los rasgos más sobresalientes de los diagramas son: 1. En los períodos 30-27, 24-20, 13-10 y < 5 Ma hubo actividad magmática y pulsos de extensión simultáneos, o casi simultáneos a través de toda la porción meridional de CyS; 2. La composición y volumen de las lavas en cada uno de estos períodos varió de un lugar a otro. Así, durante el pulso del Mioceno temprano (2420 Ma) en Chihuahua y el oeste de Texas eran extravasados magmas intraplaca sin xenolitos del manto, mientras que Guanajuato y el núcleo de la Sierra Madre Occidental (Figura 1) sucedía volcanismo calcialcalino asociado a subducción. En el mismo lapso la actividad volcánica calcialcalina llegaba a su fin en Guanajuato (Figura 1), mientras que en el núcleo de la SMO se formaba la voluminosa secuencia del Espinazo-El Salto (McDowell y Keizer, 1977). De manera similar, en el lapso 13-10 Ma, en Durango, San Luis Potosí y Zacatecas eran expulsados magmas intraplaca, mientras que en Sinaloa y Sonora (e.g., Mora-Álvarez y McDowell, en prensa; Henry y Aranda Gómez, 1998) se emplazaron diques y derrames toleíticos. 3. El cambio de volcanismo asociado a una margen convergente a magmatismo intraplaca varió sistemáticamente en edad de norte a sur y de este a oeste. Al parecer la componente de desplazamiento NS fue menor, y menos evidente, que la E-W. La resultante de estas componente es un desplazamiento neto de NE a SW.

Figura 5. Curvas de Isovalores correspondientes a edades generalizadas de fallas mayores de ángulo bajo (detachment faults) o basculamientos mayores de 25° en rocas estratificadas (Stewart, 1998). En Rodeo (R), San Luis Potosí (SLP) y Guanajuato (G) hubo extensión en los tiempos señalados. Solo en Rodeo existió basculamiento mayor de 25°. La extensión comenzó en Guanajuato durante el Eoceno. El core complex de Jarillas (J) tiene una edad de 30 Ma.

TRANSICiÓN SMO-FVTM Y OTROS EFECTOS DE LA REORGANIZACiÓN DE PLACAS

Durante el Oligoceno el arco magmático de la SMO tuvo una orientación NNW a NW, subparalelo a la costa del Pacífico, y la composición dominante de sus rocas fue silícica. A partir del Mioceno medio el volcanismo asociado a subducción se concentró a lo largo de una franja E-W (i.e., la FVTM), que cruza al continente, y su composición fue principalmente andesítica a basáltica. Ferrari y colaboradores (1999) en un análisis estadístico de las variaciones espaciotemporales del volcanismo en el centro de México muestran que la orientación del frente volcánico fue girando en sentido contrario al de las manecillas del reloj, desde la orientación característica de la SMO en el Oligoceno (NNW) hasta el rumbo actual de la FVTM (Figura 8). La orientación de la FVTM ha permanecido constante desde el Mioceno tardío (-12 Ma) pero la actividad volcánica se ha desplazado hacia el sur.

Figura 6. Resumen de los principales cambios tectonomagmáticos al este de la SMO. Los principales cambios en el ambiente tectónico son referidos a la región del Golfo de California: la apertura del protogolfo aproximadamente marca el fin de la subducción y el inicio de la actividad de tipo márgen transformante (MT).

Figura 7. Variaciones en la edad y composición de las rocas volcánicas entre Durango y Mazatlán. También se muestran los pulsos de extensión reportados. SMO se refiere al núcleo casi sin extender, entre los paralelos 23° y 24°N.

La reorientación progresiva de la actividad volcánica se asocia a cambios en la estructura térmica de la placa consumida y a variaciones en la geometría de los límites entre las placas (Ferrari et al., 1999).

Otros cambios notables asociados a la reorganización de las placas son que las rocas de la porción meridional de la SMO fueron plegadas en el Mioceno medio por transpresión lateral-izquierda a lo largo del límite con el Bloque de Jalisco (Figura 1) Y la SMO. Este fenómeno estuvo asociado a la apertura del Protogolfo (Ferrari, 1995).

Asociado a la transición SMO-FVTM hubo deformación transcurrente, lo que parece indicar que el volcanismo inicial en la FVTM fue controlado por un sistema continental de fallas transtensionales izquierdas, quienes constituyeron conductos preferentes para el ascenso del magma y determinaron la orientación oblicua de la FVTM respecto a la trinchera de Acapulco (Ferrari et al., 1994).

Figura 8. Variaciones espacio-temporales en la orientación de los arcos magmáticos cenozoicos. Cada línea fue trazada longitudinalmente en la porción media de áreas en las que se presentan rocas volcánicas de las edades especificadas. a. Durante el Oligoceno (38-25 Ma) el arco fue excepcionalmente ancho (-300 km). En los otros períodos el ancho promedio fue menor (-150-200 km). En el Mioceno medio (17-12 Ma) el arco se fragmentó, hubo un cambio substancial en la composición de los magmas, y adquirió la orientación que mantiene hasta ahora el FVTM. b. A partir del Mioceno tardío el frente volcánico del FVTM se desplazó hacia el sur. Simplificado de Ferrari et al., 1999.

AGRADECIMIENTOS

En los últimos 15 años nuestro trabajo en la porción mexicana de CyS ha sido financiado por varias agencias. Aranda-Gómez agradece el apoyo de CONACYT (proyectos: 2972-T9304 Y 3657PT) Y de la UNAM (proyectos internos del Instituto de Geología y PAPIIT IN114198). Henry recibió apoyo económico del Bureau of Economic Geology de la Universidad de Texas en Austin. El trabajo de Luhr fue financiado por National Science Foundation (EAR-8816987) y por el Smithsonian's Scholarly Studies Programo

A través del tiempo, nuestra colaboración y discusiones con muchos geólogos han influido en nuestras interpretaciones acerca de los temas discutidos en esta revisión. Nos sentimos especialmente en deuda con Guillermo Labarthe, Fred McDowell, Luca Ferrari, Todd Housh y Jean Pier. La revisión crítica y comentarios hechos por Dante Morán, Luca Ferrari y Susana Alaniz ayudaron a mejorar este artículo.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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