Evolución tectono-volcánica en la Mesa Central, México

i

CONTENIDO

CONTENIDO i

RESUMEN iv

RELACIÓN DE FIGURAS vi

RELACIÓN DE TABLAS xiv

AGRADECIMIENTOS xv

I GENERALIDADES 1

I.1 Introducción 1

I.2 Antecedentes generales 3

I.3 Propósito del estudio 7

I.4 Objetivo 8

I.5 Área de estudio 9

I.6 Metodología 9

I.6.1 Gabinete y Campo 9

I.6.2 Fechamiento K-Ar 12

I.6.3 Geoquímica 13

II MARCO GEOLÓGICO REGIONAL 14

II.1 Evolución geológica del Mesozoico de la Mesa Central 14

II.2 Modelos paleogeográficos propuestos para la Mesa

Central 17

II.3 Orogenia Laramide 30

II.4 Sedimentación continental y magmatismo del Eoceno 36

II.5 Vulcanismo félsico y tectónica del Oligoceno-Mioceno 38

III ESTRATIGRAFÍA 53

III.1 Norte de la Sierra de Zacatecas 54

III.1.1 Triásico 54

ii

III.1.2 Jurásico-Cretácico 58

III.1.3 Terciario 59

III.2 Localidades de la porción oriental de la Mesa Central 62

III.2.1 Triásico 62

III.2.2 Jurásico 68

III.2.3 Cretácico 81

III.2.4 Terciario 99

III.3 Secuencias estratigráficas de la Cuenca de Ahualulco 105

III.3.1 Secuencia cretácica marina 105

III.3.2 Secuencia clástica y volcánica del Eoceno 107

III.3.3 Secuencia volcánica y volcaniclástica del

Oligoceno 109

III.4 Edades de las rocas ígneas terciarias 121

III.5 Geoquímica 122

IV GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 127

IV.1 Estructuras tectónicas de la porción oriente y sur-oriental

de la Mesa Central 127

VI.1.1 Norte de la Sierra de Zacatecas 134

IV.1.2 Bloque Sierra de La Ballena-Peñón Blanco 141

IV.1.3 Bloque de la Sierra de Charcas 145

IV.1.4 Bloque de la Sierra de Coronado 151

IV.1.5 Bloque de la Sierra Las Minas 156

IV.1.6 Cuenca de Ahualulco 158

V EVENTOS TECTÓNO-MAGMÁTICOS Y SEDIMENTACIÓN

CLÁSTICA OCURRIDOS ENTRE LA FASE FINAL DE

OROGENIA LARAMIDE Y LA EXTENSIÓN OLIGOCÉNICA

CUENCAS Y SIERRAS: DISCUSIÓN-PARTE I

170

iii

VI MODELO TECTÓNICO REGIONAL PARA LA PORCIÓN

ORIENTAL DE LA MESA CENTRAL: DISCUSIÓN-PARTE II

184

VII CONCLUSIONES 189

REFERENCIAS 193

iv

RESUMEN

De acuerdo a los estudios disponibles de geología estructural, se ha documentado que en la Mesa Central la fase más intensa de la deformación Laramide fue de cobertura. Esta deformación acortó la secuencia depositada en la Cuenca Mesozoica del Centro de México al ENE; el evento de deformación máxima abarcó desde el final del Cretácico tardío hasta al Paleoceno. En base a la geocronología de los intrusivos graníticos no deformados, la edad aproximada del evento final de la orogenia Laramide se estimó al final del Paleoceno tardío-Eoceno temprano.

En la porción centro y sur-oriente de la Mesa Central se observan sierras dispersas que se elevan sobre una planicie de 2000 msnm formadas principalmente por rocas del Cretácico tardío. Algunas de estas sierras contienen núcleos de rocas marinas con basamento Mesozoico del Triásico (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco y Charcas). Los afloramientos de rocas triásicas llegan a exceder la cota de los 2000msnm. Estos núcleos fueron levantados después de la última fase de deformación de la orogenia Laramide. De acuerdo con el fechamiento de rocas graníticas no deformadas de la porción sur de la Mesa Central, ocurrió a fines del Paleoceno-Eoceno temprano.

La porción oriental de la Mesa Central la forman cadenas de montañas truncadas con una orientación NNE, que son la continuación al sur del conjunto de sierras que se derivan de la Curvatura de Monterrey, y que en su parte sur, forman el límite paleogeográfico entre la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM) y la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí (PVSLP). Las sierras más sobresalientes en esta porción son: Catorce, Coronado y Charcas. En la zona del límite CMCM y PVSLP, las sierras forman pliegues en échelon que reflejan movimientos tectónicos lo largo de una zona de cizalla dextral, controlada por la falla Matehuala-San Luis, la cual se desarrolló después de la terminación de la orogenia Laramide (Eoceno temprano).

Las sierras que forman los núcleos levantados (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco y Charcas), fueron seccionadas por fallas normales de orientación NW-SE, que en algunos casos tuvieron una componente lateral derecha menor. Sobre las fallas NW-SE se emplazaron rocas intrusivas y volcánicas de edad 40-55 Ma; estas edades reflejan que las fallas que seccionaron los bloques levantados se formaron al menos en el Eoceno temprano.

Para explicar el levantamiento de núcleos con basamento mesozoico, se dividió la porción poniente del área de estudio en bloques separados por lineamientos NE-SW, que fueron interpretados a partir de una imagen de satélite y de un modelo de elevación digital. A partir de lo anterior se infieren como fallas, por la presencia de rocas volcánicas alineadas a lo largo de su traza. Estos lineamientos se nombraron como La Pendencia y Ahualulco, que se asume deben tener desplazamiento derecho. Estos lineamientos separan a dos bloques denominados Pinos-Moctezuma y Salinas-Charcas. Se utilizó el modelo de Jones y Holdsworth (1998) que involucra zonas de transpresión con cizalla simple y oblicua, para explicar la exhumación de los núcleos que se encuentran alineados a lo largo de los bloques Pinos-Moctezuma y Salinas-Charcas.

v

El vulcanismo del Eoceno medio que utilizó las fallas NW-SE de los núcleos levantados, fue principalmente efusivo y de composición dacítica, acompañado inicialmente de actividad piroclástica. En las cuencas contiguas a los levantamientos se dio una depositación clástica continental de lechos rojos, cuya edad está documentada por la asociación con rocas volcánicas andesíticas de edad 37-49 Ma.

La actividad volcánica félsica del norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) se inició a los 32 Ma, con la efusión de lava de composición dacítica, precedida por actividad piroclástica. Estas lavas formaron cadenas de domos exógenos NNW en el periodo 32-31 Ma.

El evento extensional en la parte central, oriental y sur-oriental de la Mesa Central, empezó en el Eoceno tardío de acuerdo a geocronología de las rocas volcánicas. Para el norte del CVSLP, se sugiere que la extensión inició con la emisión de la Andesita Casita Blanca (~44 Ma), a través de diques de orientación NNE. El evento de extensión principal empezó a los 32 Ma acompañado con la emisión de dacitas, traquitas y riolitas formando cadenas de domos NNW y NW y flujos piroclásticos. Este paquete de rocas volcánicas del Oligoceno temprano, fue afectado por el evento de extensión máxima de Cuencas y Sierras a los (28-26 Ma). Al final de este evento de extensión máxima, se dio otra reactivación de las fallas ocasionando vulcanismo fisural, en el cual fueron emitidos flujos piroclásticos (26-25 Ma).

En la porción sur-oriental de la Mesa Central, a partir de la falla Matehuala-San Luis, se desarrolló una franja con anchura entre 30-50 km, donde se aprecia una serie de fallas normales escalonadas. En este trabajo se le asigna el nombre de “Zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luis”. En esta zona los bloques llegan a tener basculamiento entre 20º-50º al NE que fue causado por fallamiento lístrico. Este fallamiento se dio por sectores separados por lineamientos NE-SW. Los basculamientos registrados en la ignimbrita Panalillo fuera de esta franja de extensión máxima, no sobrepasan los 5º y están basculados en direcciones diferentes. De acuerdo al análisis de basculamientos de la secuencia volcánica y clástica del norte del CVSLP (Cuenca de Ahualulco), se encontraron diferencias en la intensidad del basculamiento, lo que sugiere que el sistema de fallas lístricas fue episódico, abarcando desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno tardío.

Dentro de la franja de Extensión Máxima Matehuala-San Luis, en su porción norte, se observan fosas y semifosas que forman el sistema Wadley-Villa de Arista-Villa de Reyes. En la margen oriente de la fosa de Wadley sobresalen las sierras de Catorce y Coronado, en las que también se tienen basculamientos fuertes ocurridos durante el periodo de extensión máxima. Estos basculamientos causaron que en la margen poniente de las sierras de Catorce y Coronado se basculara al oriente, exhibiendo rocas triásicas y jurásicas.

La integración de la información estructural y estratigráfica permitió la elaboración de un modelo vulcano-tectónico para la región centro, oriental y sur oriental de la Mesa Central. Este modelo resume los episodios volcánicos y tectónicos desde la fase final de la orogenia Laramide (Paleoceno tardío-Eoceno temprano), hasta el evento extensional de Cuencas y Sierras (Oligoceno tardío- Mioceno temprano).

vi

RELACIÓN DE FIGURAS

Figura 1. Mapa índice del área, que muestra las principales estructuras de la parte oriental y sur-oriental de la Mesa Central: 1) Sierra de Catorce, 2) Sierra de Coronado, 3) Sierra de Charcas, 4) Sierra Santa Catarina, 5) Sierra de Guanamé, 6) Sierra Las Minas, 7) Sierra La Ballena-Peñón Blanco, 8) Sierra de Zacatecas, A) Cuenca de Ahualulco, B) Cuenca de Coronado, C) Cuenca de Matehuala-Huizache, D) Cuenca de Arista, E) Cuenca de Peotillos, F) Graben de Aguascalientes, G) Graben de Villa de Reyes, CM) Curvatura de Monterrey, CVSLP) Campo Volcánico de San Luis Potosí. ………………………………………………….11

Figura 2. Ubicación de los rasgos paleogeográficos del Mesozoico en la porción centro-oriental de la Mesa Central y zonas aledañas, y la posición aproximada del límite oriental del Terreno Guerrero (TG). CMCM, Cuenca Mesozoica del Centro de México (Modificado de Carrillo-Bravo, 1971)…………………………………………………………………………………16 Figura 3. Distribución de los terrenos Guerrero y Sierra Madre, que afectan a gran parte de la Mesa Central (Centeno-García y Silva-Romo, 1997)…………………………………………….18

Figura 4. Ubicación de la Mesa Central dentro de las Provincias Morfotectónicas y régimen tectónico de placas de México. Abreviaciones: CVM, Cinturón Volcánico Mexicano; MC, Macizo de Chiapas. La zona achurada en la porción surponiente representa a las fosas de Zacoalco, Colima y Chapala; M, Falla Montagua; P, Falla Polochic; CT, Cayman Trough (tomado de Sedlock et al., 1993)…………………………………………………………………...19

Figura 5. Localización del Terreno Tepehuano en el contexto de terrenos de México. Líneas gruesas- límite de terrenos; líneas punteadas-límites inferidos. CUI, Cuicateco; Z, Zapoteco; M, Mixteco; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Sedlock et al., 1993)……………………….20

Figura 6. Sección tectonoestratigráfica compuesta del Terreno Tepehuano para el norte de México en los estados de Zacatecas, Coahuila y Durango. Tr, Triásico;J, Jurasico temprano y medio Ju, Jurásico tardío; K-Cretácico; T, Terciario volcánico, Q, Cuaternario. La relación de las formaciones Zacatecas y Taray es incierta (tomada de Sedlock et al., 1993)…………….21

Figura 7. Modelo paleogeográfico de la reconstrucción de Pangea durante el Triásico tardío. Los puntos finos representan depósitos continentales asociados a graben. Cuadros pequeños señalan el área de depósito de abanico submarino. Zona achurada corresponde a una posible corteza oceánica donde se depositó la Formación Zacatecas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997, basado en el modelo de Rowley y Pindell, 1989)………………………….24

Figura 8. Modelo de evolución tectónica durante el Mesozoico temprano de la Formación Zacatecas asociada al Terreno Sierra Madre (tomado de Centeno-García y Silva-Romo, 1997)…………………………………………………………………………………………………..25

Figura 9. Evolución paleogeográfica del nororiente de México entre el Triásico tardío y el Cretácico temprano. A) Depósito de la Formación Zacatecas en la margen continental activa del poniente de Norte América durante el Cárnico; B) Depósito de la Formación Nazas, como producto de un arco volcánico a lo largo de la margen activa del poniente de Norte América en el Jurásico temprano; C) Desplazamiento lateral izquierdo de México a lo largo de la

vii

Mega cizalla Mojave-Sonora y probable vulcanismo de arco interoceánico del Terreno Guerrero, en el Calloviano-Oxfordiano; D) Acreción del Terreno Guerrero y distribución de las rocas del Mesozoico temprano durante la transgresión oxfordiana, en el Aptiano-Albiano (Barboza-Gudino et al.,1998)……………………………………………………………………….27

Figura 10. Distribución de los bloques corticales dominantes formalmente nombrados Terrenos Mexicanos, complementado con los nombres propuestos por Silverling et al. (1992) y Sedlock et al. (1993). Abreviaciones: TCC, Transformante California-Coahuila (deslizamiento Permo-Triásico); TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas (deslizamiento infra-Jurásico; Be, Belice; Gu, Guatemala; Ho, Honduras; Sa, El Salvador; Cz, Cenozoico; Pz, Paleozoico; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Neógeno) (Tomado de Dickinson y

Lawton, 2001)…………………………………………………………………………………29

Figura 11. Reconstrucción geotectónica de México para el Triásico medio (232 Ma) al Jurásico medio (164 Ma). Abreviaciones: BCo, Bloque Coahuila; TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas; BS, Bloque del Sur; BT; Bloque Tampico; JTT, Junta Triple Torreón (Dickinson y Lawton, 2001)………………………………………………………………………….30

Figura 12. Reconstrucción geotectónica de México del limite Jurásico-Cretácico (144 Ma) al Cretácico medio (113 Ma, limite Aptiano-Albiano). Abreviaturas: BCa, Bloque Caborca; Bco, Bloque Coahuila; BS, Bloque del Sur; J/C, Terreno Juárez / Cuicateco; BT, Bloque Tampico (Dickinson y Lawton, 2001)………………………………………………………………………….31

Figura 13. Distribución de la parte oriental de la provincia de Cuencas y Sierra en México, ubicación de la Mesa Central y los campos volcánicos de San Luis Potosí y Río Santa María. (Modificado de Stewart, 1998)………………………………………………………………………40

Figura 14. Columnas estratigráficas de la porción norte y sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) y poniente del Río Santa María (CVRSM), con edades K-Ar obtenidas en este estudio y recopiladas de Tristán-González et al., 2008)………………………………..41 Figura 15, Localización de los campos volcánicos de San Luis Potosí, occidente del Río Santa María y estructuras principales del sur-oriente de la Mesa Central…………………….42 Figura 16. Esquema generalizado en base a la interpretación estructural de una imagen de satélite de las Sierras de Catorce y Coronado, en el norte del estado de San Luis Potosí, (Garduño-Monroy, 1984)…………………………………………………………………………….45 Figura 17. Esquema del modelo de evolución tectónica de transcurrencia propuesto por Vélez-Scholvink (1990) en la región nor-noreste de México, con base en imágenes de

satélite y apoyó de datos de campo. Abreviaturas: CVRSM, Campo Volcánico del Río Santa María; CVSLP, Campo Volcánico de San Luis Potosí; SRC, Sierra de Real de Catorce; SC, Sierra de Coronado (modificado de Vélez-Scholvink, 1990)…………..46 Figura 18. Distribución de las principales estructuras cenozoicas de la Mesa Central. Abreviaciones: GR, graben de Rodeo; LS, Laguna de Santiaguillo; GT, graben de Tepehuanes; GA, graben de Aguascalientes; GC, graben El Cuarenta; GS, graben de La Sauceda; DQ, Depresión de La Quemada; GB, graben de Bledos; GVR, graben de Villa de Reyes; GE, graben de Enramadas; GVA, graben de Villa de Arista; SG, Sierra de Guanajuato; SS, Sierra de Salinas; FBV, Falla Buena Vista; FVH, falla Villa Hidalgo; FO, falla

viii

El Obraje; FVA, falla Villa de Arriaga; FLP, falla Los Pájaros; FB, Falla del Bajío; ND, Nombre de Dios; SMR, Santa María del Río; SLDP, San Luis de La Paz; SMA, San Miguel de Allende; Q, Querétaro; G, Guanajuato; SLP, San Luis Potosí (tomado de Nieto-Samaniego et al., 2005)………………………………………………………………………………………………49 Figura 19. Mapa geológico regional sintetizado que incluye gran parte del área estudiada. Abreviaciones: TA- Sierra La Tapona, RC- Sierra Real de Catorce, CH- Sierra de Charcas, CO- Sierra de Coronado, GU- Sierra de Guanamé, SC- Sierra Santa Catarina, SM- Sierra Las Minas, B-PB- Sierra La Ballena-Peñón Blanco, SCo- Sierra del Coro, LP- Sierra La Parada, AM- Alto de La Melada, CA- Cuenca de Ahualulco. Las unidades formacionales se agruparon por periodo. (Base geológica sobre un modelo de elevación digital, tomado de la cartografía geológica del Instituto de Geología de la UASLP)…………………………………..51

Figura 20. Columnas estratigráficas de la porción central y sur-oriental de la Mesa Central para los diferentes bloques levantados con rocas mesozoicas. 1) Sierra de Zacatecas (inmediaciones de la ciudad de Zacatecas), 2) sierra La Ballena-Peñón Blanco, 3) sierras de Catorce, Coronado, Charcas y La Tapona, 4) sierras Las Minas, Santa Catarina y La Parada. Para la ubicación de estas sierras véase la Figura 1…………………………………………….52 Figura 21. Mapa geológico generalizado de la zona de la ciudad de Zacatecas (base Carta Topográfica INEGI F13-B58)………………………………………………………………………..55 Figura 22. Mapa geológico generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (modificado de Labarthe-Hernández et al., 1982)………………………………………………………………65 Figura 23. Mapa geológico generalizado de la región de Charcas, que corresponde a la zona del núcleo de rocas triásicas (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1992)..66 Figura 24. Mapa geológico generalizado de la Sierra de Coronado (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1999)……………………………………………………………...67 Figura 25. Las fotografías muestran el aspecto general de la Formación Zacatecas en la Sierra de Charcas, donde su litología más común es de capas de lutitas negra lustrosa (A). Intercalación de capas de arenisca y lutita de espesores variables desde 10 cm a un metro de espesor (B). (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 274 130-2553470, (B) 274945-2552951)……….68

Figura 26. Perfiles medidos en las unidades de roca jurásicas. Se detalló con mayor precisión la litología de la Formación Nazas. A) Flanco oriental de la Sierra La Ballena (220968-2487101 y 222024-2487419), B) Cañón Las Jaras en la margen sur del Intrusivo Peñón Blanco (223763-2491741 y 223502-2491671), C) Ladera poniente de la Sierra de Coronado (299040-2553802 y 299545-2554123), D) Sierra de Charcas, Cerro San José (275902-2552807 y 276595-2552796), E) Sierra de Charcas, El Negrito (27712-2555172 y 277974-2554613). Las coordenadas son UTM, NAD-27, representan los extremos de las secciones. Trz─Formación Zacatecas, Jn─Formación Nazas, Jj─Formación La Joya, Jz─Formación Zuloaga, Jc─Formación La Caja………………………………………………….69 Figura 27. Dos aspectos de las rocas más comunes de la Formación Nazas en la Sierra de Charcas, A) conglomerado donde predominan los fragmentos redondeados de andesita, B) lava andesítica foliada. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276383-2552705, B) 223380-

2491845)……………………………………………………………………………………………….72

ix

Figura 28. La Formación Zuloaga en la sierras de Charcas y Coronado, se caracteriza por presentar una estratificación de bancos de caliza y en su cima estratificación de estratos de 20-40 cm. (Coordenadas UTM NAD 27, A) Sierra de Charcas, 278458-2555767, B) Sierra de Coronado, 299594-2554141)…………………………………………………………………………………..77

Figura 29. La Formación Taraises en la Sierra de Charcas, A) capas delgadas de caliza arcillosa, B) presenta deformación intensa formando innumerables pliegues dislocados e imbricados. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278706-2555958, B) 278650-2556158)……………….84

Figura 30. La Formación Cupido presenta una litología muy similar en las diferentes localidades estudiadas, predominando los estratos gruesos de caliza micrítica, bandas y lentes de pedernal negro. Las fotografías pertenecen a afloramientos en la Sierra de Charcas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278916-2556058, B) 278991-2555868)…………………..86

Figura 31. A) En todas las localidades estudiadas la Formación La Peña está muy deformada, aquí se observa una secuencia plegada de capas delgadas de caliza micrítica y bandas aisladas de pedernal negro, B) La Formación La Peña presenta en un mismo estrato depósito alóctono y autóctono, la parte alóctona es una brecha calcárea donde abundan los fragmentos de fósiles. Fotografías tomadas en la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276562-2503981 B) 277325-2503485)……………………………………………………………….90

Figura 32. Mapa geológico generalizado de la Sierra Las Minas, base topográfica Carta Moctezuma, F14-A 63 actualizada para este trabajo. (Modificado de Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981)……………………………………………………………………………..94

Figura 33. La litología de la Formación Cuesta del Cura es muy uniforme para la mayoría de las localidades estudiadas. En las fotografías se observa la estratificación rítmica de capas delgadas con pedernal y caliza, y la deformación a que fue sujeta esta formación. Fotografías de los afloramientos de la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276870-2503622, B) 276 791-2503 680)……………………………………………………………………..95

Figura 34. La Formación Indidura se caracteriza por su contenido alto de terrígenos, A) su poción basal consiste de una alternancia de capas de caliza arcillosa y limolita, B) en su parte media abundan las capas de caliza arcillosa y limolita. Fotografías tomadas en la porción sur de la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 277308-2503 409, B) 276736-2503 757)………………………………………………………………………………………………………...96

Figura 35. Mapa geológico generalizado del norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (modificado de Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1981; Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982; Labarthe-Hernández et al., 1985)…….106 Figura 36. Columnas estratigráficas compuestas de cuatro sectores dentro de la Cuenca de Ahualulco, en el norte del campo Volcánico de San Luis Potosí. (Para su ubicación ver el mapa geológico de la Figura 35)………………………………………………………………….107 Figura 37. Sección estratigráfica de los depósitos epiclásticos San Nicolás e ignimbrita Panalillo Inferior, en el interior de la fosa del mismo nombre, que consiste de una secuencia de depósitos vulcanoclásticos, epiclásticos y piroclásticos sin soldar………………………..117 Figura 38. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Inferior medida al oriente del poblado de Valle Umbroso, en la porción oriental de la Cuenca de Ahualulco……………...118

x

Figura 39. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Superior formada por tres pulsos de ignimbrita depositada discordante sobre gravas en el interior de la Fosa de San Nicolás (coordenadas UTM, NAD-27, 284531-2490084)………………………………………………..120 Figura 40. Diagrama de edades radiométricas obtenidas por el método K-Ar, para el norte del CVSLP. Las barras de error equivalen a ±1σ. Las claves de abreviaturas en Tabla 1……..123 Figura 41. Diagrama “TAS” (Na2O+K2O vs SiO2), para la clasificación de muestras de rocas volcánicas del norte del CVSLP (Le Maitre et al., 1989)……………………………………….125 Figura 42. Mapa geológico esquemático que muestra las principales estructuras de la porción centro y sur-oriental de la Mesa Central. Los esquemas de la parte inferior de la figura muestran dos tipos de núcleos levantados observados en la región (A y C, levantamiento vertical y C, con basculamiento). Sta, Sierra La Tapona; SdC, Sierra de Catorce; Sch, Sierra de Charcas; SC, Sierra de Coronado; SdG, Sierra Guanamé SSC, Sierra Santa Catarina; SM, Sierra Las Minas; SBP, Sierra La Ballena-Peñón Blanco; SP, Sierra La Parada; Sco, Sierra del Coro; SSP, Sierra San Pedro; CA, Cuenca de Ahualulco; ALM, Alto de La Melada. CVA, Cuenca de Villa Arista. Las secciones A, B, C, son esquemáticas y la sección D-D´, escala original 1:50,000 (Base imagen de Satélite LANDSAT, escala 1:250,000)…………………..131 Figura 43. Secciones representativas de la Cuenca de Ahualulco, que muestran el arreglo estructural de la secuencia que ahí afloran y cuyo espesor promedio alcanza los 800m. Las secciones están marcadas en el mapa de la Figura 35 (escala original 1:50,000)………….134

Figura 44. En la porción norte de la Sierra de Zacatecas, sobre las rocas de la Unidad Vulcano Sedimentaria de edad jurásica-cretácica, se desarrolló un sistema de cuatro vetas principales que muestran movimiento dextral, documentado por el juego resultante de fracturas “R”. (Modificado de Ponce-Sibaja y Clark, 1998)…………………………………….137

Figura 45. A) En la margen norte del domo La Bufa en el alto de la Falla La Cantera, se formó una zona de argilización y oxidación importante, B) En la porción central del domo La Bufa se observan los canales de escape de gases por la actividad fumarólica intensa que depositó óxidos de fierro y causó la silicificación de la roca. (Coordenadas UTM, NAD-27, A)

viendo al norte desde 750127-2520783, B) 750458-2520670)…………………………………………..139

Figura 46. Mapa estructural del la zona de la veta-falla La Cantera. El desarrollo de los patrones de fracturas, muestran un arreglo que resultó de un movimiento dextral generando fracturas R y R´. Los domos riolíticos del Eoceno medio en color rojo, están emplazados sobre el patrón de fracturas resultantes. (Modificado de Pérez-Martínez, 1961)……………140 Figura 47. Panorámicas del Cerro el Peñón Blanco; A) vista del flanco poniente, viendo al

oriente, B) vista del flanco norte viendo al sur………………………………………………142 Figura 48. Mapa geológico-estructural generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, donde se muestran los cinco bloques principales en que fue seccionada la sierra antes del Eoceno medio (modificado de Labarthe-Hernández et al., 1982)……………………………..143

Figura 49. A) Panorámica del flanco norte del Intrusivo Peñón Blanco, B) detalle de la posición vertical de los ejes de pliegues de la Formación Indidura muy cerca del contacto con el intrusivo. (C) representa la actitud de los ejes de rocas cretácicas cerca del contacto con el

xi

granito, (D) dirección de ejes de pliegues menores en las formaciones cretácicas del bloque 1, en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco fuera de la influencia del intrusivo. K- rocas marinas del Cretácico tardío; X- Localización de la Mina La Víbora, en el contacto intrusivo-rocas cretácicas, donde se tomo la fotografía B. (para el análisis de los polos se utilizó el hemisferio inferior de la red de Schmidt)……………………………………………………………………...145 Figura 50. A) Uno de los dique de granito emplazado sobre la Falla Comanja que separa los bloques 3 y 4 B) Detalle de las estrías que muestran un movimiento lateral derecho sobre el plano de la misma falla, fotografía viendo al norte. Jn─ Formación Nazas; Kit─ Formación Taraises; Tgr─ dique de granito. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 222407-2486356, B) 227766-

2488233)……………………………………………………………………………………………………..146

Figura 51. Sección geológica atravesando la porción media de la Sierra de Charcas, la escala original es 1:50,000. En el flanco occidental de la sierra, se aprecia el desarrollo de un pliegue anticlinal con la formación Nazas en el núcleo y un pliegue sinclinal con la Formación La Peña en el núcleo……………………………………………………………………………….149

Figura 52. Dos aspectos del plegamiento intenso en el núcleo del pliegue sinclinal del flanco oriental de la Sierra de Charcas, A) en la Formación Taraises, B) en la Formación Cupido. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 278706-2555958, (B) 278916-2556058)…………………150

Figura 53. Detalle del pliegue anticlinal recostado, en el flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede ver la Formación La Joya en su núcleo. (Fotografía viendo al sur, coordenadas UTM del punto donde se tomó, NAD-27, 278308-2555656)…………………..151 Figura 54. Mapa geológico-estructural generalizado del flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede apreciar que las rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno medio que se encuentran al oriente de la Sierra de Charcas, se encuentran con burda alineación paralela a las fallas Cementerio y Charcas, lo que sugiere que su emplazamiento pudieran estar asociado a ellas. Los diagramas de rosas de la parte inferior corresponden a direcciones de ejes de pliegues menores, medidos a nivel afloramiento A) representa al bloque sur (1), con N=60 y B) al bloque norte (2), con N=25………………………………………………………...152 Figura 55. En los lechos de los arroyos que disectan la ladera oriental de la Sierra de Charcas, afloran secuencias de conglomerado consolidado (A), que se intercalan con depósito lacustre de limo y arena (B). Ambos paquetes están basculados al SW y NE. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 283747-2561951, (B) 282960- 2562105)………………...153 Figura 56. Vista panorámica del arreglo estructural que se observa en el flanco oriental de la Sierra de Coronado, vista desde el extremo NW de la falla que separa los bloques 3 y 4. Se aprecian los despegues de la Formación Zuloaga y los horizontes estratigráficos que propiciaron despegues intraformacionales durante la deformación Larámide. La deformación que se muestra en la fotografía involucra a las formaciones La Joya (Jj), Zuloaga (Jz), La Caja (Jc), Taraises (Kit) y Cupido (Kic). Las formaciones La Caja y Taraises fueron las más favorables como plano de despegue de las unidades superiores, lo que provocó su “estrangulamiento”………………………………………………………………………………….154 Figura 57. Sección esquemática de la estructura de La Sierra de Coronado, donde se representan los diferentes planos de despegue en la cubierta jurásica-cretácica, la actitud de los pliegues con vergencia al oriente y el despegue de la secuencia de cuenca sobre las

xii

facies de talud de la plataforma. Valles-San Luis Potosí. La sección A-A´ y las claves de las secuencias en la leyenda, están reprensadas en la Figura 24………………………………..155 Figura 58. Mapa estructural de la Sierra de Coronado (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1999)…………………………………………………………………………..157

Figura 59. Mapa geológico estructural de la Sierra Las Minas. La altitud máxima del núcleo de la sierra es de 2250 msnm en su porción central. En su núcleo afloran las formaciones La Peña, Cuesta del Cura e Indidura en su flanco SE. Los lomeríos de sus márgenes tienen 1900 msnm, donde aflora la Formación Caracol del Cretácico tardío………………………..159

Figura 60. Sección levantada en el flanco sur de la Sierra Las Minas, que muestra las múltiples imbricaciones de las formaciones Cuesta del Cura e Indidura. La línea de sección A-A´ está marcada en la Figura 59 entre las coordenadas UTM, NAD-27, A 276562-2503981, A´ 277308-2503409. Escala original de la sección 1:50,000…………………………………..160 Figura 61. En la Sierra Las Minas la secuencia sedimentaria está muy deformada por la orogenia Laramide. A) los pliegues en la Formación Indidura están rotos e imbricados. Fotografías tomadas en afloramientos del flanco sur de la Sierra Las Minas, B) La caliza arcillosa y limolita de la Formación Indidura, fueron las más afectadas por la deformación debido a su contenido alto de arcilla. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276984-2503494, B)

277308-2503366)……………………………………………………………………………………………160 Figura 62. A) Fotografía de un dique de rumbo N 30º W de la andesita Casita Blanca, en el arroyo que pasa por el poblado de San Antonio del Rúl, B) Sedimentos lacustres de la

Formación Cenicera basculados 53º NE. (Coordenadas UTM, NAD 27, A) 279812-2504246, B)

279406-2504205)……………………………………………………………………………………………161

Figura 63. A) estrías horizontales marcadas sobre la roca de la latita Portezuelo en la falla San Nicolás. B) estrías normales en una falla en la dacita Jacavaquero. (Coordenadas UTM-NAD-27, A 282207-2491794, B 277059-2494495)……………………………….163

Figura 64. A) Basculamiento ~35°NE de un afloramiento de los sedimentos clásticos de la Formación Cenicera del Eoceno, B) Basculamiento 20° NE de la ignimbrita Panalillo (Trp) que sobreyace a sedimentos lacustres. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276652-2492211, B)

292454-2485094)……………………………………………………………………………………………164

Figura 65. Mapa geológico-estructural de la porción central de la Cuenca de Ahualulco, donde se formaron fosas tectónicas estrechas afectando la latita Portezuelo. Se aprecia parte del arreglo anastomosado que presenta el sistema de fallas......................................165 Figura 66. Mapa estructural de la Cuenca de Ahualulco mostrando el arreglo anastomosado de fallas. El diagrama 1 y 2 representan la actitud de las fallas normales de alto ángulo NW-SE, de la porción centro y NW de la cuenca. B) Zona de basculamiento de la ignimbrita Membrillo, C) Zona de basculamiento de los depósitos San Nicolás, D) Zona de basculamiento de la ignimbrita Panalillo Superior en el SW de la cuenca, E) Zona de basculamiento de las gravas del Mioceno?. Los círculos en la figura, representan las zonas donde se midieron los basculamientos y las letras C, D y E corresponden a las letras que indican los dominios estructurales en la Figura 67……………………………………………...166

xiii

Figura 67. Simplificación de la intensidad y dirección de basculamiento medidos en el norte del CVSLP, que abarca desde los depósitos clásticos del Eoceno temprano hasta las gravas del Neógeno. Los diagramas de rosas indican dirección de basculamiento, y el de densidades la intensidad del basculamiento. Los polos de los planos de basculamiento se proyectaron en el hemisferio inferior de la red de Schmidt…………………………………….168

Figura 68. A) dique piroclástico de la ignimbrita Panalillo que utilizó para su salida la margen de una fuente de la latita Portezuelo, en el norte del CVSLP, .B) dique piroclástico que utilizó una falla para su salida post-ignimbrita Panalillo (Trp).Tomada en la porción oriente de la Cuenca de Ahualulco. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 283448-2504095, B) 292454-2485094)..169

Figura 69. Esquema que resume los principales eventos tectónicos, vulcanismo, plutonismo y sedimentación ocurridos en la porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central, en el periodo comprendido entre la última fase de la orogenia Laramide y el evento extensional lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno………………………………………………………………………….174

Figura 70. Modelo de transpresión, que se propone como una alternativa para explicar los levantamientos de núcleos que exhiben rocas mesozoicas, en la porción central y oriente de la Mesa Central. El experimento muestra la trasformación homogénea de un cubo. A) zona de transpresión con una componente de cizalla simple en el plano xy paralelo al eje x, B) transpresión que muestra una cizalla simple oblicua. (Jones y Holdsworth, 1998)…………178 Figura 71, modelo de elevación digital donde se aprecia un esquema generalizado de los principales lineamientos, cuencas, bloques, y una sección idealizada en la parte inferior de la imagen a través del Alto de la Melada (ALM). Abreviaciones: CVSLP) Campo Volcánico de San Luis Potosí; CVRSM) Campo Volcánico del Río Santa María; CM) Curvatura de Monterrey; M) Matehuala; W) Wadley; CH) Charcas; MO) Moctezuma; VA) Villa Arista; VR) Villa de Reyes; SLP) San Luis Potosí; GVR) Graben de Villa de Reyes; GA) Graben de Aguascalientes; SdC) Sierra de Catorce; Sco) Sierra de Coronado; Sta) Sierra La Tapona; Spt) Sierra Picachos del Tunalillo; Sch) Sierra de Charcas; Sdg) Sierra de Guanamé; SSC) Sierra de Santa Catarina; SM) Sierra Las Minas; SBP) Sierra La Ballena-Peñón Blanco; Ssa) Sierra El Sabino; SSP) Sierra San Pedro; CA) Cuenca de Ahualulco. Las flechas en rojo representan la dirección de los vectores de extensión para fallas del Oligoceno-Mioceno en la franja de extensión máxima. Las flechas en blanco de la porción norte de la imagen corresponden a la dirección del esfuerzo máximo durante el evento de transcurrencia derecha en la zona de la falla Matehuala-San Luis. (Esta figura se complementa con las Figuras 1 y 42)………………………………………………………………………………………179 Figura 72. Mapa estructural generalizado de la zona de estudio. Las zonas sombreadas en franjas de grises representan los sectores de basculamiento máximo, donde se da la actividad mayor de fallas lístricas. En los cuadros blancos se da la intensidad de basculamiento para la ignimbrita Panalillo. En la zona de Charcas el basculamiento corresponde a gravas post-ignimbrita Charcas. Los cuadros en negro representan el basculamiento de la ignimbrita Panalillo fuera de la influencia de los sectores de máximo basculamiento. Sco-Sierra de Coronado, Sch-Sierra de Charcas, Sgu- Sierra de Guanamé; SSC- Sierra de Santa Catarina, SM- Sierra Las Minas, SB-PB- Sierra La Ballena-Peñón Blanco, SP- Sierra La Parada, CA- Cuenca de Ahualulco, AM- Alto de La Melada. El mapa estructural es el complemento del mapa geológico regional de la Figura 19………………..181 Figura 73. Modelo tectono-magmático para la porción oriente y sur-oriental de la Mesa Central, que abarca desde la fase final de la orogenia Laramide en el Cretácico tardío-

xiv

Paleoceno temprano hasta el evento de fallamiento lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Ver explicación en el texto…………………………………………………………….187

RELACION DE TABLAS Tabla 1. Nuevas edades K-Ar para el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí…….120 Tabla 2. Edades radiométricas de la Mesa Central reportadas por otros autores…………..121 Tabla 3. Análisis químicos de elementos mayores……………………………………………..124

xv

DEDICATORIA

“A quien me amó desde antes de nacer”

DIOS

A mi esposa Blanca Luz y a mis hijos Edgar y Blanca Lizeth

Quienes son el motivo e inspiración de mi vida “Gracias por su apoyo y compresión”

A mis Padres: Ma. Elena y Margarito†

Por darme la vida, por su esfuerzo y ejemplo de superación

A mis hermanos:

Susana, Humberto, Guadalupe, Vicente de Jesús†, Ma Elena, Ma del Pilar, Teresita y Juana

María

A todos mis compañeros del Instituto de Geología de la UASLP

Por su granito de arena que fue muy valioso en la realización de la tesis

A todas aquellas personas que de alguna forma colaboraron en la conclusión

de mis estudios de doctorado

MUCHAS GRACIAS

xvi

AGRADECIMIENTOS

Mi agradecimiento al Dr. Gerardo de Jesús Aguirre Díaz por su atinada dirección en el desarrollo

de esta tesis. Por su paciencia y dedicación para que este proyecto llegara a cumplir con el

objetivo.

Agradezco el apoyo brindado por mi Universidad que “Siempre Autónoma por mi Patria

Educare”, me dio la oportunidad a través del Programa de Mejoramiento del Profesorado

(PROMEP), para llevar a cabo este proyecto doctoral. Desde luego con el apoyo del Ing. Jaime

Valle Méndez, Rector en funciones cuando inicie este trabajo, e igualmente al actual Rector Lic.

Mario García Valdez, y sobre todo, sin dejar a un lado el apoyo en todos los aspectos por parte

del Director del Instituto de Geología de la UASLP, el Dr. Rafael Barboza Gudiño, quien en

ningún momento dejó de motivarme a seguir.

A las autoridades del Centro de Geociencia: Doctores Luca Ferrari y Ángel Nieto, por el apoyo y

facilidades que me prestaron para poder realizar los estudios de grado en el CEGEO.

Muy especialmente agradezco al Ing. Guillermo Labarthe Hernández y al Dr. Alfredo Aguillón

Robles por todo su apoyo a lo largo de las diferentes etapas del desarrollo de la tesis, quienes sin

duda son parte también de este trabajo. Gracias por su amistad y apoyo desinteresado.

También al Dr. José Jorge Aranda Gómez, por su disposición, sugerencias, y sobre todo por la

excelente revisión del manuscrito, el cual fue muy enriquecedor con sus acertados comentarios.

Gracias por estar al pendiente del desarrollo de mi trabajo en el CEGEO y por acceder a formar

parte de mi comité de tesis.

Desde luego a todos los demás miembros de mi comité tutorial: Doctores Dante Morán Centeno,

Víctor Hugo Garduño Monroy, por emplear parte de su valioso tiempo en la asesoría

desinteresada, sugerencias y atenciones en las diferentes etapas del trabajo. Así mismo a los

doctores Eduardo González Partida y Héctor López Loera, por acceder a formar parte del jurado

en mi examen de grado.

† Muy especialmente al Dr. Armando García Palomo (QPD), por su amistad y motivación para

realizar los estudios de doctorado, por ser parte de mi comité, pero sobre todo, por estar al

pendiente de mis avances. Gracias Armando, porque donde estés, me sigues motivando a

continuar en el camino.

Agradezco a todos mis compañeros de trabajo que de alguna forma contribuyeron poniendo su

grano de arena para la realización de esta tesis: Doctores Rodolfo Rodríguez Ríos, Rubén López

Doncel, Ricardo Saucedo Girón, Damiano Sarocchi e Ing. José Luis Mata.

Especialmente a mis amigos los maestros. Jorge Nieto Obregón, Ramón Torres Hernández,

Gildardo González Naranjos, Erasmo Mata Martínez y Melesio Martínez de La Cruz, por la

xvii

contribución que cada quien me proporcionó en algunos de las etapas del trabajo. También

Gracias al Dr. Gabriel Chávez por su amistad, ánimos y sugerencias.

Al personal del Instituto de Geología de la UASLP, que amablemente contribuyeron de una

forma u otra con su apoyo: Evangelina Herrera Sierra, Francisco Ledezma Ríos, Efrén Román

Guerrero y Diana Gómez Pérez. No podría dejar de mencionar a Areldy Herrera, por su gran

ayuda durante su estancia en la Biblioteca del Instituto de Geología de la UASLP.

También a Marta Pereda por estar siempre pendiente dispuesta a ayudar y facilitar todo lo

referente a trámites, gracias Martita. Igualmente a la Lic. Teresa Soledad, por todas las

facilidades que me prestó durante mi estancia en el CEGEO.

A los amigos y compañeros que desde otros lugares siempre estuvieron pendientes y ayudando a

solucionar algún problema durante las etapas del doctorado: Dra. Patricia Julio, Dr. Renato

Castro, a la Maestra Karina y su esposo Guillermo y a la Maestra Lilia Arana.

A todos los estudiantes de licenciatura que en su momento realizando tesis o servicio social bajo

mi asesoría, fueron también parte importante en el desarrollo de este trabajo: Muy especialmente

a la Ing. Ana Lizbeth Quevedo Coronado, Luis Montoya, Natanael y David.

A los compañeros con los que me tocó convivir en el CEGEO: Janett Villareal, Norma Angélica,

Iván Rafael, Oscar, Lupillo, José Luis e Isaac. Especialmente a Rodolfo por su apoyo

incondicional por estar siempre pendiente de ayudar a los compañeros.

A mis amigos que desde fuera del país donde realizan o realizaron sus estudios, estuvieron

animándome desde esos lugares lejanos: Dr. Carlos Pallares Ramos y la Maestra Ma. Guadalupe

Maldonado.

No solo las personas que mencione, tuvieron que ver en el desarrollo del trabajo de tesis, hay

muchas más que estuvieron pendientes, apoyando moralmente, animándome y pidiendo a Dios

por que todo marchara bien. A todas ellas mi más sincero agradecimiento.

MUCHAS GRACIAS

Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.

1

I. GENERALIDADES

I.1 Introducción

Los estudios sobre estratigrafía volcánica de las rocas del Terciario medio en la

porción sur oriental de la Mesa Central fueron iniciados por Labarthe-Hernández y

Tristán-González (1978) en las inmediaciones de la Ciudad de San Luis Potosí. Estos

estudios se desarrollaron de manera sistemática hasta abarcar todo lo que hoy se

conoce como los campos volcánicos de San Luis Potosí y del Río Santa María

(Labarthe-Hernández et al., 1982). La serie de mapas generados son los primeros con

estratigrafía volcánica en esta porción de México, y han servido como base para

diversos estudios de tipo tectónico, estructural, petrológico, geoquímico, geohidrológico

y de índole económica (i.e. Martínez-Ruiz y Cuellar-González, 1978; Tristán-González,

1986; Labarthe-Hernández et al., 1992; Aguirre-Hernández, 1992; Aguillón-Robles et

al., 1994; Martínez-Ruiz, 1997; Rodríguez-Ríos et al., 2007).

Este trabajo se apoya en el trabajo extenso de cartografía geológica realizada por

el autor y colaboradores en el centro de México, desde los estudios de Labarthe-

Hernández y Tristán-González (1978) hasta la fecha y se ha enfatizado en la geología y

tectónica de la parte norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí y de una serie de

sierras en la parte centro-oriental de la Mesa Central (Labarthe-Hernández et al., 1982;

Labarthe-Hernández y Jiménez-López 1991; Tristán-González y Torres-Hernández,

1994, 1999; 2000; Tristán-González et al., 1995; Barboza-Gudino y Torres-Hernández,

1999; Tristán-González et al., 2002; Barboza-Gudino et al., 2002).

Por otra parte las sierra que conforman la porción centro-oriental de La Mesa

Central en el norte y nor-poniente del estado de San Luis Potosí, han sido motivo de


2

varios estudios, que se refieren a aspectos sedimentológicos-estratigráficos de las

secuencias marinas y continentales del Triásico tardío-Cretácico tardío (Martínez-Pérez,

1972; Carrillo-Bravo, 1982; Labarthe-Hernández et al., 1982; Jiménez-Camargo et al.,

1982; Martínez-Cardona y Malpica-Cruz, 1983; Aguayo-Camargo et al., 1985; Tristán-

González y Torres-Hernández, 1992; Silva-Romo, 1993; Barboza-Gudino y Torres-

Hernández, 1999, Tristán-González et al., 1999 y Barboza-Gudino et al., 2004). Sin

embargo, son escasos los estudios que integren información acerca del vulcanismo y la

geología estructural de esta región para el periodo comprendido entre el final de la

orogenia Laramide (Paleoceno tardío ~ 40 Ma, Chávez-Cabello, 2005) y el inicio del

vulcanismo félsico voluminoso y del fallamiento de Cuencas y Sierras (Oligoceno

medio), ya que la mayoría de los trabajos se han enfocado en el vulcanismo oligocénico

y en los eventos extensionales relacionados y posteriores a este fenómeno (Labarthe-

Hernández et al., 1982; Tristán-González, 1986; Aranda-Gómez 1989; Henry y Aranda-

Gómez, 1992; Nieto-Samaniego et al., 1997,1999; Aranda-Gómez et al, 2000; Nieto-

Samaniego et al., 1997, 2005; Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández, 2003; Torres-

Hernández et al., 2006). El lapso comprendido entre Paleoceno tardío al Eoceno

temprano es un intervalo con información escasa geológico-estratigráfica-

geocronológica-geoquímica-estructural, para poder deducir los eventos tectónicos

sucedidos posteriores a la orogenia Laramide y previos al paroxismo ignimbrítico y a la

extensión Cuencas y Sierras.

En este trabajo se presentan observaciones de campo y edades radiométricas

nuevas que permiten proponer un modelo alternativo para la porción oriental y sur-

oriental de la Mesa Central, acerca de la evolución tectono-volcánica que abarca desde

la etapa post-laramide hasta el desarrollo del evento tectónico regional conocido como


3

Cuencas y Sierras en México, enfocando parte de este trabajo a analizar el aspecto

tectónico de las sierras con sedimentos del Mesozoico que fueron exhumadas durante

el Paleoceno tardío-Eoceno temprano, y el control que estas estructuras jugaron en la

generación del vulcanismo ocurrido en el Eoceno medio.

I.2 Antecedentes Generales

El basamento pre-volcánico Mesozoico de la Mesa Central está conformado por el

ensamble de dos terrenos tectonoestratigráficos: el del occidente conocido como

Terreno Guerrero y el del oriente llamado Sierra Madre (Campa y Coney, 1983), El

Terreno Guerrero es una secuencia del Triásico tardío compuesto por filita, meta-

arenisca, meta-caliza, esquisto, pizarra y cuarcita, que afloran en las inmediaciones de

la ciudad de Zacatecas, McGehee (1976), y en la sierra de La Ballena, Zacatecas,

donde predomina una secuencia de arenisca, filita, cuarcita y conglomerado que

experimentaron metamorfismo regional de bajo grado (Labarthe-Hernández et al., 1982;

Silva-Romo, 1993; Gallo-Padilla et al., 1983). A las rocas triásicas le sobreyace

tectónicamente una secuencia vulcano-sedimentaria de edad Jurásico tardío-Cretácico

temprano, conformada por arenisca, lutita y secuencias calcáreas que se intercalan con

lavas andesíticas almohadilladas. En la Sierra de Veta Grande Zacatecas (Fig. 44), esta

secuencia vulcano-sedimentaria está intrusionada por diques, dique-estratos y apófisis

de composición principalmente diorítica. Este paquete se encuentra ensamblado

tectónicamente sobre las rocas triásicas (Maldonado-Koerdell, 1948; Pérez-Martínez,

1961; McGehee, 1976; Yta, 1992). La porción oriental y central de la Mesa Central está

dentro del Terreno Sierra Madre (Campa y Coney, 1983), donde afloran rocas que se

depositaron en la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Carrillo-Bravo, 1982) y que


4

abarcan desde el Triásico tardío (Formación Zacatecas) hasta el Cretácico tardío

(Formación Caracol). La Formación Zacatecas está compuesta por arenisca, lutita y

conglomerado, depositados en un abanico submarino, que evolucionó a un ambiente

continental en el Jurásico temprano con influencia de un arco volcánico.

En el Calloviano-Oxfordiano la cuenca empezó a profundizar, alcanzando su

profundidad máxima en el Cretácico temprano con el depósito de secuencias calcáreas

con pedernal. Esta sedimentación terminó en el Cretácico tardío con el arribo del

“flysch” de la Formación Caracol, finalizando el depósito marino de la cuenca. Todo el

paquete de rocas fue plegado intensamente durante la orogenia Laramide en el

Cretácico tardío-Terciario temprano. Su fase final de deformación en la porción norte de

México se ha documentado entre el límite del Paleoceno-Eoceno Ye (1997), lo cual está

también documentado en los trabajos de Vega-Vera y Perrillat (1989) que la sitúan más

joven que el Eoceno temprano para la cuenca de La Popa, Nuevo León (< 49 Ma).

Chávez-Cabello (2005) utilizando los fechamientos de los cuerpos intrusivos que forman

el Cinturón de Intrusivos Coahuila-Monclova, con edad promedio de 40 Ma, los clasificó

como post-tectónicos y sugierió que pertenecen a la fase tardía de la deformación

Laramide, que se caracterizó por la reactivación de fallas de basamento facilitando el

ascenso de magmas a niveles someros de la corteza. Propuso que entre los 41 y 39 Ma

la deformación Laramide debió terminar en la región.

Durante el Paleoceno tardío y Eoceno temprano la región estuvo influenciada por

los últimos efectos de compresión asociados al final de la subducción de la Placa

Farallón debajo de la Placa Norteamericana, según el modelo propuesto por Atwater

(1970, 1989), y marca un cambio de ambiente tectónico de acortamiento a extensión

que no se ha estudiado a detalle por falta de información de campo. Todos los estudios


5

referentes al Paleoceno tardío-Eoceno temprano se han basado en el estudio de los

cuerpos intrusivos graníticos post-tectónicos, depósitos de clásticos continentales

(conglomerados rojos) del Eoceno medio, depositados en cuencas pequeñas dispersas

en la Mesa Central, y en el vulcanismo andesítico asociado a estos clásticos. (Edwards,

1955; Labarthe-Hernández, et al., 1982: Aranda-Gómez y McDowell, 1998; Aranda-

Gómez et al., 2007).

En el sur y sur oriente de la Mesa Central sobresalen varios campos volcánicos del

Oligoceno (San Luis Potosí, Río Santa María y Guanajuato) formados por lavas de

composición dacítica a riolítica de alto sílice, ricas en K, con edades que varían de los

33 a los 28 Ma (Labarthe-Hernández et al., 1982, Tristán-González, 1986). Estos

campos volcánicos forman parte de la porción sur-oriente de la Sierra Madre

Occidental, en los cuales se han realizado estudios enfocados a definir la estratigrafía

volcánica, petrología, geoquímica y tectónica, para explicar el significado de los

patrones estructurales que presenta el sistema de fallas tipo Cuencas y Sierras que se

desarrolló en las rocas volcánicas del Oligoceno. La cartografía geológica regional

realizada en estos campos volcánicos, ha ayudado a definir algunos aspectos

relevantes de la evolución tectónica ocurrida principalmente del Oligoceno al Reciente

en las regiones del sur del estado de San Luis Potosí, centro y norte de Guanajuato y

oriente de Zacatecas. Dentro de los trabajos encaminados a estudiar el aspecto

geológico estratigráfico, se encuentra la serie de cartografía geológica escala 1:50,000

generada en el Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí,

publicada en su serie de Folletos Técnicos. Parte de esta geología integra la parte

central, sur y sur-occidental del estado de San Luis Potosí, en donde está expuesta

gran parte de la secuencia volcánica de esta región. Labarthe-Hernández et al. (1982)


6

propusieron nombrar a esta zona de la Mesa Central como Campo Volcánico de San

Luis Potosí (CVSLP) Figura 1 y 15. En la base de la secuencia terciaria del CVSLP hay

rocas clásticas continentales con intercalaciones de lavas andesíticas del Eoceno medio

de 45-44 Ma (Andesita Casita Blanca). La primera etapa de vulcanismo félsico

voluminoso donde predominó la expulsión de derrames de lava, fue en el rango de 33-

28 Ma y una segunda etapa representada por flujos piroclásticos con edad promedio

26-28 Ma (ignimbrita Panalillo). En el aspecto petrológico se han realizado trabajos para

entender las características petrológicas del manto y corteza inferior debajo de la Mesa

Central, para lo cual, se han utilizando los xenolitos del manto y corteza que fueron

extraídos por las lavas basaníticas del Cuaternario (Aranda-Gómez et al., 1991,1993;

Luhr et al., 1995).

Schaaf et al. (1994), de acuerdo al diagrama de la isócrona de Sm-Nd de los

xenolitos del manto del cráter de la Joya Honda, del nororiente de la Ciudad de San

Luis Potosí, determinaron que la edad de formación de la corteza inferior debajo de esta

porción de la Mesa Central es de 1248±69 Ma, (Proterozoico medio).

Hay trabajos de geoquímica encaminados a investigar el origen de los magmas

riolíticos del nor-poniente del Campo Volcánico de San Luis Potosí, que se enfocaron

principalmente al estudio de los domos riolíticos con topacio de la región de Pinos,

Zacatecas (Rodríguez-Ríos, 1997; Leroy et al., 2002), quienes clasificaron a este

vulcanismo como alcalino a calco-alcalino en su fase riolítica rica en K, estos autores

hicieron hincapié en que el vulcanismo de San Luis Potosí estuvo relacionado a una

tectónica extensiva desarrollada durante el Terciario medio.

Orozco-Esquivel et al. (2002) estudiaron las lavas riolíticas de la Mesa Central y

dividieron la secuencia de rocas en dos grupos, inferior y superior. Clasificaron a las


7

lavas de la secuencia inferior como similares geoquímicamente a las riolitas con alto K

de la Sierra Madre Occidental, y de acuerdo a elementos mayores, traza e isótopos,

indican que evolucionaron de magmas que se derivaron del manto por cristalización

fraccionada y contribución variable de material cortical. Los elementos traza de las

riolitas de la secuencia superior sugieren un origen por fusión cortical de granulitas de

rocas de la corteza inferior. Orozco-Esquivel et al. (2002) reafirmaron que el

emplazamiento de los magmas fue controlado por extensión y la distribución espacial

de las lavas fue en forma de domos extravasados a lo largo de fallas.

El aspecto tectónico, para explicar la mecánica del fallamiento extensional tipo

Cuencas y Sierras, sus tiempos de formación, tasas de extensión y sus relaciones con

el vulcanismo, ha sido objeto de varios trabajos para la Mesa Central, en especial para

los campos Volcánicos de San Luis Potosí y Guanajuato, y en general para la región de

Cuencas y Sierras de México (Labarthe-Hernández et al., 1982; Tristán-González,

1986; Aranda-Gómez 1989; Henry y Aranda-Gómez, 1992; Nieto-Samaniego et al.

1997; Nieto-Samaniego et al., 1997,1999; Aranda-Gómez et al., 2000; Alaniz-Álvarez et

al., 2002; Nieto-Samaniego et al., 2005).

I.3 Propósito del estudio

El propósito de este trabajo es integrar la información geológica disponible y

generar nuevos datos acerca de la geología, geocronología y tectónica del área

Con esta información se propone un modelo tectono-volcánico alternativo que

incluye a la última fase de la orogenia Laramide hasta el tiempo en que fueron

expulsados volúmenes grandes de lavas y productos piroclásticos en el Oligoceno y el

desarrollo de la extensión Cuencas y Sierras en esta región. En este trabajo se incluyen


8

para su estudio cinco ejemplos representativos de las sierras del oriente y sur-oriente

de la Mesa Central, que contienen el registro geológico sedimentario del Mesozoico y

que son claves para entender los eventos tectónicos que ocurrieron durante y posterior

a su exhumación en el Terciario temprano. Por otro lado, se analizarán las cuencas que

contienen el registro geológico del Eoceno-Oligoceno, y la influencia que tuvieron en el

control del vulcanismo durante el Oligoceno temprano.

Los cinco ejemplos seleccionados en la porción oriental de la Mesa Central, son

estructuras donde afloran secuencias de rocas marinas del Mesozoico con asociación

de rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno temprano-medio, que por sus

características tectono-estructurales son consideradas como representativas para el

modelo que se propone, estas localidades son las sierras de Zacatecas, La Ballena-

Peñón Blanco, Charcas, Coronado y Las Minas (Fig. 1). Por otro lado, las cuencas

representativas para estudiar las secuencias continentales y volcánicas del Eoceno-

Oligoceno son las cuencas de Ahualulco y Villa de Arista-Villa de Reyes.

I.4 Objetivo

Realizar un modelo alternativo que muestre la evolución vulcano-tectónica de la

porción central y sur-oriental de la Mesa Central, que abarque el periodo comprendido

entre la fase final de la orogenia Laramide y la fase extensional de Cuencas y Sierras.

El modelo contempla los siguientes puntos:

1) Mecanismos de deformación post-laramídicos que dieron origen a estructuras

levantadas desarrolladas durante el Paleoceno tardío-Eoceno temprano y su relación

con el vulcanismo contemporáneo.


9

2) Influencia del basamento sobre la cubierta sedimentaria del Mesozoico y Cenozoico

para producir la serie de bloques basculados que se han reconocido en la parte más

oriental de la Mesa Central.

3) Relación de los procesos de deformación que controlaron el vulcanismo félsico

voluminoso del Oligoceno (Campo Volcánico de San Luis Potosí).

I.5 Área de estudio

Las localidades seleccionadas para este estudio se encuentran en la porción

oriental y sur oriental de La Mesa Central, en un cuadrángulo limitado por las

coordenadas geográficas 100°45´ y 102°35´W - 22°00´ y 23°30´N, perteneciente a los

estados de San Luis Potosí y Zacatecas (Fig. 1). En su parte meridional predominan

afloramientos de la cubierta volcánica oligocénica del CVSLP, en el poniente, centro y

nor-oriente, las montañas elevadas que sobresalen sobre una extensa llanura con

elevación promedio de 2000 msnm, y en el oriente, las cuencas y estructuras

levantadas-basculadas al NE, que corresponden a la estribación occidental de la Sierra

Madre Oriental.

En general el área se encuentra bien comunicada por carreteras pavimentadas y

terracerías que facilitan el acercamiento a las zonas estudiadas.

I.6 Metodología

I.6.1 Gabinete y Campo

Se recopilaron los trabajos de cartografía geológica en Escala 1:50,000, que se

complementó con nueva cartografía de detalle para remarcar algunos aspectos de

importancia para este estudio. Los trabajos de cartografía escala 1:50:000, que fueron


10

base para este estudio fueron las hojas Charcas (Tristán-González y Torres-Hernández,

1992), Santa Gertrudis (Tristán-González et al., 1995), Santa Isabel (Tristán-González y

Torres-Hernández, 1999), además se actualizaron las hojas escala 1:50,000 de

Moctezuma, Ahualulco y San Luis Potosí (Tristán-González y Labarthe-Hernández,

2002, 2005).y algunos sitios con interés para este estudio de las hojas de Peñón

Blanco, Zacatecas, Venado, Villa Arista. Otros trabajos importantes fueron los estudios

de las hojas de Santo Domingo (Labarthe-Hernández y Jiménez-López, 1991); Pinos,

(Aguillón-Robles, 1983).

El trabajo de campo se realizó por el método tradicional, y se enfocó en el trabajo de

geología de detalle de los sitios de importancia relevante en las áreas de las sierras de

Coronado, Charcas, Peñón Blanco, Zacatecas, Las Minas y Cuenca de Ahualulco (Fig.

1). Se utilizaron imágenes de satélite TM de los satélites LANDSAT, con la combinación

de las bandas 1, 4, y 7 y píxeles de 50 x 50 m, escala 1:250,000 de las Hojas

Matehuala F14-1 y San Luis Potosí F14-4, editada por el Consejo de Recursos

Minerales (1998). Se usaron fotografías aéreas en blanco y negro (escalas 1:25,000 y

1:50,000), sobre las cuales se realizó una fotointerpretación previa y su verificación

posterior en el campo. Se generaron modelos de elevación digital que sirvieron de base

para delimitar las estructuras y rasgos estructurales sobresalientes. Sobre el modelo

digital se realizó el mapa geológico regional, donde se sintetizó la estratigrafía del área

de estudio. Todos los datos estructurales y muestreo fueron posicionados con un GPS

12XL de la marca GARMIN y se analizaron con el programa Stereo32 versión 094,

utilizando el hemisferio inferior. Para el trabajo de campo se realizaron estaciones de

toma de datos de las áreas estratégicas para obtener la información de apoyo al modelo


11

Figura 1. Mapa índice del área, que muestra las principales estructuras de la parte oriental y sur-oriental de la Mesa Central: 1) Sierra de Catorce, 2) Sierra de Coronado, 3) Sierra de Charcas, 4) Sierra Santa Catarina, 5) Sierra de Guanamé, 6) Sierra Las Minas, 7) Sierra La Ballena-Peñón Blanco, 8) Sierra de Zacatecas, A) Cuenca de Ahualulco, B) Cuenca de Coronado, C) Cuenca de Matehuala-Huizache, D) Cuenca de Arista, E) Cuenca de Peotillos, F) Graben de Aguascalientes, G) Graben de Villa de Reyes, CM) Curvatura de Monterrey, CVSLP) Campo Volcánico de San Luis Potosí.

tectónico que aquí se propone. El trabajo de campo se llevó a cabo en periodos

intermitentes, iniciando desde el año 2002 y concluyendo en el verano de 2006.


12

I.6.2 Fechamientos K-Ar

Se tomaron 12 muestras representativas de las principales unidades volcánicas

presentes en el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí, tres para la Sierra La

Ballena-Peñón Blanco y dos para el norte de la Sierra de Zacatecas, para fecharlas por

el método K-Ar, las muestras fueron pulverizadas en el laboratorio de preparación de

minerales del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí, y

se enviaron para su determinación al laboratorio de la Universidad de Bretaña

Occidental, Francia.

El método analítico utilizado para la obtención de las edades isotópicas K-Ar,

consistió en quebrar y cribar la roca a una fracción del tamaño entre 0.3 a 0.15 m,

fueron lavadas con agua destilada para luego proceder con el método analítico (i) una

parte se reduce a polvo en un mortero de ágata para realizar el análisis de K por

absorción atómica, después de un ataque químico con ácido fluorhídrico, y (ii) los

granos de 0.3 a 0.15 m fueron utilizados para el análisis isotópico de Ar. La extracción

del argón se realizó en alto vacío y por calentamiento de la muestra por inducción en un

crisol de molibdeno. Los gases extraídos fueron purificados en dos filtros de titanio y

finalmente utilizando dos filtros de Al-Zr SAES. La composición isotópica de argón y

concentración de 40Ar radiogénico se midieron usando un espectrómetro de masas de

acero inoxidable con una geometría de 180º, equipado con un amplificador Keithley

642. El método de dilución isotópica se aplicó usando un trazador de 38Ar que fue

implantado como ion en una pequeña hoja de aluminio. Todo el método original es

descrito por Bellon et al. (1981).


13

El listado de los fechamientos con los parámetros respectivos se muestra en la

Tabla 1. Se utilizaron las constantes recomendadas por Staiger y Jäger (1977), y la

incertitud del error de ±1 se calculó siguiendo la ecuación de Cox y Dalrymple (1967)

para muestras de roca más antigua a 5 Ma, y la ecuación dada por Mahood y Drake

(1982) para las muestras más jóvenes a 1 Ma.

I.6.3 Geoquímica

Se seleccionaron ocho muestras de roca del norte del CVSLP para su análisis

químico, las cuales se analizaron en el LUGIS (UNAM); se obtuvieron elementos

mayores por el método de fluorescencia de rayos “X”, aplicando la técnica en muestra

fundida. La clasificación de las muestras analizadas geoquímicamente se realizó con el

uso del diagrama “TAS” en donde se utiliza el total de álcalis contra el total de sílice

(Na2O+K2O vs SiO2), propuesto por Le Maitre et al. (1989).

Los contenidos de sílice y álcalis fueron ajustados base anhidra, por medio del

programa SINCLAS (Verma et al., 2002). Los análisis químicos de elementos mayores

se reportan en la Tabla 3, los cuales fueron utilizados solo con fines de clasificación de

las unidades principales del norte del CVSLP.


14

II. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

II 1 Evolución geológica del Mesozoico de la Mesa Central

La Mesa Central fue reconocida como Provincia Fisiográfica por Raisz (1959); esta

provincia se localiza en la región central de la Republica Mexicana, se extiende desde el

Río Nazas, Durango, en el norte, hasta su colindancia con el Cinturón Volcánico

Mexicano, quedando limitada al poniente por la Sierra Madre Occidental y al oriente por

la Sierra Madre Oriental. Comprende parte de los estados de Durango, Zacatecas, San

Luis Potosí, Aguascalientes y Guanajuato. La Mesa Central se caracteriza por ser una

región elevada que internamente puede subdividirse en dos regiones. La región sur

tiene cotas que se encuentran por encima de los 2000 msnm y es una zona montañosa

cubierta en su mayor parte por rocas volcánicas cenozoicas. La región norte es de

mayor extensión formando una planicie extensa donde sobresalen serranías aisladas,

principalmente de rocas marinas del Mesozoico; presenta un estado de erosión más

avanzado que la sur, tiene cuencas continentales grandes parcialmente rellenas por

sedimentos aluviales y lacustres, presenta cotas menores a 2000 msnm. López-Ramos

(1974) reconoció la parte oriental de la Mesa Central como provincia geológica y le dio

el nombre de Cuenca Sedimentaría Central, la cual corresponde a lo que Carrillo-Bravo

(1982) nombró como Cuenca Mesozoica del Centro de México (Fig. 2). Campa y Coney

(1983) la definieron como parte del Terreno Sierra Madre (Fig. 3). Carrillo-Bravo (1982)

definió a la Cuenca Mesozoica del Centro de México, como una gran cuenca

sedimentaria que contiene unos 700,000 km³ de sedimentos marinos con edad del

Triásico al Cretácico. Su registro geológico empieza con la Formación Zacatecas del

Triásico tardío en la porción centro-oriental de la Mesa Central; los sedimentos del


15

abanico Triásico tardío constituido por secuencias marinas turbidíticas provenientes del

oriente (Barboza-Gudino et al., 1998), se interdigitaban con depósitos de secuencias

vulcano-sedimentarias provenientes de un arco de islas de edad triásica situado en el

occidente (Centeno-García y Silva-Romo, 1997), las secuencias acumuladas en esta

porción occidental del tras-arco culminaron con depósitos de sedimentos calcáreos y

terrígenos en el Cretácico medio-tardío. Campa y Coney (1983) en su trabajo de

terrenos sospechosos de aloctonía acrecionados al Cratón Norteamericano, situaron la

mayor parte de La Mesa Central dentro de dos terrenos tectonoestratigráficos. El

terreno localizado en la porción oriental corresponde al Terreno Sierra Madre (Fig. 3) el

cual descansa sobre un basamento Precámbrico cubierto por una secuencia de rocas

sedimentarías del Cámbrico (?) al Pérmico, capas rojas del Mesozoico temprano y

rocas marinas del Mesozoico tardío que muestran estructuras de cabalgaduras al N y E,

y el terreno de la porción occidental denominado Terreno Guerrero (Fig. 3), está

compuesto por rocas volcánicas andesíticas submarinas y sedimentos marinos del

Mesozoico intrusionados por plutones graníticos mesozoicos y cenozoicos. El Terreno

Guerrero muestra una historia diferente al Terreno Sierra Madre durante el Jurásico

tardío-Cretácico medio. El medio ambiente de depósito de los sedimentos de la Unidad

Vulcano-Sedimentaria del Terreno Guerrero durante el Cretácico temprano fue en

aguas de relativamente poca profundidad, lo que sugiere que estos se depositaron en

un ambiente intra-arco o “back-arc” (Yta, 1992). La presencia de magmatismo del arco

Jurásico-Cretácico, sugiere que el Terreno Guerrero no se construyó sobre corteza

continental (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). Sobre los sedimentos triásicos de la

Formación Zacatecas, se depositó la Formación Nazas, que es una secuencia


16

Figura 2. Ubicación de los rasgos paleogeográficos del Mesozoico en la porción centro-oriental de la Mesa Central y zonas aledañas, y la posición aproximada del límite oriental del Terreno Guerrero (TG). CMCM, Cuenca Mesozoica del Centro de México (Modificado de Carrillo-Bravo, 1971).

pre-oxfordiana de rocas volcánicas (andesitas, riolitas y dacitas) en forma de flujos

piroclásticos y lavas, con asociación de lechos rojos. Estas rocas volcánicas fueron

derivadas del arco volcánico del Triásico-Jurásico de la margen poniente de

Norteamérica (Grajales-Nishimura et al., 1992; Jones et al., 1995; Barboza-Gudino

et al., 1998).

La Cuenca Mesozoica del Centro de México comenzó su sedimentación marina

con la Formación La Joya en el Jurásico tardío, formada por depósitos fluviales y


17

aluviales, y desarrollo calcáreo secundario que representan los depósitos basales de

la transgresión marina del Calloviano-Oxfordiano. Su depósito continuó en el

Jurásico tardío con secuencias calcáreas y terrígenas de las formaciones Zuloaga y

La Caja.

La subsidencia continúa en el Cretácico temprano con la acumulación de los

sedimentos calcáreo-arcillosos de las formaciones Taraises y con el depósito de las

calizas pelágicas con pedernal pre-cenomanianas correspondientes a las

formaciones Cupido, La Peña y Cuesta del Cura. Su culminación empezó en el

Turoniano, con depósitos terrígenos de la Formación Indidura y finalizó en el

Maastrichtiano con la aparición del “flysch” de la Formación Caracol.

Contemporáneamente, en el oriente de la Cuenca Mesozoica del Centro de

México, empezó el desarrollo de la Plataforma calcárea Valles-San Luis Potosí en el

Cretácico temprano sobre depósitos de anhidritas de la Formación Guaxcamá en el

Valanginiano y continuó hasta el Santoniano con el deposito de un paquete grueso

de rocas carbonatadas pertenecientes a las formaciones El Abra y Tamasopo, que

incluyen sus facies lagunares, arrecífales y turbiditas de talud de la Formación

Tamabra. Esta plataforma finalizó su desarrollo con la acumulación de sedimentos

terrígenos de la Formación Cárdenas en el Maastrichtiano (Carrillo-Bravo, 1971;

López-Doncel, 2003).

II.2 Modelos paleogeográficos propuestos para la Mesa Central

El modelo de Sedlock et al. (1993) ubica a la Mesa Central en lo que hoy se

conoce como la parte oriental de la provincia de Cuencas y Sierras, que es

transicional con la porción occidental de la Sierra Madre Oriental (SMOr).


18

Figura 3. Distribución de los terrenos Guerrero y Sierra Madre, que afectan a gran parte de la Mesa Central (Centeno-García y Silva-Romo, 1997).

La SMOr está compuesta principalmente por secuencias clásticas y

carbonatadas del Mesozoico, que cubren a rocas con basamento pre-Mesozoico,

estas secuencias sufrieron acortamiento hacia el oriente durante la orogenia

Laramide.

La región situada al poniente y sur de la SMOr se le conoce como Mesa Central

o Altiplano (Fig. 4); el relieve irregular se ha interpretado como consecuencia de la

cubierta de rocas volcánicas cenozoicas y por el fallamiento en bloques durante la

extensión del evento Cuencas y Sierras en el Oligoceno (Stewart, 1978, 1998).

Gran parte de la Mesa Central es parte del Terreno Tepehuano (Fig. 5). El Terreno

Tepehuano incluye los terrenos Sombrerete, Parral y parte de los terrenos Cortés,

Guerrero y Sierra Madre de Coney y Campa (1987). La geología de las rocas del

pre-Jurásico tardío de este terreno es difícil de entender por la falta de información

geológica, debido a lo extendido de la cubierta de rocas marinas del Jurasico tardío,

Cretácico y Cenozoico y solo se tiene una idea general de la composición de la


19

Figura 4. Ubicación de la Mesa Central dentro de las Provincias Morfotectónicas y régimen tectónico de placas de México. Abreviaciones: CVM, Cinturón Volcánico Mexicano; MC, Macizo de Chiapas. La zona achurada en la porción surponiente representa a las fosas de Zacoalco, Colima y Chapala; M, Falla Montagua; P, Falla Polochic; CT, Cayman Trough (tomado de Sedlock et al., 1993).

corteza inferior por el estudio de xenolitos extraídos por rocas basálticas

cuaternarias, los cuales demuestran que este terreno está formado parcialmente por

corteza continental proterozoica (Ruiz et al., 1988).

Las secuencias de rocas más antiguas del Terreno Tepehuano se encuentran en

afloramientos escasos y aislados de rocas meta-ígneas y meta-sedimentarías

ligeramente deformadas, que reflejan la presencia de un arco magmático

cordillerano que se desarrolló durante parte del Jurásico, y una o más cuencas tras-

arco, incluyendo corteza de composición máfica y relleno de sedimentos sílico-

clástico (Fig. 6).

Los afloramientos conocidos del pre-Jurásico tardío en el Terreno Tepehuano están

distribuidos pobremente en el norte de México, los cuales se han reportado


20

Figura 5. Localización del Terreno Tepehuano en el contexto de terrenos de México. Líneas gruesas- límite de terrenos; líneas punteadas-límites inferidos. CUI, Cuicateco; Z, Zapoteco; M, Mixteco; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Sedlock et al., 1993).

por: Córdoba-Méndez (1965) y Anderson et al. (1991) para la porción más al norte

de Zacatecas; Ledesma-Guerrero (1967) y Mayer-Pérez (1967) para la porción más

meridional de Coahuila y Pantoja-Alor (1963) para el oriente de Durango

Estratigráficamente la formación más antigua conocida en el Terreno

Tepehuano corresponde a la Formación Taray (Fig. 6) que es un “flysch” de aguas

profundas muy deformado, con bloques de pedernal, rocas volcánicas, caliza con

fósiles paleozoicos, serpentinita silicificada, que fueron interpretadas como un

complejo de subducción (Ortega-Gutiérrez, 1994; Anderson et al., 1990; Klein et al.,

1990). La Formación Zacatecas marina del Triásico, cuya relación estratigráfica con

la Formación Taray es incierta, pudo haberse depositado sobre un basamento

continental y penetrado hacia la porción oriental. Se ha sugerido tentativamente, que

la Formación Zacatecas pertenece a los niveles superiores de corteza oceánica, y

que la cubierta sedimentaría que la cubre fue deformada y metamorfoseada durante

la acreción jurásica a Norteamérica, por lo que se puede correlacionar en términos


21

de ambiente de depósito y tectónico, con la Formación Taray del norte de

Zacatecas.

Figura 6. Sección tectonoestratigráfica compuesta del Terreno Tepehuano para el norte de México en los estados de Zacatecas, Coahuila y Durango. Tr, Triásico;J, Jurasico temprano y medio Ju, Jurásico tardío; K-Cretácico; T, Terciario volcánico, Q, Cuaternario. La relación de las formaciones Zacatecas y Taray es incierta (tomada de Sedlock et al., 1993).

En algunas de las localidades, sobre la Formación Taray, descansan rocas

metamorfoseadas y rocas volcánicas calco-alcalinas muy deformadas y rocas

vulcano-clásticas de las formaciones Rodeo y Nazas (Pantoja-Alor, 1963; Córdova-

Méndez, 1965). Nuevos datos sugieren que ambas formaciones se pueden

interdigitar lateralmente y que corresponden a facies distales y proximales de un

arco volcánico Mesozoico (Jones et al., 1990). Para este modelo, y de acuerdo a los

datos radiométricos existentes, se piensa que las formaciones Caopas, Rodeo y

Nazas, son parte de un arco que se desarrolló durante el Triásico tardío-Jurásico,

Arco “Caopas-Rodeo-Nazas” (CRN), que se construyó sobre corteza continental

(Fig. 6).

Otro de los modelos para explicar evolución tectónica de la porción occidental


22

de la Mesa Central de México, fue propuesto por Centeno-García y Silva Romo

(1997), quienes realizaron un trabajo basado en petrogénesis de las rocas triásicas y

jurásicas para las localidades de Zacatecas y La Ballena ambas de edad Triásico

tardío. Situaron a la Formación Zacatecas de las inmediaciones de la ciudad de

Zacatecas dentro del Terreno Guerrero, y a la Formación La Ballena en el Terreno

Sierra Madre (Fig. 3). Estos afloramientos del centro de México son importantes para

el entendimiento de la evolución tectónica de Norteamérica, ya que se encuentran

en el límite de dos ambientes tectónicos diferentes que estuvieron activos a lo largo

de la margen Norteamericana durante el Mesozoico. El de la porción oriental, fue un

ambiente relacionado con la separación de Pangea y apertura del Golfo de México

acompañado por “rifting” y tectónica extensional durante el Triásico tardío (Pindell,

1985; Moran-Centeno et al., 1988; Molina-Garza et al., 1992) y el de la porción

poniente de México se caracterizó por una tectónica cordillerana con desarrollo de

subducción, fallamiento lateral y acreción de terrenos (Sedlock et al., 1993; Centeno-

García et al., 1993; Saleeby y Busby-Spera, 1992). Se ha planteado que el Terreno

Sierra Madre descansa sobre un basamento Precámbrico que aparentemente se

acresionó a Norteamérica en el Paleozoico tardío por la colisión entre Norte y

Suramérica durante la formación de Pangea (Yáñez et al., 1991; Stewart et al.,

1993), mientras que el Terreno Guerrero se desarrolló sobre un piso oceánico

deformado y secuencias de arco de islas durante el Triásico tardío, Jurásico y

Cretácico temprano. La acreción final del Terreno Guerrero pudo ocurrir en el

Cretácico tardío (Centeno-García, 1994; Tardy et al., 1991; Talavera-Mendoza et al.,

1995).

En la Figura 7 se muestra un mapa que ilustra el modelo paleogeográfico de la

reconstrucción de Pangea durante el Triásico tardío propuesto por Centeno-García y


23

Silva Romo (1997), el cual está basado en los conceptos propuestos por Rowley y

Pindell (1989). Este modelo sugiere que el basamento pre-Mesozoico que define

aproximadamente la margen continental de la parte oriente y norte de México, se

extendía sobre el límite poniente del Terreno Sierra Madre antes del ensamble del

Terreno Guerrero. Esta margen pudo estar activa durante diferentes tiempos en su

evolución, lo cual hay evidencias de su actividad desde el Pérmico hasta el Triásico

temprano de acuerdo a firmas isotópicas y geoquímicas de un cinturón de

granitoides (Fig. 7), que corría de norte a sur a lo largo de la porción oriental de

México (Torres-Vargas et al., 1993); este cinturón se formó antes del movimiento del

la Mega Cizalla Mojave/Sonora que de acuerdo a Silver y Anderson (1974) sucedió

hace 220-290 Ma. Este cinturón demuestra que el Terreno Sierra Madre estaba ya

acrecionado a la margen de Norteamérica y no fue colisionado en el Triásico tardío

como lo proponen Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994);

aparentemente, la subducción finalizó antes del Triásico tardío. Esto se sugiere por

la falta de rocas ígneas de esa edad, así como la composición de la arenisca de las

formaciones Zacatecas y La Ballena.

En esta reconstrucción, la Formación La Ballena pudo haberse formado en una

porción distal de un abanico submarino en un ambiente de talud continental (Fig. 7),

mientras que la Formación Zacatecas se estaba depositando probablemente en una

cuenca oceánica cerrada, donde también recibía sedimentos derivados del

continente (Fig. 7).

La deformación en las formaciones La Ballena y Zacatecas, sugiere que el

evento tectónico mayor ocurrido entre el Triásico tardío y Jurásico medio (pre-

Oxfordiano-Kimmeridgiano) implicó un acortamiento considerable en la secuencia.


24

Figura 7. Modelo paleogeográfico de la reconstrucción de Pangea durante el Triásico tardío. Los puntos finos representan depósitos continentales asociados a graben. Cuadros pequeños señalan el área de depósito de abanico submarino. Zona achurada corresponde a una posible corteza oceánica donde se depositó la Formación Zacatecas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997, basado en el modelo de Rowley y Pindell, 1989).

Este evento causó el cabalgamiento de los sedimentos del talud continental de la

Formación La Ballena sobre la margen continental, en las áreas de Peñón Blanco y

Charcas del Terreno Sierra Madre; esta exhumación ocurrió antes del depósito de

los clásticos continentales de la Formación Nazas. La edad de este evento no se

conoce con exactitud, pero se puede asociar al Jurásico medio-tardío, con base en

fechamientos K-Ar en el complejo Arteaga, localizado dentro del Terreno Guerrero

(Jones et al., 1995).

Centeno-García y Silva-Romo (1997) de acuerdo a las observaciones

anteriores en las formaciones Zacatecas y La Ballena, sugirieron dos modelos para

la evolución del centro de México, que abarcan del Jurásico medio al Cretácico

tardío. En este trabajo se escogió el modelo 1 como ejemplo que sintetiza sus

observaciones (Fig. 8).


25

Figura 8. Modelo de evolución tectónica durante el Mesozoico temprano de la Formación Zacatecas asociada al Terreno Sierra Madre (tomado de Centeno-García y Silva-Romo, 1997).

Otro modelo para explicar la evolución de la margen continental activa durante

el Triásico tardío y Jurásico temprano que involucra a la Mesa Central y nororiente

de México fue propuesto Barboza-Gudino et al. (1998, 1999).


26

Este modelo está basado en afloramientos de rocas triásicas y jurásicas que

afloran en los estados de Durango, Zacatecas, San Luis Potosí y Nuevo León, cuyas

características petrológicas y geoquímicas demuestran afinidad de arco. La

presencia de la secuencia marina turbidítica depositada en un abanico submarino

del Triásico en el poniente de la margen continental activa de Norteamérica,

(Formación Zacatecas) Figura 9A, fue parcialmente cubierta por rocas derivadas de

un arco volcánico del Jurásico temprano (Formación Nazas) producto de la

subducción de la Placa Kula. Al mismo tiempo a la sedimentación de la Formación

Nazas, en la cuenca tras arco localizada en el oriente, se depositaba la Formación

Huizachal y lechos rojos de la Formación La Boca (Fig. 9 B).

En el Calloviano-Oxfordiano se inició la transgresión marina representada por el

depósito de la Formación La Joya en la porción nororiental de México y también dio

inicio el desplazamiento lateral izquierdo de México a lo largo de la Mega cizalla

Mojave-Sonora y probablemente el desarrollo de vulcanismo de arco intra-oceánico

del Terreno Guerrero (Fig. 9 C).

Barboza-Gudino et al. (1998, 1999) concluyeron en su modelo, que en el

Aptiano-Albiano se llevó a cabo la acreción al continente del Terreno Guerrero y el

depósito de las secuencias calcáreas del Terreno Sierra Madre (Fig. 9 D). El modelo

más reciente que involucra a los terrenos mexicanos fue propuesto por Dickinson y

Lawton (2001), el cual discute sobre el ensamble y fragmentación de elementos

derivados de Laurencia y Gondwana para el periodo Carbonífero-Cretácico. La

porción de terrenos que forman parte de la Mesa Central, son los bloques Sierra

Madre poniente (Terreno Tepehuano oriente) y Guerrero oriente (Terreno

Tepehuano poniente) (Fig. 10). Las rocas más antiguas de la Mesa Central

corresponden al Triásico tardío con las cuales se propuso una reconstrucción


27

para los ensambles Triásico-Jurásico por Dickinson y Lawton (2001).

Figura 9. Evolución paleogeográfica del nororiente de México entre el Triásico tardío y el Cretácico temprano. A) Depósito de la Formación Zacatecas en la margen continental activa del poniente de Norte América durante el Cárnico; B) Depósito de la Formación Nazas, como producto de un arco volcánico a lo largo de la margen activa del poniente de Norte América en el Jurásico temprano; C) Desplazamiento lateral izquierdo de México a lo largo de la Mega cizalla Mojave-Sonora y probable vulcanismo de arco interoceánico del Terreno Guerrero, en el Calloviano-Oxfordiano; D) Acreción del Terreno Guerrero y distribución de las rocas del Mesozoico temprano durante la transgresión oxfordiana, en el Aptiano-Albiano ( Barboza-Gudino et al.,1998).

Para el Triásico tardío-Jurásico temprano, un arco magmático se desarrollaba de

manera continua desde California pasando por la parte sur de Arizona y en la

adyacente Sonora (Fig. 11) donde los plutones del arco magmático cordillerano


28

intrusionaron la corteza de Laurencia (Anderson y Silver, 1979). Otros ensambles de

arcos jurásicos contemporáneos están presentes más hacia el sur-oriente sobre el

Bloque Tampico y otros más en la parte central de México (Campa y Coney, 1983;

López-Infanzón, 1986; Wilson, 1990; Grajales-Nishimura et al., 1992; Jones et al.,

1995). El arco desarrollado en el centro de México, se le dio el nombre de “Arco

Nazas” ó Caopas-Rodeo-Nazas (Fig. 11) que se desarrolló al oriente del complejo

de subducción Mesa Central (Sedlock et al., 1993; Dickinson y Lawton, 2001),

abarcando el intervalo del Triásico tardío al Jurásico medio (Barboza-Gudino et al.,

1998, 1999).

La petroquímica confirma que las rocas volcánicas de la Formación Nazas

tienen afinidad de arco y valores de εNd (-1.5) que documenta la influencia de una

corteza continental que se encuentra por debajo o derivada de sedimentos

(Centeno-García y Silva-Romo, 1997).

La subducción de la misma placa oceánica a lo largo de la costa fue la

responsable para la actividad del arco en la Margen Continental Cordillerana; la

dirección del arco fue separada por una triple junta. La placa oceánica nombrada en

este modelo como la “Placa Mezcalera” (Fig. 11), que después se aplicó a las

turbiditas muy deformadas del Jurásico tardío-Cretácico temprano expuestas en la

parte norte y central de México al oriente del Super Terreno Guerrero (Eguiluz de

Antuñano y Campa-Uranga, 1982; Contreras-Montero et al., 1988).

El basamento del arco Triásico-Jurásico del centro y oriente de México está

conformado parcialmente por rocas Grenvilianas del Bloque Tampico y más al

poniente, por turbiditas deformadas del Triásico tardío derivadas de fuente

Grenviliana (Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Barboza-Gudino et al.,

1998,1999). Mas tarde aquí se interpretará como parte del prisma acresional del


29

Figura 10. Distribución de los bloques corticales dominantes formalmente nombrados Terrenos Mexicanos, complementado con los nombres propuestos por Silverling et al. (1992) y Sedlock et al. (1993). Abreviaciones: TCC, Transformante California-Coahuila (deslizamiento Permo-Triásico); TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas (deslizamiento infra-Jurásico; Be, Belice; Gu, Guatemala; Ho, Honduras; Sa, El Salvador; Cz, Cenozoico; Pz, Paleozoico; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Neógeno) (Tomado de Dickinson y Lawton, 2001).

Arco Nazas expuesto por la Placa Mezcalera y nombrado como “complejo de

subducción Mesa Central” (Figs. 10, 11 y 12).

Este substrato sedimentario deformado implica que el frente magmático del

arco se desplazó hacia el poniente, cubriendo los elementos acrecionados del

sistema “arc-trench” como a las rocas volcánicas asociadas.

El carácter no volcánico de las turbiditas deformadas sugiere que la trinchera

del centro de México se juntó con el arco que fue alimentado longitudinalmente

desde fuentes del basamento del norte (Centeno-García y Silva-Romo, 1997) a

través de la transformante Coahuila-Tamaulipas (Fig. 10).


30

Figura 11. Reconstrucción geotectónica de México para el Triásico medio (232 Ma) al Jurásico medio (164 Ma). Abreviaciones: BCo, Bloque Coahuila; TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas; BS, Bloque del Sur; BT; Bloque Tampico; JTT, Junta Triple Torreón (Dickinson y Lawton, 2001).

Las contrapartes del complejo de subducción de la Mesa Central del centro de

México pueden estar presentes más hacia el poniente, cerca del lado nororiental de

la zona de sutura del Cretácico temprano, situado a lo largo de su rumbo (Figs. 10 y

12).

II.3 Orogenia Laramide

La orogenia Laramide en México ha sido objeto de múltiples estudios sobre

todo en los sitios donde se encuentran las grandes cadenas de montañas de la

Sierra Madre Oriental del norte y nor-oriente de México, en especial sobre los

cinturones plegados de Chihuahua, Coahuila (Cserna, 1956; Tardy, 1980; Padilla y

Sánchez, 1982,1986; Suter, 1984; Eguiluz et al., 2000).

En la Mesa Central se conoce poco sobre actividad de la orogenia Laramide y

en la mayoría de los trabajos se interpola a lo ya estudiado, que es la parte norte y

nororiental de México. Los bloques levantados que se presentan en la porción


31

Figura 12. Reconstrucción geotectónica de México del limite Jurásico-Cretácico (144 Ma) al Cretácico medio (113 Ma, limite Aptiano-Albiano). Abreviaturas: BCa, Bloque Caborca; Bco, Bloque Coahuila; BS, Bloque del Sur; J/C, Terreno Juárez / Cuicateco; BT, Bloque Tampico (Dickinson y Lawton, 2001).

oriental de la Mesa Central exhiben un plegamiento fuerte que acortó la secuencia

sedimentaria Mesozoica hacia el ENE, originando “decollements” y cabalgamientos

durante el evento de compresión máxima de la orogenia Laramide.

En la porción norte de México, en particular, se conoce que gran parte de la

deformación se vuelve compleja debido al despegue de la secuencia marina sobre

secuencias de evaporítas, incorporación local de basamento en la deformación, y

por la reactivación de algunas fallas antiguas de basamento (Padilla y Sánchez,

1986; McKee et al., 1990).

Los pliegues formados por el acortamiento en la Sierra Madre Oriental varían

de orientación de nor-poniente-sur-oriente hasta nororiente-surponiente

dependiendo de los bloques de basamento sobre el cual cabalgó la secuencia

(Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000). La Sierra Madre Oriental representa

el ejemplo más sobresaliente del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de México,

de orientación NW-SE en la zona de Torreón -Chihuahua y E-W entre Torreón y


32

Monterrey, continuando hacia el sur con dirección ligeramente NNE hasta el

Cinturón Volcánico Mexicano (Padilla y Sánchez, 1982).

El estilo de deformación de la orogenia Laramide en México es principalmente

de tipo de deformación de cobertura, a diferencia del poniente de los Estados

Unidos, donde principalmente es por reactivación de fallas de basamento antiguas.

Chávez-Cabello (2005), menciona que uno de los factores mas importantes que

controlan el estilo de deformación de la orogenia Laramide dentro del Cinturón

Plegado Coahuila, es la distribución de evaporítas en las zonas someras de

basamento dentro de la Cuenca de Sabinas y la reactivación de fallas de basamento

en la fase tardía de la deformación. Chávez-Cabello (2005) utilizando las relaciones

de emplazamiento de los intrusivos del cinturón de Intrusivos Candela-Monclova

versus los rasgos estructurales generados por la deformación Laramide en la zona,

determinó que la mayoría de los intrusivos son posteriores a la fase tardía de la

deformación Laramide, que se caracterizó por la reactivación de fallas de basamento

en la Cuenca de Sabinas. Además, interpretó que la reactivación de estas fallas

durante la deformación Laramide, fue la que facilitó el ascenso de magmas a niveles

someros de la corteza en la región de Coahuila, tanto para magmas con firmas de

subducción como para los tipos intraplaca, ya que existe una asociación muy

cercana entre la distribución de estos dos tipos de magmatismo con las trazas de las

fallas mayores y secundarias del basamento de la región. Propone que entre los 41

y 39 Ma la deformación Laramide debió terminar en la región, debido a que las rocas

volcánicas no basculadas en Chihuahua (≤ 40 Ma), como los intrusivos del Complejo

Candelas, enfriados después de 41 Ma (post-tectónicos) o emplazados después de

esta edad, no presentan rasgos de haberse emplazados bajo esfuerzos regionales


33

impuestos, además de que en su mayoría cortan o desvían estructuras generadas

durante la primera o segunda fase de la deformación Laramide.

El cinturón Laramide en México se desarrolló en el norte principalmente sobre

planos de despegue en los yesos de la Formación Minas Viejas, y en la Cuenca de

Sabinas sobre las formaciones Olvido y La Virgen (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz

et al., 2000).

Al sur del paralelo 24°N de la porción oriental de la Mesa Central, la secuencia

evaporítica de la Formación Minas Viejas no se depositó, y entonces los planos de

despegue fueron principalmente sobre los sedimentos de la formaciones Nazas y La

Joya, o bien de las formaciones La Caja y Taraises (Tristán-González y Torres

Hernández, 1994,1999; Tristán-González et al., 1995; Barboza-Gudino y Torres-

Hernández, 1999).Además en esa región, las rocas depositadas en la Cuenca

Mesozoica del Centro de México despegaron sobre los sedimentos del talud de la

Plataforma Valles San Luis Potosí, acortando la secuencia hacia el oriente, durante

la actividad laramídica (Tristán-González y Torres-Hernández, 1999).

En el contexto de tectónica de placas se ha interpretado a la orogenia Laramide

como el resultado de la interacción de la Placa Farallón que se consumió bajo la

Placa Norteamericana con un ángulo de subducción bajo durante el Cretácico tardío-

Terciario temprano. Al disminuir el ángulo de subducción de la Placa Farallón e

incrementarse su velocidad a fines de Cretácico-Oligoceno, ocasionó que la

secuencia marina mesozoica fuera plegada y transportada al oriente (Coney, 1973,

1978, 1983; Coney y Reynolds, 1977; Atwater, 1989; Dickinson et al., 1988).

Referente al tiempo de terminación de la orogenia Laramide, su edad se ha

determinado en la localidad de la Sierra de Peñas Blancas, Chihuahua con edades

K-Ar de 54-44 Ma de rocas volcánicas deformadas, en base a esas edades, Haenggi


34

(2002), menciona que la Orogenia Laramide debió terminar entre los 52 y 46 Ma en

esa región.

Para la porción norte de México se ha documentado que la última fase de esta

deformación para el Cinturón Plegado de Coahuila de acuerdo con Ye (1997), está

comprendida entre el límite del Paleoceno-Eoceno, lo cual va de acuerdo con el dato

de Vega-Vera y Perrillat (1989) que la sitúan más joven que el Eoceno temprano en

la cuenca de La Popa, Nuevo León (< 49 Ma).

La edad de la deformación Laramide se puede obtener con edades isotópicas

puntuales de rocas ígneas asociadas a una orogenia, lo que permite establecer

límites temporales del inicio y culminación del evento. Otra fuente de información

son los sedimentos sin-orogénicos y post-orogénicos con presencia de fósiles en las

cuencas. Para ubicar la edad de terminación de la orogenia Laramide en la región

oriental y sur-oriental de la Mesa Central, se cuenta con elementos que ayudan a

situar su edad lo más cercana posible. Por un lado, se cuenta con cuerpos intrusivos

no deformados que afloran en diferentes sitios de la Mesa Central (Comanja, Peñón

Blanco, Charcas y Real de Catorce), cuya edad isotópica los sitúan en el Eoceno

temprano-medio y por otra parte, con sedimentos clásticos del Eoceno medio no

deformados por el evento Laramide, que afloran en diferentes localidades de la

Mesa Central y que están en discordancia angular con los sedimentos mesozoicos

previamente deformados durante el evento Laramide.

En la porción oriental de la Mesa Central hay cuerpos intrusivos graníticos no

deformados que intrusionaron a la secuencia Mesozoica deformada, entre los que

sobresalen los de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, donde el cuerpo mayor es el

intrusivo del Peñón Blanco, con una edad K-Ar con muscovita para este trabajo de

51.5±1.4 Ma. Hay otras edades obtenidas para el Intrusivo Peñón Blanco reportadas


35

por Mujica-Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) de 48.0±4.0 Ma; Solé et al. (2007)

de 51±2.0 Ma, ambas con muscovita, y una más reciente por Aranda-Gómez et al.

(2007) de 50.94±0.47 Ma con Ar49/Ar39 en base a muscovita. Otros cuerpos

sobresalientes son el intrusivo Temeroso localizado en la Sierra de Charcas, donde

se reportaron edades K-Ar por Butler (1972) de 46.6±1.6 Ma con biotita y por Mujica-

Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) de 43.0±3 Ma con ortoclasa. Los diques de

granodiorita de la Sierra de Real de Catorce, fueron fechados con K-Ar por Mujica-

Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) con 53±4 Ma. Para el Granito Comanja que

aflora en la localidad de Comanja, Jalisco, Mujica-Mondragón y Jacobo-Albarrán

(1983) obtuvieron dos edades K-Ar con biotita, de 55.0±4.0 y 58.0±5.0 Ma y Stein et

al. (1993) del núcleo del intrusivo con K-Ar obtuvo 51.0±1.3 Ma. Además de los

cuerpos intrusivos mencionados, también hay presencia de rocas volcánicas (lavas e

ignimbritas) que se localizan en las sierras de Charcas y Zacatecas, con edades K-

Ar del Eoceno medio que se reportan en este trabajo (Tabla 1).

Con los datos geocronológicos de las rocas intrusivas y volcánicas no

deformadas, que se encuentran alineadas paralelas a las fallas principales NW-SE,

de algunas de las sierras de la porción sur y oriental de la Mesa Central, se puede

determinar un parámetro que marque con mayor aproximación la última fase de la

orogenia Laramide para esta región. Tomando en cuenta la fecha más antigua que

corresponde al Granito de Comanja de 55 a 58 Ma (Paleoceno tardío-Eoceno

temprano), se puede inferir que la última etapa de la orogenia Laramide pudo ocurrir

muy cercana a esa fecha (Eoceno temprano).

Por otro lado se cuenta con los depósitos clásticos continentales (lechos rojos)

que afloran en sitios dispersos en la Mesa Central, donde se han obtenido edades

de estos depósitos en base a estudios de vertebrados, palinología y edades K-Ar de


36

andesitas asociadas a los clásticos (Labarthe-Hernández et al., 1982; Ferrusquía-

Villafranca, 1987; Nájera-Garza,1997; Aranda-Gómez y McDowell, 1998; Tristán-

González y Torres-Hernández, 2000)

Estas edades de acuerdo a los métodos utilizados fluctúan desde el Paleoceno

tardío hasta el Eoceno Medio, donde las edades isotópicas de andesitas son las más

confiables para establecer su edad tentativa que los sitúa anteriores y/o

contemporáneos al Eoceno medio.

En la mayoría de las localidades donde afloran estos clásticos continentales, se

encuentran descansando discordantemente sobre rocas del Mesozoico deformadas

durante la orogenia Laramide.

De acuerdo con los fechamientos de rocas ígneas no deformadas y depósitos

clásticos continentales, se sugiere una edad aproximada para la última fase de la

orogenia Laramide al menos Eoceno temprano para la región centro y oriente de la

Mesa Central.

La edad sugerida para la fase final de la orogenia Laramide en esta porción de

la Mesa Central, son muy parecidos a los obtenidos para el Cinturón Plegado de

Coahuila (Vega-Vera y Perrillat, 1989 y Ye, 1997) quienes la sitúan anterior al

Eoceno temprano.

II.4 Sedimentación continental y magmatismo del Eoceno

En cuanto a la sedimentación continental, se conoce que los primeros

depósitos de clásticos continentales comenzaron a acumularse a fines del

Paleoceno (Edwards 1955; Labarthe-Hernández et al., 1982; Nájera-Garza, 1997;

Aranda-Gómez y McDowell, 1998), lo cual ocurrió en cuencas dispersas

irregularmente en la Mesa Central. Edwards (1955) reportó varias localidades con


37

Lechos Rojos, entre ellas Guanajuato y Zacatecas. Además de las localidades

mencionadas por Edwards (1955), hay otras dispersas en la Mesa Central (Aranda-

Gómez y McDowell, 1998; Aranda-Gómez, 2007).

Con base en la localidad de Guanajuato, se tiene información de su edad,

obtenida a partir de fósiles de mamíferos (Ferrusquía-Villafranca, 1987) y por edades

K-Ar de una andesita intercalada entre ellos (Aranda-Gómez y McDowell, 1998) los

sitúan en el Eoceno medio. Para la zona de San Luis Potosí por datos de palinología

y edades radiométricas de lavas andesíticas asociadas a ellos, se le ha estimado

como pertenecientes al Paleoceno tardío- Eoceno medio (Labarthe-Hernández et al.,

1982). Para los Lechos Rojos de la localidad de Zacatecas en base a estudios de

palinología se le estimó una edad del Paleoceno tardío al Eoceno medio (Nájera-

Garza, 1997). En la porción occidental del estado de San Luis Potosí, en la localidad

de Hernández, muy cerca al límite con el estado de Zacatecas, con una oleada

piroclástica intercalada entre los lechos rojos se obtuvo una edad de 44 Ma (Tristán-

González y Torres-Hernández, 2000).

Contemporáneamente a la sedimentación de lechos rojos, hay un evento

efusivo que se intercaló en varios niveles de los clásticos continentales de tipo

andesítico. Para el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí estas lavas son

sub-alcalinas de alto K, que se clasificaron como andesita-basalto, y su edad está en

el rango 44-45 Ma. Hay otros eventos piroclásticos y efusivos félsicos del Eoceno

medio que sucedieron a través de fallas. Ponce-Sibaja y Clark (1988) obtuvieron una

edad 46.8 Ma para piroclásticos Los Alamitos que se encuentran subyaciendo a la

lava de la riolita Bufa en la localidad de la ciudad de Zacatecas. Para los domos

dacíticos de las inmediaciones de la población de Charcas en el norte del estado de

San Luis Potosí, se obtuvo una edad para este trabajo de 45 Ma.


38

Las rocas intrusivas que se encuentran en la Mesa Central, presentan un claro

alineamiento con las fallas NW-SE que seccionan las sierras donde afloran

sedimentos mesozoicos. Estos cuerpos intrusivos se encuentran en forma de “sills”,

diques, apófisis pequeños y “stocks”, con composición que varía de granito a

granodiorita. Los más sobresalientes se localizan en las sierras de Salinas-Peñón

Blanco (51 Ma) y Charcas (46 Ma).

El rango de edad de la sedimentación continental, vulcanismo e intrusión del

Eoceno medio, para el área de estudio en la porción sur-oriental de la Mesa Central,

es de 44 a 51 millones de años. Sin embargo, se puede extender hasta principios del

Eoceno temprano, ya que hay otros cuerpos intrusivos no deformados en la porción

sur de la Mesa Central, como el de Comanja, Guanajuato, que está fechado en 55±4

Ma y el de la Sierra de Catorce, de edad 53±4 Ma fechados por Mujica-Mondragón y

Jacobo-Albarrán (1983).

II.5 Vulcanismo félsico y tectónica del Oligoceno-Mioceno

En el sector sur y sur-oriental de la Mesa Central se encuentran varios campos

volcánicos cuya actividad magmática félsica se inició alrededor de los 33 Ma durante

el Oligoceno. Estos campos volcánicos se localizan principalmente en los estados de

Aguascalientes, Guanajuato, San Luis Potosí y Zacatecas, en la prolongación hacia

el sur de la Provincia Cuencas y Sierras de México (Fig. 13).

Stewart (1978,1998) sugirió que la provincia “Basin and Range” del poniente de los

Estados Unidos puede extenderse hasta el centro de México por unos 1100 km

desde el SW de los Estados Unidos hasta el límite norte de del Cinturón Volcánico

Mexicano (véase también, Henry y Aranda-Gómez, 1992 y Aranda-Gómez et al.,

2000).


39

Los campos volcánicos más conocidos de la porción sur-oriental de la Sierra

Madre Occidental son los de San Luis Potosí y Río Santa María (Figs 14 y 15),

localizados hacia la parte sur y sur-oriental de la Mesa Central (Labarthe-Hernández

et al., 1982) El Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) está formado por un

paquete de rocas volcánicas félsicas, donde predominan las de carácter efusivo

sobre las piroclásticas, las edades isotópicas disponibles indican que el evento

principal del campo varía de los 32 a los 28 millones de años (Fig. 14).

Para el CVSLP la actividad félsica se inició alrededor de los 32 millones de

años con lavas de composición traquítica-dacítica con promedio de 69% (peso %) de

SiO2 y culminó con domos riolíticos de 29-30 millones de años con un contenido

mayor de sílice (hasta 75% en peso %) de SiO2, Tabla 3 (Labarthe-Hernández et al.,

1982; Burt y Sheridan, 1987; Rodríguez-Ríos, 1997, 2006; Rodríguez-Ríos et al.,

2006).

Además del vulcanismo voluminoso hubo una serie de eventos aislados,

sobresaliendo la emisión de la ignimbrita Panalillo entre los 25-28 millones de años y

que en algunos sitios, como en la Sierra de San Miguelito y en particular en la semi-

fosa de Bledos, tuvo características de vulcanismo bimodal, ya que la ignimbrita

Panalillo se intercala con basaltos, cuyas edades son muy semejantes de 28 Ma

(Torres-Aguilera y Rodríguez-Ríos, 2005).

La ignimbrita Panalillo se ha reconocido en varias localidades asociada a fallas

normales y a fosas en varios sitios del CVSLP; para el norte del campo (en este

trabajo), se reconocieron sobre las fallas de Gonzalitos (coordenadas UTM, NAD-27,

288295-2483855 y 286875-2486880), La Cañada (283360-2503931) y Fosa de San

Nicolás, y en el sur del CVSLP (Fig. 15) en las fosas de Enramadas, Bledos y Falla

del Juachín (Torres-Hernández et al., 2006; Tristán-González et al., 2006).


40

Hay un evento intraplaca en el Mioceno temprano que se traslapó con el evento

félsico del Oligoceno, que generó rocas basálticas a los 21 Ma, asociado también a

las fallas normales, el cual se localiza en sitios aislados de la porción occidental de

la Sierra de San Miguelito (basalto Cabras).

Figura 13. Distribución de la parte oriental de la provincia de Cuencas y Sierra en México, ubicación de la Mesa Central y los campos volcánicos de San Luis Potosí y Río Santa María. (Modificado de Stewart, 1998).

Al sur oriente del CVSLP, se localiza el Campo Volcánico del Río Santa María

(CVRSM, Fig. 15), formado en su porción occidental por un paquete basal

ignimbrítico de composición riolítica de edad 32 Ma (ignimbrita Santa María), sobre

la cual se emplazaron domos de lava de la traquita Ojo Caliente (31.5 Ma) (Fig.14 y

15). Hacia el centro y oriente del CVRSM la secuencia está formada por un paquete

grueso de ignimbritas riolíticas, lavas riodacíticas, andesíticas e intrusivos sub-

volcánicos, con edades entre los 32 y 30 millones de años (Labarthe-Hernández et

al., 1984, 1989; Tristán-González et al., 2008).

Para el sector central y nor-oriente de la Mesa Central, al norte del estado de

San Luis Potosí el vulcanismo fue escaso y solo se observan afloramientos de


41

Figura 14. Columnas estratigráficas de la porción norte y sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) y poniente del Río Santa María (CVRSM), con edades K-Ar obtenidas en este estudio y recopiladas de Tristán-González et al., 2008).

basaltos alcalinos e ignimbritas (ignimbrita Guanamé) que forman mesetas alineadas

en patrones NW-SE, fechadas por K-Ar en 32 Ma (Labarthe-Hernández y Jiménez-

López, 1991), algunas de estos flujos piroclásticos tienen cristales de granate. Los

afloramientos de basalto también conservan el patrón de alineamiento NW-SE y

contienen nódulos de lherzolita. Una edad K-Ar de roca completa determinada para

este estudio de una muestra de un cono de escoria en la localidad de Yoliatl, al NE

de estado de San Luis Potosí fue de 4.6±0.22 Ma (Fig. 71).

Para la zona en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas, la secuencia

volcánica post-conglomerado Zacatecas se inició con la erupción de una ignimbrita

(volcaniclásticos Los Alamitos de 46.8 Ma, Ponce y Clark, 1988), que de acuerdo a

las observaciones de campo en la zona del Cerro La Bufa, marcó el inicio de la

apertura de los conductos por donde posteriormente se emplazaron las lavas de la

riolita Bufa.


42

Figura 15, Localización de los campos volcánicos de San Luis Potosí, occidente del Río Santa María y estructuras principales del suroriente de la Mesa Central.

Sobre los domos de la riolita Bufa al sur de la ciudad de Zacatecas se localiza

un paquete de flujos piroclásticos soldados, que en su cima es de grado medio

denominado ignimbrita La Virgen, cuya edad determinada por Ponce-Sibaja y Clark,

(1988) por el método K-Ar es de 36.8 Ma. Para este estudio se determinó la edad K-

Ar para una muestra de la Ignimbrita La Virgen, de 37.1±0.9 Ma (Tabla 1). Los


43

domos de la riolita Bufa se encuentran alineados a lo largo del sistema de fallas NNE

y NW-SE (sistema La Cantera).

Para explicar la tectónica de la porción central y oriental de la Mesa Central se

ha estudiado poco, la mayoría de los estudios se han enfocado a estudios

estratigráficos, sobre todo en las localidades donde afloran las rocas triásicas y

jurásicas (sierras de Catorce, Charcas y Ballena-Peñón Blanco), Los estudios al

respecto se han realizado en base a análisis de imágenes de satélite y estratigrafía.

La mayoría de los estudios existentes se concentran en la porción sur y suroriental

de la Mesa Central, enfocados principalmente a definir la tectónica cenozoica de los

campos volcánicos del Oligoceno.

Garduño-Monroy (1984) realizó un modelo experimental de teledetección,

empleando una imagen de satélite para las sierras de Catorce y Coronado, que

complementó con análisis microestructural de algunas estaciones en la Sierra de

Catorce (Fig. 16); enfatizó su estudio en buscar las evidencias de la influencia de las

estructuras de basamento en la configuración estructural de la cubierta, ya que de

acuerdo a su hipótesis, estos rasgos de la tectónica anterior fueron retomados en

fases de deformación posteriores. En conclusión argumenta que la dirección

horizontal del movimiento a rumbo en las fallas profundas, generó en la cubierta

estructuras características de una zona de cizalla, como pliegues “en èchelon”,

fracturas de extensión y fracturas “Riedel”.

El conjunto de estructuras detectadas por Garduño-Monroy (1994) en la imagen

de satélite del extremo sur de la Sierra de Catorce (Sierra de Coronado), es una

serie de pliegues escalonados con dirección N165° que forman un ángulo de 20° con

la traza de la falla lateral derecha de dirección general de N005°, a la que llamó falla

Matehuala-San Luis (Fig. 16).


44

El análisis microestructural que realizó en la Sierra de Catorce, mostró que las

capas y ejes de los pliegues definen que la sierra está basculada hacia el oriente por

fallas normales de orientación N-S. En general, las estructuras en la Sierra de

Catorce, son el resultado de compresión que varía en dirección E a N60°E; ésta

desviación de esfuerzo máximo de compresión puede deberse a control del

basamento.

Garduño-Monroy (1984) consideró que la prolongación hacia el sur del

lineamiento principal que denominó Matehuala-San Luis, es el mismo propuesto por

Tardy (1980) que pasa por el Valle de Los Fantasmas en La Sierra de Álvarez, al

oriente de la ciudad de San Luis Potosí. Carrillo-Bravo (1971, 1982) ya había

considerado el sistema de falla “Matehuala-Cerritos” como un límite importante entre

dos unidades paleogeográficas: la plataforma calcárea Valles-San Luis Potosí y la

Cuenca Mesozoica del Centro de México (Fig.16).

El conjunto de fallas de orientación N-S al poniente del lineamiento Matehuala-

San Luis, no entran en el esquema de una zona de cizalla dextral, por lo que éstas

más bien corresponden a un evento posterior.

Por otro lado, Vélez-Scholvink (1990) propuso un modelo tectónico con fallas de

transcurrencia para explicar el origen de la porción centro-norte y nororiente de la

República Mexicana, basado en el estudio de imágenes de satélite y el análisis de

sedimentación de las secuencias mesozoicas; identificó dos zonas de fallas mayores

que nombró como San Miguel de Allende-Cuernavaca de orientación NW-SE y la

zona de falla Matehuala-Cerritos de orientación general N-S (Fig.17). De acuerdo a

evidencias sedimentológicas y análisis de rasgos en la imagen de satélite, concluye

que las fallas iniciaron su actividad en el Jurásico tardío y continuaron hasta el

Mioceno.


45

Figura 16. Esquema generalizado en base a la interpretación estructural de una imagen de satélite de las Sierras de Catorce y Coronado, en el norte del estado de San Luis Potosí, (Garduño-Monroy, 1984)

El sistema de falla Matehuala-Cerritos es conjugado derecho, y provocó una serie de

pliegues escalonados y cambios de dirección en los pliegues (Fig. 17). Respecto a la

zona de falla San Miguel de Allende-Cuernavaca, consideró que es la parte en


46

Figura 17. Esquema del modelo de evolución tectónica de transcurrencia propuesto por Vélez-Scholvink (1990) en la región nor-noreste de México, con base en imágenes

de satélite y apoyó de datos de campo. Abreviaturas: CVRSM, Campo Volcánico del Río Santa María; CVSLP, Campo Volcánico de San Luis Potosí; SRC, Sierra de Real de Catorce; SC, Sierra de Coronado (modificado de Vélez-Scholvink, 1990).


47

donde se concentró el esfuerzo de cizalla o transcurrencia, y que se manifiesta por

una serie de alineamientos que pueden corresponder a fallas o fracturas y su

presencia está marcada por sierras constituidas principalmente de rocas ígneas

extrusivas, así como cuerpos intrusivos mineralizantes y fosas rellenas de

sedimentos clásticos del Terciario.

Los dos zonas de cizalla propuestas por Vélez-Scholvink (1990), no

corresponden a un solo evento de deformación; es evidente que la zona Matehuala-

Cerritos sí encaja en un modelo para una patrón de cizalla dextral, mientras que la

zona de falla San Miguel de Allende Cuernavaca, no entra dentro del esquema

anterior, más bien corresponden a fallas normales más jóvenes del evento Cuencas

y Sierras, que afectó a rocas volcánicas cenozoicas.

Con lo que respecta a su modelo de tectónica transcurrente, Vélez-Scholvink

(1990) propuso que algunos bloques o estructuras fueron apretados y empujados,

“botándolos” hacia arriba por falta de espacio de acuerdo al modelo de Lowell

(1972).

En el Campo Volcánico de San Luis Potosí la extensión NE-SW se inició

alrededor de los 32 Ma, teniendo un periodo de extensión máxima entre los 28 y 26

millones de años (Labarthe-Hernández et al., 1982; Tristán-González, 1986; Aranda-

Gómez, 1989; Nieto-Samaniego et al., 1997,1999, 2005; Aranda-Gómez et al., 2000;

Aranda-Gómez et al., 2007).

Nieto-Samaniego et al. (1997) estudiaron la deformación cenozoica de la Mesa

Central a partir del Eoceno, la cual consideran como de tipo triaxial, al menos para la

parte meridional. Esta deformación desarrolló fallas normales con dos direcciones

aproximadamente ortogonales, una NE y otra NW, que según Nieto-Samaniego et

al. (1997) fueron sincrónicas. También, Nieto-Samaniego et al. (1997) infirieron cinco


48

pulsos de deformación, donde las tres primeras ocurrieron en el Eoceno-Oligoceno

temprano, el principal en el Oligoceno tardío, que fue acompañado por gran

actividad volcánica, y el último en el Plioceno-Pleistoceno. Por otro lado, Aranda-

Gómez et al. (2000) y Aranda-Gómez et al. (2003) también reconocieron cinco

episodios regionales tecto-magmáticos con tiempos similares, durante el desarrollo

de la Sierra Madre Occidental.

Posteriormente, Nieto-Samaniego et al. (2005) en su modelo para explicar las

estructuras mayores para la Mesa Central, coincide con algunos rasgos propuestos

por Vélez-Scholvink (1990). Ellos denominaron como sistema de falla San Luis-

Tepehuanes al sistema Matehuala-Cuernavaca de orientación NW-SE, y sistema de

Fallas Taxco-San Miguel Allende para el sistema Matehuala-Cerritos de orientación

NNE; compárense las Figuras 17 y 18. Nieto-Samaniego et al. (2005) propusieron

que el sistema San Luis-Tepehuanes (Fig. 18) está formado por un conjunto de

fallas normales con un arreglo en dominó, relacionado a una extensión NE-SW, cuya

actividad posiblemente inició antes del Oligoceno. Nieto-Samaniego et al. (2005)

argumentaron que el segundo sistema es de edad Paleógeno corresponde al

sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, que son un conjunto de fallas

normales de dirección N-S que se extienden desde San Miguel Allende hasta el

norte de la Sierra de Catorce, en el norte de San Luis Potosí (Fig. 18), y que forman

el límite tectónico en la región entre la Mesa Central y la Sierra Madre Occidental. En

el sector sur del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, en la localidad del

complejo Volcánico Palo Huérfano, que se localiza sobre la intersecciones de fallas

N-S (sistema Taxco-San Miguel de Allende) y N80ºE (Sistema Chapala-Tula), Pérez-

Venzór et al. (1996) mencionaron que el sistema Taxco-San Miguel de Allende, tiene

una edad comprendida entre los 29 Ma y 11 Ma que es la edad de las rocas que


49

Figura 18.Distribución de las principales estructuras cenozoicas de la Mesa Central. Abreviaciones: GR, graben de Rodeo; LS, Laguna de Santiaguillo; GT, graben de Tepehuanes; GA, graben de Aguascalientes; GC, graben El Cuarenta; GS, graben de La Sauceda; DQ, Depresión de La Quemada; GB, graben de Bledos; GVR, graben de Villa de Reyes; GE, graben de Enramadas; GVA, graben de Villa de Arista; SG, Sierra de Guanajuato; SS, Sierra de Salinas; FBV, Falla Buena Vista; FVH, falla Villa Hidalgo; FO, falla El Obraje; FVA, falla Villa de Arriaga; FLP, falla Los Pájaros; FB, Falla del Bajío; ND, Nombre de Dios; SMR, Santa María del Río; SLDP, San Luis de La Paz; SMA, San Miguel de Allende; Q, Querétaro; G, Guanajuato; SLP, San Luis Potosí (tomado de Nieto-Samaniego et al., 2005).

estuvieron afectadas y/no afectadas. Nieto-Samaniego et al. (2005) sugieren que el

sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende pueden ser el reflejo de rasgos

heredados de una zona antigua, cuando menos del Mesozoico, en la transición

plataforma marina-cuenca marina y en donde hubo un sistema de fallas normales


50

semejantes al sistema Taxco-San Miguel de Allende. En el sector sur el sistema

Taxco-San Miguel de Allende, Alaniz-Álvarez et al. (2002), sugieren que este

sistema de falla representa un contacto entre litologías y estilos de deformación

distintos, marcando burdamente el límite entre los terrenos Guerrero y Sierra Madre.

El espesor, edad y composición de la corteza debajo de la Mesa Central, se ha

inferido con base en estudios geofísicos, y por la composición de nódulos de

granulita extraídos por lavas basálticas en volcanes cuaternarios (Aranda-Gómez et

al., 1993; Schaaf et al., 1994; Hayob et al., 1989).

Fix (1975) con base en el análisis e interpretación de ondas generadas por

sismos ocurridos en Chiapas determinó curvas de dispersión de velocidades de

ondas para una trayectoria a través del centro de México, por medio de cuatro

modelos para determinar la composición y el estado térmico de la corteza y del

manto, en los cuales encontró una corteza con un espesor promedio de 34 km.

Smith y Jones (1979) identificaron flujos de calor altos con base en la isoterma

de 1000°C, calculando un espesor de 30 km para las porciones orientales de

Chihuahua y Durango y parte central de Zacatecas, sugiriendo en su modelo la

presencia de un “rift” incipiente de rumbo NNE.

Nieto-Samaniego et al. (2005), con base en estudios realizados por varios

autores (Meyer et al., 1958; Fix 1975; Rivera y Ponce, 1986; Kerdan, 1992) y

complementados con sus datos de estructuras mayores para la Mesa Central,

plasmaron la información en tres perfiles que incluyen la Sierra Madre Occidental,

Mesa Central y Sierra Madre Oriental, donde se puede ver que el espesor inferido de

la corteza en la parte de la Mesa Central tiene ~32 km.

Fig

ura

19. m

ap

a g

eo

lóg

ico

re

gio

nal s

inte

tiza

do

del á

rea

de e

stu

dio

. T

a)

Sie

rra

La T

ap

on

a.

RC

) S

ierr

a d

e C

ato

rce

,

CH

) S

ierr

a d

e C

harc

as

, C

O)

Sie

rra

d

e C

oro

na

do

, G

U)

Sie

rra

de G

uan

am

é, S

C)

Sie

rra

d

e S

an

ta C

ata

rin

a, S

M)

Sie

rra

L

as

M

inas

, B

-BP

) S

ierr

a L

a B

all

en

a -

Pe

ñó

n B

lan

co

, L

P, S

ierr

a L

a P

ara

da

, A

M)

Alt

o L

a M

ela

da

, S

P)

Sie

rra

del C

oro

, C

A)

Cu

en

ca

de A

hu

alu

lco

. L

as

u

nid

ad

es

fo

rma

cio

na

les

s

e a

gru

paro

n p

or

Pe

rio

do

( B

ase

ge

oló

gic

a,

Ca

rto

gra

fía

del In

sti

tuto

de G

eo

log

ía d

e l

a U

AS

LP

, s

ob

rep

ues

ta s

ob

re u

n m

od

elo

de e

leva

ció

n d

igit

al)

51


52

Figura 20. Columnas estratigráficas de la porción central y sur-oriental de la Mesa Central para los diferentes bloques levantados con rocas mesozoicas. 1) Sierra de Zacatecas (inmediaciones de la ciudad de Zacatecas), 2) sierra La Ballena-Peñón Blanco, 3) sierras de Catorce, Coronado, Charcas y La Tapona, 4) sierras Las Minas, Santa Catarina y La Parada. Para la ubicación de estas sierras véase la Figura 1.


53

III. ESTRATIGRAFÍA

La estratigrafía de las rocas del Mesozoico de la porción central y oriental de la

Mesa Central de las áreas seleccionadas para este trabajo, pertenece a las

unidades de rocas marinas acumuladas en la Cuenca Mesozoica del Centro de

México (Carrillo-Bravo, 1982), con algunas diferencias litológicas en los depósitos

triásicos y jurásicos que afloran en las diferentes localidades. En las sierras de la

Ballena-Peñón Blanco y Charcas está presente la columna estratigráfica que abarca

desde el Triásico tardío hasta el Cretácico tardío. En la Sierra de Coronado la

columna empieza con los sedimentos de la Formación Nazas del Jurásico temprano

hasta la Formación Indidura del Cretácico tardío. En la Sierra las Minas afloran

formaciones a partir de la Formación La Peña del Cretácico inferior, hasta la

Formación Caracol del Cretácico tardío. Debido a que la columna estratigráfica de

estas áreas es muy semejante, con algunas diferencias por cambios laterales de

facies, se hace su descripción por edades.

La porción sur y surponiente de la Mesa Central está constituida por secuencias

vulcano-sedimentaria del Terreno Guerrero, donde su límite oriental fue ensamblado

tectónicamente sobre sedimentos de la Cuenca Mesozoica del Centro de México

(Campa y Coney, 1983; Centeno-García y Silva-Romo, 1997).

La estratigrafía de los sedimentos mesozoicos y cenozoicos de la porción norte

de la Sierra de Zacatecas se describe por separado, ya que su litología difiere con

las rocas marinas de cuenca de la porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central.

También la descripción de la estratigrafía cenozoica del norte del Campo Volcánico

de San Luis Potosí se hará por separado. Esta metodología es con el fin de evitar

repeticiones en las descripciones.


54

El mapa Geológico de la Figura 19, es una compilación sintetizada tomada de

la cartografía esc. 1:50,000, realizada en el Instituto de Geología de la UASLP,

complementada con detalle en zonas de interés para este estudio. Por la escala que

se maneja en este trabajo, las unidades formacionales se agruparon por periodos.

Las columnas estratigráficas de la Figura 20, se distribuyeron de poniente a oriente y

representan solo las formaciones que afloran en los núcleos de la sierras.

III.1 Norte de la Sierra de Zacatecas

La Sierra de Zacatecas marca el límite entre la Sierra Madre Occidental y la

Mesa Central. En su porción norte, en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas,

se localiza una de las localidades más importantes de las rocas más antiguas del

área, que pertenecen al Triásico tardío y Jurásico temprano. Estas rocas

mesozoicas se encuentran cubiertas hacia el sur por un paquete grueso de rocas

volcánicas terciarias genéticamente asociadas al sector sur de la Sierra Madre

Occidental. Se separó esta localidad del resto de las sierras del oriente y sur-oriente

la Mesa Central, por sus características litológicas compuesta de rocas vulcano-

sedimentarías del Terreno Guerrero, muy diferente a las rocas sedimentarias

marinas depositadas en la Cuenca Mesozoica del Centro de México, en el Terreno

Sierra Madre. En este trabajo se presenta un mapa geológico para las

inmediaciones de la ciudad de Zacatecas (Fig. 21).

III.1.1 Triásico

Formación Zacatecas, las rocas marinas del Triásico tardío de Zacatecas

fueron reportadas como pertenecientes al Triásico por Burckhardt (1906) en la

inmediación poniente de la ciudad de Zacatecas, donde reportó restos fósiles que


56

fueron la base para establecer su edad. Posteriormente el mismo Burckhardt (1906),

describió a detalle la geología a lo largo del Arroyo La Calavera (Arroyo La

Pimienta), donde separó las pizarras sericíticas de la base y las silicosas del nivel

superior, mencionó que las pizarras del nivel inferior pertenecen al Triásico tardío

por los fragmentos de cefalópodos (Sirenites Smitbi; Tracbyceras; Clionites sp y

Juvavites) y bivalvos encontrados en la parte superior de este paquete.

Gutiérrez-Amador (1908) estudió las pizarras de la localidad de Zacatecas,

donde encontró nuevas variedades de fósiles como crinoides, moluscos y

fragmentos de huesos grandes de reptiles del Mesozoico y ejemplares de

Palaeoneilo sp; Pleurotoma sp y Juvavites sp., que sitúan a estos sedimentos como

del Cárnico.

Maldonado-Koerdell (1948), identificó de los afloramientos de pizarras que

afloran en el Arroyo La Pimienta, variedades de fósiles de Rhynchonella sp., y un

ejemplar de Nucula sp, pertenecientes al Triásico tardío.

McGhee (1976) estudió la secuencia sedimentaria metamorfizada en el Arroyo

La Pimienta (Arroyo La Calavera o del Bote), localizado a unos 3 km al poniente del

centro de la ciudad de Zacatecas. Definió de acuerdo a la mineralogía de estas

rocas formadas de cuarzo, feldespato, clorita, cloritoide, calcita y muscovita-sericita,

como pertenecientes a las facies de esquistos verdes. La litología consiste de

pizarra/filita morada, meta-conglomerado, esquisto/filita, meta-arenisca y meta-caliza

y dividió esta secuencia en cinco unidades de la A a E, de la más antigua a la más

joven:

Unidad A- Rocas pelíticas, filita en su mayor parte con variaciones a esquisto y

pizarra. En las zonas con franjas arenosas dentro de la filita se encuentran

pelecípodos y amonites. La meta-limolita contiene granos de cuarzo, poca


57

plagioclasa y cerca del contacto con la unidad B, se presentan capas delgadas de

meta-arenisca.

Unidad B- Empieza con capas gruesas de cuarcita gris y de filita que alternan

con capas de meta-arenisca, donde se observan trazas de zircón, apatita y

minerales opacos.

Unidad C- Principia con capas de filita de color gris y laminaciones de pedernal.

Hacia arriba se intercalan filitas de color gris y verde, con esquisto negro. Dentro del

esquisto negro hay bloques de meta-arenisca, que representan evidencias de

deslizamiento submarino. Más cercano a su cima, es una secuencia de capas filita

de color morado suave, meta-pedernal, meta-arenisca de feldespato color gris,

continúa con meta-conglomerado, esquisto arenoso, disminuyendo la filita.

Unidad D- formada de una alternancia de capas delgadas de meta-arenisca de

color gris y filita gris, con apariencia de flysch y esporádicamente meta-

conglomerado, meta-arenisca masiva y filita/pizarra.

Unidad E- Predominan las capas de filita/esquisto de color gris y cantidad

menor de esquisto blanco y negro. Otras capas esporádicas corresponden a meta-

conglomerado, meta-arenisca masiva y filita/pizarra morada.

Monod y Calvet (1992) siguiendo las subdivisiones de McGhee (1976), hacen

una reinterpretación estratigráfica, dividiendo a la Formación Zacatecas en tres

unidades tectonoestratigráficas.

Formación Pimienta, constituida por capas de caliza, aglomerado de origen

vulcaniclástico, material tobáceo y esquisto sericítico, que culmina en su cima con

capas de conglomerado y toba blanca. Corresponde a las unidades C y E de

McGhee (1979).


58

Formación El Bote, Es una alternancia de capas de meta-lutitas negras y capas

de arenisca cuarcifera con gradación. Corresponde a la unidad D de McGhee (1979)

Formación El Ahogado, Constituida por una alternancia de capas delgadas de

meta-lutita de color negro y arenisca cuarcífera, equivalente a las unidades A y B de

McGhee (1976).

Centeno-García y Silva-Romo (1997) sugieren que la Formación Zacatecas fue

acrecionada al Terreno Sierra Madre durante el Jurásico temprano-medio y

depositada en un ambiente de talud continental, y la consideraron como parte de la

porción oriental del Terreno Guerrero (Centeno-García y Silva-Romo, 1997).

III.1.2 Jurásico-Cretácico

Unidad Vulcano-Sedimentaria, Burckhardt (1906) en su reconocimiento de las

rocas del Triásico marino de Zacatecas, menciona que en el Arroyo La Pimienta se

encuentra una serie de rocas verdes que descansan discordantemente sobre la

secuencia metamórfica. Posteriormente varios autores reconocieron estas rocas

(Burckhardt y Scalia 1906; Gutiérrez-Amador, 1908; Martínez-Pérez, 1961; McGhee;

1976), concordando que fueron encimadas tectónicamente sobre los sedimentos

triásicos. La composición más común de la unidad Vulcano-Sedimentaria es una

mezcla de lavas almohadilladas y pizarras, que son cruzadas por innumerables

diques de composición máfica.

En general, esta unidad es una secuencia de lavas andesíticas muchas de ellas

almohadilladas, intercaladas con sedimentos terrígenos. En algunos afloramientos

hay predominio de capas de arenisca masiva. En general toda la secuencia de lavas

y sedimentos terrígenos está cortada por diques, diquestratos y apófisis pequeños


59

de roca gabróica. En muchos sitios estas rocas están silicificadas, formando cuerpos

de jasperoide.

Esta unidad vulcano-sedimentaria se puede correlacionar con la Formación

Chilitos que aflora en el arroyo del mismo nombre en la inmediación oriente de la

mina de Fresnillo, y con los afloramientos de la porción oriental del estado de

Zacatecas, muy cerca del limite con el estado de San Luis Potosí, en el cause del el

Arroyo El Gallinero que cruza el poblado del Saucito, Zacatecas (Cserna, 1976; Yta,

1992).

Su edad se ha obtenido a partir de la fauna encontrada en el Arroyo Chilitos, en

las inmediaciones de la Mina de Fresnillo, en donde se colectaron fósiles en lentes

de caliza intercalados entre lavas andesíticas almohadilladas, que dan un amplio

rango de edad, desde el Titoniano-Hauteriviano, (Cserna, 1976). Yta (1992) se refirió

a las rocas verdes expuestas en el Saucito, Zacatecas, como Unidad Vulcano-

Sedimentaria, afirmó que está formada por caliza pelágica y basaltos

almohadillados, con presencia de radiolarios, lo que le permitió situar su edad en el

Cretácico Inferior.

III.1.3. Terciario

Conglomerado Rojo, en el Eoceno medio hubo sedimentación clástica

continental, cuyos depósitos se conocen como “conglomerado rojo de Zacatecas”,

que afloran en la ciudad de Zacatecas; este conglomerado y otros fueron estudiados

por primera vez en varias localidades del centro de México por Edwards (1955).

Su litología en los afloramientos de la ciudad de Zacatecas, consiste

principalmente de fragmentos redondeados de rocas metamórficas, roca verde

(andesita propilitizada), granito, caliza, arenisca y pedernal, muchos de ellos


60

silicificados, en una matriz arcillo-arenosa. La base del depósito está formada

principalmente por capas gradadas de conglomerado bien cementado, formado por

fragmentos pequeños (2-10 cm) soportados por matriz, predominando los de rocas

volcánicas silicificadas, arenisca, cuarzo, calcedonia, filita y caliza procedentes de

las unidades mesozoicas. La cima del conglomerado está compuesta principalmente

por depósitos de gravas, arenas sueltas, limos y algunos horizontes de

conglomerado bien cementado. La composición principal de este paquete superior

es de rocas sedimentarías con fragmentos redondeados de la Unidad Vulcano

Sedimentaria y en menor cantidad fragmentos de cuarzo de veta y rocas volcánicas

no diferenciadas.

Estos depósitos están descansando en forma discordante sobre la Unidad

Vulcano-Sedimentaría y subyacen a los volcaniclásticos Los Alamitos, Riolita Bufa e

ignimbrita La Virgen. La edad se ha determinado en otras localidades como

Guanajuato y San Luis Potosí, con base a derrames de andesita intercalados y/o

sobre de ellos, en Guanajuato 49.3 ± 1.0 Ma (Aranda- Gómez y McDowell, 1998) y

de 44.6 ± 0.7 Ma para la localidad de Hernández, en el poniente del estado de San

Luis Potosí (Tristán-González y Torres-Hernández, 2000). La edad del

conglomerado Rojo de Zacatecas fue estimada por palinología por Nájera-Garza

(1997), como del Paleoceno-Eoceno temprano.

Rocas volcánicas, las rocas volcánicas del Eoceno del área de Zacatecas,

descansan discordantemente sobre la Unidad Vulcano-Sedimentaría y sobre el

conglomerado Rojo de Zacatecas; son una serie de ignimbritas, domos y diques

riolíticos. La unidad volcánica mas antigua es un flujo piroclástico que corresponde a

la base de la riolita Bufa; se trata de una ignimbrita argilizada formada por una

secuencia de oleadas piroclásticas, que hacia arriba pasa a ser una roca


61

parcialmente soldada rica en líticos (30%) con diámetro hasta de 10 cm de rocas

volcánicas, contiene fragmentos de pómez amarillenta parcialmente colapsada. En

la cima disminuye el contenido de líticos y está parcialmente soldada. Esta ignimbrita

pudiera ser parte de la erupción que abrió el conducto por donde salió la lava que

dio origen al domo La Bufa. Ponce-Sibaja y Clark (1988) nombraron a esta ignimbrita

como “volcaniclásticos Los Alamitos” y le determinaron una edad isotópica K-Ar de

46.8 Ma, con biotita.

La riolita Bufa es una roca muy silicificada, color gris claro, con 1-2% de

fenocristales de 1-2 mm de sanidino >cuarzo, con biotita aislada y “grumos” de

hematita diseminada. La matriz está desvitrificada y tiene una fabrica fluidal. La

masa rocosa se encuentra afectada por gran número de fracturas verticales con

depósitos fumarólicos de óxidos de fierro, con zonas muy silicificadas, argilizadas y

brechadas. Para este trabajo se obtuvo una edad K-Ar de roca completa de 49.9±1.0

Ma.

Sobre las lavas de la riolita Bufa, de manera irregular se depositó un paquete

piroclástico que aflora al sur de la ciudad de Zacatecas, el cual fue nombrado por

Pérez-Martínez (1961) como “riolitas”, posteriormente Ponce-Sibaja y Clark (1988)

denominaron informalmente a estos depósitos piroclásticos como formación La

Virgen. La base de esta secuencia ignimbrítica consiste de un flujo de ceniza fina

con estratificación cruzada, líticos pequeños, interpretada como un depósito de

oleada piroclástica, la cual va pasando gradualmente a un flujo de ceniza de color

café con su base rica en fragmentos líticos, en una matriz de ceniza fina y pómez sin

colapsar. En la cima este paquete basal se hace muy rico en líticos (40%),

culminando con una brecha lítica. La ignimbrita La Virgen en su zona superior está

parcialmente soldada, es de color gris rosáceo, contiene pómez bien colapsada con


62

fenocristales de cuarzo y sanidino (máximo 5%), con su cima bien soldada de alto

grado, reomórfica, de color café grisáceo, con 5% de fenocristales de sanidino,

cuarzo y biotita, en una matriz desvitrificada con estructura fluidal y líticos aislados.

En algunos sitios se encuentra muy silicificada. Se conoce una edad K-Ar reportada

por Ponce-Sibaja y Clark (1988) para una muestra tomada en la Mesa La Virgen en

la inmediación sur de la ciudad de Zacatecas de 36.8 Ma en sanidino. Para este

trabajo se obtuvo una edad K-Ar de 37,1±0.9 Ma (Tabla 1), para una muestra

tomada en la Mesa La Virgen (Microondas Cerro La Virgen). Esta unidad la

consideraron Ponce-Sibaja y Clark (1988) como parte de la ignimbrita intra-caldera

de la “Caldera de Zacatecas”.

III.2 Localidades de la porción oriental de la Mesa Central

Las localidades que se tomaron como ejemplo para este estudio, corresponden

a las sierras de La Ballena-Peñón Blanco en la porción surponiente de la Mesa

Central. Charcas, Coronado, Las Minas y norte del Campo Volcánico de San Luis

Potosí en la parte oriental de la Mesa Central (Figs. 1, 42 y 71). Tomando en cuenta

que las áreas propuestas para este trabajo contienen la misma columna

estratigráfica, pero con ciertas variaciones en su litología, su descripción se hará por

Periodos, resaltando lo más sobresaliente de cada una de ellas.

III.2.1 Triásico

Formación Zacatecas, fue Burckhardt (1906) quien anunció el descubrimiento

de las capas del Triásico tardío marino, en las cercanías de la ciudad de Zacatecas,

y más tarde el mismo Burckhardt (1906 ) describió la geología de detalle a lo largo

del Arroyo La Pimienta, donde reportó el hallazgo de fauna correspondiente al


63

Triásico tardío; el nombre de Formación Zacatecas se ha extendido para los

afloramientos de rocas similares de la misma edad en las sierras de La Ballena-

Peñón Blanco, Charcas, La Tapona y Catorce.

En la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco (Fig.22), la secuencia presenta

características distintas a las de las sierras de Charcas y La Tapona, por lo que

Silva-Romo (1993), le dio el nombre de Formación La Ballena, la cual se compone

de una secuencia areno-arcillosa, compuesta de capas de meta-arenisca de grano

medio a fino en estratos que varían de delgados a gruesos; los componentes son

cuarzo de origen metamórfico, pocos feldespatos y muscovita, en ocasiones están

muy silicificadas. Con estas capas de areniscas se intercalan capas y bancos de

filita de sericita color verdoso a café morado y horizontes conglomeráticos color

verdoso, con fragmentos de cuarzo metamórfico, arenisca y rocas volcánicas en una

matriz de arena gruesa a fina. Esporádicamente se presentan algunos horizontes de

rocas calcáreas y de esquisto. Es común la presencia de cuarzo de segregación

metamórfica deformado. En las filitas se encuentran bien marcados dos planos de

clivaje (Barajas-Nigoche, 2008) En general toda la secuencia de la Sierra La

Ballena-Peñón Blanco está afectada por metamorfismo regional en facies de

esquisto verde (Silva-Romo, 1993).

En la sierra de Charcas (Fig. 23) estos depósitos corresponden a secuencias

flysch. Se pudieron distinguir cuando menos tres paquetes bien diferenciados

(Tristán-González y Torres-Hernández, 1992; Tristán-González et al., 1995); el

inferior es de una alternancia de capas finas a medias de arenisca de grano medio a

fino, con las cuales se combinan esporádicamente capas delgadas de lutita. El

paquete intermedio es una alternancia en proporción uno a uno de capas de

arenisca y lutita con espesor promedio de 3-5 cm (Fig. 25 A). La base del paquete


64

superior se caracteriza por un contenido mayor de capas de lutita negra en capas

delgadas que se intercalan con algunos estratos de 3-10 cm de arenisca de grano

fino café-ocre; su porción media y superior, empieza con una secuencia de arenisca

café amarillento de grano medio a grueso donde los componentes principales son

cuarzo, feldespato y muscovita, en capas que varían desde 10 a 40 cm, aunque

llegan a presentar capas hasta de 1 m de grueso e intercalaciones esporádicas con

capas delgadas de lutita de1-10 cm (Fig. 25 B). En general la lutita tiene un aspecto

lustroso, lo cual evidencia un grado bajo de metamorfismo. En varios sitios en la

Sierra de Charcas las areniscas de la cima se encuentran muy silicificadas formando

cuerpos irregulares de jasperoide y zonas oxidadas

El grado de metamorfismo regional que presenta la secuencia de Charcas es

mucho menor que las rocas de La Ballena-Peñón Blanco. El espesor de esta

formación no se conoce. Sin embargo, en el núcleo de la Sierra La Tapona al norte

de la Sierra de Charcas, una perforación realizada por PEMEX cortó un espesor de

4640 m y no alcanzó a cortar otra roca diferente (López-Infanzón, 1986); este

espesor puede no ser real ya que esta formación ha estado sujeta a cuando menos

dos deformaciones compresivas, lo que ocasionó repeticiones en la secuencia por el

acortamiento y por consiguiente aumento en su espesor. La edad de la Formación

Zacatecas (Formación La Ballena) para la sierra La Ballena-Peñón Blanco, se

estimó con la fauna encontrada en la localidad de la Ballena, como del Triásico

tardío (Chávez-Aguirre, 1968). También Gómez-Luna et al. (1998) en base a fauna

encontrada en la Sierra La Ballena, estimó una edad del Ladiniano tardío al Cárnico

temprano, pero hacen la observación de que ésta secuencia puede ser tan antigua

como del Anisiano. Gallo-Padilla et al. (1993) mencionó haber encontrado fauna

correspondiente al Triásico en la Sierra de Charcas.


68

Figura 25. Las fotografías muestran el aspecto general de la Formación Zacatecas en la Sierra de Charcas, donde su litología más común es de capas de lutita negra lustrosa (A). Intercalación de capas de arenisca y lutita de espesores variables desde 10 cm a un metro de espesor (B). (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 274130-2553470, (B)

274945-2552951).

La Formación Zacatecas en la sierra de Charcas, representa un medio

ambiente antiguo de depositación siliclástica, de tipo flysch turbidítico o secuencias

de abanico submarino y pudo haberse depositado en el océano paleopacífico

(Barboza-Gudino et al., 1999) véase Figura 9.

Centeno-García y Silva-Romo (1997) sugieren que esta formación fue

acrecionada al Terreno Sierra Madre (Fig. 8) durante el Jurásico temprano-medio y

acumulada en un ambiente de talud continental.

III.2.2 Jurásico

Formación Nazas, Córdoba-Méndez (1964, 1965) cartografió una serie de

lechos rojos y rocas de origen volcánico en la Carta Apizolaya, Zacatecas y la

nombró informalmente como formación Nazas de edad pre-oxfordiana.

Pantoja-Alor (1972) propuso formalmente el nombre de Formación Nazas para

la serie de rocas volcánicas y lechos rojos que afloran en la región de Villa Juárez,

Durango. También Blickwede (1981) estudió la petrografía y estratigrafía de la

Formación Nazas en la Sierra de San Julián y la describió como un paquete formado

por rocas volcánicas de composición intermedia a silícica que se intercalan con

horizontes de lechos rojos.


69

Los afloramientos de la Formación Nazas en el área de estudio se localizan en

las sierras de La Ballena-Peñón Blanco, Charcas y Coronado.

En la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 22), los afloramientos de la

Formación Nazas son irregulares, esto es debido a que su depósito fue sobre una

paleo-topografía muy irregular de la Formación Zacatecas que le subyace. En la

margen poniente de la Sierra de La Ballena a un kilómetro al norte del poblado de la

Ballena, se describió un perfil partiendo de la cima de la Formación Zacatecas (Fig.

26).

Figura 26. Perfiles medidos en las unidades de roca jurásicas. Se detalló con mayor precisión la litología de la Formación Nazas. A) Flanco oriental de la Sierra La Ballena (220968-2487101 y 222024-2487419), B) Cañón Las Jaras en la margen sur del Intrusivo Peñón Blanco (223763-2491741 y 223502-2491671), C) Ladera poniente de la Sierra de Coronado (299040-2553802 y 299545-2554123), D) Sierra de Charcas, Cerro San José (275902-2552807 y 276595-2552796), E) Sierra de Charcas, El Negrito (27712-2555172 y 277974-2554613). Las coordenadas son UTM, NAD-27, representan los extremos de las secciones. Trz─Formación Zacatecas, Jn─Formación Nazas, Jj─Formación La Joya, Jz─Formación Zuloaga, Jc─Formación La Caja.


70

La base de la Formación Nazas está compuesta por una secuencia de rocas

muy foliadas de color morado, que de acuerdo con la presencia de algunos líticos y

restos de fenocristales parece tratarse de flujos de ceniza, los cuales se intercalan

con otros horizontes de roca de color gris claro con fenocristales de cuarzo, líticos

aislados en matriz desvitrificada. En su parte inferior, este paquete basal presenta

aspecto brechoso, donde los fragmentos están englobados en matriz de ceniza, lo

que sugiere ser un horizonte co-ignimbrítico. También es común la presencia entre

los piroclásticos de algunos lentes de caliza. Todo este paquete basal presenta

foliación intensa y aspecto lustroso. En el nivel medio, la Formación Nazas se

caracteriza por paquetes de lavas de color gris oscuro a verdoso, en la mayoría de

los casos silicificados donde se alcanzan a distinguir pequeños fenocristales de

plagioclasa. Es común dentro de este paquete horizontes gruesos de lava brechada

y en la mayoría de los afloramientos la roca se presenta muy cloritizada.

Intercalados en el paquete medio, hay cuando menos tres horizontes de flujos

de ceniza de espesor menor a 10 m de rocas foliadas, de color morado. En la

porción superior del paquete predominan lavas cloritizadas, culminando en su cima

con un horizonte de 3-5 m de roca félsica de color gris claro, con 10% de

fenocristales de cuarzo de 2-4 mm, en matriz desvitrificada, sobre el cual descansa

un remanente de la caliza de la Formación Zuloaga. Sobre el paquete de lavas se

depositó un conglomerado bien cementado de espesor potente, compuesto de

fragmentos redondeados, con diámetro mas común de 5 cm, aunque pueden

presentarse hasta de 60 cm; la composición de estos fragmentos es principalmente

de rocas volcánicas andesíticas de color verdoso, cementados en una matriz de

arena gruesa, donde es común la presencia de cristales de pirita hasta de 1cm. Este

paquete de conglomerado está cruzado por innumerables filones de cuarzo de


71

anchos que varían de 1 hasta 40 cm. El espesor de este conglomerado en la Sierra

La Ballena es de unos 100 m, y descansa irregularmente sobre las lavas andesíticas

de esta formación o sobre La Formación Zacatecas, lo que sugiere que su deposito

fue sobre una paleo-superficie muy irregular, lo cual se explica en la Figura 26 A.

Para este trabajo, se agrupó a este conglomerado en el paquete de la Formación

Nazas, pero bien se le pudiera separar como otra formación depositada en el

Jurásico medio. Subyace también de forma irregular a la caliza de la Formación

Zuloaga del Oxfordiano

En La Sierra de Charcas (Fig. 23), al igual que en La Sierra La Ballena sus

afloramientos son muy irregulares, en algunos sitios solo se encuentran depósitos

clásticos y en otros hay predominio de rocas volcánicas o bien ambos depósitos,

esto sugiere una paleo-topografía muy irregular de los afloramientos de La

Formación Zacatecas al momento del depósito. Como ejemplo se presentan aquí

dos secciones medidas en el flanco oriental interno de la Sierra de Charcas

representados en la Figura 26 A y B.

En el perfil del Cerro de San José (Fig. 26 D), La Formación Nazas es un

horizonte lenticular delgado, formado por un conglomerado bien cementado en

matriz de arena gruesa con fragmentos redondeados con diámetros predominantes

de 3-5 cm, dominando los fragmentos de andesita y dacita de color morado y rojizo

(Fig.27 A) Muy cerca del contacto con la Formación La Joya, el conglomerado es de

fragmentos finos menores a 1 cm.

El espesor en el perfil San José es del orden de los 10 m. Lateralmente la

Formación Nazas llega a presentarse como horizontes de limolita morada con lentes

de conglomerado muy fino que no rebasa los 2 m.


72

En el perfil El Negrito (Fig. 26 E) localizado a unos 2.5 km al norte del perfil San

José, la secuencia basal es un paquete de rocas volcánicas andesíticas de color

morado-café rojizo (Fig. 27 B), que se intercalan con horizontes esporádicos de

conglomerado de fragmentos de andesitas bien cementados en matriz de arena fina.

En la parte superior de este paquete basal, la secuencia se compone solo de capas

conglomeráticas, con fragmentos redondeados de andesita porfirítica, color oscuro,

dacita y rocas ígneas de composición variada. Sobre el conglomerado se depositó

un paquete de rocas muy foliadas lustrosas, con fenocristales pequeños de

plagioclasa, lo que sugiere sea un flujo piroclástico. Este flujo se intercala con

horizontes de lava de composición andesítica café morado, de textura porfirítica, con

15% de fenocristales de plagioclasa de 1-2 mm, algunos de ellos parcialmente

reemplazados por epidota. Este paquete de piroclásticos y lavas forman la parte

media superior de esta unidad. Al microscopio la roca volcánica del paquete superior

de esta unidad, es de color café rojizo, de textura porfirítica, con fenocristales de

plagioclasa, con cuarzo secundario, minerales opacos y minerales accesorios como

apatito y zircón, en una matriz sericitizada. Contiene líticos, por lo que se le clasificó

como una ignimbrita.

Figura 27. Dos aspectos de las rocas más comunes de la Formación Nazas en la Sierra de Charcas, A) conglomerado donde predominan los fragmentos redondeados de andesita, B) lava andesítica foliada. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276383-2552705, B)

223380-2491845).


73

En el perfil El Negrito el paquete superior es totalmente volcánico hasta el

contacto con la Formación La Joya. El espesor de la Formación Nazas en este perfil

se estimó de 130 m.

En La Sierra de Coronado no aflora la parte volcánica de la Formación Nazas, o

no se depositó, esto no se conoce, debido a que solo aflora su cima (Figs. 24 y 26

C).

Se midió un perfil en el flanco poniente de la Sierra de Coronado (Fig. 26 C), la

base del perfil es un depósito de roca muy foliada, que tiene el aspecto de una

secuencia de capas de lutita de color morado, con ligero tacto graso que se

intercalan con capas delgadas de arenisca fina. La parte media consiste de una

intercalación de paquetes de lutita filitizada de color café rojizo, con capas y lentes

de conglomerado y arenisca en capas delgadas. Los fragmentos que componen el

conglomerado son principalmente andesita y dacita. Estos clástos están bien

cementados en una matriz de arena. En el paquete superior del perfil, el contenido

de lutita desminuye y aumentan las capas de conglomerado fino (10-30 cm) con

fragmentos de lutita, arenisca, cuarzo lechoso y dacita. En la cima del paquete

superior predominan capas delgadas a medias de arenisca de grano fino, cuyo

componente principal es el cuarzo, presentando ligera silicificación y argilización

El espesor de La Formación Nazas en las tres localidades descritas en este

estudio es muy variable, va desde dos metros hasta 120 m. Esta formación se ha

interpretado de acuerdo a la composición y naturaleza de sus productos volcánicos,

como un vestigio de un arco volcánico continental de edad Triásico-Jurásico del

poniente de Norteamérica (Jones et al., 1990, 1995; Grajales-Nishimura et al., 1992;

Barboza-Gudino et al., 1999).


74

La edad de esta formación se ha considerado post-Cárnico a Jurásico medio

(pre-Calloviano) (Barboza-Gudino et al., 1999). En las localidades de Charcas y La

Ballena-Peñón Blanco, se observó descansando en discordancia angular a La

Formación Zacatecas y subyaciendo también en discordancia angular a la

Formación La Joya.

Formación La Joya, representa a los depósitos del Calloviano-Oxfordiano de la

Cuenca Mesozoica del Centro de México, la cual fue descrita por Mixon (1958) en el

anticlinal Huizachal-Peregrina, en las cercanías de Ciudad Victoria, Tamaulipas, al

oriente del poblado La Joya, y posteriormente nombrada formalmente por Mixon et

al. (1959). En el área está distribuida irregularmente, inclusive en algunos sitios no

aflora, como en la Sierra La Tapona en el norte de la Sierra de Charcas, y en cambio

en el poniente en la Sierra de Coronado alcanza un espesor máximo (100 m).

En La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco, la Formación La Joya es muy

delgada y lenticular, y forma en algunos sitios solo la transición con la Formación

Zuloaga.

El perfil medido en el Arroyo Las Jaras (Fig. 26 B) en el flanco sur del intrusivo

Peñón Blanco, hay solo un paquete de limolita color café rojizo muy foliada que

alcanza un máximo de 10 m, y está depositada discordante sobre la ignimbrita

félsica del la cima de la Formación Nazas. En este sitio se observa que pasa

transicionalmente a los bancos de caliza de la Formación Zuloaga. En las partes

altas de la Sierra La Ballena, debajo de los remanentes de la Formación Zuloaga no

hay vestigios de la Formación La Joya.

En la sierra de Charcas en el perfil San José (Fig.26 D), la base de la

Formación La Joya está formada por capas de limolita color café amarillento y


75

horizontes de limolitas con fragmentos de andesitas de la Formación Nazas con

espesor máximo 2 m. Sobre el depósito basal, empieza una secuencia de bancos de

limolita intercalados con capas y lentes de caliza color gris, las cuales aumentan de

espesor hacia arriba (hasta 1 m). Las capas de caliza se presentan como una

intercalación de caliza micrítica y caliza arcillosa color amarillento, de 20-40 cm de

espesor. El paquete superior está formado por una intercalación de capas de caliza

arcillosa, calcarenita y limolita, predominando el espesor de 20-40 cm. Cerca de la

transición con la Formación Zuloaga, se aprecian bancos de caliza micrítica 1.0 a 2.0

m, con nódulos de pedernal negro y castaño, con estilolitas paralelas a los planos de

estratificación, y en menor frecuencia capas de limolita de 10-40 cm. El espesor de

la Formación La Joya en el perfil San José, se estimó máximo 100 m. En el perfil El

Negrito en La Sierra de Charcas conserva las mismas características litológicas que

en el perfil San José, solo que en este sitio su espesor está duplicado por

encontrarse en el núcleo de un pliegue recostado.

La Formación La Joya de acuerdo al perfil medido en el flanco poniente de La

Sierra de Coronado (Fig. 26 C), empieza en su base con un banco de caliza

recristalizada de unos 5 m de espesor, sobre la cual se depositó una secuencia de

capas de 20-40 cm de caliza arcillosa color gris, bancos de caliza color gris 0.5 a 1.0

m, capas delgadas de calcarenita, bancos de limolita hasta de 2 m de espesor y

horizontes de brecha calcárea con fragmentos abundantes de fósiles y horizontes

calcáreos oolíticos. En la cima es frecuente la intercalación de bancos de caliza de

color gris, estratos delgados de caliza margosa de color café ocre y capas delgadas

de calcarenita de grano fino. El espesor estimado de la Formación La Joya en la

Sierra de Coronado, en el perfil de la Figura 26 C, es de 100 m.


76

La Formación La Joya en su facies de conglomerado y fanglomerado

representan depósitos proximales de canal en abanicos aluviales, y las facies finas

de limo y arcilla son representativos de valles aluviales y depósitos de laguna

(Barboza-Gudino et al., 1999), representan la última etapa de sedimentación

continental y el inicio de la gran transgresión marina del Oxfordiano en la porción

central y nororiental de México. Su edad se ha estimado indirectamente por relación

estratigráfica como del Calloviano al Oxfordiano temprano.

Formación Zuloaga, en el Oxfordiano temprano, hubo depósito de caliza en

bancos gruesos, que se depositaron de forma irregular en las sierras de La Ballena-

Peñón Blanco, Charcas y Coronado

Imlay (1938) nombró formalmente a esta unidad como Caliza Zuloaga en la

Sierra de Sombreretillo, en el norte del poblado de Melchor Ocampo, Zacatecas. En

el nororiente de México se le ha reconocido como el inicio de la trasgresión marina

del Jurásico tardío (Burckhardt, 1930; Imlay, 1936)

La Formación Zuloaga en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco tiene un espesor

muy variable, debido a que se depositó sobre una paleotopografía muy irregular de

las formaciones Zacatecas y Nazas. En el perfil Las Jaras (Fig. 26 B), su base está

formada por bancos de caliza micrítica de color gris claro que miden hasta 1.5 m de

espesor, muy foliada en su base por efectos de cizallamiento. Su porción media son

capas de caliza de color café grisáceo micrítica de 10-20 cm de grueso que

intemperizan en color café rojizo, las cuales se intercalan con algunos horizonte de

limolita de color café-rojizo. El paquete superior lo forman capas gruesas de caliza

micrítica de color gris oscuro, con abundancia de lentes y nódulos de pedernal color

castaño, estilolítas paralelas a la estratificación y presencia del fósil Nerinea sp., que


77

es su fósil índice. En el perfil Las Jaras (Fig. 26 B) se midió un espesor máximo para

la Formación Zuloaga de 30 m. En la zona del Cerro Alto localizado en la parte

central de la Sierra La Ballena, se encuentran remanentes de esta formación, donde

consiste de capas gruesas de caliza,hasta de 80 cm, de color gris, micrítica y por lo

general recristalizada. En la base de estos remanentes no hay vestigios de la

Formación La Joya.

En la Sierra de Charcas, según el perfil de la Figura 26 D y E, la Formación

Zuloaga está constituida en la base por bancos de caliza color gris, micrítica de 1.5 a

2.0 m, con nódulos de pedernal negro y castaño.

Figura 28. La Formación Zuloaga en la sierras de Charcas y Coronado, se caracteriza por presentar una estratificación de bancos de caliza y en su cima estratificación de estratos de 20-40 cm. (Coordenadas UTM NAD 27, A) Sierra de Charcas, 278458-2555767, B)

Sierra de Coronado, 299594-2554141).

Su porción media y superior se caracteriza por una secuencia de capas de

caliza que varía de 0.60 hasta 2.0 m (Fig. 28 A), con estilolítas paralelas a los planos

de estratificación. En su cima las capas de caliza contienen nódulos abundantes de

pedernal, colonias de corales en posición de crecimiento, pelecípodos y

gasterópodos.

A lo largo de la parte interna del flanco oriental de la Sierra de Charcas, la

Formación Zuloaga está muy deformada, formando un pliegue recostado, con plano

axial casi horizontal, alojando en su núcleo a la Formación La Joya.


78

En el norte de la Sierra de Charcas, en la localidad de la Sierra La Tapona (Fig.

19 y 23), la Formación Zuloaga no contiene en su base sedimentos terrígenos, pero

predominan facies de laguna restringida formada de calcarenita con abundancia de

fragmentos fósiles. En general en esta localidad, es una intercalación de capas de

caliza, marga, algunas capas de brecha y arenisca fina. Las capas de margas y

calizas varían en espesor entre 20 y 60 cm, presentando en su cima desarrollo

arrecifal con corales;

Para la Sierra de Coronado (Fig. 24), La Formación Zuloaga contiene menor

cantidad de terrígenos con respecto a la Sierra de Charcas. Su base está constituida

por bancos de caliza de color gris con estilolitas y cementante esparítico (Fig. 28 B).

Los componentes principales son “pelets”, bioclástos, restos de gasterópodos,

foraminíferos bentónicos y su fósil índice Nerinea sp. Dentro de los bancos de caliza

se intercalan horizontes de capas delgadas de caliza ligeramente arcillosa. Hacia su

cima los bancos de caliza son de color gris oscuro y ligeramente fétida. En la porción

superior de la cima, las capas tienen espesor medio con aspecto laminado, esto

quizá por el intenso cizallamiento a que estuvo expuesta durante la deformación

Laramide.

El espesor de la Formación Zuloaga es diferente en localidades donde aflora.

En la Sierra de Charcas su espesor varía de 50-75 m; en el norte de la Sierra de

Charcas (Sierra La Tapona) es de 15-80 m; en la Sierra de Coronado su espesor es

más uniforme, de unos 80 m, y en La Sierra La Ballena-Peñón Blanco entre 30 y 80

m (Tristán-González y Torres-Hernández 1994, 1999; Tristán-González et al., 1995).

En la Sierra de Coronado se adelgaza o bien puede duplica su espesor por efectos

de despegues intraformacionales debido al acortamiento al NE de la secuencia

durante la deformación Laramide.


79

La Formación Zuloaga se le considera como la transición entre las facies

terrígenas de la Formación La Joya. Para las sierras estudiadas en este trabajo, La

Formación Zuloaga corresponde a facies transgresivas de menor profundidad.

La edad ha sido propuesta por varios autores como del Oxfordiano con base en

amonites y pelecípodos (Burckardt, 1930). En este trabajo se le asigna a La

Formación Zuloaga la edad propuesta por Jiménez-Camargo et al. (1982) para la

Sierra de Charcas, como del Oxfordiano-Kimmeridgiano.

Formación La Caja, Imlay (1938) consideró como localidad tipo para la

Formación La Caja, a los afloramientos del flaco oriental de la Sierra La Caja en

norte de Mazapil, Zacatecas.

En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco se separó a la Formación La Caja en tres

paquetes: 1) compuesto de una secuencia de capas delgadas de caliza arcillosa

laminar, de color morado claro, que se intercalan con capas delgadas de lutita físil

violeta claro y bandas aisladas delgadas de pedernal negro. En la cima de este

paquete aumenta el espesor de las capas de lutita y bandas de pedernal. El espesor

de este paquete es del orden de los 35 m, 2) Está formado por una secuencia de

capas de caliza fétida ligeramente arcillosa, de color oscuro, que se intercalan con

capas delgadas de limolita calcárea color morado claro. Su espesor promedio es de

unos 20 m, 3) la base de este paquete es una secuencia de capas de lutita físil color

violeta a gris claro, que se intercalan con estratos de caliza arcillosa morada de 5-10

cm. La cima de este paquete está formada por horizontes de capas de espesor

medio a delgado (10-30 cm) de caliza micrítica, que en algunos sitios presenta

recristalización. El espesor promedio del paquete 3, es de unos 70 m. El espesor


80

total de está formación en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, se estimó de unos 120

m, aunque por el plegamiento que presenta puede ser un poco menor.

En la Sierra de Charcas, la Formación La Caja está constituida en su base por

una secuencia de capas de limolita gris oscuro a café claro, con intercalación de

capas delgadas de caliza gris oscuro, fétidas, aparentemente formadas de arenas

carbonáticas, lentes y nódulos de pedernal y capas aisladas de arenisca. En su

parte media predominan los estratos de caliza arcillosa color gris oscuro de 5-20 cm

de espesor, que se intercalan con capas de limolita y bandas de pedernal negro. En

este nivel es donde hay predominio de fósiles de amonites deformados

(perisphinctes) característico de esta formación. El paquete superior se identifica por

la abundancia de capas de lutita y limolita calcárea con pelecípodos, braquiópodos y

moluscos, predominando los amonites. El contacto con la unidad que le sobreyace

está marcado por un horizonte lenticular de arenisca de 20-50 cm. En la Sierra de

Charcas la Formación La Caja se encuentra muy plegada, con pliegues en muchos

casos totalmente recumbentes e imbricados. Lateralmente presenta diferencia en su

espesor debido a que sirvió como horizonte de despegue durante la deformación

Laramide, por lo que en algunos sitios llega a casi a desaparecer. Se estimó un

espesor variable entre los 10 y 30 m.

En la Sierra de Coronado, la Formación La Caja es muy parecida a los

afloramientos de la Sierra de Charcas. En el paquete inferior hay abundancia de

sedimentos terrígenos, predominando las capas de limolita color café a ligeramente

rosa o pardo grisáceo, que se intercalan con estratos de caliza gris oscuro, margosa,

con olor fétido, con capas de 5 a 10 cm. En su cima, se aprecia un predominio de

estratos calcáreos, principalmente margas en capas de 5 a 20 cm de grueso. Su


81

espesor es variable debido a lo intenso de la deformación a que fue sujeta durante el

evento laramídico. Se estimó un espesor promedio de 15-30 m.

La Formación La Caja en las sierras de Charcas y Coronado, por su naturaleza

litológica compuesta de abundancia de terrígenos, actuó como uno de los horizontes

de despegue sobre la cual se deslizaron las secuencias más competentes,

ocasionando que se adelgazara o se estrangulara, lo que explica la diferencia de

espesores que presenta esta formación.

Su grado de deformación aumenta de poniente a oriente, siendo mucho mas

intenso en la Sierra de Coronado que en la Sierra de la Ballena-Peñón Blanco,

siempre conservando la dirección de transporte tectónico al ENE. En cuanto su

espesor, este se incrementa de poniente a oriente, mientras que en la Sierra de La

Ballena-Peñón Blanco es de unos 120 m, en la Sierra de Coronado es de solo 15 m,

aunque esto puede deberse a imbricaciones por acortamiento hacia el oriente

sufrido durante la orogenia Laramide.

Butler (1972) en base a Lima sp y a un amonite substeueroceras sp., que

encontró en la Sierra de Charcas, le dio la edad del Berriasiano. Jiménez-Camargo

et al. (1982) también para la Sierra de Charcas, en base a el cefalópodo

Perisphinctes (Dichotomosphinctes) sp., le determinaron una edad del

Kimmeridgiano-Titoniano.

III.2.3 Cretácico

Las rocas sedimentarias marinas cretácicas de la Cuenca Mesozoica del

Centro de México que afloran en la mayoría de las sierras de la porción oriental de la

Mesa Central, tienen características litológicas muy semejantes, con ligeros cambios

en su litología y espesor. Las unidades formacionales que integran el Periodo


82

Cretácico en la cuenca, están representadas por las formaciones Taraises, Cupido,

La Peña, Cuesta del Cura, Indidura y Caracol.

Formación Taraises, esta formación fue descrita originalmente por Imlay (1936),

nombrándola como Formación Taraises, que consiste de capas calcáreas que

afloran en la parte occidental de la Sierra de Parras, Coahuila. En el área de estudio

la Formación Taraises aflora en las sierras de La Ballena-Peñón Blanco, Charcas y

Coronado.

La Formación Taraises que aflora en la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco en

la ladera norte del cerro La Peña (Fig. 22), localizado al sur del Intrusivo Peñón

Blanco, está compuesta en su base por capas delgadas de limolita color violeta

claro-gris claro, dentro de las cuales se intercalan capas esporádicas y lentes

delgados de caliza arcillosa color gris y bandas delgadas de pedernal negro. En la

cima del paquete basal empiezan a presentarse capas gruesas de caliza gris oscuro,

hasta de 1.0 m de espesor, dentro de las cuales se aprecian lentes y bandas de

pedernal negro, este paquete tiene un espesor promedio de 40 m. El paquete la

porción media de la Formación Taraises, lo constituye una secuencia de estratos de

caliza arcillosa laminar de 5-10 cm, de color violeta claro, que se intercalan con

capas de lutita físil de 10-20 cm de color café claro, el espesor de este paquete es

de unos 40 m. El paquete superior de la Formación Taraises se compone de

estratos laminares de caliza carbonosa de color negro, que se intercalan con capas

de limolita de 10-20 cm de color café claro. La cima de este paquete superior está

compuesta de capas de caliza de color gris claro, micrítica, entre las cuales se

intercalan esporádicamente estratos delgados de limolita. El espesor del paquete

superior se estimó de 60 m.


83

La Formación Taraises en La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco se encuentra

muy plegada, donde muchos de los pliegues están rotos e imbricados, por lo que su

espesor puede estar repetido. Se estimó un espesor aproximado de 140 m.

En la Sierra de Charcas su base está compuesta de una secuencia de estratos

de caliza arcillosa de color oscuro de 3-10 cm con gradación (Fig. 29 A), que se

intercalan con capas de limolita hasta de 60 cm, de color amarillo claro y bandas

delgadas aisladas de pedernal negro. En este paquete basal, se encuentra la mayor

abundancia de amonites. El paquete intermedio está formado principalmente de

capas laminares de caliza arcillosa carbonosa, que se intercalan con capas de

limolita que varían de 10-15 cm, llegando a medir hasta 1.0 m y ocasionalmente se

llegan a presentar estratos delgados de arenisca. En el paquete de la cima de La

Formación Taraises predomina una secuencia de capas medianas a gruesas de

caliza micrítica gris, con algunos nódulos de hematita, que se alternan con

horizontes de estratos de caliza arcillosa, limolita y capas delgadas escasas de

pedernal negro.

La presencia de laminación cruzada en muchas de las capas de caliza arcillosa,

sugiere un carácter turbidítico de esta formación.

El espesor estimado para La Formación Taraises en la Sierra de Charcas, es

del orden de 75 m, aunque en algunos sitios al igual que la Formación La Caja,

sufrió adelgazamiento por efectos tectónicos durante el acortamiento.

La Formación Taraises en la Sierra de Coronado, es muy semejante a los

afloramientos de Charcas. La base en esta localidad es una secuencia, donde se

intercalan capas de limolita color amarillo-violeta, capas delgadas de caliza margosa

y estratos delgados escasos de pedernal negro. En su porción superior, aumentan

las capas de caliza arcillosa predominando sobre los sedimentos terrígenos. La


84

Formación Taraises se encuentra muy plegada, con la mayoría pliegues rotos e

imbricados, y evidencias de cizallamiento fuerte en su cima, originada por la

deformación intensa que sufrió durante la compresión. Esto originó que su espesor

original no sea constante. En los sitios con mayor grueso se estimó máximo 15 m.

Figur a 29. La Formación Taraises en la Sierra de Charcas, A) capas delgadas de caliza arcillosa, B) presenta deformación intensa formando innumerables pliegues dislocados e imbricados. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278706-2555958, B) 278650-

2556158).

La Formación Taraises al igual que la Formación La Caja en las localidades

estudiadas para este trabajo, presentan diferencias en la magnitud de la

deformación, aumentando de poniente a oriente, ambas formaciones fueron las que

sufrieron mayor grado de deformación durante la orogenia Laramide, formando una

gran cantidad de pliegues de diferente magnitud (Fig. 29 A). Su espesor aumenta de

poniente a oriente; en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco es de 140 m y en la de

Coronado solo 15 m.

La edad de la Formación Taraises propuesta por Imlay (1938) para los

afloramientos de la Sierra de Symon en el nororiente de México, fue del Berriasiano.

Para este trabajo se considera la edad determinada por Jiménez-Camargo et al.

(1982) en la Sierra de Charcas basada en el fósil Berriasella sp., del Berriasiano-

Valanginiano.


85

Formación Cupido, nombrada por Imlay (1937) quien la describió en la parte

meridional de la Sierra de Parras, Coahuila. En el área de estudio aflora en las

sierras de La Ballena-Peñón Blanco. Charcas y Coronado

En los sitios seleccionados para este trabajo, la Formación Cupido tiene

características litológicas muy semejantes.

En la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco está constituida por una secuencia de

capas de caliza micrítica de color gris claro-gris crema que varían de espesor entre

10-50 cm, donde las mas comunes son la de espesor medio, contiene nódulos

hematina, lentes, bandas y nódulos de pedernal negro y castaño. Hay intercalación

de laminaciones esporádicas de limolita entre los estratos de espesor medio y en las

capas gruesas estilolitas paralelas a la estratificación. Su espesor para la Sierra La

Ballena-Peñón Blanco se calculó de 160 m.

La Formación Cupido en la Sierra de Charcas se presenta como una repetición

de secuencias de capas de caliza muy parecidas desde su base hasta su cima, y

consiste de caliza micrítica, color gris claro en capas de 10-40 cm, con escasas

bandas y lentes de pedernal color negro, e intercalación esporádica de laminaciones

de limolita color violeta (Fig. 30 A y B). Hay nódulos de hematita y marcasita de 0.5-

5.0 cm de diámetro y algunos fósiles de belemnites y amonites. Hacia la porción

media de la Formación Cupido los estratos de caliza aumentan de espesor, llegando

a medir hasta 2 m, con estilolitas paralelas a la estratificación, el pedernal se

presenta en nódulos, lentes y varía de color claro a negro. De manera irregular entre

la secuencia, hay bancos y capas delgadas de brechas calcáreas, que consisten de

fragmentos de caliza, pedernal y fragmentos de fósiles y algunos pliegues sin-

sedimentarios “slump”, lo cual sugiere inestabilidad gravitatoria, por lo que se

supone que el piso marino estaba muy cerca o en el pie de un talud.


86

Figura 30. La Formación Cupido presenta una litología muy similar en las diferentes localidades estudiadas, predominando los estratos gruesos de caliza micrítica, bandas y lentes de pedernal negro. Las fotografías pertenecen a afloramientos en la Sierra de Charcas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278916-2556058, B) 278991-2555868)

La Formación Cupido en el flaco oriente de la Sierra de Charcas presenta

franjas de varias decenas de metros, donde las capas de caliza fueron

reemplazadas por sílice.

En La Sierra de Coronado, la base de La Formación Cupido está constituida

principalmente por capas de calizas micrítica de color gris oscuro, ligeramente fétida,

en capas que varían de 0.20 a 1.20 m, con nódulos de pedernal y en algunos

horizontes las capas tienen nódulos de fierro y cefalópodos (Belemnites). En la

porción media de la formación, los estratos son de caliza micrítica, de color gris claro

de 20 a 60 cm que se intercalan con bandas y lentes de pedernal negro-castaño y

algunas laminaciones de limolita color violáceo. Hacia la cima de la formación, los

estratos de caliza siguen siendo micríticos de 0.20 y 1.0 m de espesor, color gris,

con algunas estilolítas. El pedernal se presenta principalmente en nódulos

predominando el color blanquizco sobre los de color castaño; también presenta

capas aisladas y lentes de pedernal castaño-negro. Los fósiles de Belemnites,

nódulos de fierro y pirita son abundantes en la porción media y superior de este

paquete. Una muestra de la base de la Formación Cupido en la Sierra de Coronado

fue analizada al microscopio, se describió como una roca de matriz micrítica, no se

distingue orientación ni laminación. Los componentes son principalmente bioclástos


87

de crinoides deformados; bivalvos pequeños (ostrácodos); foraminíferos globulares;

abundantes espículas y gasterópodos pequeños. Se clasificó como una biomicríta.

Una muestra de la cima, tiene matriz micrítica de color gris claro, con ligera

orientación y laminación. Los componentes son bioclástos bien orientados, bivalvos

pequeños, calciesferas y foraminíferos globulares no identificados. Se clasificó como

una biomicríta. El espesor de esta formación en la Sierra de Coronado se estimó de

unos 100 m.

Su edad fue determinada por Rogers et al. (1961) en base a los fósiles

Monopleura sp., Nerinea sp., astieridisous sp, característicos del Valanginiano al

Barremiano y Ancyloceras sp., comunes en las capas del Hauteriviano. Estos

ejemplares fueron colectados en la zona de Concepción del Oro, Zacatecas. De

acuerdo con Rogers et al. (1961), en este trabajo se asigna la edad de Hauteriviano-

Barremiano.

Formación La Peña, El nombre de Formación La Peña fue dado por Imlay

(1936) y la describió como un grupo de estratos calcáreo-arcillosos, que afloran en el

oriente de la Sierra de Parras, Coahuila.

Esta formación es la que tiene mayor expresión en la mayoría de las sierras del

sur-oriente de la Mesa Central. Aflora en las sierras La Ballena-Peñón Blanco,

Charcas, Coronado y Las Minas. Sus características litológicas son muy semejantes

en todas las sierras, donde consiste de una repetición rítmica de estratos de caliza

micrítica, caliza arcillosa, bandas de pedernal y en menor cantidad limolita.

En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, la Formación La Peña está constituida

por capas de caliza micrítica gris claro, en capas medias a gruesas (5-20 cm) que se

intercalan con bandas y lentes de pedernal negro y algunas laminaciones


88

esporádicas de limolita color rojizo claro. En ciertos horizontes presenta nódulos

pequeños de hematita. Su espesor es de unos 30 m, esto debido a que solo se

encuentra un remanente en la cumbre de la Sierra La Peña (Fig. 22) localizada al

sur del intrusivo Peñón Blanco, donde solo aflora la base de está formación.

En las sierras de Charcas y Coronado, la porción inferior está compuesta de

secuencias de capas de caliza delgada de color gris claro con nódulos pequeños de

hematita. Es común que algunas capas presenten evidencias de depósito atutóctono

y alóctono (micrita y arcilla), donde la parte alóctona es arcillosa con gradación

normal y laminación cruzada. Intercaladas entre las capas de caliza hay capas

delgadas y laminaciones esporádicas de limolita y bandas y lentes de pedernal

negro

La base de la Formación La Peña en la Sierra de Coronado, es una secuencia

de capas caliza, que adquieren tonos rojizos al intemperizar debido a su alto

contenido de pirita, ocasionando que en el campo se distingan franjas rojizas que

contrastan con el resto de la secuencia. En la parte media, hay aumento en el

contenido de capas de caliza arcillosa de 5-7 cm, presentan laminación fina,

gradación normal, laminación cruzada y abundancia de fósiles, sobre todo de

amonites y algunos Belemnites. Las capas de caliza se intercalan con bandas y

lentes de pedernal negro, laminaciones escasas de limolita y horizontes con lentes

de sílice hidrotermal. El paquete superior de la Formación La Peña en la Sierra de

Coronado, es una secuencia de capas de caliza micrítica de depósito autóctono, de

color gris de 10-20 cm y estratos de caliza arcillosa de 5-10 cm, que se alternan con

bandas onduladas de pedernal negro y capas aisladas de limolita. El contenido fósil

en este paquete es de amonites y turritelas.


89

En La Sierra de Coronado, en la zona de contacto con la Formación Cuesta del

Cura hay un horizonte de unos 10 m, donde predominan sedimentos terrígenos, los

que se encuentran intercalados con margas de color gris oscuro en estratos

delgados.

En el estudio de una lamina delgada de la base de la Formación La Peña en la

Sierra de Coronado, se observó una matriz ligeramente esparítica y microesparítica,

donde los componentes principales son: calciesferas, foraminíferos planctónicos

escasos del género Globutruncana sp., (?), bioclástos y bivalvos pequeños. Se

clasificó como una biomicríta. Una muestra de la secuencia de la cima de la Sierra

de Coronado, se observó: calciesferas, bioclástos de bivalvos pequeños

generalmente detríticos, espículas, clastos de equinodermos y pocos foraminíferos

globulares. Se clasificó como una biomicríta.

La Formación La Peña se encuentra muy deformada, con abundante desarrollo

de pliegues de dimensiones diferentes, recostados y recumbentes, los cuales en su

mayoría están rotos e imbricados, lo cual hace que el espesor de esta unidad sea

difícil de estimar por los múltiples despegues intraformacionales ocasionados por el

intenso fallamiento inverso, que ocasionó que la secuencia se imbricara varias

veces. En la Sierra de Charcas se estimó un espesor de 230 m y en la Sierra de

Coronado máximo 200 m.

En la Sierra Las Minas, la Formación La Peña, es una secuencia de capas plegadas

de caliza micrítica color gris en estratos delgados y medios (Fig. 31 A), que se

intercalan con caliza arcillosa laminar, con gradación normal y laminación cruzada

(depósito alóctono), bandas de pedernal color negro y esporádicamente limolitas en

estratos delgados y laminaciones. Son comunes en la zona de su base, bancos y

capas gruesas de brechas biocalcáreas (Fig. 31 B), donde se identificaron


90

fragmentos de fósiles de rudistas, corales, otros no identificados y fragmentos de

pedernal. Por su carácter turbidítico de los depósitos alóctonos, presencia de

brechas calcáreas, se considera que los sedimentos de la Formación La Peña se

depositaron muy cerca, o en el pie de un talud, posiblemente de la plataforma

carbonatada Valles-San Luis Potosí.

La edad de La Formación La Peña, de acuerdo con Cantú-Chapa (1963) quien

caracterizó la cima de esta formación en el norte de la República Mexicana, es del

Albiano tardío. Humprey (1949) en la Sierra de Los Muertos la consideró como del

Aptiano. En este estudio de acuerdo a los dos autores mencionados, se considera

Aptiano-Albiano.

Figura 31. A) En todas las localidades estudiadas la Formación La Peña está muy deformada, aquí se observa una secuencia plegada de capas delgadas de caliza micrítica y bandas aisladas de pedernal negro, B) La Formación La Peña presenta en un mismo estrato depósito alóctono y autóctono, la parte alóctona es una brecha calcárea donde abundan los fragmentos de fósiles. Fotografías tomadas en la Sierra Las Minas (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276562-2503981 B) 277325-2503485).

Las formaciones Cupido y La Peña fueron estudiadas por Ross (1979) en la

Sierra de Real de Catorce, quien las agrupó como Formación Tamaulipas Superior e

Inferior, esto con el fin de tratar de uniformizar la nomenclatura utilizada en las

localidades del nororiente de México en la Sierra Madre Oriental. Sin embargo, para

fines prácticos en este trabajo se sigue utilizando la nomenclatura original utilizada

para los afloramientos de la Cuenca Mesozoica del Centro de México.


91

Formación Cuesta del Cura, fue descrita por Imlay (1936) quien designó su

localidad tipo en la Sierra de Parras, Coahuila. Esta unidad corresponde a las rocas

calcáreas de agua profunda de la Cuenca Mesozoica del Centro de México.

La Formación Cuesta del Cura tiene su mayor expresión en la porción norte de

la Sierra La Ballena-Peñón Blanco y Sierra de Las Minas. En la mayoría de las

localidades exhibe una litología muy parecida, que consiste de una estratificación

rítmica de capas delgadas a medias de caliza y pedernal que se conserva de la base

a la cima.

En norte de La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco, su base es una secuencia

de capas de 5-20 cm de caliza micrítica color gris claro, con intercalación de bandas

de pedernal negro, con estratificación ondulada de 3-10 cm. Conforme se va hacia

su cima, las capas de caliza son micríticas y intercalan con capas delgadas de caliza

arcillosa con gradación, desminuyendo el pedernal tanto en bandas como en

nódulos. En su cima, cerca del contacto con la Formación Indidura las capas son

más arcillosas y empiezan aparecer estratos de limolita disminuyendo notablemente

el pedernal. Su espesor en el norte de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco es de unos

40 m.

En los afloramientos de la porción sur de la Sierra de Coronado, la Formación

Cuesta del Cura, está compuesta en su base por estratos de caliza micrítica de 10 a

30 cm, color gris oscuro, que se intercalan con bandas delgadas de pedernal color

castaño a negro, capas delgadas de caliza arcillosa color violáceo con gradación

notoria y algunas capas aisladas de limolita. Hacia su cima las capas de caliza son

más delgadas de 5 a 15 cm, con intercalación más homogénea de bandas de

pedernal que varían de 3 a 10 cm, aumentando también las capas de caliza arcillosa

color rosáceo. Ya cerca de su contacto con la Formación Indidura, los estratos de


92

pedernal disminuyen y la caliza arcillosa y sedimentos terrígenos aumenta. Una

lámina delgada tomada de una muestra de la Formación Cuesta del Cura en la

Sierra de Coronado, se describió como una roca de matriz micrítica-microesparítica,

donde los componentes son: calciesferas (probablemente radiolarios), foraminíferos

planctónicos globulares del tipo Hedbergella sp., y bioclástos de equinodermos y

bivalvos. Se clasificó como una biomicríta. Esta formación presenta plegamiento

intenso, formando un sinnúmero de pliegues chevron recostados e imbricados por el

acortamiento laramídico, lo que ocasionó alteraciones en su espesor original. Para la

sierra de Coronado se estimó un espesor de 80 m.

En la Sierra Las Minas (Fig. 32) la base de la Formación Cuesta del Cura, la

forman paquetes de capas delgadas muy plegadas, con estratificación rítmica de

caliza micrítica con bandas de pedernal y algunas laminaciones de arcilla color rosa

(Fig. 33 A y B). En lámina delgada se observó un 50% de bioclástos, que son

calciesferas y foraminíferos planctónicos. Se clasificó como una biomicríta. En el

paquete de la base también hay horizontes de brechas calcáreas con intraclástos

hasta de 5 cm, redondeados a sub-redondeados, que en la lámina delgada se

observa fragmentos de bivalvos y foraminíferos bentónicos. En su nivel superior

predomina una secuencia de estratos delgados a medios de caliza margosa. En

lámina delgada para el nivel superior es una masa micrítica, con bioclástos de

foraminíferos planctónicos y calciesferas. Además, las capas de caliza arcillosa

laminada son abundantes. Su espesor en la Sierra Las Minas se estimó de 60 m.

En las sierras de Charcas solo hay remanentes de La Formación Cuesta del

Cura, ya que en esta localidad la mayor parte del Cretácico medio y tardío se

erosionó.


93

Ice (1979) estudió la Formación Cuesta del Cura en La Sierra de Catorce, quien

la situó desde el Albiano medio hasta el Cenomaniano tardío. En este trabajo se le

asigna la misma edad propuesta por Ice (1979).

Formación Indidura, esta formación fue estudiada por Kelly (1936)

describiéndola por primera vez en las laderas orientales del Cerro Indidura, en la

región de Delicias, Coahuila.

La Formación Indidura aflora en la porción norte y sur de la Sierra La Ballena-

Peñón Blanco, en los flancos norte y sur de la Sierra Las Minas, en la porción

oriental y sur de la Sierra de Coronado. En la Sierra de Charcas, solo quedaron

algunos vestigios en su porción NE.

En la sierra de La Ballena-Peñón Blanco, La Formación Indidura, está

compuesta en su porción basal y media por una secuencia de capas de caliza de 10-

40 cm, color gris oscuro, carbonosa, que se intercalan con capas de caliza arcillosa

color violáceo de 5-10 cm y en menor cantidad, estratos delgados de limolita. El

pedernal es color negro y es más abundante en el paquete basal, se presenta de

forma aislada en nódulos y bandas delgadas. En el paquete de la porción media de

la Formación Indidura abundan las capas delgadas de caliza arcillosa color gris a

ligeramente violáceo, con intercalación de estratos de limolita de coloración gris-

violácea. El pedernal en este nivel medio está presente esporádicamente. En la

secuencia superior de la Formación Indidura, sobresale una alternancia de capas

delgadas de caliza arcillosa color gris claro y laminaciones de limolitas calcáreas

color gris claro. También es común ver lentes aislados de caliza hasta 1 m y capas

de arenisca de espesor medio cerca del contacto con la Formación Caracol. Un

rasgo sobresaliente, es la presencia de franjas y manchones de color oscuro


95

Figura 33. La litología de la Formación Cuesta del Cura es muy uniforme para la mayoría de las localidades estudiadas. En las fotografías se observa la estratificación rítmica de capas delgadas con pedernal y caliza, y la deformación a que fue sujeta esta formación. Fotografías de los afloramientos de la Sierra Las Minas. (Coordenadas

UTM, NAD-27, A) 276870-2503622, B) 276 791-2503 680).

producto del reemplazamiento por sílice de algunos paquetes dentro de esta

formación.

El espesor de la Formación Indidura en la Sierra de Peñón Blanco es difícil de

estimar con precisión, debido a la deformación que experimentó durante el

acortamiento laramídico. Se estimó un espesor de unos 100 m. En los estratos de su

base, de identificaron algunos ejemplares de Inoceramus Labiatus, fósil índice de

esta formación.

En la Sierra Las Minas (Fig. 32), la base de la Formación Indidura está

compuesta por una interestratificación de capas de caliza micrítica de 10-20 cm y

estratos de caliza arcillosa laminada y en ocasiones carbonosa de 5-20 cm color

gris, y capas delgadas de lutita y limolita (Fig. 34 A). También en este paquete se

llegan a encontrar lentes calcáreos brechosos hasta de 2m, con fragmentos

pequeños de pedernal y fósiles no identificados.

En la secuencia de la parte media y superior de la Formación Indidura,

predominan las capas de limolita de 3-20 cm intercaladas con estratos de caliza

arcillosa laminada (Fig. 34 B). En la transición con la Formación Caracol, los


96

Figura 34. La Formación Indidura se caracteriza por su contenido alto de terrígenos, A) su poción basal consiste de una alternancia de capas de caliza arcillosa y limolita, B) en su parte media abundan las capas de caliza arcillosa y limolita. Fotografías tomadas en la porción sur de la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 277308-

2503 409, B) 276736-2503 757).

depósitos de la Formación Indidura de la Sierra Las Minas empiezan a presentarse

capas aisladas de arenisca feldespática, lutitas físiles y lentes y capas de caliza

carbonosa negra. En el nivel donde desaparecen las capas de caliza arcillosa y

carbonosa, se marcó el contacto con la Formación Caracol. El espesor de la

Formación Indidura en la Sierra Las Minas es arbitrario, debido al plegamiento fuerte

y despegues intraformacionales sufridos durante el acortamiento. Sin embargo, se

estimó de máximo 80 m.

En la Sierra de Coronado, los afloramientos de la Formación Indidura se

localizan en su porción sur y flanco oriental. En la zona de contacto con la

Formación Cuesta del Cura que le subyace, empieza con un paquete de estratos

delgados de caliza arcillosa intercalados con bandas y lentes aislados de pedernal

negro-castaño y capas de limolita color violáceo. En el paquete de la porción media

de la Formación Indidura, el predominio es de capas delgadas a medias de caliza

arcillosa de color café grisáceo-violáceo con laminación fina, algunas de esas capas

presentan diastratificación, y se intercalan con bancos y capas de limolita color

violáceo amarillento. Hacia la cima la caliza tiende a desaparecer, predominando los


97

sedimentos terrígenos, principalmente capas delgadas de lutita, limolita y en menor

cantidad arenisca.

Los sedimentos de la parte superior de la Formación Indidura en esta porción

de la Mesa Central, representan los primeros aportes del “flysch” que rellenaron la

Cuenca Mesozoica del Centro de México en el Cretácico tardío.

El espesor de esta formación en la Sierra de Coronado se tomó de las

secciones geológicas, considerando unos 100 m. La fauna reconocida en la

Formación Indidura, se limitó a algunos Inoceramus labiatus, que es su fósil índice.

Imlay (1936), en su estudio de la Sierra de Parras, Coahuila, reportó el fósil

Inoceramus labiatus, del Turoniano. Kelly (1936) en su reporte de la geología de los

valles de Acatita y Las Delicias, Coahuila, en base a fauna encontrada en horizontes

fosilíferos de Echinoidea, Pelecipod y Cephalopoda, da una edad del Cenomaniano-

Turoniano. En este estudio y de acuerdo al fósil Inoceramuslabiatus localizado en

varios de los afloramientos, se asignó a la Formación Indidura la edad turoniana.

Formación Caracol, Imlay (1936) nombró como Formación Caracol a los

afloramientos localizados en la Sierra de Parras, Coahuila. Sus características

litológicas que presenta en su localidad tipo, se han extendido hasta la Cuenca

Mesozoica del Centro de México, donde se considera un depósito de tipo “flysch”,

proveniente de la destrucción de los arcos de la porción occidental de México (Tardy

et al., 1975).

La Formación Caracol en el área de estudio se encuentra formando extensos

lomeríos en gran parte del oriente y sur de la Mesa Central. Su litología

predominante es una secuencia de capas de arenisca feldespática y lutita físil. Por lo


98

general está cubierta por depósitos de grava y aluvión y remanentes de rocas

volcánicas terciarias y cuaternarias.

La Formación Caracol se localiza en ventanas aisladas en gran parte del área

estudiada rodeando a los núcleos de las sierras que se levantaron y que exhiben

rocas mesozoicas más antiguas.

En el flanco poniente de la Sierra de Salinas-Peñón Blanco, afloran ventanas

de la Formación Caracol entre las gravas de la ladera de la sierra; su litología

consiste de una secuencia de capas de lutita físil de 10-30 cm, color café rojizo, que

se intercalan con estratos de arenisca de de 5-40 cm, color verde-ocre, cuyos

componentes principales son granos de cuarzo, feldespato y muscovita. Se

encuentra plegada, con muchos de sus pliegues rotos e imbricados. Su espesor en

esta porción de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco se desconoce.

En la Sierra Las Minas (Fig. 32), es una secuencia formada de capas delgadas

a medias de arenisca, de color verde ocre, compuesta por arena gruesa a media,

donde sus componentes principales son cuarzo de 1-4 mm, feldespatos de 2-3 mm y

muscovita, además de pequeños fragmentos de otras rocas. Las capas de arenisca

se intercalan con capas de lutita físil en capas de 3-40 cm, color gris verdoso y en

algunos sitios llegan a tener hasta 1 m de grueso.

La Formación Caracol presenta plegamiento intenso, formando pliegues

recostados y fallamiento inverso resultado de la orogenia Laramide. Además se

desconocen sus contactos inferior y superior, ya que por lo general en los sitios

donde afloran las rocas mesozoicas más antiguas su contacto con ellas es por falla,

lo cual hace difícil estimar su espesor.


99

La edad de la Formación Caracol sugerida para este trabajo, es la que

determinó Carrillo-Bravo (1982), en su estudio de la Cuenca Mesozoica del Centro

de México, del Coniaciano hasta el Maastrichtiano.

III.2.4 Terciario

En las localidades de la porción oriental de la Mesa Central que se

seleccionaron para este estudio, se encuentran cuerpos intrusivos graníticos y

granodioríticos no deformados, andesita, domos dacíticos y depósitos piroclásticos

de edad Eoceno, que se encuentran en las márgenes de las sierras y alineados

sobre las trazas de las fallas NW-SE que seccionan las sierras. En algunos casos,

como en la porción sur de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco hay vestigios de

afloramientos de clásticos continentales del Eoceno medio, remanentes de rocas

piroclásticas del Oligoceno y basaltos del Mioceno.

En la sierra La Ballena-Peñón Blanco, se han realizados diversos estudios, la

mayoría de ellos encaminados a resolver el aspecto estratigráfico, ya que es una de

las localidades donde afloran las rocas Triásico tardío que son las más antiguas del

área. Dentro de estos estudios se hace referencia a las rocas volcánicas y cuerpos

intrusivos que afloran en esta localidad. (Chávez-Aguirre, 1968; Labarthe-Hernández

et al., 1982; Silva-Romo, 1993; Mújica-Mondragón y Jacobo-Albarrán, 1983; Aranda-

Gómez et al., 2007; Barajas-Nigoche, 2008).

La distribución de algunos de los cuerpos intrusivos coincide con la traza de la

falla La Ballena (Fig. 22), y el resto se relacionan con el sistema de fallas normales

N60°-70°W que seccionan la sierra de Salinas-Peñón Blanco. Los diques se

encuentran emplazados dentro de las fallas mayores que separan los bloques de la

sierra.


100

En la parte central norte de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 22) afloran

varios cuerpos intrusivos graníticos en forma de apófisis, diques y diquestratos,

sobresaliendo el de Peñón Blanco, el cual tiene forma alongada en forma de gota de

agua invertida. Su eje principal de 3.5 km de largo por 2.0 km en su parte mas ancha

y una altitud de 2700 msnm. La roca es de color gris claro, de textura porfirítica,

felsofírica, con fenocristales de cuarzo de 2-4 mm, ortoclasa hipidiomorfa de 1-3 mm,

plagioclasa dispersa de 1-2 mm, muscovita, biotita y como mineral accesorio

turmalina neumatolítica

Para este trabajo se obtuvo una edad del Granito Peñón Blanco K-Ar de

51.5±1.4 Ma en base a muscovita (Tabla 1). También hay otros trabajos donde se

han reportado fechamientos de este granito representados en la Tabla 2 (Mújica-

Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) K-Ar con muscovita 48.0±4.0 Ma; Solé et al.

(2007) K-Ar con muscovita 51.0±2 Ma; Aranda-Gómez et al. (2007) con 40Ar/39Ar,

con muscovita 50.94±0.47 Ma.

En la porción meridional de la sierra La Ballena-Peñón Blanco, se localiza una

meseta alargada formada por los dos miembros la ignimbrita Panalillo (Fig. 22). Esta

unidad fue reconocida como tal, en los afloramientos del Campo Volcánico de San

Luis Potosí, donde se describen sus dos miembros piroclásticos, el inferior sin soldar

y el superior soldado (Labarthe-Hernández et al., 1982)

En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, el miembro Inferior inició con la erupción

de un depósito delgado de oleada piroclástica, continuando con un flujo de ceniza

fina sin soldar, de color blanco, con fragmentos de pómez sin colapsar y horizontes

donde hay predominio de líticos pequeños de 0.5 a 1.0 cm. Este depósito se

erosionó rápidamente y solo se conservó en depresiones antes de la erupción del

miembro Superior, ya que no aflora en muchos sitios.


101

El miembro Superior, es una roca color café rojizo, de textura porfirítica, con un

5-8% de fenocristales de cuarzo, sanidino y ferromagnesianos alterados a óxidos de

fierro. La pómez se presenta bien colapsada formando estructura de “fiamé”, su

matriz está desvitrificada. El miembro Superior de la ignimbrita Panalillo, está bien

soldado de la base hasta su cima, presentando un vitrófido basal lenticular color

negro. El espesor del miembro Superior de la ignimbrita Panalillo no rebasa los 12

m. Para este trabajo se obtuvo una edad K-Ar para el miembro Superior, con roca

completa, de 29.4±0.7 Ma. (Tabla 1).

En la parte sur de la Sierra La Ballena Peñón Blanco, sobre las rocas marinas

del Cretácico tardío y debajo de la ignimbrita Panalillo, afloran depósitos clásticos

continentales compuestos de horizontes de arena fina con abundante muscovita,

poco consolidados con gradación y estratificación cruzada. Los horizontes de arena

se intercalan con capas delgadas de limo y grava fina formada de fragmentos

redondeados de arenisca, caliza, lutita y pedernal. Su edad pude corresponder a los

sedimentos clásticos continentales de la Formación Cenicera del Eoceno medio, del

norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (Labarthe-Hernández et al., 1982), o

bien, ser contemporáneos con los Lechos Rojos de Pinos, cuya edad reportada K-Ar

en sanidino es de 32.3±1.5 Ma, obtenida de un flujo de ceniza intercalado entre ellos

(Aranda-Gómez et al., 2007).

En la margen NNE de la Sierra de Charcas, aflora el intrusivo El Temeroso y

diques asociados (Fig. 23). Butler (1972) los clasificó como una cuarzolatíta con

biotita. El cuerpo principal aflora en la periferia de la mina de Charcas, se trata de

una roca de color gris a gris verdoso, de textura holocristalina, porfirítica, con un 25-

30% de fenocristales de 3-5 mm de plagioclasa, cuarzo y biotita. Al microscopio se

observan fenocristales de cuarzo y plagioclasa de 2-4 mm zonificados y biotita de 1-


102

2 mm. El componente principal de la matriz es feldespato potásico. Los minerales

accesorios son apatito y zircón, y los opacos son magnetita-ilmenita. La proporción

de fenocristales es, plagioclasa > cuarzo>sanidino≥biotita. Se clasificó como un

pórfido cuarzomonzonítico

Este intrusivo presenta en sus márgenes una aureola intensa de

metasomatismo de contacto, donde se encuentran los minerales típicos de “skarn”

(wollastonita, andradita, damburita, epidota y granate). Los minerales económicos

son zinc, plomo, cobre y plata. El cuerpo principal y diques asociados están

emplazados paralelos al sistema de fallas N65°-80°W (Fig. 23). Otro conjunto de

diques de la misma composición que el cuerpo principal se localiza en el bloque

norte de la Sierra de Charcas, en un patrón de orientación N35°W (Fig. 23).

Hay dos fechamientos reportados para el intrusivo Temeroso, uno de K-Ar en

biotita obtenido por Butler (1972), de 46.6±1.6 Ma y otro por Mujíca-Mondragón y

Albarrán-Jacobo (1983), en base a ortoclasa, de 43±3 Ma (Tabla 2).

En la Sierra de Charcas, en su margen oriental (Fig. 22), afloran ventanas de la

andesita Zapatilla descrita por Tristán-González y Torres-Hernández (1992), como

una roca color café oscuro-verdoso, de textura porfirítica, con 5-8% de fenocristales

de 1-2 mm de plagioclasa, ferromagnesianos alterados, con abundantes amígdalas

rellenas de calcedonia. En algunos sitios se presenta cloritizada y silicificada. Al

microscopio se aprecia microfenocristales prismáticos de clinopiroxeno y

ortopiroxeno, donde los fenocristales de piroxeno están reaplazados por calcita. Se

clasificó como una andesita de piroxenos.

La edad de la andesita Zapatilla, está dada tentativamente por su posición

estratigráfica con la dacita Charcas que la sobreyace, cuya edad es 45.2±1.0 Ma, y

por su semejanza litológica con la andesita Casita Blanca que aflora a unos 50 km al


103

sur en la zona de Ahualulco de 45±1.1 Ma (obtenida para este estudio, Tabla 1), se

considera provisionalmente la misma edad de la andesita Casita Blanca.

Otra roca que aflora entre las gravas de la margen oriental de la Sierra de

Charcas (Fig. 23), es la dacita Charcas (Tristán-González y Torres- Hernández,

1992); es una roca color café con tonos rosas, textura porfirítica con un 15% de

fenocristales de sanidino de 2-7 mm, cuarzo euhedral hasta de 8 mm y biotita

alterada, en una matriz desvitrificada fluidal. Esta roca está cloritizada y hematizada.

Al microscopio se observó una proporción, plagioclasa > cuarzo > biotita. El sanidino

es microcristalino presente solo en la matriz y los accesorios son apatito y zircón. Se

clasificó como una dacita.

Esta lava tiene aspecto de haber sido muy viscosa, se observan pocos planos

de fluidez, pero en los sitios donde se le puede identificar, estos son de ángulo alto

entre 60 y 80º.

La edad de la dacita Charcas, determinada por K-Ar, en roca entera para este

estudio es de 45.2±1.0 Ma (Tabla 1).

La roca volcánica más joven que aflora en la margen oriental de la Sierra de

Charcas, es una ignimbrita bien soldada que aflora en ventanas pequeñas entre las

gravas que cubren gran parte de la ladera oriente de la Sierra de Charcas. En este

trabajo se le da el nombre de ignimbrita Charcas, la cual pudiera pertenecer a la

ignimbrita Guanamé reportada por López-Linares (1982).

La ignimbrita Charcas (Fig. 23), es una roca de color café con tono rosa, de

textura porfirítica, con un 5-10% de fenocristales de sanidino, cuarzo de 2-4 mm y

ferromagnesianos alterados. Contiene líticos abundantes y pómez bien colapsada,

con matriz desvitrificada. Al microscopio se observó una proporción más o menos

igual de sanidino y cuarzo, la mayoría rotos, como accesorios hay zircón, apatito y


104

minerales opacos diseminados en la matriz. La base de esta ignimbrita vista en la

periferia oriente de la población de Charcas (Fig. 23) es un paquete de oleada

piroclástica y en su cima está bien soldada con reomorfismo y los fenocristales son

de sanidino, cuarzo y biotita, los líticos están aislados.

La edad de esta ignimbrita no se determinó para este estudio, pero puede ser

semejante a la obtenida por Labarthe-Hernández y Jiménez-López (1991) por K-Ar

de roca completa, de 32.7±1.6 Ma, para los afloramientos de la ignimbrita Guanamé

de la zona del Estribo, en el poniente de la Sierra de Charcas.

En la Sierra Las Minas, en su margen sur-oriente y paralelo a la falla del flanco

NE de la sierra (Fig. 32), se encuentran dos diques de andesita de orientación NW

25º SE, que cortan a la Formación Caracol y sedimentos clásticos de la Formación

Cenicera. Una de las muestras para fechamiento se tomó en la continuación al SE

de los diques de San Antonio del Rúl, fechada por K-Ar, roca completa, la cual dio

45.5±1.1 Ma, que corresponde a la edad de la andesita Casita Blanca

En el bloque norte de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 22), afloran lavas

basálticas que aquí se le nombra como basalto Tecomate. Es una roca fluidal

morado oscuro, con 10% de fenocristales de 3-5 mm de honrblenda y 5% de

plagioclasa, en matriz desvitrificada. La edad K-Ar de roca entera determinada para

este trabajo fue de 6.5±0.4 Ma (Tabla 1).

En la porción nor-oriental de la Sierra de Charcas, y nor-occidental y norte de la

Sierra de Coronado (Fig. 19 y 24), se localizan una serie de conos volcánicos de

lavas basálticas, que Luhr et al. (1995) describieron como cuellos volcánicos

formados por lavas hawaíticas y le determinaron una edad por K/Ar de 10.6-13.6 Ma.

A estos conos volcánicos le dieron el nombre de Campo Volcánico Los Encinos. La

mayoría de estos conos se encuentran alineados en un patrón NW-SE, paralelo a


105

las fallas que seccionaron las sierras vecinas (Fig. 19). Una de las fallas del bloque

norte de la Sierra de Coronado (Fig. 24) tiene alojado en su traza diques de basalto

y piroclásticos. Este basalto coincide con la alineación de los conos de rocas

basálticas del Campo Volcánico de Los Encinos, descritos por Luhr et al. (1995).

III.3 Secuencia estratigráfica de la Cuenca de Ahualulco

En la porción norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (Fig. 15 y 35), se

localiza la Cuenca de Ahualulco, la cual está rellena de depósitos clásticos,

epiclásticos, piroclásticos y lavas que formaron domos exógenos. El basamento pre-

volcánico en el sector norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí está

compuesto por rocas marinas del Cretácico tardío, y por sedimentos clásticos

continentales del Eoceno, que fueron cubiertos por un paquete de depósitos

piroclásticos y domos exógenos compuestos de lava dacítica en el Oligoceno. La

nomenclatura de las unidades volcánicas del Oligoceno que afloran en el norte del

Campo Volcánico de San Luis Potosí, donde se localiza la Cuenca de Ahualulco,

fueron nombradas originalmente por Labarthe-Hernández y Tristán-González (1981).

El mapa geológico que se presenta en la Figura 35, se actualizó por el autor para la

realización de este trabajo de tesis. A continuación se describen brevemente estas

unidades representadas en las columnas estratigráficas compuestas de cuatro

sectores de la cuenca (Fig. 36).y el mapa geológico correspondiente (Fig. 35).

III.3.1 Secuencia cretácica marina

Las rocas más antiguas reconocidas en el sector norte del Campo Volcánico de

San Luis Potosí son rocas marinas del Cretácico depositadas en la Cuenca

Mesozoica del Centro de México (Martínez-Pérez, 1972; Carrillo-Bravo, 1982;


107

Figura 36. Columnas estratigráficas compuestas de cuatro sectores dentro de la Cuenca de Ahualulco, en el norte del campo Volcánico de San Luis Potosí. (Para su ubicación ver el mapa geológico de la Figura 35).

Aguallo et al., 1985). La secuencia estratigráfica que aflora en el NW de la Cuenca

de Ahualulco corresponde a la Sierra Las Minas, descrita en la sección III.2.3,

correspondiente a las formaciones La Peña, Cuesta del Cura, Indidura y Caracol

(Fig. 32).

III.3.2 Secuencia clástica y volcánica del Eoceno.

Formación Cenicera, durante el Eoceno temprano-medio se acumuló una

secuencia de depósitos clásticos continentales, a los que se les dio el nombre de

Formación Cenicera, depositada discordantemente sobre la Formación Caracol

(Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982).


108

Estos sedimentos continentales son depósitos fluvio-lacustres compuestos en su

base por predominio de capas de arenisca cementada en matriz calcárea color

amarillento, con abundantes fragmentos de cuarzo que se intercalan con capas de

conglomerado de fragmentos bien redondeados de caliza, arenisca, lutita y pedernal.

En su parte media la Formación Cenicera presenta bancos de limo color rojizo con

vetas delgadas de yeso, dentro de los cuales aparecen lentes y capas de arenisca y

conglomerado con fragmentos bien redondeados de arenisca > caliza > lutita >

pedernal > granito > andesita > dacita. Su porción superior es un paquete de limo

con tonos rojizos y verdosos, con vetas delgadas de yeso y capas esporádicas de

conglomerado y arenisca. Por lo general el deposito de la Formación Cenicera está

ligeramente cloritizado y oxidado. La composición mineralógica de los clástos de

granito es de fenocristales de ortoclasa, cuarzo, biotita y muscovita, muy semejante

a la del granito Peñón Blanco localizado a unos 100 km al poniente de la Cuenca de

Ahualulco, lo que sugiere la posibilidad de que estos tengan su fuente en esa

localidad, puesto que no hay otros intrusivos cercanos con esas características. Los

afloramientos más importantes de la Formación Cenicera se localizan en la porción

poniente de la Cuenca de Ahualulco (Fig. 35), donde se encuentran cubiertos por

coladas de lava e intrusionados por diques de la andesita Casita Blanca de edad

45.5±1.1 Ma (obtenida para este estudio, Tabla 1), por lo que la edad de los

clásticos de la Formación Cenicera solo se puede inferir como pre-Eoceno medio,

pues hasta el momento no hay otro estudio en esta área, que determine con

exactitud su edad.

Andesita Casita Blanca, los afloramientos principales de de la Andesita Casita

Blanca se localizan en la porción occidental de la Cuenca de Ahualulco, al NW del


109

Centro Volcánico de Ahualulco. En la localidad de Casita Blanca, se encuentra el

mayor volumen de esta andesita. La descripción de una muestra de su porción

basal, consiste en una roca color gris oscuro a negro, de textura porfirítica con

menos 5% de fenocristales de 1-3 mm de biotita y plagioclasa en fenocristales <2

mm, en matriz afanítica, la matriz la forman agregados de plagioclasa. En general la

mayor parte de la roca se encuentra cloritizada y en ocasiones muy oxidada. Hay

horizontes de peperítas en algunos sitios, lo que sugiere interacción con agua. Su

depósito en sitios dispersos formando pequeños volcanes como el de Casita Blanca

y diques con orientación NW-SE.

La andesita Casita Blanca se depositó sobre los clásticos continentales de la

Formación Cenicera, a los cuales también intrusionó a manera de diques. Se

clasificó como andesita-basalto sub-alcalina y de alto K (Tabla 3, Fig. 41). Para este

trabajo se obtuvieron dos edades K-Ar de roca entera, la del volcán Casita Blanca

dio 44.4±1.0 Ma y la del dique del Charco de Lobo de 45.5±1.1 Ma (Tabla 1).

III.3.3 Secuencia volcánica y volcaniclástica del Oligoceno

Domos de dacita Jacavaquero y latita Portezuelo, la base de la secuencia

volcánica del Oligoceno, está formada por un grupo de domos volcánicos de dacitas

o riodacitas, ricas en K (Tabla 3), que rellenaron la mayor parte de la Cuenca de

Ahualulco. En este estudio se determinaron edades K-Ar de roca total para la Dacita

Jacavaquero de 31.6±0.8 Ma y para la Latita Portezuelo de 31.0±0.7 Ma (Tabla 1). El

mayor porcentaje del volumen de estos productos volcánicos del área de la Cuenca

de Ahualulco corresponde a estos domos, y el restante son flujos piroclásticos

asociados a etapas iniciales de apertura del conducto por donde se inyectaron las

lavas. Para determinar la estructura de las lavas que formaron domos de la dacita


110

Jacavaquero y latita Portezuelo, se establecieron varios criterios basados en

características físicas y estructurales que conducen a determinar los centros de

emisión, porciones medias y distales de los lóbulos de lava: 1) zona central,

corresponde a la masa de lava que se encuentra sobre o en la periferia del conducto

por donde ascendió la lava, la cual se puede determinar por medición de planos de

fluidez de la lava, los cuales son por lo general de ángulo alto 60º-90º; zona de

alteración producto de la intensa actividad fumarólica posterior a la salida de la lava,

que forma huecos abundantes que se rellenaron con calcedonia y óxidos de fierro y

zonas de brechamiento; caparazones formados de costras de vitrófido y zonas

desvitrificadas irregulares, con depósito en fracturas de opalina, calcedonia, óxidos

de fierro y manganeso, litofísas y zonas de esferulitas. El aspecto de la zona central

es masiva, caótica y brechosa, y por lo general forma la porción mas elevada del

domo. 2) zona media, la colada de lava tiende a derramar radialmente cuando el

domo se formó en una zona puntual sobre la fisura alimentadora, o bien derramar

hacia ambos lados cuando el conducto es a lo largo de una fractura. En esta porción

media, debido al enfriamiento diferencial de la lava se forman tres zonas de

enfriamiento vertical, generando sistemas de diaclasas paralelas y perpendiculares

al flujo; la basal desarrolla diaclasas planares, en la porción media columnares

(estructura de palizada) y en la superior planares culminando en su cima con zonas

masivas del caparazón. En la base de la colada que forma el lóbulo, se forma una

brecha de desintegración por autobrechamiento. Los planos de fluidez en está zona

son de ángulo bajo menores a 30º y pueden desarrollar pliegues dependiendo de la

viscosidad de la lava, 3) la zona distal, los domos de la latita Portezuelo desarrollan

un sistema de diaclasas delgadas conocidas como “palizada”, formando abanicos en

el frente de la rampa frontal u “ojiva”, aquí los planos de fluidez de la lava pueden ser


111

de alto ángulo e inclusive desarrollar zonas de brecha, las brechas de desintegración

basal son de fragmentos más gruesos que en la porción media del lóbulo. Las

diaclasas de la latita Portezuelo en la zona de la Cuenca de Ahualulco tienen

inclinaciones promedio de 70º SW, lo cual marca un basculamiento al NE de los

lóbulos de la latita Portezuelo, esto por el criterio de que las columnas se formaron

perpendicular al flujo de lava.

Dacita Jacavaquero, el derrame de lava de la dacita Jacavaquero representa la

base de las rocas volcánicas del Oligoceno y se localiza en la porción occidental de

la Cuenca de Ahualulco (Fig. 35). Es un derrame de lava con textura porfirítica,

compuesto de fenocristales de plagioclasa, honrblenda, biotita en una matriz de

microlitos de plagioclasa y magnetita, circón y apatito como minerales accesorios. La

matriz es un agregado felsítico que se interpreta como un vidrio desvitrificado, con

una fabrica fluidal. La Dacita Jacavaquero formó domos exógenos. Su fuente

alimentadora se identificó por análisis de planos de fluidez de la lava que son de alto

ángulo en su parte central, depósitos de fase de vapor (oxido de fierro y calcedonia)

y zonas brechadas con calcedonia entre sus clástos. Su cúpula la forma un

caparazón grueso de brecha con zonas silicificadas. Con análisis químico se

clasificó en el límite de las dacita (Tabla 3, Fig. 41). La edad para este estudio K-Ar,

de roca total para la Dacita Jacavaquero fue 31.6±0.8 Ma (Tabla 1). La dacita

Jacavaquero sobreyace a la Formación Cenicera y subyace a la ignimbrita

Membrillo.

Ignimbrita Membrillo, aflora principalmente en la porción norte de la Cuenca de

Ahualulco. Esta ignimbrita varía en cuanto espesor y litología, de acuerdo al domo


112

de latita Portezuelo a que se asocia, en algunos sitios solo es un capa de oleada

piroclástica y en otros forma uno o más flujos de ceniza.

En la porción norte de la cuenca (Fig. 35), la ignimbrita Membrillo consta de

cuatro flujos de ceniza. El inferior es una secuencia de oleadas piroclásticas de

ceniza fina color blanquizco, con estratificación cruzada, separados por capas

gruesas de epiclásticos color verde oscuro. Sobre las oleadas piroclásticas basales,

se depositó un flujo de ceniza sin soldar de color rosáceo que puede alcanzar hasta

2 m de espesor, con fenocristales de cuarzo, sanidino, pómez sin colapsar hasta de

0.5 cm de diámetro y líticos aislados de arenisca. El espesor de este flujo es de 15-

20 m.

La ignimbrita intermedia, es un flujo de ceniza color café rosáceo, de textura

porfirítica, con 10-15% de fenocristales de 1-2 mm de cuarzo, sanidino, pómez

colapsada y líticos pequeños, en matriz desvitrificada, bien soldada. Este flujo tiene

un espesor de 10-15 m.

La ignimbrita superior, se inicia con una oleada piroclástica, sobre la cual se

depositó un flujo de ceniza sin soldar que evolucionó hacia su cima a un flujo

soldado, de textura porfirítica, color rojizo, con 5-10% de fenocristales de 2-3 mm de

cuarzo, sanidino y ferromagnesianos alterados, en matriz desvitrificada. La

ignimbrita Membrillo se depositó sobre la lava de la Andesita Casita Blanca,

Formación Cenicera o dacita Jacavaquero, y subyace a la latita Portezuelo. Debido a

la asociación que presenta con la latita Portezuelo se sugiere que la ignimbrita

Membrillo pudiera ser la fase inicial explosiva riolítica previa al la salida de la lava de

la latita Portezuelo. Para este trabajo se determinó una edad K-Ar de roca completa,

de 32.2±0.8 Ma (Tabla 1)


113

Latita Portezuelo, esta unidad es la más extendida dentro de la Cuenca de

Ahualulco, sobre todo en su porción central donde forma cadenas de domos

exógenos con orientación NW-SE (Fig.35). La latita Portezuelo es una roca de

textura porfirítica con un 20-25% de fenocristales de plagioclasa 3-8 mm, sanidino 2-

3 mm y cuarzo escaso, su matriz está desvitrificada y consiste básicamente de

microlitos de plagioclasa. Los minerales accesorios son circón, apatito, magnetita

abundante y hematita diseminada en la matriz. La estructura de los domos de la

latita Portezuelo se definió tomando en cuenta características físicas de su

estructura interna tanto de su zona de fuente como de sus lóbulos. El aspecto poco

fluidal y desarrollo de poca longitud en la extensión de sus lóbulos hace pensar que

la lava era muy viscosa y que por lo tanto sus coladas no tuvieron mucha longitud y

se acumularon muy cerca del conducto formando domos exógenos. La latita

Portezuelo se clasificó con análisis químico de elementos mayores, en el limite de

las dacitas (Fig. 41, Le Bas et al., 1984). Para este trabajo se determinó una edad K-

Ar de roca entera, de 31.0±0.7 Ma (Tabla 1).

Grupo Ahualulco, este grupo de rocas se localiza al poniente de la población de

Ahualulco, y se asocia con el Centro Volcánico de Ahualulco (Labarthe-Hernández y

Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982; Labarthe- Hernández et

al., 1995). El grupo Ahualulco está formado por un paquete de rocas volcánicas que

afloran solo en el norte del CVSLP (Figs. 35 y 36). La base del grupo es la riodacita

Zapatero, que es un flujo de lava con un 15 a 20% de fenocristales 2-3 mm, de

plagioclasa, sanidino euhedral, cuarzo, biotita remplazada por óxido de fierro y

cristales aislados de granate rojo, en una matriz desvitrificada y fluidal. Para este

estudio se determinó una edad K-Ar con roca entera de 31.2 ± 0.7 Ma (Tabla 1). El


114

paquete que le sobreyace lo conforman dos ignimbritas: la toba Palos Colorados y la

toba Hienera. La primera es una ignimbrita sin soldar, con fenocristales de sanidino,

plagioclasa, cuarzo, biotita y cristales esporádicos de granate rojo; contiene pómez

sin colapsar, líticos de 3-10 cm de diámetro en sus porciones más distales y en la

zona cercana a su fuente pueden alcanzar hasta 50 cm. Los fragmentos líticos son

de arenisca, rocas volcánicas y granito. El la zona central del Centro Volcánico de

Ahualulco la toba Palos Colorados presenta niveles con oleadas piroclásticas y

depósitos de caída. Su espesor es de máximo 15 m.

La toba Hienera es una ignimbrita con fenocristales de cuarzo, sanidino, biotita,

y raramente granate rojo; contiene líticos de arenisca y de rocas volcánicas, algunos

miden hasta 40 cm; el contenido de pómez es abundante y sin colapsar. La base de

la toba Hienera es rica en líticos menores a 5 cm, su porción media y superior es

pobre en líticos pero rica en pómez. Las tobas Palos Colorados y Hienera se

interpretaron como la primera fase eruptiva previa a la emisión riolita Los Cuervos. El

espesor es variable de acuerdo a su cercanía o lejanía de su fuente, se estimó un

promedio de 20 m.

La riolita Los Cuervos, aflora como remanentes en las partes altas de los cerros

del Centro Volcánico de Ahualulco. La base de esta unidad es una brecha formada

de clástos angulares soportados clasto a clasto o en matriz de ceniza, que pudiera

representar la co-ignimbrita de la erupción previa que abrió el conducto por donde se

inyectó la lava de la riolita Los Cuervos. Sobre la brecha, la roca es color gris claro

con tono rosáceo, textura porfirítica, con un 15-20% de fenocristales de 2-3 mm de

cuarzo subhedral, sanidino euhedral, biotita y granate ocasional, color rojo, en una

matriz desvitrificada y con foliación de flujo muy marcada. Su espesor se estimó en

el Cerro El Chicharrón de 120 m.


115

En la margen oriental del Centro Volcánico de Ahualulco afloran tres diques

paralelos de composición riolítica (Fig. 35, coordenadas UTM, NAD-27, 269555-

2475610), con orientación NW-SE, que en algunos sitios se ensancharon formando

domos pequeños. La característica principal de estos diques y domos es el

contenido de fenocristales de granate. El intrusivo Cerro El Negro localizado en la

margen poniente del Centro Volcánico de Ahualulco (Fig. 35, coordenadas UTM,

NAD-27, 270404-2480728), es una roca de textura holocristalina con 30% de

fenocristales de 3-15 mm de plagioclasa euhedral, sanidino euhedral, cuarzo

bipiramidal, hornblenda, biotita y granate. El sanidino está alterado parcialmente a

arcilla y la hornblenda a clorita. También contiene cristales aislados de fluorita de

color morado. Este intrusivo generó una silicificación fuerte en las rocas que le

encajonan (Formación Caracol y riodacita Zapatero). El intrusivo Cerro El Negro de

acuerdo a su mineralogía se le clasificó como un porfido cuarzo monzonítico Para

este estudio se determinaron edades K-Ar de roca total, de 31.0±0.7 Ma para los

diques riolíticos con granate, y de 29.9±0.7 Ma para el intrusivo Cerro El Negro

(Tabla 1).

Epiclásticos San Nicolás, en gran parte de la Cuenca de Ahualulco (Figs. 35 y

65), rellenando las fosas tectónicas estrechas que se desarrollaron sobre la lava de

la latita Portezuelo, se depositaron una serie de sedimentos clásticos,

vulcanoclásticos y flujos piroclásticos delgados, a los cuales se les nombra en este

trabajo como epiclásticos San Nicolás. Estos se encuentran basculados al NE dentro

de la Fosa de San Nicolás y subyacen al miembro superior de la ignimbrita Panalillo.

Una descripción más detallada de su composición se presenta en la sección de

la Figura 37., medida en las inmediaciones del rancho abandonado de San Nicolás


116

(Fig. 37, coordenadas UTM, NAD-27, 283710–2490495), donde se reconoció su

base y cima.

Ignimbrita Panalillo, esta unidad fue definida informalmente como Riolita

Panalillo por Labarthe-Hernández y Tristán-González (1978). Su localidad tipo está

en las inmediaciones del Rancho Panalillo al oriente de la ciudad de San Luis Potosí

(coordenadas UTM, ITRF92, 311850-2450350). Se le separó en dos miembros:

superior e inferior. En este trabajo se prefiere usar el nombre de ignimbrita Panalillo,

ya que ambos miembros son flujos piroclásticos. La ignimbrita Panalillo aflora en

remanentes aislados, cubriendo un área muy extensa el gran parte del Campo

Volcánico de San Luis Potosí (Labarthe-Hernández et al., 1982). Una característica

de la ignimbrita Panalillo en el norte del CVSLP, es que dentro de las fosas, después

de la erupción del miembro inferior, hubo depósito de sedimentos clásticos

compuestos de gravas y limos donde se intercalaron horizontes vulcanoclásticos y

flujos delgados de ceniza (Fig. 37) Esto, sugiere que ambos miembros hasta ahora

considerados así, pudiera separarse como dos eventos diferentes, considerando

solo como ignimbrita Panalillo a la ignimbrita soldada del miembro superior, por lo

que en estudios futuros pudiera hacerse esta reinterpretación.

La ignimbrita Panalillo inferior está formada por una secuencia de oleadas

piroclásticas y flujos de ceniza sin soldar. El miembro inferior en algunos sitios del

norte del CVSLP no se depositó o está muy delgado. La localidad con mayor

espesor del miembro inferior se encuentra en la zona de Valle Umbroso (Fig. 38),

donde se midió una sección para detallar la litología de sus depósitos (Fig. 38,

coordenadas UTM, NAD-27, Base de la sección 287615-2483308, cima 288172-

2483649). La litología del miembro inferior varía de acuerdo a la fosa donde se llevo


117

Figura 37. Sección estratigráfica de los depósitos epiclásticos San Nicolás e ignimbrita Panalillo Inferior, en el interior de la fosa del mismo nombre, que consiste de una secuencia de depósitos vulcanoclásticos, epiclásticos y piroclásticos sin soldar.

a cabo su depósito, por ejemplo, los que rellenaron la Fosa de San Nicolás son

diferentes a los de la sección de Valle Umbroso (Fig. 39, coordenadas UTM, NAD-

27, 283152-2492262).

La ignimbrita Panalillo Superior es una ignimbrita color café rojizo, con 5-8% de

fenocristales de 2-3 mm de cuarzo, sanidino y textura eutaxítica notable. En la Fosa


118

Figura 38. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Inferior medida al oriente del poblado de Valle Umbroso, en la porción oriental de la Cuenca de Ahualulco.


119

de San Nicolás es la única localidad donde la ignimbrita Panalillo consta de tres

pulsos de flujos de ceniza soldada (Fig. 39). Su edad determinada para este estudio

fue de 25.4±0.6 Ma, para una muestra de la localidad de Valle Umbroso

(coordenadas UTM, NAD-27, 283207-2487607).

La ignimbrita Panalillo Superior en la mayoría de los sitios donde aflora tiene en

su base un vitrófido lenticular de máximo 1m, aunque en algunos sitios está ausente,

y entonces la ignimbrita se encuentra fuertemente soldada desde su base. Es común

que la ignimbrita Panalillo Superior contenga en su cima gran cantidad de litofísas

rellenas de calcedonia. Su espesor en la mayoría de las localidades no rebasa los

20 m. La ignimbrita Panalillo tiene una distribución amplia e irregular en todo el

CVSLP, donde se presenta como vestigios de erosión formando mesetas alargadas

paralelas a las fallas normales principales. En segmentos de algunas de esas fallas

se localizaron algunos de los diques alimentadores por donde salió la ignimbrita. Se

tomó una muestra de esos diques para fecharlo por K-Ar, dando una edad de 29±0.7

Ma (Coordenadas UTM, NAD-27, 283420-2503951).

Gravas el Tepozán, en la porción oriental de la Cuenca de Ahualulco, hay una

cubierta formada por depósitos de conglomerado polimíctico, su composición es de

guijarros de latita Portezuelo, dacita Jacavaquero e ignimbrita Panalillo, muy

consolidados hacia su base y pobremente clasificados y consolidados en su cima.

Los fragmentos varían de redondeados a subredondeados de tamaños variados,

alcanzando algunos hasta de 50 cm de diámetro, la mayoría del depósito está

soportado en matriz areno-limosa. El paquete presenta importante basculamiento al

NE.


120

Figura 39. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Superior formada por tres pulsos de ignimbrita depositada discordante sobre gravas en el interior de la Fosa de San Nicolás (coordenadas UTM, NAD-27, 284531-2490084).

Basalto las Joyas, dispersos en el norte del CVSLP, se localizan aparatos

volcánicos pequeños que arrojaron lavas basálticas, los cuales se han asociado a un

evento intraplaca (Aranda-Gómez et al., 1991; Aranda-Gómez, et al., 2000). Este

evento volcánico ocurrido después de un periodo de ausencia de vulcanismo de

unos 21 Ma, se traslapó sobre las rocas volcánicas del Oligoceno de la porción norte

del CVSLP. Los productos volcánicos de este evento consistieron de lavas

basaníticas portadoras de nódulos de granulítas. La edad obtenida para este trabajo

del volcán de Cúcamo fue de 1.50± 0.8 Ma (Tabla 1). Idier, (2003) obtuvo una edad

de 3.20 ± 0.31 Ma (Tabla 2), para el volcán de Cascarón (Coordenadas UTM, NAD-

27, 288110-2486152) localizado al SW de la población de Bocas (Tabla 2). Los


121

volcanes de Cúcamo y Cascarón del norte del CVSLP se encuentran sobre la traza

de las fallas normales de rumbo NNW, que delimitan la cuenca en su porción

nororiental (Fig.35).

III.4 Edades de las rocas ígneas terciarias

Para el Campo Volcánico de San Luis Potosí, se han publicado fechamientos

radiométricos sobre todo de K-Ar de roca completa. La mayoría de ellos publicados

por Labarthe-Hernández et al. (1982), los cuales se fecharon en “Potassium-Argon

Laboratory” (Teledyne Isotopes). Para las rocas intrusivas (granitos y granodioritas)

de la parte centro-oriental de la Mesa Central, se encuentran los fechamientos

publicados por: Butler (1972), Mújica-Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983), Solé et

al. (2007), Aranda-Gómez et al. (2007). La Tabla 2 solo incluye las edades

isotópicas recopiladas para este trabajo.

Tabla 1. Nuevas edades K-Ar para el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí

Unidad Volcánica Muestra

Coordenadas UTM Edad 40Ar* 40ArR

#

K2O Fracción

** Latitud

N

Longitud

W

±1σ§ (%) (wt. %)

Basalto Las Joyas, Cúcamo 01-25 2499 631 283 207 01.5 ± 0.8 18.1 0.99 2.06 RE

Basalto Yoliatl 12-07 2530 685 234 176 04.6 ± 0.2 20.1 3.11 2.09 RE

Basalto Tecomate BS-1 2498 351 226 432 06.5 ± 0.4 15.8 2.42 1.23 RE

Ignimbrita Panalillo Superior 01-24 2487 607 287 070 25.4 ± 0.6 81.7 49.26 6.04 RE

Ignimbrita Panalillo La Ballena VH-1 2479 770 225 044 26.0 ± 0.7 77.0 47.77 5.55 RE

Ignimbrita Panalillo, Ahualulco 11-07 2503 931 283 360 29.0 ± 0.7 73.8 50.31 5.33 RE

Intrusivo El Negro(CVA) (Tdr) 01-28 2480 728 270 404 29.3 ± 0.7 49.1 49.30 4.78 m

Domo Riolítico (CVA).(Tdr) 01-22 2492 003 281 659 31.0 ± 0.7 68.7 47.68 5.22 m

Latita Portezuelo (Tlp) 01-26 2504 063 280 774 31.0 ± 0.7 91.6 47.60 4.71 RE

Riodacita Zapatero (Trz) 01-29 2479 946 274 610 31.2 ± 0.7 86.6 59.49 5.86 RE

Dacita Jacavaquero (Tdj) 01-21 2490 725 276 673 31.6 ± 0.8 75.4 47.50 4.70 RE

Ignimbrita Membrillo 01-30 2494 836 280 240 32.0 ± 0.8 79.6 63.35 6.09 RE

Ignimbrita La Virgen, Zacatecas ZA-2 2517 405 751 310 37.1 ± 0.9 77.1 92.25 7.64 RE

Riolita Bufa, Zacatecas ZB-1 2520 773 750 345 40.5 ± 0.9 91.1 91.70 6.95 RE

Andesita Casita Blanca (Tcb) 01-33 2493 349 271 210 44.4 ± 1.0 82.4 28.50 1.79 RE

Dacita Charcas 01-27 2555 234 284 732 45.2 ± 1.0 88.8 58.93 3.99 RE

Andesita Casita Blanca (Tcb) 01-31 2499 923 276 778 45.5 ± 1.1 72.5 26.60 1.79 RE

Granito Peñón Blanco (Tgr) GP-2 2490 275 221 546 51.5 ± 1.4 48.1 1.46 8.69 mu

Edades realizadas en el Laboratorio de Geocronología de la Universidad de Bretaña Occidental, Brest, Francia. § Error en un σ fue calculado con la ecuación dada por Cox y Dalrymple (1967) 40Ar*; Contenido de Argón radiogénico de la muestra, en por ciento del total. # 40ArR; El Argón radiogénico en la muestra expresado en 10-7 cm3/g. ** Material fechado; RE, roca entera, m, matriz, mu, muscovita. Coordenadas en el sistema UTM , Zona 14Q , usando la proyección NAD 27. CVA, Centro Volcánico de Ahualulco


122

Para este estudio se realizaron 18 edades isotópicas nuevas por el método

convencional Potasio-Argón por dilución isotópica, las cuales se encuentran

plasmadas en la Tabla 1.

Todas las edades se realizaron en el laboratorio de geocronología de la

Universidad de Bretaña Occidental (UBO).

El conjunto de edades k-Ar determinadas para este estudio, son muy semejantes

con las reportadas por el Laboratorio de “Teledyne Isotopes”, para las rocas del

centro y sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí reportadas por Labarthe-

Hernández et al. (1982), y son coherentes con la posición estratigráfica que guarda

la secuencia volcánica del área.

III.5 Geoquímica

El objetivo de hacer análisis geoquímico fue únicamente con el fin de clasificar

químicamente a las rocas volcánicas del norte del Campo Volcánico de San Luis

Potosí en base a elementos mayores. Se colectaron ocho muestras que representan

las principales unidades que forman la secuencia volcánica del área: B35Tcb-

Andesita Casita Blanca de 44.4±1.0 Ma; B32 y B41Tdj-Dacita Jacavaquero de

31.6±0.8 Ma; B2 y B3Tlp- Latita Portezuelo de 31.0±0.7 Ma; B9Trp- ignimbrita

Panalillo Superior de 25.4±0.6 Ma y B23Qbj- Basalto Las Joyas de1.5±0.8 Ma.

Tabla 2. Edades radiométricas de La Mesa Central, reportadas por otros autores

Edad (Ma) Muestra Tipo de roca Localidad Método Referencias

3.20 ± 0.31 SLP 02-10 Basalto Bocas K-Ar (Roca entera) Idier (2003)

Basalto Los Encinos, S.L.P. K-Ar Luhr y Aranda-Gómez (1993)

43.0 ± 3.0 2M-4 Granito Charcas, S.L.P. K-Ar (ortoclasa) Mujica y Albarrán (1983)

44.1 ± 2.2 Tc Andesita Casita Blanca, S.L.P. K-Ar (Roca entera) Labarthe-Hernández et al. (1982)

44.6 ± 0.7 00-01 Oleada pirocl. Hernández, S.L.P. K-Ar (Roca entera) Tristán. y Torres (2000)

46.6 ± 1.6 N-100 Q-Monzonita Charcas, S.L.P. K-Ar (biotita) Butler (1972)

48.0 ± 4.0 224-83 Granito Peñón Blanco, S.L.P. K-Ar (muscovita) Mujica y Albarrán (1983)

49.3 ± 1.0 CG Andesita Guanajuato,Gto. K-Ar (Roca entera) Aranda y McDowell (1998)

50.94 ± 0.47 MC-35 Granito Peñón Blanco, S.L.P. Ar-Ar (muscovita) Aranda-Gómez et al. (2007)

51.0 ± 2.0 ---- Granito Peñón Blanco, S.L.P K-Ar (muscovita) Solé et al. (2007)

53.0 ± 4.0 2M-5-83 Cuarzolatita Potrero de Catorce K-Ar (plagioclasa) Mujica y Albarrán, (1983)

53.0 ± 3.0 Granito Comanja, Jalisco K-Ar (biotita) Zimmernann et al. (1990)

55.0 ± 4.0 217-83 Granodiorita Comanja, Jalisco K-Ar (biotita) Mujica y Albarrán (1983)


123

Figura 40. Diagrama de edades

radiométricas obtenidas por el método

K-Ar, para el norte del CVSLP. Las

barras de error Equivalen a ±1σ. Las

claves de abreviaturas en Tabla 1.


124

Las muestras colectadas fueron de roca fresca, se evitó aquellas con alteración,

como silicificación, argilización, caolinización y alteración de fenocristales, con previo

análisis en lámina delgada. Las muestras se prepararon en el laboratorio de

preparación de minerales del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de

San Luis Potosí. Los análisis de elementos mayores se efectúo por el método de

fluorescencia de rayos X (FRX), en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X-

LUGIS del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de México, por el

Químico Rufino Lozano. La composición de las muestras analizadas para elementos

mayores del norte del CVSLP aparece en la Tabla 3.

Tabla 3. Análisis químicos de elementos mayores, dados por el Laboratorio LUGIS -

UNAM.

Muestra B2Tlp

Tlp

B3Tlp B9Trp B11 Tap B23 Qbj B32Tdj B35 Tcb B41 Tdj

SiO2 69.51 70.92 73.34 70.15 45.99 70.22 56.41 69.51

TiO2 0.524 0.603 0.209 0.426 2.372 0.444 1.382 0.411

Al2O3 14.42 14.68 12.17 14.01 13.33 15.40 16.96 14.51

Fe2O3* 5.01 1.89 2.89 3.24 12.71 3.22 8.73 5.14

MnO 0.029 0.02 0.023 0.035 0.181 0.057 0.092 0.053

MgO 0.482 0.254 0.21 0.568 9.67 0.371 3.636 0.776

CaO 1.653 2.409 0.888 1.598 8.784 1.911 6.659 2.182

Na2O 2.505 3.286 1.457 1.373 3.258 3.113 3.114 3.196

K2O 4.757 4.871 6.627 4.022 1.699 4.677 2.249 4.273

P2O5 0.219 0.217 0.036 0.084 1.224 0.133 0.42 0.176

PXC 1.11 0.64 2.94 5.26 0.19 1.25 1.02 0.47

TOTAL 100.2 99.81 100.8 100.7 99.42 100.8 100.7 100.7

La clasificación geoquímica se realizó con el uso del diagrama “TAS” en donde

se utiliza el total de álcalis contra el total de sílice (Na2O+K2O vs SiO2), propuesto

por Le Maitre et al. (1989). La clasificación obtenida fue la siguiente:


125

CONTENIDO CONTENIDO CLASIFICACIÓN

MUESTRA SiO2 (% en peso) Na2O+K2O (% en peso) “TAS”

B2Tlp 70.315 7.346 Riolita

B3Tlp 71.593 8.234 Riolita

B9Trp 75.056 8.173 Riolita

B23Qbj 46.744 5.038 Traquibasalto

B32Tdj 70.652 7.838 Riolita

B35Tcb 56.907 5.43 Andesita basáltica

B41Tdj 69.531 7.471 Dacita

Los contenidos de sílice y álcalis fueron ajustados base anhidra, por medio del

programa SINCLAS (Verma., et al., 2002).

Figura 41. Diagrama “TAS” (Na2O+K2O vs SiO2), para la clasificación de muestras de rocas volcánicas del norte del CVSLP (Le Maitre et al., 1989).

La distribución química de estas rocas se representa en la Figura 41, en donde

se observa la caracterización de las rocas analizadas; la muestra B23Qbj se

clasifica como máfica, la muestra B35Tcb como intermedia y las muestras restantes

como ácidas. Los contenidos de SiO2 varían de 46.744 a 75.056% en peso y los

álcalis entre 5.038 a 8.234% en peso.

8075706560

SiO (w t % )2

5550454035

0

2

4

6

8

10

12

14

16

Trp

Tap

Q jb

Tdj

Tcb

R iolita

Traquita

(Q < 20% )

Traquidacita

(Q >20% )

D acitaA ndesitaA ndesita

B asalticaB asalto

P icro-

B asalto

Tefrita(O l < 10% )

B asan ita

(O l > 10% )Traqui-

B asalto

Traqui-

andesita

B asaltica

Traquiandesita

F ono lita

Tefrifonolita

F ono tefritaF oid ita

Tlp

D om in io

A lca lino

D om in io

Subalcalino

Na

O+

KO

(w

t%)

22

U ltrabasica B asica Interm edia A cida


126

Además en la Figura 41 se añade la línea que divide el dominio alcalino y

subalcalino de Irving y Baragar (1971). En donde se aprecia que existe un dominio

del magmatismo subalcalino en la zona, y solo se presenta una muestra de carácter

alcalino (B23Qbj), que corresponde al evento intraplaca del Cuaternario en el

CVSLP.


127

IV. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

IV.1 Estructuras tectónicas de la porción oriente y sur-oriental de la Mesa Central

Para el análisis estructural de las localidades seleccionadas para este estudio, se

utilizó como base la cartografía geológica escala 1:50,000 y se complementó con la

interpretación de una imagen de satélite Landsat 1:250,000 y un modelo de elevación

digital a la misma escala. Sobre la imagen de satélite se trazaron los límites de las

principales estructuras del área de estudio. Para el análisis estructural de los datos se

utilizó el programa StereoNett 32 versión 0.9.4, con el hemisferio inferior.

Las sierras que forman los núcleos levantados se agruparon dentro de dos

bloques mayores de orientación NE-SW, que aquí se denominan Bloques Salinas-

Charcas y Pinos-Moctezuma; están limitados por lineamientos NE-SW (Fig. 42), que se

interpretaron a partir de la imagen de satélite y modelo de elevación digital. Los rasgos

estructurales de estos lineamientos en el campo son difíciles de observar, debido a que

la zona donde se localizan está cubierta por grava y suelo. Se interpretó para este

trabajo, que los lineamientos Salinas-Charcas y Pinos-Moctezuma son fallas,

desarrolladas en el primer evento tectónico que ocasionó los levantamientos de núcleos

de rocas mesozoicas en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano. Otro criterio para

afirmar que son fallas, es el alineamiento puntual de afloramientos de basaltos e

ignimbritas a lo largo de su traza. Estos lineamientos se truncan al NE con la falla

oriental de la Fosa de Villa de Arista (Fig. 42), que representa la zona que limita la

Cuenca Mesozoica del Centro de México y la plataforma carbonatada Valles-San Luis

Potosí y que coinciden con el límite del Terreno Sierra Madre (oeste) y Bloque de


128

Tampico (Fig. 10), de acuerdo a la distribución de terrenos de Dickinson y Lawton

(2001).

La zona de estudio se localiza en la porción occidental de la cadena de montañas

del poniente de la Sierra Madre Oriental, que marca el límite con la Mesa Central. En la

porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central hay una cadena de sierras que se

relacionan de manera compleja con la prolongación al sur de la “Curvatura de

Monterrey” en la Sierra Madre Oriental (Figs. 1 y 71). En la Sierra Madre Oriental

(SMOr), se han realizado varios estudios para tratar de explicar la tectónica de

acortamiento laramídico que estuvo activa durante el Cretácico tardío y Terciario

temprano en México (De Cserna, 1956; Tardy, et al., 1975; Padilla y Sánchez, 1985;

Cossío-Torres et al., 2001; Chávez-Cabello et al., 2004; Chávez-Cabello, 2005). Esta

deformación se manifestó principalmente como plegamiento y cabalgamiento de la

cubierta superior con dirección de transporte predominante hacia el oriente-nororiente,

así como desplazamientos transcurrentes asociados (Vélez-Scholvink, 1990; Chávez-

Cabello et al., 2004). En el nor-oriente de México, algunas de las estructuras

laramídicas complejas tienen evidencias de haberse provocado por la reactivación de

estructuras pre-existentes en el basamento durante una fase tardía de la deformación

(Chávez-Cabello, 2005). Las salientes en el cinturón de pliegues y cabalgaduras de la

SMOr se ha discutido que fueron causadas por el despegue gravitacional de la

cobertura sobre estratos de comportamiento dúctil (evaporítas o secuencias arcillosas).

Se ha interpretado a la curvatura de Monterrey, como el resultado de plegamiento

flexural ortogonal que ocurrió en la etapa tardía de la orogenia Laramide, y que la

deformación regional fue relacionada a un “decollement”, el cual desencadenó el

despegue de la secuencia sedimentaría clástica y carbonatada, sobre las rocas


129

evaporíticas de la Formación Minas Viejas (e.g. Padilla y Sánchez, 1985; Fisher y

Jackson, 1999; Marrett y Aranda-García, 1999; Chávez-Cabello et al., 2004). Lo que sí

es importante mencionar, es que el límite oriental de la Mesa Central está formado por

cadenas de sierras alargadas y truncadas formando montañas que se desprenden de la

zona de la Curvatura de Monterrey, separadas por valles intermontanos (Fig.1 y 71).

Algunas de las sierras exhiben las rocas más antiguas de la región correspondientes al

Triásico tardío-Jurásico temprano (e.g. Sierras de Catorce y Coronado). Este conjunto

de sierras conforman un patrón alineado NNE y NNW (Fig.1, 42 y 71): Real de Catorce,

Coronado, Charcas, Santa Catarina, (Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981;

Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982;

Tristán-González y Torres-Hernández, 1992; Tristán-González y Torres-Hernández,

1999; Barboza-Gudino y Torres-Hernández, 1999; Barboza-Gudino et al., 2004). La

cadena de sierras de la porción oriental de la Mesa Central que quedaron como pilares

tectónicos, están limitadas por fallas normales NNE, donde la falla occidental es la más

notoria debido al basculamiento al ESE que sufrieron y que ocasionó que en el flanco

poniente se expusieran las rocas más antiguas (Triásico tardío-Jurásico temprano)

como es el caso de la Sierra de Real de Catorce y Coronado (Tristán-González y

Torres-Hernández, 1992; Tristán-González y Torres-Hernández, 1999; Barboza-Gudino

y Torres-Hernández, 1999) (Fig. 19 ). Hay otros bloques cuyos flancos están limitados

por dos segmentos de falla conjugados de orientación NW-SE que sugieren

levantamientos verticales (Charcas, Las Minas, Guanamé y El Sabino: Fig. 42).

Por lo general todos las sierras que forman núcleos levantados en el oriente de la

Mesa Central están seccionados por fallas normales NW-SE; algunas de estas fallas

presentan componente derecho menor (Fig. 72). Las fallas normales de orientación


130

NW-SE que seccionaron a los núcleos levantados, fueron en algunos sitios, conductos

por donde ascendieron rocas intrusivas, efusivas y piroclásticas del Eoceno temprano,

como es el caso de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco, y Charcas. Los detalles

estructurales se explicarán en la descripción de cada una de las localidades

seleccionadas para este estudio.

Paralelas al conjunto de sierras que forman los núcleos levantados de la porción

oriental de La Mesa Central, hay una serie de cuencas que se rellenaron parcialmente

con materiales clásticos (Matehuala-Huizache, Coronado, Villa Arista-Villa de Reyes,

Ahualulco y Peotillos, Figs. 1 y 42). En la zona de la fosa de Villa de Arista en su parte

central, se perforaron pozos para agua que han alcanzado 450 m, cortando solo

material clástico formado de limo, arena y grava (Fig. 19,: coordenadas UTM, NAD-27,

296775-2514060). En la margen oriente, del norte del Graben de Villa de Reyes, el

pozo PSLO-2 (Fig. 19): coordenadas UTM, NAD-27, 308750-2465950), cortó 80 m de

material clástico, 446 m de latita Portezuelo, 124 m de Formación Cenicera, y a los 652

m cortó a la Formación Indidura. En el norte del Graben de Villa de Reyes, hay dos

pozos para agua perforados, uno cortó 120 m de material clástico (limo, arena y grava),

30 m de ignimbrita Panalillo y 150 m del miembro Inferior de la ignimbrita Panalillo,

alcanzando a la Formación Indidura a los 300 m (Fig. 42, coordenadas UTM. NAD-27,

294450-2463950). El segundo pozo cortó 80 m de arena y limo, 313 m de latita

Portezuelo sin salir de ella (coordenadas UTM, NAD-27, 294800-2466650). Los cortes

de los pozos anteriores fueron reportados por Aguirre-Hernández (1992). En la porción

central de la fosa de Matehuala-Huizache (coordenadas UTM. NAD-27, 344750-

2559650) se perforó un pozo a la profundidad de 450 m, cortando solo una secuencia

de grava, arena y limo (Muñoz-Quintana, comunicación personal).


132

En la porción meridional del área de estudio, en el norte del Campo Volcánico de

San Luis Potosí, algunos sectores de las cuencas presentan una estrecha relación con

vulcanismo delTerciario, principalmente efusivo. En la Cuenca de Villa de Arista, en la

zona de falla marginal poniente hay alineación de basaltos cuaternarios e ignimbrita

Panalillo (Figs. 35 y 42). En esta fosa, hacia el sur del poblado de Villa de Arista, hay un

alto de rocas mesozoicas conocido como La Melada (Fig. 42 y 71), donde se

encuentran ventanas de rocas de la Formación Indidura del Cretácico tardío y

Formación Cenicera del Eoceno, sobre las cuales se emplazaron hileras de domos NW-

SE de la latita Portezuelo. La continuación de la fosa de Villa de Arista hacia el sur, es

el Graben de Villa de Reyes, el cual presenta asociación con vulcanismo efusivo del

Oligoceno temprano (Labarthe-Hernández et al., 1882; Tristán-González, 1986). Las

rocas intra-fosa del Graben de Villa de Reyes, son lavas de composición riodacítica

(latita Portezuelo) y los dos miembros de la ignimbrita Panalillo. Tanto la latita

Portezuelo como la ignimbrita Panalillo se encuentran sepultadas a todo lo largo de la

fosa de Villa de Reyes, hasta su terminación en la Sierra de Guanajuato. De acuerdo a

la información del subsuelo, con cortes de pozos perforados para agua, se encontró que

en el centro de la fosa, la latita Portezuelo tiene mayor espesor, hasta 500 m y en sus

márgenes 100-200 m (Martínez-Ruiz y Cuellar-González, 1978; Aguirre-Hernández,

1992). En algunos sitios la latita Portezuelo llega a elevarse sobre el valle como

picachos en el centro de la fosa.

La ignimbrita Panalillo del Oligoceno tardío, es la otra roca volcánica que se

encuentra sepultada dentro del Graben de Villa de Reyes; su miembro superior se

encuentra como una loza que cubre de manera regular todo el interior de la fosa, a una

profundidad promedio de 200 m, con espesor promedio de 30 m. El miembro inferior


133

tiene la misma distribución y su espesor aumenta de norte a sur. En el norte tiene

espesor de 150 m, y en el sur un promedio de 500 m. Los pozos que cortaron este

miembro inferior sin soldar, no alcanzaron a cruzar todo su espesor. Los datos de

espesores se obtuvieron del análisis de las muestras de los pozos perforados en el

GVR (Aguirre-Hernández, 1992) y la descripción de la mayoría de las muestras se

realizó en el Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí por

Labarthe-Hernández y Tristán-González, como aporte a los trabajos de Martínez-Ruiz y

Cuellar-González (1978) y Aguirre-Hernández (1992).

Según el registro de la litología de la perforación de los pozos, las rocas de la latita

Portezuelo e ignimbrita Panalillo se encuentran sepultadas en todo el interior de la fosa

de Villa de Reyes. La latita Portezuelo tiene su espesor máximo ~ 500 m, y el miembro

Inferior de la ignimbrita Panalillo ~ 400 m. Los espesores fuera de la fosa son: para

miembro Superior de la ignimbrita Panalillo ~ 12 m y para miembro Inferior alcanza ~ 15

m. Esta diferencia en espesor entre las rocas volcánicas del interior y exterior de la

fosa, es un argumento que sugiere que este vulcanismo estuvo controlado por la

estructura de la fosa.

En el sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí, se formaron fosas tectónicas

estrechas, ortogonales al Graben de Villa de Reyes de orientación NW-SE (Fig. 15),

que fueron rellenadas por el miembro Inferior de la ignimbrita Panalillo (Enramadas,

Paso Blanco y Los Arriates), cuya erupción fue a través de las fallas marginales, y por

un enjambre de diques paralelos que se desrrollaron en los hombros de las fosas

(Tristan-González et al., 2006). Este mecanismo de control de erupción a través de

diques para la ignimbrita Panalillo en el Campo Volcánico de San Luis Potosí (Sierra de


134

San Miguelito), también fue propuesto por Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández (2003) y

Torres-Hernández et al. (2006).

La Cuenca de Ahualuco (Fig. 35), se localiza en la porción del norte del Campo

Volcánico de San Luis Potosí; se rellenó con rocas epiclásticas, volcaniclásticas y

domos volcánicos riodacíticos. Los domos pertenecen a la dacita Jacavaquero y Latita

Portezuelo con espesores ~800 m, espesor estimado con las secciones geológicas de

la Figura 43.

Para armar el modelo propuesto en el objetivo, se escogieron cuatro ejemplos

representativos para este estudio (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco,

Charcas, Coronado, Las Minas y la Cuenca de Ahualulco, Fig. 1).

Figura 43. Secciones representativas de la Cuenca de Ahualulco, que muestran el arreglo estructural de las rocas volcánicas que ahí afloran y cuyo espesor promedio alcanza los 800m, las secciones están marcadas en el mapa de la Figura 35 (escala original 1:50,000).


135

IV.1.1 Norte de la Sierra de Zacatecas

Para este estudio se seleccionó la parte norte de la Sierra de Zacatecas (Fig. 21),

en los alrededores de la ciudad de Zacatecas, donde afloran sedimentos triásicos de la

Formación Zacatecas, una secuencia vulcano-sedimentaria del Terreno Guerrero del

Jurásico tardío-Cretácico temprano, conglomerado rojo del Paleoceno-Eoceno y rocas

volcánicas félsicas del Eoceno medio-tardío.

La zona de estudio, corresponde a la porción oriental del Terreno Guerrero

(Campa y Coney, 1983). La tectónica de acortamiento ocurrida durante el Mesozoico en

esta porción del Terreno Guerrero, es más compleja que la ocurrida en el Terreno

Sierra Madre. La secuencia vulcano-sedimentaría sufrió despegue importante hacia el

oriente, lo cual ocurrió desde el Jurásico (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). A esta

deformación se sobrepuso la deformación Laramide. Por este motivo, los acortamientos

en el área son muy significativos, ensamblando paquetes de las rocas vulcano-

sedimentarias del Terreno Guerrero sobre rocas sedimentarías de la Cuenca Mesozoica

del Centro de México (Fig. 3). Alrededor de la ciudad de Zacatecas, en el flanco

occidental de la sierra, afloran las rocas triásicas de la Formación Zacatecas, las cuales

muestran cuando menos tres periodos de deformación compresiva, una de dirección

N315°-N320°, el otro en dirección al N50°-N60° (la cual está acorde al acortamiento

laramídico), y una tercera representada por un conjunto de ejes orientados N0° con

evidencias de ser el resultado de una compresión con dirección al poniente (Tristán-

González et al., 1994). Sobre el arroyo La Pimienta, al oriente del Cerro El Gato (Fig.

21), la Unidad Vulcano-Sedimentaría (UVS) del Jurásico tardío-Cretácico temprano, se

encuentra imbricada sobre la Formación Zacatecas (Tristán-González et al., 1994).


136

Ponce-Sibaja y Clark, (1988) sugirieron que en los alrededores de la ciudad de

Zacatecas hay una caldera muy erosionada; las evidencias que respaldan esta

propuesta, son un sistema de fracturas radiales y concéntricas, un paquete grueso de

flujos de ceniza, varios cuellos volcánicos, algunos domos de lava con características

de colapso y un domo resurgente. Consideran que el piso de la caldera está formado

principalmente por rocas del Cretácico tardío. La opinión de los autores para soportar

esta disertación, no son convincentes, por la falta de evidencias de campo que soporten

la presencia de esta caldera, ya que las fracturas que tienen un patrón burdamente

radial, más bien pertenecen al resultado del juego de cizalla dextral a que fue sujeta la

zona y los domos radiales y resurgente que proponen, están emplazados siguiendo el

patrón de cizalla que se formó en la zona de la veta-falla La Cantera (Fig. 46).

La porción norte de la Sierra de Zacatecas está limitada en el oriente y poniente

por dos fallas normales NNE formando un “horst”; las fallas están sepultadas por la

cubierta de grava y coluvión de sus laderas. El valle situado al oriente de la sierra de

Zacatecas tiene una altitud de 2100 msnm donde sobresalen ventanas de rocas del

Terreno Guerrero, remanentes de rocas félsicas (domos e ignimbritas y basaltos). El

valle del poniente tiene altitud promedio de 2200 msnm, donde sobresalen ventanas de

sedimentos del Terreno Guerrero y remanentes de rocas félsicas, principalmente

ignimbritas. Las partes más elevadas en el núcleo de la sierra alcanzan los 2700 msnm

en el sur de la ciudad de Zacatecas (Cerro La Virgen).

La estratigrafía de la porción norte de la sierra de Zacatecas, sugiere que sufrió

basculamiento al oriente, debido a que las rocas más antiguas están aflorando el flanco

poniente, mientras que las más jóvenes están en el flaco oriental.


137

Figura 44. En la porción norte de la Sierra de Zacatecas, sobre las rocas de la Unidad Vulcano Sedimentaria de edad jurásica-cretácica, se desarrolló un sistema de cuatro vetas principales que muestran movimiento dextral, documentado por el juego resultante de fracturas “R”. (Modificado de Ponce-Sibaja y Clark, 1998).

Al norte de la ciudad de Zacatecas, las rocas deformadas por compresión

pertenecientes a la Unidad Vulcano-Sedimentaría (UVS), están cruzadas por cuatro

vetas principales de cuarzo, de orientación N50º-60°W (Pánuco-Plomosa, Veta Grande,

Mala Noche y La Cantera, Fig. 44) que cortan toda la sierra de oriente a poniente. La

geometría de este arreglo de vetas refleja que la porción norte de la Sierra de


138

Zacatecas desarrolló zonas de cizalla frágil producto de un movimiento dextral sobre las

vetas-falla principales. Este sentido se determinó por el arreglo “en echelon” de

fracturas “R” que presenta el sistema de vetas principales.

Para este estudio, el análisis se concentró en el sistema de vetas La Cantera; la

veta-falla La Cantera es una falla normal oblicua izquierda con un promedio de “pitch”

de 58° SE, e inclinación entre los 55° y 80° SW. Las estrías se presentan impresas

sobre el material silicio de la veta, lo que sugiere que fueron impresas en un evento de

reactivación de la falla posterior a la formación de la veta.

En el bajo de la falla La Cantera está formado por los afloramientos de rocas de la

UVS e intrusionada por diques y “sills” de composición gabróica. El alto de la falla está

ocupado por el conglomerado Zacatecas y rocas volcánicas del Eoceno. El

desplazamiento neto de la falla puede alcanzar los 250 m, estimado por obras mineras

(Stone, 1956). El plano principal de falla La Cantera se encuentra cortado y desplazado

en algunos segmentos por fallas normales de alto ángulo NNW (Fig. 46); estas fallas

contienen vetas de cuarzo post-mineral a la primera etapa de mineralización de la falla

La Cantera, y no tienen continuidad en el conglomerado Zacatecas, lo cual podría

representar una etapa contemporánea al primer evento mineralizador.

El domo La Bufa es una estructura elíptica, con su eje mayor alineado paralelo al

rumbo de la traza de la falla La Cantera (Fig. 46). La falla lo corta en su margen norte,

donde formó una zona importante de argilización y silicificación (Fig. 45 A). El domo La

Bufa tiene zonas muy silicificadas, que se deben a la alteración fumarólica posterior al

emplazamiento del domo (Fig. 45 B).

Otra serie de domos y diques riolíticos, se emplazaron en la porción poniente de la

Sierra de Zacatecas (Fig. 46), alineados en patrones NNE (cerros de La Sierpe y San


139

Gil), NNW (zona de vetas La Valenciana, El Oro y El Orito). Estos domos de acuerdo al

esquema cinemático de la (Fig.46), están emplazados sobre las fracturas “R” del

sistema de cizalla de la falla La Cantera.

Figura 45. A) En la margen norte del domo La Bufa en el alto de la Falla La Cantera, se formó una zona de argilización y oxidación importante, B) En la porción central del domo La Bufa se observan los canales de escape de gases por la actividad fumarólica intensa que depositó óxidos de fierro y causó la silicificación de la roca. (Coordenadas UTM,NAD-27,

A) viendo al norte desde 750127-2520783, B) 750458-2520670).

El sistema de vetas asociadas a la veta-falla La Cantera muestra un patrón de

cizalla que fue resultado de un movimiento dextral, generando fracturas R y R´. Las R

corresponden a los sistemas de vetas El Grillo, El Bote y Loma de Las Bolsas, y las R´,

al sistema del Oro, El Orito y domos de la Calavera y La Valenciana (Fig. 46).

La porción norte de la Sierra de Zacatecas fue seccionada por las fallas La

Cantera, Mala Noche, Veta Grande y Pánuco-Plomosa formando cinco bloques,

desarrollando cada una de ellas, un patrón de cizalla muy semejante a la veta-falla La

Cantera (Fig. 46)

El conglomerado Rojo de Zacatecas al parecer fue el relleno parcial de una fosa

tectónica de rumbo N55ºW (Fig. 21). Su espesor mayor se encuentra en la porción SE,

mientras que en el NW el espesor es menor, ya que hay ventanas de la UVS que

asoman entre el conglomerado y despareciendo éste en la parte más al NW; esto

BA


140

Figura 46. Mapa estructural del la zona de la veta-falla La Cantera. El desarrollo de los patrones de fracturas, muestran un arreglo que resultó de un movimiento dextral generando fracturas R y R´. Los domos riolíticos del Eoceno medio en color rojo, están emplazados sobre el patrón de fracturas resultantes (Modificado de Pérez-Martínez.1961).

puede deberse al efecto del movimiento oblicuo de la falla La Cantera ( pitch 55ºSE). La

falla La Cantera es la falla marginal NE de la fosa, y la falla de la margen SW no se

aprecia, lo cual puede deberse a que la ignimbrita La Virgen arribó a la zona del bloque

norte de la Sierra de Zacatecas sepultándola. El basculamiento al NE del conglomerado

Zacatecas dentro de la fosa, sugiere que pudiera tratarse de una semifosa.

En la parte SE de la fosa, en los alrededores del Cerro La Mesa (Fig. 21), se

localiza un segmento de falla normal de rumbo N65ºW que afectó a un remanente de la


141

ignimbrita La Virgen y al conglomerado Rojo de Zacatecas. Hay otro juego de fallas

normales de rumbo promedio N35ºW, en la ignimbrita La Virgen del Cerro La Mesa que

marca una dirección de extensión NE-SW (Fig.21), que es paralelo al sistema de fallas

normales que afectan a las rocas volcánicas que afloran al sur de la Sierra de

Zacatecas, reportado por Loza-Aguirre (2005).

La edad del sistema de fallas y fracturas donde se encuentran encajonadas la

mayoría de las vetas en el bloque norte de la Sierra de Zacatecas, solo se pude decir

de manera general, de acuerdo con el análisis de la veta-falla La Cantera, que la

primera etapa de deformación post-Laramide fue por efectos de cizalla dextral, que

ocurrió antes del emplazamiento de los domos riolíticos. Un segundo episodio sugerido

por el análisis de estrías marcadas sobre el material silicificado de la veta La Cantera,

da idea de una reactivación de la falla, a una falla normal oblicua izquierda después de

la salida de la lava que formó el domo La Bufa (afectado por la falla) en el Eoceno

medio, para formar la fosa de Zacatecas, y el último evento es una fase de extensión

post-Eoceno tardío, que afectó a la ignimbrita La Virgen NE-SW.

IV.1.2 Bloque Sierra de La Ballena-Peñón Blanco

La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco, forma parte del bloque Salinas-Charcas

(Fig.42). Esta sierra ha sido estudiada por autores diversos, principalmente con el fin de

resolver los problemas estratigráficos. La Sierra La Ballena-Peñón Blanco es uno de los

cuatro sitios de la Mesa Central donde afloran las rocas del Triásico tardío. Esta sierra

está seccionada en cinco bloques limitados por fallas de orientación NW 60°-70°SE

(Figs. 22 y 48). La sierra La Ballena-Peñón Blanco tiene una longitud de unos 30 km de

largo por unos 5 km de ancho en su porción más ancha. En el bloque central del flanco


142

poniente de la sierra, afloran rocas del Triásico tardío-Jurásico temprano (formaciones

Zacatecas y Nazas), mientras que en el flanco oriental hay solo rocas del Cretácico

inferior (Formación Taraises), lo que sugiere un basculamiento de la sierra al SE (Fig.

22).

Figura 47. Panorámicas del Cerro el Peñón Blanco; A) vista del flanco poniente, viendo al oriente, B) vista del flanco norte viendo al sur.

El bloque 4 forma un “horst” (Figs. 22 y 48), donde afloran rocas triásicas y

jurásicas, que están en contacto por falla con rocas del Cretácico temprano-tardío del

bloque 5; en este bloque meridional, hay remanentes de sedimentos clásticos

continentales del Eoceno e ignimbrita Panalillo cubriendo a las rocas cretácicas.

Alineado sobre la traza de la falla NW–SE que separa los bloques 3 y 4, se

encuentra el tronco de granito de Peñón Blanco (Figs. 22 y 48), de forma alongada con

dimensión de 3.5 x 2.0 km; el ápice sur-oriental del plutón con forma de pico, contrasta

con la forma redondeada del borde nor-poniente, dando la apariencia de una gota de

agua invertida (Figs. 47 y 22).

El granito de Peñón Blanco en su margen sur-poniente está en contacto con rocas

jurásicas (formaciones Nazas y Zuloaga), y en la norte, con afloramientos de las

formaciones Indidura y Cuesta del Cura; esto por efecto de la falla normal formada

antes del emplazamiento del intrusivo (Fig. 22).


143

Figura 48. Mapa geológico-estructural generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, donde se muestran los cinco bloques principales en que fue seccionada la sierra antes del Eoceno medio (modificado de Labarthe-Hernández et al., 1982).


144

El intrusivo no formó zonas de cizalla ni aureola de metamorfismo importante en

su zona de contacto, solo presenta en sitios aislados cuerpos silicificados por

reemplazamiento de la roca encajonante, depósitos de fluorita en vetas delgadas y

recristalización ligera de la caliza. En las obras mineras de la Mina La Víbora labradas

en el contacto norte del intrusivo con los sedimentos marinos de la Formación Indidura,

se aprecian planos de falla con rumbo N80°W paralelos al contacto, con marcas de

estrías horizontales que muestran movimiento derecho.

Los pliegues laramídicos de la Formación Indidura en la periferia norte del intrusivo

donde se encuentra la mina La Víbora (coordenadas UTM 224567-2493788), fueron

rotados por el empuje del intrusivo al inyectarse, rotando los ejes de los pliegues desde

una posición casi horizontal, hasta colocarlos en posición vertical (Fig.49).

Se realizó un análisis de ejes pliegues menores en los sedimentos marinos del

bloque 1 de la sierra La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 49 D), que se encuentran alejados

de la influencia del intrusivo. El resultado muestra un rumbo promedio de los ejes de

N10ºE (Fig. 49 D). El análisis anterior de ejes de pliegues, al compararse con los ejes

de los pliegues que se encuentran cercanos a la periferia norte del intrusivo y que

fueron afectados por la intrusión, sugiere que los sedimentos marinos periféricos al

intrusivo fueron girados hasta colocarlos verticalmente y girándolos ligeramente en

sentido horizontal derecho (Fig. 49 B y C).

En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco hay cuerpos menores de granito (diques y

apófisis) que se encuentran emplazados en segmentos de las fallas principales NW-SE

y en la falla La Ballena (Fig. 22). En segmentos de la traza de la falla Comanja (Figs.22,

48 y 50) se puede apreciar diques y apófisis de granito alojados a lo largo de de ella,

además de estrías horizontales en el plano de la falla que muestran movimiento lateral


145

derecho marcadas en los sedimentos de la Formación Nazas (Fig. 50 B). Esta falla

pone en contacto rocas del Triásico tardío y Jurásico temprano con los sedimentos

marinos del Cretácico temprano. De acuerdo con la edad determinada para el intrusivo

Peñón Blanco (51.5±1.4 Ma) y diques asociados emplazados en las fallas NW-SE de la

Sierra La Ballena-Peñón Blanco, se interpreta la edad de esas fallas como pre-Eoceno

medio.

Figura 49. A) Panorámica del flanco norte del Intrusivo Peñón Blanco, B) detalle de la posición vertical de los ejes de pliegues de la Formación Indidura muy cerca del contacto con el intrusivo. (C) representa la actitud de los ejes de rocas cretácicas cerca del contacto con el granito, (D) dirección de ejes de pliegues menores en las formaciones cretácicas del bloque 1, en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco fuera de la influencia del intrusivo. K rocas marinas del Cretácico tardío; X, Localización de la Mina La Víbora, en el contacto intrusivo-rocas cretácicas, donde se tomo la fotografía B. (para el análisis de los polos se utilizó el hemisferio inferior de la red de Schmidt).

La ladera del flanco occidental de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco está cubierta

por una carpeta gruesa de gravas, pero de acuerdo a su estratigrafía se puede inferir la

presencia de una falla sepultada, que en este trabajo se le denomina Falla La Ballena


146

NNE, la cual limita el flanco occidental de la sierra. A la altura del poblado la Ballena

(Fig.22), su traza se puede inferir donde los afloramientos de la Formación Zacatecas

desaparecen y donde se inicia la parte plana que forma el valle de Salinas relleno por

depósitos de sedimentos lacustres y clásticos (grava, arena y arcilla). Otro argumento

para interpretar la traza de esta falla, es la presencia de cuerpos intrusivos graníticos

alineados paralelos a lo largo de la margen oriental de la sierra (cerros Peñoncito,

Picacho y Cerro Prieto, Fig. 22).

Figura 50. A) Uno de los dique de granito emplazado sobre la Falla Comanja que separa los bloques 3 y 4 B) Detalle de las estrías que muestran un movimiento lateral derecho sobre el plano de la misma falla, fotografía viendo al norte. Jn─ Formación Nazas; Kit─

Formación Taraises; Tgr─ dique de granito. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 222407-

2486356, B) 227766-2488233).

En el bloque 5 de la porción meridional de la sierra (Fig. 36), hay remanentes de la

ignimbrita Panalillo que coronan discordantemente a la secuencia de sedimentos

clásticos del Eoceno medio?, los cuales se presentan como vestigios de erosión

formando mesetas horizontales, lo que indica que en esta porción de la Mesa Central el

basculamiento de bloques de ignimbrita es muy incipiente, a comparación de los

remanentes de la ignimbrita Panalillo localizados en el limite oriental de la zona, donde

alcanzan hasta 35º al NE.


147

La Sierra La Ballena-Peñón Blanco, forma parte del bloque que en este trabajo se

denomina Salinas-Charcas (Fig.42)

IV.1.3 Bloque de la Sierra de Charcas

La Sierra de Charcas se localiza en la porción norte del área de estudio. Esta

estructura fue mencionada por Martínez-Pérez (1972) como el Anticlinal La Trinidad,

posteriormente Tristán-González y Torres-Hernández (1992) le llamaron Anticlinal San

Rafael-La Trinidad, y propusieron que es una estructura desarrollada durante la

orogenia Laramide.

La Sierra de Charcas es una estructura de forma elíptica, cuyo eje mayor tiene 30

km y el menor 15 km; su eje principal está orientado N15ºE (Fig. 23). Su altitud en sus

partes más altas es de 2800 msnm, elevándose entre dos valles, el del oriente con

altitud promedios de 1950 msnm y el del occidente con 2150 msnm. El valle oriental se

encuentra relleno de depósitos de grava, arena, arcilla y ventanas de rocas volcánicas

del Eoceno tardío. El valle del poniente lo forma una cubierta delgada de grava y limo,

sobre los cuales emergen ventanas de rocas sedimentarias del Cretácico tardío.

Dentro del contexto de la Mesa Central, este bloque es especial porque exhibe

toda la secuencia de rocas del Mesozoico conocido en esta provincia, que abarca

desde la cima de la Formación Zacatecas del Triásico tardío, hasta formaciones del

Cretácico tardío, además de rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno. Las rocas

mesozoicas sufrieron plegamiento intenso durante el evento laramídico, transportando

la secuencia hacia el oriente, recostando la totalidad de los pliegues hacia el NE y

produciendo despegues intraformacionales de la secuencia por fallamiento inverso.


148

El núcleo de la estructura expone las rocas triásicas en una depresión amplia de

forma elíptica de 15 x 8 km, con orientación de su eje mayor NNE (Fig. 23). La

secuencia de la Formación Zacatecas, está compuesta de arenisca y lutita, se

encuentra plegada en forma de pliegues simétricos, asimétricos y recostados, con fallas

inversas que originaron múltiples imbricaciones, pero no presenta la intensidad de

plegamiento de la cubierta jurásica-cretácica. El análisis de los planos de estratificación

de una sección de la porción central de los afloramientos de la Formación Zacatecas,

en la zona de San Rafael reflejan una estructura anticlinal; sin embargo, este núcleo de

rocas triásicas, más bien parece tratarse de una serie de pliegues con múltiples fallas

inversas. La margen oriental y sur-poniente del núcleo de rocas triásicas está limitada

por fallas normales que ponen en contacto a las rocas del Triásico tardío con la cubierta

jurásica-Cretácica (Fig. 23). El flanco oriental de la Sierra de Charcas es una estructura

compleja desarrollada durante la orogenia Laramide, donde se encuentran remanentes

de un pliegue anticlinal amplio, gran parte de él ya erosionado, en cuyo núcleo se

encuentran las formaciones Nazas y La Joya (Figs. 23 y 51). La porción oriental de la

sierra, está compuesta por un sinclinal, con su plano axial recostado de inclinación muy

suave al NE (Fig. 51y 53).

Las rocas que quedaron en el núcleo del sinclinal, sufrieron un plegamiento laramídico

intenso, desarrollando un sinnúmero de pliegues menores, mucho de ellos rotos e

imbricados, sobre todo en las formaciones más dúctiles como son La Caja y Taraises

(Figs. 51 y 52).

Los planos de fallas que limitan la Sierra de Charcas, se encuentran sepultadas

por cubiertas de gravas derivadas de la erosión de las partes altas de la sierra; sin

embargo, éstas se pueden inferir siguiendo algunos criterios: el flanco oriental termina


149

abruptamente, poniendo en contacto remanentes de la Formación La Peña con las

gravas que forman la ladera oriental de la sierra. Paralelo a esta zona se localizan

diques del intrusivo Temeroso, andesita y dacita Charcas (Figs.23 y 54).

Figura 51. Sección geológica atravesando la porción media de la Sierra de Charcas, la escala original es 1:50,000. En el flanco occidental de la sierra, se aprecia el desarrollo de un pliegue anticlinal con la formación Nazas en el núcleo y un pliegue sinclinal con la Formación La Peña en el núcleo.

El alineamiento de esas rocas ígneas de edad Eoceno a lo largo de la traza

inferida de la falla, sugiere que utilizaron para su ascenso la falla marginal oriente de la

Sierra de Charcas.

La falla de la porción occidental, también esta sepultada debajo de las gravas y se

puede inferir siguiendo el contorno de la sierra. El criterio principal para situar la falla en

este sitio, son los afloramientos en ventanas de rocas del Cretácico tardío (formaciones

Indidura y Caracol) que afloran en el valle que se extiende al occidente de la sierra de

Charcas, las cuales no corresponden topográficamente con en nivel estratigráfico, de

las rocas del Jurásico tardío y Cretácico temprano, que afloran en el flanco poniente de

la Sierra de Charcas (Fig. 23).


150

Figura 52. Dos aspectos del plegamiento intenso en el núcleo del pliegue sinclinal del flanco oriental de la Sierra de Charcas, A) en la Formación Taraises, B) en la Formación Cupido. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 278706-2555958, (B) 278916-2556058).

La parte norte de la Sierra de Charcas está seccionada en dos bloques, el mayor,

que forma la Sierra de Charcas en su porción sur y el del norte formado por la Sierra El

Borrego. Morfológicamente se encuentran dislocados separados por lineamientos de

orientación NW-SE (Fig. 54), que se interpretan como fallas con movimiento lateral

derecho. El criterio para proponer que estos lineamientos son fallas con movimiento

lateral, es la falta de continuidad de las formaciones de un bloque con respecto al otro.

De acuerdo con el análisis estructural de estratificación y ejes de pliegues menores del

bloque mayor (1), con respecto a los bloques del norte (2), se aprecia que los ejes del

bloque 2 tienen un rumbo promedio de N25°E y los del bloque 1 de N25°W, lo que

muestra que los ejes del bloque 2 se rotaron 50° en sentido derecho (Fig. 54).

El intrusivo El Temeroso (Figs. 23 y 54), de composición granodiorítica de edad 43±3

Ma (Butler, 1972), se encuentra en la intersección de una sistema de fallas de

orientación N65ºW y N80ºW, datos de interior de mina (Míreles-Meza, 1978).

El sistema de fallas N65ºW fue conducto para el emplazamiento del intrusivo, ya

que los diques en las obras mineras de la Mina de Charcas se encuentran emplazados

dentro de esos planos de falla (Míreles-Meza, 1978); por lo tanto, el sistema de fallas

N65ºW, se puede considerar pre-Eoceno medio.

A B


151

Figura 53. Detalle del pliegue anticlinal recostado, en el flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede ver la Formación La Joya en su núcleo. (Fotografía viendo al sur, coordenadas UTM del punto donde se tomó, NAD-27, 278308-2555656).

Los lineamientos que se observan en el mapa de la Figura 54, que se prolongan

hacia el SE del bloque norte de la Sierra de Charcas, se pueden interpretar como fallas

(fallas Charcas y Cementerio, Fig. 54). La dificultad, de poder afirmar está hipótesis, es

la cubierta de gravas que impide verlas, pero la presencia de afloramientos de rocas del

intrusivo el Temeroso y dacita Charcas que están alineadas burdamente a rumbo de

sus trazas, sugiere la posibilidad que estas rocas utilizaron esas fallas para su salida

(Fig. 54).

En el oriente de la Sierra de Charcas, por debajo de la cubierta de grava sin

deformar, se encuentran ventanas de intrusivo El Temeroso, dacita Charcas, ignimbrita

y co-ignimbrita y depósitos clásticos formados de conglomerado y sedimento lacustre.

Los depósitos clásticos que están debajo de las gravas sin deformar y encima de de

ventanas de rocas intrusivas y volcánicas, presentan basculamiento hasta 50° al SW y

NE (Figs. 55).


152

Figura 54. Mapa geológico-estructural generalizado del flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede apreciar que las rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno medio que se encuentran al oriente de la Sierra de Charcas, se encuentran con burda alineación paralela a las fallas Cementerio y Charcas, lo que sugiere que su emplazamiento pudieran estar asociado a ellas. Los diagramas de rosas de la parte inferior corresponden a direcciones de ejes de pliegues menores, medidos a nivel afloramiento A) representa al bloque sur (1), con N=60 y B) al bloque norte (2), con N=25.

Estos basculamientos retratan la actuación de un sistema de fallas normales de

orientación NW-SE, posterior al levantamiento del bloque de la Sierra de Charcas, y a la

salida de la dacita Charcas (42 Ma). Los planos de fallas no se pueden ver por la

cubierta de gravas sin bascular que cubren gran parte de la ladera.


153

Figura 55. En los lechos de los arroyos que disectan la ladera oriental de la Sierra de Charcas, afloran secuencias de conglomerado consolidado (A), que se intercalan con depósito lacustre de limo y arena (B). Ambos paquetes están basculados al SW y NE. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 283747-2561951, (B) 282960- 2562105).

IV.1.4 Bloque de la Sierra de Coronado

La Sierra de Coronado se localiza en la estribación poniente de la Sierra Madre

Occidental formando el límite con la Mesa Central (Fig. 42). La secuencia marina que la

compone corresponde al Terreno Sierra Madre (Campa y Coney, 1983). También forma

parte de la margen oriental de la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Carrillo-

Bravo, 1982). La Sierra de Coronado es el límite entre dos unidades paleogeográficas

del Mesozoico, la Cuenca Mesozoica del Centro de México y la Plataforma calcárea

Valles-San Luis Potosí (Carrillo-Bravo, 1971, 1982; Tristán-González y Torres-

Hernández, 1999). La formación más antigua que aflora en la Sierra de Coronado

corresponde a la Formación Nazas del Jurásico temprano, y la más joven, a la

Formación Indidura del Cretácico tardío.

La Sierra de Coronado es una estructura con orientación NNE, formada de rocas

sedimentarías mesozoicas deformadas durante la orogenia Laramide, formando

estructuras plegadas complejas con pliegues recostados al ESE (Figs. 56 y 57).

La Sierra de Coronado está seccionada en cinco bloques (Figs. 24 y 58),

separados por fallas normales de orientación NW-SE, que tienen mayor desplazamiento


154

en su extremo NW, mientras que en su extremo SE es mínimo. La secuencia plegada

se encuentra imbricada formando varios niveles de despegue intraformacionales, donde

el más sobresaliente se puede situar debajo de los lechos rojos de la Formación Nazas

(Fig. 57). Otros niveles secundarios de despegue son evidentes sobre las formaciones

con abundancia de sedimentos terrígenos finos (limolita y marga) como son las

formaciones La Joya, La Caja y Taraises, las cuales al servir de planos de despegue se

“estrangularon” disminuyendo notablemente su espesor, e inclusive en algunos sitios

llegan a desaparecer (Fig. 24 y 57).

Figura 56. Vista panorámica del arreglo estructural que se observa en el flanco oriental de la Sierra de Coronado, vista desde el extremo NW de la falla que separa los bloques 3 y 4. Se aprecian los despegues de la Formación Zuloaga y los horizontes estratigráficos que propiciaron despegues intraformacionales durante la deformación Larámide. La deformación que se muestra en la fotografía involucra a las formaciones La Joya (Jj), Zuloaga (Jz), La Caja (Jc), Taraises (Kit) y Cupido (Kic). Las formaciones La Caja y Taraises fueron las mas favorables como plano de despegue de las unidades superiores, lo que provocó su “estrangulamiento”.

La secuencia sedimentaria jurásica-cretácica de la Sierra de Coronado fue

transportada durante la orogenia Laramide hacia el oriente, sobreponiendo rocas de la

secuencia de Cuenca Mesozoica del Centro de México sobre rocas de facies de talud

de la plataforma calcárea Valles San Luis Potosí (Fig. 57).


155

Figura 57. Sección esquemática de la estructura de La Sierra de Coronado, donde se representan los diferentes planos de despegue en la cubierta jurásica-cretácica, la actitud de los pliegues con vergencia al oriente y el despegue de la secuencia de cuenca sobre las facies de talud de la plataforma. Valles-San Luis Potosí. La sección A-A´ y las claves de las secuencias en la leyenda, están reprensadas en la Figura 24.

La Sierra de Coronado fue seccionada por cinco fallas normales post-laramídicas,

las que están dispuestas en un arreglo NW-SE (Fig. 58). La falla que divide a los

bloques 1 y 2, tiene sobre su traza alojados diques piroclásticos y de basalto (Fig.58).

Por la disposición que presenta el bloque norte (1) con respecto al del sur (2), se

observa una dislocación de ambos bloques que sugiere una falla con desplazamiento

derecho. La Sierra de Coronado está seccionada en cinco bloques que fueron

basculados al NE por la Falla Coronado exhibiendo las rocas más antiguas; este

basculamiento actuó de manera diferencial en cada bloque, reactivando las estructuras

“en echelón” NW-SE formadas por el levantamiento del bloque, ocasionando que las

fallas tengan un salto mayor en su extremo NW y casi nulo en su extremo SE.

La diferencia de desplazamiento en los extremos de las fallas fue interpretada

como producto de fallas de tijera (Tristán-González y Torres-Hernández, 1999). El

basculamiento diferencial afectó con mayor intensidad a los bloques centrales 3 y 4,


156

ocasionando la exhumación de la Formación Nazas del Jurásico temprano en el flanco

poniente de la Sierra de Coronado (Figs, 24 y 58).

La edad del basculamiento principal de esta sierra, de acuerdo al análisis de las

secuencias terciarias de la zona del norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí,

actuó principalmente durante el periodo de máxima extensión ocurrido en el Oligoceno.

IV.1.5. Bloque Sierra Las Minas

En la porción norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí, se localiza la Sierra

Las Minas, ubicada dentro del bloque Pinos-Moctezuma (Fig. 42). Tiene una forma

romboidal y abarca unos 50 km2. En trabajos anteriores se había considerado a esta

sierra como un anticlinal con buzamiento al SE desarrollado durante la deformación

Laramide a fines del Cretácico (Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981).

Este bloque sobresale sobre una llanura aluvial donde afloran ventanas de rocas

marinas de la Formación Caracol (Campaniano-Maastrichtiano) y vestigios erosiónales

de rocas volcánicas del Oligoceno (Figs. 19, 32 y 35). Las rocas más antiguas que

afloran en el núcleo de la sierra Las Minas son sedimentos marinos del Aptiano-Albiano.

La estructura en la Sierra Las Minas muestra un estilo de deformación

característico de la orogenia Laramide, con vergencia de los pliegues al ENE, que se

obtuvo con el análisis de una población de mediciones de ejes de pliegues menores y

planos de estratificación So; la orientación de los ejes de los pliegues es NNW y por lo

general buzan a ambos lados NNW-SSE. Toda la secuencia de sedimentos marinos del

núcleo de la Sierra Las Minas está muy deformada, imbricandose por despegues

intraformacionales que repiten varias veces la secuencia, sobre todo en la formación


157

Figura 58. Mapa estructural de la Sierra de Coronado (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1999).


158

con abundancia mayor de terrígenos (formación Indidura), como lo muestra la sección

levantada en el flanco sur de esta sierra (Fig. 60). Todas las rocas muestran un grado

alto de plegamiento con la mayoría de sus pliegues rotos e imbricados (Fig. 61 A y B).

El núcleo de la Sierra Las Minas está limitado por dos fallas conjugadas con rumbo

N40°W. En la falla del flanco NE la traza se flexiona suavemente al sur. En el interior

del núcleo hay una falla de rumbo promedio N60°W, con componente lateral derecho

menor, que cruza la sierra dividiéndola en dos secciones (Fig.59). Gran parte de las

laderas de la Sierra Las Minas están cubiertas por grava, lo que impide ver los planos

de falla que limitan el núcleo de la sierra, sobre todo la falla SW.

En el flanco sur-oriental de la Sierra Las Minas, se encuentran diques de andesita,

cortando a la Formaciones Caracol y Cenicera, con rumbo promedio N 30° W. El dique

de San Antonio del Rúl (Figs. 59 y 62 A), coordenadas UTM 279812-2504246), se

encuentra emplazado entre una secuencia de sedimentos de la Formación Cenicera

basculada 30º al NE. En esta misma localidad del poblado de San Antonio del Rúl, se

aprecia la discordancia angular entre los sedimentos de la Formación Caracol

previamente deformados por la orogenia Laramide, y los sedimentos lacustres de la

Formación Cenicera basculados por tectónica extensional (Fig 62 B, coordenadas UTM,

NAD-27, 279406-2504205).

IV.1.6. Cuenca de Ahualulco.

La Cuenca de Ahualulco se encuentra en la parte norte del Campo Volcánico de

San Luis Potosí; forma parte de la zona de bloques basculados al NE de la Cuenca de

Arista-San Luis Potosí (Fig. 42). Los estudios realizados en está área mencionan que se

trata de una fosa tectónica formada en el Oligoceno por fallamiento normal (Labarthe-


159

Hernández y Tristán-González, 1981; Labarthe- Hernández et al., 1982, 1995; Martínez-

Ruiz, 1994; Labarthe-Hernández et al., 1995).

Figura 59. Mapa geológico estructural de la Sierra Las Minas. La altitud máxima del núcleo de la sierra es de 2250 msnm en su porción central. En su núcleo afloran las formaciones La Peña, Cuesta del Cura e Indidura en su flanco SE. Los lomeríos de sus márgenes tienen 1900 msnm, donde aflora la Formación Caracol del Cretácico tardío.

La Cuenca de Ahualulco tiene forma ligeramente romboidal con dimensiones de

unos 45 km de largo en su eje norte-sur y por 15 km de ancho en su eje oriente-

poniente. En el fondo de la cuenca se detectó por perforación de pozos para agua

sedimentos de la Formación Caracol, andesita y depósitos clásticos continentales del

Oligoceno tardío (Martínez-Ruiz, 1994). La porción norte de la cuenca está ocupada por

los domos de la dacita Jacavaquero y latita Portezuelo con un espesor intra-cuenca de

unos 800 m estimado por perfiles geológicos (Fig. 43). El relleno en la porción sur de la


160

cuenca es ~340 m, determinado por la perforación de un pozo para agua, que cortó

depósitos clásticos, flujo de ceniza y finalizó cortando una andesita (Martínez-Ruiz,

1994).

Figura 60. Sección levantada en el flanco sur de la Sierra Las Minas, que muestra las múltiples imbricaciones de las formaciones Cuesta del Cura e Indidura. La línea de sección A-A´ está marcada en la Figura 59 entre las coordenadas UTM, NAD-27, A 276562-2503981, A´ 277308-2503409. Escala original de la sección 1:50,000.

La Cuenca de Ahualulco forma parte del sistema de fosas con orientación NNW y

NNE que se formaron en la porción oriental de la Mesa Central, en el límite entre la

Cuenca Mesozoica del Centro de México y la Plataforma Valles San Luis Potosí (Fig.

42). La Cuenca de Ahualulco se desarrolló en la margen poniente de la Fosa de Villa de

Arista, y guarda una relación estrecha con ella.

Figura 61. En la Sierra Las Minas la secuencia sedimentaria está muy deformada por la orogenia Laramide. A) los pliegues en la Formación Indidura están rotos e imbricados. Fotografías tomadas en afloramientos del flanco sur de la Sierra Las Minas, B) La caliza arcillosa y limolita de la Formación Indidura, fueron las más afectadas por la deformación debido a su contenido alto de arcilla. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276984-2503494, B)

277308-2503366).


161

Figura 62. A) Fotografía de un dique de rumbo N 30º W de la andesita Casita Blanca, en el arroyo que pasa por el poblado de San Antonio del Rul, B) Sedimentos lacustres de la

Formación Cenicera basculados 53º NE. (Coordenadas UTM, NAD 27, A) 279812-2504246, B)

279406-2504205).

La fosa de Villa Arista forma parte de una franja de orientación NNE en el limite

oriental de la Mesa Central que se extiende desde la porción interna de la Curvatura de

Monterrey hasta el Graben de Villa de Reyes en el norte de la ciudad de San Luis

Potosí (Fig. 1). Esta franja se caracteriza por la presencia de bloques basculados con

inclinación ~40º NE. Esta franja tiene unos 50 km de ancho formando un conjunto de

medios-graben que son más evidentes en su porción sur.

Dentro de la Cuenca de Ahualulco, se emplazaron en su parte NW domos de la

dacita Jacavaquero de 31.6 Ma y cadenas de domos con orientación NNW de la latita

Portezuelo de 31 Ma. Los domos rellenaron toda la porción norte y sur de la cuenca. En

su parte central, al oriente de la población de Ahualulco, quedó una depresión donde no

hubo emplazamiento de domos, que se rellenó con productos clásticos y vulcano-

clásticos (Fig.35). El alineamiento NW-SE de las cadenas de domos, sugiere que las

lavas siguieron como conductos las fallas previas al vulcanismo voluminoso del

Oligoceno temprano (32-29 Ma). Las zonas de fuente por donde ascendieron las lavas

son franjas paralelas orientadas NNW y se ubicaron con información de campo, usando


162

planos de fluidez de las lavas y otras características físicas mencionadas en el capitulo

de geología.

Los domos de dacitas y riodacitas están afectados por fallas normales en un

arreglo trenzado (Figs. 66 y 65). En la parte central y norte de la cuenca, el rumbo del

sistema de fallas es NW-SE con inclinación promedio de 80º, predominando las de

planos inclinados al SW (Fig. 66, estereogramas 1 y 2). Algunos de los planos de falla

tienen estrías oblicuas y horizontales, sobre las cuales están sobrepuestas las estrías

normales. Las estrías laterales son el resultado de una primera etapa de fallamiento que

afectó a las rocas de la Cuenca de Ahualulco, después de la salida de la Latita

Portezuelo. (Fig. 63),

El sentido del corrimiento de las fallas principales fue izquierdo, determinado por la

actitud de las estrías y por los juegos de fracturas “Riedel” generados en la zona de

cizalla (Fig.66).

El análisis de las fallas normales NW-SE en la porción norte de la cuenca, muestran

juegos conjugados (Fig. 66 estereogramas 1 y 2) que corresponden a la serie de fallas

que formaron fosas estrechas (fosas de San Nicolás, Zapote y Matancillas); sin

embargo, la mayoría de los planos de falla están inclinados al SW, retratando un arreglo

en dominó que basculó la secuencia de rocas de la Cuenca de Ahualulco al NE.

Se realizaron mediciones de basculamiento por zonas; para la localidad de

Cúcamo-La Barranca, el basculamiento promedio en los depósitos clásticos del Eoceno

medio (Formación Cenicera) fue de 40°NE (Fig. 67 A), y para la ignimbrita Membrillo un

promedio 26° NE (Fig. 67 B). Esto sugiere que al momento del depósito de la ignimbrita

Membrillo la secuencia estaba ya basculada al menos 14°NE (la diferencia entre 40° y

26°).


163

Figura 63. A) estrías horizontales marcadas sobre la roca de la latita Portezuelo en la falla San Nicolás. B) estrías normales en una falla en la dacita Jacavaquero. (Coordenadas UTM-NAD-27, A 282207-2491794, B 277059-2494495).

La fosa de San Nicolás formada sobre la latita Portezuelo, se rellenó por los

depósitos vulcanoclásticos y epiclásticos San Nicolás, ignimbrita Panalillo y gravas

miocénicas? (Fig. 65).

Se midieron basculamientos en los depósitos pre-25 Ma (edad de la ignimbrita

Panalillo) del interior de la fosa San Nicolás, en la localidad del Rancho San Nicolás

(Fig. 65), con promedio de basculamiento de 51°NE (Fig. 67 C), y para la ignimbrita

Panalillo que los cubre de 24° NE (Fig. 67 D).La diferencia en la intensidad del

basculamiento entre los clásticos y la ignimbrita Panalillo, sugiere que los depósitos que

rellenaron la Fosa de San Nicolás, tuvieron cuando menos dos episodios de

basculamiento.

La porción sur de la cuenca se caracteriza por la presencia de mesetas alargadas

de la ignimbrita Panalillo superior (25 Ma) y por los depósitos San Nicolás. La ignimbrita

Panalillo superior forma franjas de mesetas alargadas basculadas al NE. Las mesetas

de la parte sur-poniente de la Cuenca de Ahualulco tienen basculamientos entre ~20-

40º y las de la porción nor-oriente entre ~10-20º (Fig. 67 E y F).


164

Figura 64. A) Basculamiento ~35°NE de un afloramiento de los sedimentos clásticos de la Formación Cenicera del Eoceno, B) Basculamiento 20° NE de la ignimbrita Panalillo (Trp) que sobreyace a sedimentos lacustres. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276652-2492211, B)

292454-2485094).

Se midieron algunas de las fallas que bascularon las mesetas de la ignimbrita,

pero la mayoría se infirieron por el basculamiento. Este patrón de mesetas basculadas

al NE tiene magnitud de inclinación diferente a lo ancho de la franja de basculamiento

máximo (Fig. 72).

El ancho de la franja de basculamiento máximo donde se encuentra la Cuenca de

Ahualulco, se extiende desde el hombro oriental de la Fosa de Villa Arista en el oriente,

hasta el Centro Volcánico de Ahualulco en el occidente (Fig. 72).

Fuera de la influencia de la franja de basculamiento máximo, al poniente de la

Cuenca de Ahualulco, las mesetas de la ignimbrita Panalillo tienen poco o nulo

basculamiento que no excede los 5º.

En la porción norte de la cuenca de Ahualulco, al SE de la población de

Moctezuma (Fig. 35), se encuentran remanentes de mesetas alargadas de la ignimbrita

Panalillo, que descansan sobre los depósitos epiclásticos San Nicolás, con un promedio

de basculamiento de 20º al NE.


165

Figura 65. Mapa geológico-estructural de la porción central de la Cuenca de Ahualulco, donde se formaron fosas tectónicas estrechas afectando la latita Portezuelo. Se aprecia parte del arreglo anastomosado que presenta el sistema de fallas.

En la margen oriental de la fosa de Ahualulco, en el hombro poniente de la Fosa

de Villa de Arista, al sur de la población de Bocas (Fig.35), se encuentran depósitos


166

Figura 66. Mapa estructural de la Cuenca de Ahualulco mostrando el arreglo anastomosado de fallas. El diagrama 1 y 2 representan la actitud de las fallas normales de alto ángulo NW-SE, de la porción centro y NW de la cuenca. B) Zona de basculamiento de la ignimbrita Membrillo, C) Zona de basculamiento de los depósitos San Nicolás, D) Zona de basculamiento de la ignimbrita Panalillo Superior en el SW de la cuenca, E) Zona de basculamiento de las gravas del Mioceno?. Los círculos en la figura, representan las zonas donde se midieron los basculamientos y las letras C, D y E corresponden a las letras que indican los dominios estructurales en la Figura 67.


167

delgados de ceniza sin soldar sobre la ignimbrita Panalillo que fueron alimentados por

múltiples diques piroclásticos (Fig.68), y una cubierta de gravas que pudieran ser de

edad miocénica? sugerida por su posición estratigráfica arriba de la ignimbrita; su

promedio de basculamiento es 34°NE (Fig. 67 F). Esta última etapa de basculamiento

sugiere que en el Mioceno? hubo otra etapa importante que basculó los bloques por

reactivación de las fallas lístricas.

De acuerdo con el análisis de los bloques basculados en la franja de

basculamiento máximo, cuyo límite es la margen poniente de la Sierra del Coro por

donde pasa la traza de la Falla Matehuala-San Luis (Fig. 42, 71 y 72), se sugiere que

esta sea la falla maestra que está controlando el fallamiento lístrico.

La zona que forma el límite de la Cuenca Mesozoica del Centro de México y el

talud de la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí coincide con la zona de falla

Matehuala-San Luis, donde se encuentra la franja de basculamiento máximo.

La actividad de las fallas en la zona de la Cuenca de Ahualulco, en los diferentes pulsos

de reactivación principal, tuvieron importancia relevante en la actividad volcánica del

Oligoceno tardío hasta el Cuaternario; esta observación se basa, en la presencia de

diques de la ignimbrita Panalillo cruzando a la latita Portezuelo, alineación sobre las

trazas de fallas de volcanes pequeños de lava basanítica del Cuaternario y enjambres

de diques piroclásticos asociados a la falla del hombro poniente de la Fosa de Villa de

Arista, que cortaron a los depósitos de gravas y sedimentos lacustres más jóvenes del

área (Fig. 68 B).


168

Figura 67. Simplificación de la intensidad y dirección de basculamiento medidos en el norte del CVSLP, que abarca desde los depósitos clásticos del Eoceno temprano hasta las gravas del Neógeno. Los diagramas de rosas indican dirección de basculamiento, y el de densidades la intensidad del basculamiento. Los polos de los planos de basculamiento se proyectaron en el hemisferio inferior de la red de Schmidt.


169

Figura 68. A) dique piroclástico de la ignimbrita Panalillo que utilizó para su salida la margen de una fuente de la latita Portezuelo, en el norte del CVSLP, .B) dique piroclástico que utilizó una falla para su salida, en un evento post-ignimbrita Panalillo (Trp) en la porción oriente de la Cuenca de Ahualulco. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 283448-2504095, B)

292454-2485094


170

V. EVENTOS TECTÓNO-MAGMÁTICOS Y SEDIMENTACIÓN CLÁSTICA OCURRIDOS ENTRE LA FASE FINAL DE LA OROGENIA LARAMIDE Y LA

EXTENSIÓN OLIGOCÉNICA CUENCAS Y SIERRAS: DISCUSIÓN

En la Mesa Central durante el Paleoceno tardío sucedió un cambio de régimen

tectónico de compresión a tensión, pero que se registra en casi todo el norte de México

(McDowell et al., 1989; Aguirre-Díaz y McDowell, 1991; Nieto-Samaniego et al., 1997;

Aranda-Gómez et al., 2000). El evento de la última fase de la orogenia Laramide, se ha

estimado indirectamente en base a edades en sedimentos clásticos, y rocas intrusivas

no deformadas en el norte y nor-oriente de México como del Paleoceno tardío-Eoceno

temprano (Vega-Vera y Perrillat, 1989; Ye, 1997; Chávez-Cabello, 2005).

Para la Mesa Central el rango de aproximación de edad de la fase final de la

orogenia Laramide, está dado por los fechamientos de los intrusivos graníticos no

deformados del Eoceno temprano, por palinología y edades K-Ar de lavas andesíticas

intercaladas con los depósitos clásticos continentales del Campo Volcánico de San Luis

Potosí, Guanajuato y Zacatecas (Labarthe-Hernández et al., 1982; Nájera-Garza, 1997;

Aranda-Gómez y McDowell, 1998). De acuerdo con los fechamientos de los intrusivos

post-orogénicos del sur de la Mesa Central, se puede determinar indirectamente la

última fase de deformación causada por la orogenia Laramide en esta porción de

México, la cual se estimó para este trabajo en el rango de edad Paleoceno tardío-

Eoceno temprano. En los trabajos efectuados en el norte del CVSLP está documentada

la discordancia angular de la Formación Cenicera basculada por tectónica extensional,

sobre las rocas plegadas por compresión de la Formación Caracol.

El inicio de la actividad ígnea pos-laramídica en la Mesa Central, empezó con el

emplazamiento de cuerpos intrusivos en el rango Paleoceno tardío-Eoceno temprano


171

(Fig. 69), los cuales se encuentran emplazados y alineados sobre las trazas de las

fallas NW-SE que seccionaron la sierras en bloques para exhibir basamento del

Mesozoico temprano (sierras La Ballena-Peñón Blanco y Charcas); estas sierras se

presentan como núcleos levantados, limitados por fallas periféricas NNE y NW (Figs. 1,

42 y 71).

En el caso del tronco intrusivo Peñón Blanco, diques y apófisis de granito que

aflora en la porción norte de la sierra La Ballena-Peñón Blanco, están emplazados

sobre las trazas de las fallas normales principales NW-SE que cortan la sierra Los

diques utilizaron segmentos de esas fallas como conducto para su ascenso, como se

aprecia en la Falla Comanja en la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco (Figs. 22 y 50 A).

Lo mismo ocurre en la Sierra de Charcas, donde el intrusivo El Temeroso, se localiza

alineado sobre la traza de la falla que divide al bloque central del bloque norte (Fig. 54),

que muestra evidencias de tener un corrimiento lateral derecho; esto por estratigrafía,

ya que las secuencias de ambos bloques están dislocadas uno con respecto a la otra,

no coincidiendo la continuidad de las formaciones en ambos bloques. En las labores de

la mina de Charcas se encuentran diques del intrusivo Temeroso emplazados en el

sistema de fallas NW-SE. También en la Sierra de Zacatecas, la disposición de los

domos de la riolita Bufa está relacionada con el sistema de fracturas de cizalla asociado

a la veta-falla La Cantera, que de acuerdo al modelo cinemático que se propone en este

trabajo , se originó por una actividad dextral a que estuvo sujeto el bloque norte de la

Sierra de Zacatecas.

La edad isotópica K-Ar para el granito de Peñón Blanco obtenida para este estudio

en base a muscovita fue 51.5±1.4 Ma (Tabla 1), Solé, et al. (2007), K-Ar con muscovita,

51.0±2 Ma y Aranda-Gómez et al. (2007) con 40Ar/39Ar con muscovita 50.9±0.47 Ma


172

(Tabla 2). El pórfido de cuarzo-monzonita que aflora en la parte nororiental de la Sierra

de Charcas, San Luis Potosí, fue fechado por K-Ar en 43±3.0 Ma por Mújica-Mondragón

y Albarrán-Jacobo (1983). También para la localidad de Charcas, Butler (1972) obtuvo

una edad K-Ar de 46.6±1.6 Ma (Tabla 2).

Barboza-Gudino et al. (2004) mencionan que la sierra de Real de Catorce, es un

bloque que se levantó, a manera de un pilar tectónico con orientación general norte-sur.

La edad del levantamiento la estimaron como pre-Eoceno temprano, basado en los

diques de cuarzomonzonita de edad K-Ar 53 Ma (Mujica-Mondragón y Jacobo-

Albarrán, 1993) que se encuentran inyectados en las fallas que seccionan el bloque. El

flanco oriental de la Sierra Real de Catorce está delimitado por una serie de fallas

menores de orientación general norte-sur y por una falla mayor que se localiza en la

zona de la Mina de La Paz de orientación norte-sur, y que se le conoce como Falla

Dolores o Gran Falla, la cual se le estima una edad post-oligocénica por estar cortando

a un intrusivo granodiorítico de edad 35.7 Ma (Tuta et al., 1998), aunque mencionan

que esta puede ser una estructura más antigua que fue reactivada. La actividad

volcánica félsica del Eoceno medio-temprano, se dio también de manera puntual en la

sierra de Zacatecas con la emisión de la riolita Bufa y piroclásticos los Alamitos, y en la

Sierra de Charcas con la dacita e ignimbrita Charcas. Los domos de la riolita Bufa se

encuentran alineados con el patrón de fracturas de cizalla producto de la actividad

dextral de la veta-falla La Cantera, lo cual ocurrió según dos fechamientos disponibles

de 46.8 Ma (Ponce-Sibaja y Clark, 1988) y para este estudio, una edad K-Ar, roca

completa, para la riolita Bufa de 49.9 Ma.

Esta etapa de actividad plutónica y volcánica del Eoceno temprano-medio en esta

porción de la Mesa Central, de acuerdo a las observaciones de campo y


173

geocronológicas, está asociada al sistema de fallas post-laramídicas que seccionaron

las sierras en bloques. Esta actividad ígnea se dio simultáneamente con el depósito de

los clásticos continentales (lechos rojos) en cuencas contiguas antes de los 44 Ma, que

es la edad de la andesita Casita Blanca que los cubre en el norte del CVSLP (Fig.69).

Las primeras evidencias de sedimentación continental en la Mesa Central se dio

durante el Paleoceno tardío-Eoceno medio, con la acumulación de los conglomerados

rojos reportados por Edwards (1955) (Fig. 69). Los depósitos clásticos rellenaron

cuencas continentales y descansan discordantemente sobre los sedimentos marinos del

Mesozoico. Este tipo de depósitos se han identificado en diferentes partes de la Mesa

Central, sobresaliendo: (1), el área de Guanajuato, donde se conocen edades basadas

en el descubrimiento en la localidad de Marfil de roedores endémicos, en afloramiento

de limos intercalados con conglomerados de la parte inferior de la secuencia, lo que

sitúa a estos sedimentos en el Eoceno y probablemente en el Eoceno medio-tardío

Ferrusquía-Villafranca (1987). También para esta área, Aranda-Gómez y McDowell

(1998) reportaron una edad K-Ar roca completa de 49.3±1.0 Ma, para una muestra de

derrame de lava de andesita intercalada en el conglomerado rojo. Ellos sugieren que el

depósito fue dentro de una fosa tectónica. (2) en la parte occidental del estado de San

Luis Potosí, muy cerca del limite con el estado de Zacatecas entre los poblados de

Hernández y El Barril (Hoja Hernández F-13-B9, Coordenadas UTM, NAD-27, 796171-

2550815), aflora una secuencia clástica continental, entre la cual se encontró

intercalado un depósito de oleada piroclástica que se fechó por K-Ar, roca completa, de

44.6±0.7 Ma, (Tristán-González y Torres-Hernández, 2000). (3) para la región del

Campo Volcánico de San Luis Potosí, estos sedimentos se les nombró como Formación

Cenicera, y su edad se infirió por la relación que guarda con la andesita Casita Blanca


174

44.1±2.2 Ma, que la cubre (Labarthe-Hernández et al., 1982). También hay un reporte

de estudios de palinología realizados por la entonces Secretaría de Recursos

Hidráulicos, donde reportan variedades del genero Clasopollis, sp y M.Triatriopollanites

sp, que son representativas del Paleoceno-Eoceno (Trujillo-Candelaria, comunicación

personal, en Labarthe-Hernández et al., 1982). Para los afloramientos de la ciudad de

Figura 69. Esquema que resume los principales eventos tectónicos, vulcanismo, plutonismo y sedimentación ocurridos en la porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central, en el periodo comprendido entre la última fase de la orogenia Laramide y el evento extensional lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno.

Zacatecas, Nájera-Garza (1997) reportó una edad basada en granos de polen del

genero de Bernapollenites sp., que es característico del Paleoceno-Eoceno temprano.

También Ponce-Sibaja y Clark (1988), con la edad obtenida de los flujos piroclásticos


175

que descansan sobre el conglomerado de 46.8 Ma, infirieron una edad del Eoceno

medio.

Con la sedimentación clástica del Eoceno medio, ocurrió en el mismo intervalo de

tiempo, la efusión de lavas de composición andesítica, que en algunos sitios se

intercaló entre ellos, como en el caso de Guanajuato (Aranda-Gómez y McDowell,

1998) y en el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí se depositó sobre la

andesita Casita Blanca, su erupción fue a través de fisuras y de pequeños centros

eruptivos alineados en las trazas de las fallas. La edad K-Ar determinada para este

estudio en dos localidades de la andesita Casita Blanca fue de 44.4 y 45.5 Ma (Tabla

1). La sedimentación de clásticos continentales y vulcanismo andesítico no fue continua

en la región, más bien su depósito fue en cuencas aisladas en lugares específicos. El

rango de emisión de rocas andesíticas para las localidades del CVSLP y Guanajuato

entre 44 y 49 Ma, sugiere un periodo de vulcanismo andesítico, contemporáneo con el

depósito de los sedimentos continentales (Fig. 69), y asociado a los sitios donde se

encuentran las cuencas.

La sedimentación clástica no fue exclusiva del Eoceno medio; hay otros periodos

en el Terciario donde se dio, como en el caso del área del Complejo Volcánico de

Pinos, Zacatecas, donde hubo tres periodos de sedimentación clástica, la más antigua

correspondiente a los lechos rojos de Pinos que fue fechada con rocas volcánicas

asociadas con 40Ar/Ar39 de 32.3±1.5 Ma (Aranda-Gómez et al., 2007). Para el norte del

CVSLP, hubo sedimentación clástica continental en el Oligoceno tardío posterior a la

latita Portezuelo de 31.5 Ma y anterior al depósito de la ignimbrita Panalillo de 26 Ma.

Posterior a la ignimbrita Panalillo se formaron abanicos amplios de depósitos de gravas


176

y sedimentos lacustres post-ignimbirta Panalillo que se encuentran basculados hasta

35º NE.

Las rocas plutónicas y volcánicas del Eoceno temprano-medio que se emplazaron

en los núcleos levantados en el centro-oriente de la Mesa Central (sierras El Sabino,

Real de Catorce, Coronado, Charcas, Peñón Blanco y Zacatecas, están asociadas con

las fallas que resultaron del levantamiento de esos núcleos, utilizándolas como

conducto para su ascenso.

Para explicar el levantamiento de los núcleos, se propone en este trabajo como

una alternativa, un modelo que involucra zonas en franjas que forman bloques de

orientación NE-SW que se aprecian en las imágenes de satélite y modelos de elevación

digital. Estas franjas sobresalen en la porción central y sur del área de estudio y se

separan por lineamientos muy visibles. A estas franjas se les nombra como bloques de

Salinas-Charcas y Pinos-Moctezuma (Fig. 42 y 71). Los bloques están separados por

dos lineamientos regionales orientados NE-SW, nombrados como La Pendencia y

Ahualulco (Fig. 42). La zona donde se localizan los lineamientos está cubierta por

depósitos de suelos y gravas, lo que dificulta obtener información directa para su

descripción, sin embargo, por la presencia de afloramientos de basalto e ignimbrita a lo

largo de estos lineamientos. se sugiere que se trata de fallas sepultadas bajo la cubierta

de sedimentos clásticos recientes. Para explicar los levantamientos de núcleos que se

alzaron sobre la llanura alta de la Mesa Central, Vélez-Scholvink (1990) propuso en su

modelo de transcurrencia, que esos bloques levantados anómalamente en la parte

central y oriental de la Mesa Central, se debió a que una porción de la secuencia fue

apretada y empujada, “botandola” hacia arriba por falta de espacio durante la

deformación, esto de acuerdo con el modelo de Lowel (1972).


177

Otra alternativa que se plantea en este trabajo está basada en el modelo de la

Figura 70 de Jones y Holdsworth (1998), que involucra un mecanismo de cizalla simple

oblicua en zonas de transpresión. En el caso de la zona aquí estudiada, los

levantamientos de los núcleos se encuentran distribuidos en la parte central de los

bloques separados por lineamientos que se propone sean fallas con movimiento dextral

(Fig. 70). Los núcleos están limitados por segmentos de fallas marginales de orientación

preferente NW-SE, donde algunas de ellas tienen movimiento lateral derecho menor. En

el caso de las sierras que están hacia extremo SE de los bloques, la falla del flanco

poniente tiene mayor expresión, y es donde se aprecian las rocas más antiguas (sierras

La Ballena-Peñón Blanco y la Parada, Figs. 42 y 71) y en cambio las sierra del centro y

NE de los bloques, las fallas marginales descubren la misma litología en ambos lados,

sugiriendo un levantamiento vertical uniforme (sierras de Las Minas, Guanamé, Charcas

y Santa Catarina, Figs. 42 y 71). El modelo de Jones y Holdsworth (1998) está basado

en la transformación homogénea de un cubo como unidad, que asume un volumen

constante, donde a mayor desplazamiento, mayor basculamiento de una de los lados

del cubo. Este modelo involucra una zona de transpresión con una componente de

cizalla simple en el plano xy paralelo al eje x (Fig. 70).

La porción oriental de la Mesa Central en la zona del limite entre las dos unidades

paleogeográficas del Mesozoico (Cuenca Mesozoica del Centro de México y Plataforma

Valles-San Luis Potosí), se caracteriza por cadenas de montañas truncadas y cuencas

N-S y NNW que forman una franja donde se distinguen pliegues en échelon que reflejan

una zona de cizalla dextral (Fig. 71). Dentro de las estructuras importantes en esta zona

se distinguen las sierras de Catorce y Coronado que fueron levantadas y que ahora

exhiben rocas Mesozoicas antiguas correspondientes al Triásico y Jurásico. Estas


178

sierras están limitadas por cuencas rellenas de depósitos clásticos que se fueron

acumulando en tiempos diferentes durante el proceso de subsidencia (Fig. 71).

Figura 70. Modelo de transpresión, que se propone como una alternativa para explicar los levantamientos de núcleos que exhiben rocas del basamento Mesozoico, en la porción central y oriente de la Mesa Central. El modelo muestra la trasformación homogénea de un cubo. A) zona de transpresión con una componente de cizalla simple en el plano xy paralelo al eje x, B) transpresión que muestra una cizalla simple oblicua. (Jones y Holdsworth, 1998).

El inicio del evento extensional se puede aproximar con la salida de las primeras

andesitas en el Eoceno medio-tardío (andesita Casita Blanca de 44-45 Ma). Estas

andesitas utilizaron para su salida conductos en las márgenes oriental y occidental de la

zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis. El emplazamiento de estas lavas

se dio a través de diques siguiendo los planos de fallas NNW (Cuenca de Ahualulco,

afloramientos de la andesita Casita Blanca en el NW de Ahualulco, Fig. 35).

Este patrón de fallas desarrolladas desde el Eoceno medio se reactivaron en fallas

de alto ángulo que a fines del Oligoceno temprano facilitaron el ascenso de los magmas

para dar paso al evento de vulcanismo voluminoso ocurrido principalmente en el sur de

la zona Matehuala-San Luis para formar los campos volcánicos de San Luis Potosí y

Río Santa María. El inicio de este vulcanismo fue de lavas dacíticas (32-31 Ma) que


180

formaron cadenas de domos que se orientaron paralelas a la zona de basculamiento

máximo Matehuala-San Luis (Fig. 19). En seguida de la efusión de las dacitas ocurrió

un vulcanismo riolítico de sílice alto en el periodo 31-28 Ma, que se da en el sur de la

zona de falla en su margen poniente.

Después del evento de vulcanismo voluminoso (32-28 Ma) se inició un periodo de

extensión máxima que tiene su pico en el periodo 28-26 Ma (Labarthe-Hernández et al.,

1982; Tristán-González, 1986; Aranda-Gómez et al., 2000). Este conjunto de fallas post-

vulcanismo voluminoso es tipo lístrico y está más representado en la porción sur de la

zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, donde se da por sectores,

separados por lineamientos NE-SW (Fig. 72), donde los vectores de extensión de cada

sector cambian ligeramente de dirección, pero conservando el NNW y NW-SE (Fig. 72).

La inclinación de los bloques también cambia de sector a sector con promedio general

de 30º NE (Fig.72).

El fallamiento en la zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, fue

episódico; desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno tardío, como lo demuestra las

gravas basculadas en el norte de la Cuenca de Wadley al NE 20º, las cuales tienen

fragmentos de basalto del Campo Volcánico de Los Encinos (FIG. 71, coordenadas

UTM, WGS-84, 297616-2649696). También se reafirma con la información de

basculamientos de la secuencia volcánica y clástica del norte del CVSLP en la zona de

la Cuenca de Ahualulco (Fig. 67). Para el CVSLP, Torres-Hernández (1998) documentó

evidencias de plegamiento roll-over en la Sierra de San Miguelito al poniente de la

ciudad de San Luis Potosí.


181

Figura 72. Mapa estructural generalizado de la zona de estudio. Las zonas sombreadas en franjas de grises representan los sectores de basculamiento máximo, donde se da la actividad mayor de fallas lístricas. En los cuadros blancos se da la intensidad de basculamiento para la ignimbrita Panalillo. En la zona de Charcas el basculamiento corresponde a gravas post-ignimbrita Charcas. Los cuadros en negro representan el basculamiento de la ignimbrita Panalillo fuera de la influencia de los sectores de máximo basculamiento. Sco-Sierra de Coronado, Sch-Sierra de Charcas, Sgu- Sierra de Guanamé; SSC- Sierra de Santa Catarina, SM- Sierra Las Minas, SB-PB- Sierra La Ballena-Peñón Blanco, SP- Sierra La Parada, CA- Cuenca de Ahualulco, AM- Alto de La Melada. El mapa estructural es el complemento del mapa geológico regional de la Figura 19.


182

La intensidad en el basculamiento de los remanentes de la ignimbrita Panalillo que

se localizan al poniente de la zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis no

sobrepasa los 5º. Lo mismo ocurre en la porción oriental de la zona de falla, donde hay

remanentes de ignimbritas del Oligoceno con basculamientos leves. Esto lleva a

concluir que la zona con desarrollo intenso de fallamiento lístrico estuvo concentrada

principalmente en la zona sur de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, donde se

dio la principal actividad volcánica en el Oligoceno temprano.

Aranda-Gómez et al. (2000), documentaron cuatro pulsos de extensión para la

zona de Cuencas y Sierras: 32-27 Ma; 24-20 Ma; 12-10Ma y <5Ma, los cuales coinciden

con los documentados en este trabajo para la zona del norte del CVSLP.

La zona de falla Matehuala-San Luis, también coincide con el límite de los bloques

corticales, Tampico y Sierra Madre (Fig. 10) propuestos por Dickinson y Lawton (2003),

por lo que la zona de falla Matehuala-San Luis puede interpretarse como una falla de

basamento (Fig. 71).

Las rocas más antiguas conocidas en la Mesa Central pertenecen al Triásico

marino y continental que se encuentran por debajo de una cubierta de rocas jurásicas y

cretácicas depositadas en la Cuenca Mesozoica del Centro de México. Esta cubierta de

rocas marinas de cuenca fue deformada intensamente por el evento de compresión

laramídico acortando la secuencia al ENE y NE:

De acuerdo al análisis de deformación de la secuencia triásica y jurásica-cretácica,

se vio que el paquete de rocas triásicas tuvo menos participación durante la

deformación Laramide, en cambio la cubierta jurásica-cretácica fue deformada

notablemente, como ocurrió en la sierras de La Ballena-Peñón Blanco y Charcas.


183

Por otro lado, se conoce que debajo de las rocas mesozoicas de la Plataforma

Valles San-Luis Potosí las rocas triásicas no se depositaron. En la porción NW de la

plataforma las rocas del cretácico temprano se encuentran descansando directamente

sobre esquistos del Paleozoico.

La presencia de dos basamentos diferentes, debajo de la cubierta de rocas

marinas mesozoicas de cuenca y plataforma, sugiere dos bloques con basamento

diferente (Fig.71)


184

VI. MODELO TECTÓNICO REGIONAL PARA LA PORCIÓN ORIENTAL DE LA MESA CENTRAL: DISCUSIÓN-PARTE II

Con la información de datos geológicos, estructurales y geocronológicos descritos

anteriormente, se presenta un modelo que resume la evolución tectónica-volcánica-

sedimentaria del Paleoceno tardío-Oligoceno tardío, para la porción centro-oriental de la

Mesa Central, basado en los datos obtenidos en las localidades propuestas en este

trabajo. La Figura 73 resume los eventos tectónicos y episodios vulcano-sedimentarios

que tuvieron lugar en esta región.

Con la información disponible no es posible determinar con exactitud la

terminación de la última fase de la orogenia Laramide en la región central y oriental de

la Mesa Central; sin embargo, se puede aproximar con la geocronología disponible de

los cuerpos intrusivos graníticos no deformados que se encuentran en varios sitios de la

porción sur centro y sur de la Mesa Central. El rango de edades de los granitos pos-

orogenicos varía entre 50 y 55 Ma. Con las edades anteriores se puede aproximar el

final de la fase compresiva de la Orogenia Laramide, cuando menos hasta el Eoceno

temprano (Fig. 73 A). Esta orogenia de tipo compresivo acortó la secuencia hacia el

oriente, formando innumerables pliegues recostados y fallamiento inverso (cobijaduras y

décollements).

Después de las fases compresivas de la orogenia Laramide, se registró un cambio

tectónico importante en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano en la región centro-

oriental de la Mesa Central, de un régimen compresivo a uno de transpresión que

involucró levantamiento de bloques, por actividad transcurrente ocasionando

levantamientos de bloques y formación de cuencas (Figs. 73 B y 71). En el oriente de la

Mesa Central en el limite con la plataforma Valles-San Luis Potosí, los bloques se


185

levantaron siguiendo patrones alineados NNE en un arreglo abudinado, como

continuación del sistema de sierras que se desprenden de la Curvatura de Monterrey

(Sierra de Catorce y Coronado Figs. 1 y 71). Los bloques que se levantaron fueron

seccionados en el Eoceno temprano por fallas en patrones NW-SE, a través de las

cuales hubo emplazamiento de rocas intrusivas y volcánicas (Fig. 73 C).

Las cadenas de sierras NNW de la porción oriental de la Mesa Central, están

separadas por largas cuencas, que hacia el sur se cierran formando vértices agudos

(Cuenca de Matehuala-Huizache y cuencas paralelas) (Fig. 1 y 71). Esta sierras llegan

a exhibir en su flanco occidental rocas del Triásico tardío-Jurásico temprano (sierras de

Catorce, Coronado, Charcas, La Tapona, Fig. 42) o bien solo núcleos de rocas marinas

del Cretácico Inferior (El Sabino, Guanamé, Santa Catarina y Las Minas, Fig. 42). Las

rocas que solo exhiben núcleos de rocas del Cretácico temprano no presentan

evidencias de basculamiento importante, sino más bien se trata de bloques levantados

y limitados en ambos flancos por fallas de alto ángulo de orientación predominante NW-

SE, y que se elevan sobre una extensa llanura de rocas marinas del Cretácico superior

(Fig. 73 B, 19 y 42).

Hacia el occidente de la Mesa Central los bloques están levantados y basculados

al NNE, exhibiendo en su flanco poniente la secuencia sedimentaría del Mesozoico,

desde el Triásico tardío hasta el Cretácico Superior (La Parada, La Ballena-Peñón

Blanco y Zacatecas Fig. 42 y 71).

Al inicio del Eoceno temprano (55 y 50 Ma) se emplazaron cuerpos plutónicos

principalmente de granitos y granodioritas utilizando como conducto para su salida

algunas de las fallas que seccionaron a los núcleos (Charcas, Coronado, Peñón Blanco

y Zacatecas) (Fig. 73 C). Después del emplazamiento de los intrusivos, en cuencas


186

aisladas y dispersas de la Mesa Central hay depósito de lechos rojos y vulcanismo

andesítico que se intercaló y depositó sobre los lechos rojos.

El rango de edad de los clásticos continentales es de 44 a 49 Ma. La edad más

antigua corresponde a la andesita intercalada entre los lechos rojos de Guanajuato y la

más joven para la andesita que descansa sobre la Formación Cenicera en el norte del

CVSLP (Tabla 1 y 2). Las erupciones de la andesita en el norte del CVSLP fueron a

través de diques en las fallas marginales de las cuencas (Dique de Cúcamo y de La

Yerbabuena) o por centro volcánicos alineados a las fallas principales (Fig. 73 C).

En el Oligoceno temprano (32-33 Ma) tuvo lugar el primer evento volcánico

voluminoso de la Mesa Central, sobre todo hacia su porción sur a lo largo de la zona de

falla Matehuala San Luis, formando los campos volcánicos de San Luis Potosí y Río

Santa María (Figs. 1 y 15). Los productos volcánicos de este evento fueron

principalmente lavas traquíticas y dacíticas que formaron cadenas de domos exógenos

orientadas NNW y un volumen menor de flujos piroclásticos (Fig. 73 D).

El segundo evento de vulcanismo voluminoso se dio entre los 31-28 Ma, que fue

de lavas y piroclásticos de alto sílice (domos e ignimbritas riolíticas), los cuales se

dispusieron en cadenas de domos orientados en un patrón NW-SE, en el sur de la zona

de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, en la porción central del Campo

Volcánico de San Luis Potosí (Sierra de San Miguelito) (Figs 73 E y 15). En el periodo

26-28 Ma se desarrolló un evento de extensión máxima, donde se generó

principalmente un sistema de fallas normales NW-SW, en un arreglo en dominó,

basculando los bloques al NE, combinándose con la formación de fosas tectónicas

estrechas (Fig. 50 E). Después de la etapa principal de extensión, hubo un evento


187

Figura 73. Modelo tectono-magmático para la porción oriente y sur-oriental de la Mesa Central, que abarca desde la fase final de la orogenia Laramide en el Cretácico tardío-Paleoceno temprano hasta el evento de fallamiento lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Ver explicación en el texto.


188

piroclástico dentro de las fosas (fosas de Villa de Reyes, Bledos, Enramadas, Fig. 14),

correspondiente a la ignimbrita Panalillo (25-28 Ma), que fue a través de innumerables

diques siguiendo las fallas pre-existentes (Fig 50 F).

Una extensión lístrica, dio inicio con la etapa de extensión máxima en el Oligoceno

temprano, la cual es episódica principalmente dentro de la zona de falla Matehuala-San

Luis. Esta extensión está documentada cuando menos hasta el Mioceno tardío y

basculó los bloques al NE. El cambio de intensidad en el basculamiento desde los

clásticos continentales (Formación Cenicera) hasta el basculamiento de los

conglomerados miocénicos, sugiere que la extensión fue episódica cuando menos

desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno.


189

VII. CONCLUSIONES

Para este trabajo se seleccionaron seis estructuras geológicas en el sector centro-

oriental y sur-oriental de la Mesa Central, las cuales son fundamentales para

comprender las relaciones vulcano-tectónicas post-laramídicas, para el periodo

comprendido entre el Paleoceno tardío-Eoceno temprano, y el Oligoceno-Mioceno.

La cubierta de rocas mesozoicas en esta porción de la Mesa Central fue

deformada por la orogenia Laramide acortando la secuencia al ENE. Este acortamiento

ocasionó el desarrollo de pliegues y fallamiento inverso que fue más intenso en la

porción oriental de la Mesa Central. De acuerdo a la información obtenida para este

trabajo, la deformación Laramide debió terminar en el Eoceno temprano.

Durante el Paleoceno tardío-Eoceno temprano la tectónica de esta porción de la

Mesa Central estuvo regida por levantamientos corticales de bloques con núcleos de

rocas del basamento Mesozoico (Triásico-Jurásico). Estos núcleos al levantarse

formaron sierras dispersas que se elevan sobre una llanura aluvial amplia, donde

afloran ventanas de rocas del Cretácico tardío y remanentes de rocas volcánicas del

Oligoceno. Para explicar el levantamiento de los bloques se propone un modelo

alternativo, que considera una tectónica de transpresión que desarrolló zonas de cizalla

simple y oblicua. La primera se asocia con bloques desplazados verticalmente y sin

bascularse, y la segunda a bloques levantados con basculamiento de una de sus

márgenes.

El levantamiento de los núcleos ocasionó el desarrollo de fallas normales NW-SE

que seccionaron a las sierras en bloques. Estas fallas fueron conductos favorables para

el emplazamiento de rocas intrusivas en las sierras de Peñón Blanco, Charcas y El

Sabino y de rocas volcánicas félsicas (Zacatecas y Charcas). La edad obtenida para los


190

granitos no deformados que se encuentran en la porción central y sur de la Mesa

Central que se emplazaron a lo largo de las fallas que seccionaron los bloques, está en

el rango de 50-55 MA, y para las rocas volcánicas en 37-45 Ma, lo cual sitúa la edad de

esas fallas en la base del Eoceno temprano.

Casi al mismo tiempo al levantamiento de los núcleos con basamento Mesozoico,

empezó el relleno en cuencas dispersas de la Mesa Central. El relleno incluye

sedimentos clásticos continentales y vulcanismo andesítico contemporáneo. Los

clásticos continentales se acumularon discordantemente sobre la secuencia de rocas

del Cretácico tardío muy deformada por la orogenia Laramide.

Durante la etapa del Oligoceno medio, en el periodo comprendido de 33-31

millones de años, se desarrolló un primer evento de vulcanismo voluminoso de

composición traquítica-dacítica en la porción sur y sur oriental de la Mesa Central. Este

vulcanismo está representado por domos exógenos y en menor cantidad flujos

piroclásticos, y se desarrolló principalmente a lo largo de una franja paralela al límite de

la Mesa Central con la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí. Los domos

formaron cadenas de domos orientados NNE y posteriormente fueron afectados por el

fallamiento normal formando las fosas de Arista y Villa de Reyes. Finalmente quedaron

sepultados por depósitos sedimentarios clásticos y piroclásticos durante el colapso de

ésta estructura vulcano-tectónica.

La segunda etapa de vulcanismo voluminoso de dio entre los 31-28 Ma y fue de

composición riolítica. Este episodio de vulcanismo ocurrió principalmente a lo largo de

los hombros de las fosas tectónicas. Similar al evento anterior también se formaron

cadenas de domos riolíticas, pero en este caso orientados NW-SE, y se caracterizaron

por la abundancia de topacio y estaño. La erupción de estas lavas estuvo asociada a


191

flujos piroclásticos voluminosos que juntos formaron la mayor parte del volumen del

CVSLP.

La primera evidencia de vulcanismo fisural en el norte del CVSLP son los diques

NNW de la andesita Casita Blanca que sugiere que la extensión en esta porción de la

Mesa Central empezó a manifestarse desde el Eoceno medio, continuando

incipientemente hasta los 33 Ma cuando se incrementa para dar paso al evento de

vulcanismo félsico voluminoso del Oligoceno (32-28 Ma).

En el Oligoceno tardío 25-28 Ma se desarrolló otro evento fisural, representado por

flujos piroclásticos que tuvieron gran distribución hacia la porción sur-oriental de la

Mesa Central y que ahora se identifica por una serie de remanentes de ignimbritas

basculadas en forma de mesetas (ignimbrita Panalillo).

En la porción suroriental de la Mesa Central los productos volcánicos utilizaron

para su salida un patrón de fracturas NNE, como lo demuestra el alineamiento paralelo

de sus fuentes siguiendo la zona de falla Matehuala-San Luis. Este periodo extensivo

tuvo su pico de extensión máxima en el periodo 28-26 Ma, después del emplazamiento

de las rocas félsicas.

Según el registro de los basculamientos analizados para la porción sur-oriental de

la Mesa Central, a partir del Eoceno medio y hasta el Mioceno medio, se concluyó que

el tipo de fallamiento en la zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luis fue lístrico

desde los 28 Ma y continuó hasta los 11Ma. De acuerdo a la diferencia de intensidad de

basculamiento que presenta la secuencia volcánica y clástica del norte del CVSLP, este

fallamiento ocurrió de forma episódica.


192

La zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luis constituye el límite entre la

Cuenca Mesozoica del Centro de México y la Plataforma Valles-San Luis Potosí y forma

también el límite entre los dos bloques corticales Tampico (bloque oriental) y Sierra

Madre (bloque occidental).

Con las observaciones estructurales y estratigráficas que se manejan en este

trabajo, de acuerdo a observaciones de campo y apoyadas con geocronología de las

rocas intrusivas y volcánicas que afloran en el área de estudio y áreas cercanas, se

presenta un modelo vulcano-tectónico que abarca los eventos sucedidos desde el

Paleoceno tardío cuando finaliza la última etapa de la orogenia Laramide, hasta los

eventos de extensión que ocasionaron el vulcanismo voluminoso durante el Oligoceno-

Mioceno.


193

REFERENCIAS Aguayo-Camargo, J.E., Bello-Montoya, R., Ruiz-Violante, A., 1985, Estudio

estratigráfico sedimentológico del Jurásico Superior en la Cuenca Mesozoica del Centro de México: México, D.F., Instituto de Mexicano del Petróleo, Proyecto C-1153,35 p. (inédito).

Aguillón-Robles, A., Tristán-González, M., 1981, Cartografía Geológica Hoja Moctezuma, San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 74, 30 p.

Aguillón-Robles, A., 1983, Cartografía geológica Hojas Espíritu Santo, Pinos, El Obraje y Ojuelos, Estados de San Luis Potosí, Jalisco, Guanajuato y Zacatecas: Instituto de Geología. Universidad Autónoma de San Luis Potosí, S.L.P., Folleto Técnico No. 93. 76 p.

Aguillón-Robles, A., Medina-Romero, E., Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., 2006, Evolución tectono-magmática de la porción occidental del Campo Volcánico Río Santa María, en el estado de San Luis Potosí y Guanajuato. Unión Geofísica Mexicana, GEOS, v.26, no.1, p. 164.

Aguillón-Robles, A., Aranda Gómez, J.J. y Solorio Munguía, J.G., 1994, Geología y tectónica de un conjunto de domos riolíticos del Oligoceno medio en el sur del estado de San Luis Potosí, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 11, p.29-42

Aguirre-Díaz, G.J., McDowell, F.W., 1991, The volcanic section at Nazas Durango, México, and the possibility of widespread Eocene Volcanism within the Sierra Madre Occidental: Journal of Geophysical Research, v. 96, no. 138, p. 13, 373-13, 388.

Aguirre-Díaz, G.J, Nieto-Obregón, J., Zúñiga, R., 2005, Seismogenic Basin and Range and intra-arc normal faulting in the central Mexican Volcanic Belt, Querétaro, Mexico: Geological Journal, v. 40, p. 1-29.

Aguirre-Díaz, G.J., and Labarthe-Hernández, G., 2003, Fissure ignimbrites: Fissure-source origin for voluminous ignimbrites of the Sierra Madre Occidental and its relationship with Basin and Range faulting. Geology, v. 31, p. 773-776.

Aguirre-Hernández, M. A., 1992, Geología del subsuelo de las cuencas geohidrológicas del Valle de San Luis Potosí y Villa de Reyes en el estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico No. 116, 46 p.

Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, A. F., Orozco-Esquivel, M. T., Vasallo, L. F., Xu, S.S., 2002, El sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende: implicaciones en la deformación post-eocénica del centro de México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo LV, no. 1, p. 12-29.

Anderson, T.H., Silver L.T., 1979, The role of the Mojave-Sonora megashear in the tectonic evolution of northern Mexico, en Anderson, T.H., and Roldan-Quintana, J., eds., Geology of northern Sonora: Hermosillo, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, p. 59-68

Anderson, T.H., Mckee, J.W., Jones, N.W., 1990, Jurassic (?) mélange in north-central Mexico: Geological Society of America Abstracts with Programs, v. 22, p. 3.


194

Anderson, T.H., 1991, A northwest trending, Jurassic fold nappe, northernmost Zacatecas, México: Tectonics, v. 10, p. 383-401.

Aranda-Gómez, J.J., Aranda-Gómez, J.M., Nieto-Samaniego, A.F., 1989, Consideraciones acerca de la evolución tectónica durante el Cenozoico de la Sierra de Guanajuato y la parte meridional de la Mesa Central: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista, v. 8, no. 1, p. 33-46.

Aranda-Gómez, J.J., Luhr, J.F., Pier, J.G., 1991, Geología de los volcanes cuaternarios portadores de xenolitos del manto y de la base de la corteza del estado de San Luis Potosí, México: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Boletín 106, p. 1-22

Aranda-Gómez, J.J., Luhr, J.F., Nieto-Samaniego, A.F., 1993, Localidades recién descubiertas de xenolitos del manto y de la base de la corteza en el estado de San Luis Potosí, México: Universidad Nacional Autónoma de México, Boletín del Instituto de Geología, 106, parte 2, 23-26.

Aranda-Gómez, J.J., McDowell, F.W., 1998, Paleogene in the southerm Basin and Range Province of Mexico: Syndepositional tilting of Eocene red beds and Oligocene volcanic rocks in the Guanajuato Mining District: International Geology Review, v. 40, p. 116-134.

Aranda-Gómez, J.J., Henry, C.D., Luhr, J.F., 2000, Evolución tectono-magmática post-paleocénica de la Sierra Madre Occidental y de la porción meridional de la provincia tectónica de Cuencas y Sierras, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 53 (1), p. 59-71.

Aranda-Gómez, J.J., Godchaux, M.M., Aguirre-Diaz, G.J., Bonnichsen, B., Martínez-Reyes, J., 2003, Three superimposed arc in the Southern Cordillera-From the Early Cretaceous to the Miocene, Guanajuato, Mexico: Guidobook for field trips of the 99th Annual Meeting of the cordilleran section of the Geological Society of America, p. 123-168.

Aranda-Gómez, J.J., Molina-Garza, R., McDowell, F.W., Vassallo-Morales, L.F., Ortega-Rivera, M.A., Solorio-Munguía, J.G., Aguillón-Robles, A., 2007, The relationships between volcanism and extension in the Mesa Central: the case of Pinos Zacatecas, Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v.24, p.216-233.

Atwarter, T.W., 1970, implications of plate tectonics for the Cenozoic tectonic evolution of western North America: Geological Society of American Bulletin, v. 81, p. 3513-3533.

Atwater, T., 1989, Plate tectonic history of the northeast Pacific and western North America, in Winterer. E.L., Hussong, D.M., and Decker, R.W., eds., The eastern Pacific Ocean and Hawaii: Boulder, Colorado Geological Soceity of America, The Geology of North America, v. N, p. 21-71.

Barajas-Nigoche, L.D., 2008, Análisis de deformación en las localidades de la secuencia siliciclástica marina del Triásico Superior de la porción occidental del Estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Facultad de Ingeniería-Instituto de Geología, [Tesis de Maestría], 88 p.

Barboza-Gudino, J.R., Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., 1998, The Late Triassic-Early Jurassic active continental margin of western North America in north eastern Mexico: Geofísica International, v. 37, p. 283-292.

Barboza-Gudino, J.R., Torres-Hernández, J. R., 1999, Carta Geológica Minera y Geoquímica, Carta Real de Catorce, F14-A24, S.L.P: Secretaría de Comercio y


195

Fomento Industrial, Consejo de Recursos Minerales, escala 1:50,000, informe y mapas anexos.

Barboza-Gudino, J.R., López-Doncel, R.A., Mata-Segura, J.L., 2002, Carta Geológico-Minera Villa Hidalgo, F14-A74, San Luis Potosí, escala 1:50,000: Pachuca, Hidalgo, México, Consejo de Recursos Minerales, 1 mapa.

Barboza-Gudino, J. R., Hoppe, M., Gómez-Anguiano, M., Martínez-Macías, P.R., 2004, Aportaciones para la interpretación estratigráfica y estructural de la porción noroccidental de la Sierra de Catorce, San Luis Potosí, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 21, no 3, p. 299-319.

Bellon, H., Qouc Buü, N., Chaumont, J. C., Philippet, J. C., 1981, Implantation ionique D´argon dans une cible support : application au traçage e isotopique de l´argon contenu dans les mineraux et les roches : C.R. Academic des Sciences de Paris, v. 292, p. 977-980.

Bellon, H., Rangún, C., 1981, Geochemistry and isotopic dating of Cenozoic volcanic arc sequences araund the Celebes and Sulu Seas: en Silver, E., and Rangin, C., Procceding, Ocean Drilling Program. Scientific result, v. 124, Washington, D.C., U.S. Government Printing office, p. 51-63.

Blickwede, J.F., 1981, Stratigraphy and petrology of Triassic (?) “Nazas Formation”, sierra de San Julián, Zacatecas, México: Nueva Orleans, University of New Orleans, [Tesis de Maestría], 100 p.

Burckhardt, C., 1906, Sobre el descubrimiento del trías marino en Zacatecas: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 2, p. 43-45.

Burckhardt, C., Scalia, S., 1906, Geologie des environs de Zacatecas: Guide des excursions: Congreso Geológico International, 10, México, D.F., v. 16, 26 p.

Burckhardt, C., 1930, Etude Syntétique sur le Mesozoique Mexican. Schweizer Paleont. Gesell Abh. Band 49-50, 280 p.

Butler, J.H., 1972, Geology of the Charcas Mineral District San Luis Potosí, México: [Master’s thesis], Colorado School of Mines, 170 p.

Campa-Uranga, M.F., Coney, P.J., 1983, Tectono-stratigraphic terranes and mineral resource distribution in Mexico: Canadian Journal of Earth Sciences, v. 20, p. 1040-1051.

Cantú-Chapa, A., 1969, Una nueva localidad del Triásico Superior marino en México: Instituto Mexicano del Petróleo, Revista 1, p. 71-72.

Carrillo-Bravo, J, 1971, La Plataforma Valles-San Luis Potosí: Boletín de la Sociedad Mexicana de Geólogos Petroleros, v.23, no. 1, p. 21-46.

Carrillo-Bravo, J, 1982, Exploración Petrolera de la Cuenca Mesozoica del Centro de México: Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros v. XXXIV, no. 1, p. 21-46.

Chávez-Aguirre, R., 1968, Bosquejo geológico de la sierra de Peñón Blanco, Zacatecas: [Tesis Profesional]: Universidad Nacional Autónoma de México, Facultad de Ingeniería, 78p.

Chávez-Cabello, G; Cosio-Torres, T., Peterson-Rodriguez, R.H., 2004, Change of the maximun principal stress during the Laramide orogeny in Monterrey salient, northeast Mexico: The Geological Society of America, Special Paper 383, p. 145-159.

Chávez-Cabello, G., 2005, Deformación y magmatismo Cenozoico en el sur de la Cuenca de Sabinas, Coahuila, México. Universidad Nacional Autónoma de México, Centro de Geociencias [Tesis Doctoral], 266 p.


196

Centeno-García, E., Ruiz, J., Coney, P.J., Patchett, P.J., and Ortega-Gutierrez, F., 1993, Guerrero Terrane of Mexico: Its role in the Southern Cordillera from new geochemical data: Geology, v. 21, p. 419–422.

Centeno-García, E., Ruiz, J., Coney, P.J., Patchett, P.J., and Ortega-Gutierrez, F., 1994, Guerrero Terrane of Mexico: Its role in the southern Cordillera from new geochemical data: Reply: Geology, v. 22, p. 477-478.

Centeno-García, E., Silva-Romo, G., 1997, Petrogenesis and tectonic evolution of central México during Triassic-Jurassic time: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 14, p. 244-260.

Coney, P.J., 1973, Non-Collisión Tectogenesis in western Nort America, en tarlin, D.H., and Runcorn, S.K., (eds), implications of Continental Drift to the Earth Science, v. 2 Academic Press, London, p. 713-730.

Coney, P.J., Reynolds, S.J., 1977, Cordilleran Benioff zones. Nature, v. 270, p. 403-406. Coney, P.J., 1978, Mesozoic Cenozoic Cordilleran plate tectonics, in Schmidt, R.B., and

Eaton, G.P., eds., Cenozoic tectonics and regional geophysics of the western Cordillera: Geological Society of America Memoir 152, p. 33-50.

Coney, P.J., 1983, Un modelo tectónico de México y sus relaciones con América del Norte, América del Sur, y el Caribe: Revista del Instituto Mexicano del Petróleo, v. 15, p. 6-15.

Coney, P.J., Campa-Uranga, M.F., 1987, Lithotectonic terrane map of Mexico: United State of America, Geological Survey Miscellaneous Field Studies Map MF-1874-D- Sheet 1, scale 1:10,000

Contreras Montero, B., Martínez Cortés, A., Gómez-Luna, M.E., 1988, Bioestratigrafía y sedimentología del Jurásico Superior en San Pedro del Gallo, Durango, México: Revista del Instituto Mexicano del Petróleo, v. 20, p. 5-29.

Córdoba-Méndez, D.A., 1965, Hoja Apizolaya 23R-1 (9), con resumen de la geología de la Hoja Apizolaya, Estado de Zacatecas y Durango: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Carta Geológica de México, serie de 1:100 000.

Cossio-Torres, T., Chávez-Cabello, G., Peterson-Rodríguez, R.H., 2001, Inversión del esfuerzo principal máximo en la Curvatura de Monterrey, Sierra Madre Oriental, México: GEOS Unión Geofísica Mexicana, Libro de Resúmenes, v. 21, no. 3, p. 198.

C R M., 1998, Mapa-Imagen, escala 1:250,000, Matehuala (F14-1) y San Luis Potosí (F14-4): Consejo de Recursos Minerales, Secretaría de Economía (Imagen de Satélite).

Cserna, Z., 1956, Tectónica de la Sierra Madre Oriental de México entre Torreón y Monterrey: México, D. F: Congreso Geológico Internacional, Monografía, 60 p.

Cserna, Z., 1976, Geology of the Fresnillo Zacatecas, México: Geological Society of America Bulletin, v. 87, p. 1191-1199.

Cox, A., Dalrymple, G.B., 1967, Statistical analysis of geomagnetic reversal data and the precision of potassium-argon dating: Journal of Geophysical Research, v. 72, p. 2603-2614.

Dickinson, W.R., Coney, P.J., 1980, Plate tectonic constraints on the origin of the Gulf of Mexico, in Pilger, R.H., Jr., ed., The origin of the Gulf of Mexico and the early opening of the central Atlantic Ocean: Baton Rouge, Louisiana State University, p. 17-36.


197

Dickinson, W.R., Klute, M.A., Hayes, M.J., Janecke, S.U., Lundin, E.R., McKittrick, M.A., Olivares, M.D., 1988, Paleogeographic and paleotectonic setting of Laramide sedimentary basin in central Rocky Mountains region: Geological Society of America Bulletin, v. 100, p. 1023-1039.

Dickinson, W.R., Lawton, T.F., 2001, Carboniferous to Cretaceous assembly and fragmentation of Mexico: Goloogical Society of America Bulletin, v. 113, no. 9, p. 1142-1160.

Edwards, J. D., 1955, Studies of some early Tertiary red conglomerates of Central Mexico: U.S. Geological Survey Profesional Paper 264-H, p. 153-185.

Eguiluz De, A, S., Campa-Uranga, M.F., 1982, Problemas tectónicos del sector San Pedro del Gallo en los estados de Chihuahua y Durango: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 34, p. 5-42.

Eguiluz De, A, S., 1984, Tectónica cenozoica del norte de México: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 36, p. 43-62.

Eguiluz De, A.S., Aranda, G.M., Marrett, R., 2000, Tectónica de la Sierra Madre Oriental, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. LIII, p. 1-26.

Ferrusquía-Villafranca, I., 1987, Reubicación geocronológica del Conglomerado Guanajuato basada en nuevos mamíferos: Simposio sobre la Geología de la Región de la Sierra de Guanajuato: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto Geología, Programa y Resúmenes, p. 21-25.

Fisher, M.P., Jackson, P.B., 1999, Stratigraphic controls and deformation patterns in fault-related folds, a detachment fold examples from the Sierra Madre Oriental, Northeast Mexico: Journal of Structural Geology, v. 21, p. 613-633.

Fix, J.E., 1975, The crust and upper mantle of central Mexico: Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, v. 43, p. 453-499.

Gallo-Padilla, I., Gómez-Luna, M.E., Contreras y Montero, B., Cedillo-Pardo, E., 1993, Hallazgos paleontológicos del Triásico marino de la región central de México: Revista de la Sociedad Mexicana de Paleontología, v. 6, p. 1-9.

Garduño-Monroy, V.H., 1984, Estudio de accidentes del basamento en base a teledetección y análisis microestructural en el área de Matehuala, S.L.P., con un modelo experimental: Vll Convención Nacional, Sociedad Geológica Mexicana (80 Aniversario), p. 75-82 (memorias).

Gómez-Luna, M.E., Cedillo-Pardo, E., Contreras y Montero, B., Gallo-Padilla, I., Martínez-Cortés, Á., 1998, Un nuevo perfil del Ladiniano-Cárnico inferior con fauna de amonoideos en la Ballena, Zacatecas, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v.8, no, 1, p.38-45.

Grajales-Nishimura, J.M., Terrell, D.J., Damon, P.E., 1992, Evidencias de la prolongación del arco magmático cordillerano del Triásico-Jurásico en Chihuahua, Durango y Coahuila: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 42, p. 1-18.

Gutiérrez-Amador, M., 1908, Las capas cárnicas de Zacatecas: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 4, p. 29-35.

Haenggi, W.T., 2002, Tectonic history of the Chihuahua Trougt, Mexico and adjacent USA, Part II: Mesozoic and Cenozoic. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo LV, n. 1, p. 38-94.

Hayob, J.L. Essene, E.J., Ruiz, J., Aranda-Gómez, J.J., 1989, Young high temperature granulites from the base of the crust in central México: Nature, 342, p. 265-268.


198

Henry, C. D., Aranda-Gómez, J. J., 1992, The real southern Basin and Range: Mid to late Cenozoic extension in Mexico: Geology, v. 20, p. 701-704.

Humphrey, W.E., 1949, Geology of the Sierra de Los Muertos area and paleontology of the Peña Formation, Mexico: Geology Society of America Bulletin, v. 60, p. 89-176.

Ice, R.G., 1979, Geology of the northernmost Sierra de Catorce and stratigraphy and biostratigraphy of the Cuesta del Cura Formation in northeastern and northcentral Mexico: University of Texas at Arlington, [Mc Thesis], 162 p.

Idier, C., 2003, Caractéristiques des evènements magmatiques Eocènes-Oligocènes et Plio-Quaternaires du champ volcanique de San Luis Potosi (Mexique) : Ecole Doctorale des Sciences de la Mer, Université de Bretagne Occidentale [Mèmoire de Licence], 55 p.

Imlay, R.W., 1936, Evolution of the Coahuila Peninsula, México; part 4. Geology of the Western part of the Sierra de Parras: Geological Society of American Bulletin, v. 47, p. 1091-1152.

Imlay, R.W., 1937, Geology of the middle part of the Sierra de Parras Chihuahua, Mexico: Geological Society of America Bulletin, v. 48, p. 587-630.

Imlay, R.W., 1938, Ammonites of the Taraises Formation of the northern Mexico: Geological Society of American Bulletin, v.49, p. 539-602.

Jiménez-Camargo, D.I., Porres-Luna, R.P., Rivera-Carranco, E., 1982, Geología de la región de Charcas-Venado, San Luis Potosí: Universidad Nacional Autónoma de México, Facultad de Ingeniería, [Tesis Profesional], 163 p.

Jones, N.W., Mckee, J.W., Anderson, T.H., Silver,L.T., 1990, Nazas Formation: A remnant of the Jurassic arc western North America in north-central Mexico: Geological .Society of .America. Abstract. with Programs, p. 227-327.

Jones, N.W. Mckee, J.W., Anderson, T.H., Silver, L.T., 1995, Jurassic volcanic rocks in northeastern Mexico a possible remnant of a cordilleran magmatic arc, en Jackes-Ayala, César: González-León, C.M. and Roldán-Quintana, J., eds. Studies on the Mesozoic of Sonora and adjacent areas: Geological Society of America Special Paper 301, p. 45-62.

Jones, R.R., y Holdsworth, R.E., 1998, Oblique simple shear in transpression zones. In HOLDSWORTH. R.E., STRACHAN, R.A.& DEWEY, J.F., (eds) 1998. Continental Transpressional and Transtensional Tectonics. Geological Society, London. Special Publications, 135, p.35-40.

Kelly, W.A., 1936, Geology of the mountains bordering the valleys of Acatita and Las Delicias: Bulletin of Geological Society of America, v. 47, p. 1009-1038.

Kerdan, T.P., 1992, Estructura de la corteza y manto superior en el norte de México (a lo largo del Trópico de Cáncer desde Baja California hasta el Golfo de México): México: Universidad Nacional Autónoma de México, Colegio de Ciencias y Humanidades, Unidad Académica de los Ciclos Profesionales de Posgrado, [Tesis de Maestría], 347 p.

Klein, R.T., Hannula, S.R., Jones, N.W., McKee, J.W., Anderson, T.H., 1990, Cerro el Pedernal : Blok-in-mélange features in northern Zacatecas, Mexico: Geological Society of America Abstracts whit Programs, v. 22, p. 35.

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., 1978, Cartografía Geológica Hoja San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 59, 41 p.


199

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., 1981, Cartografía Geológica Hoja Santa María del Río: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 67, 32 p.

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., 1981, Cartografía Geológica Hoja Ahualulco, San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 70, 34p.

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., Aguillón-Robles, A., 1982, Estudio Geológico-Minero del Área de Peñón Blanco, estados de San Luis Potosí y Zacatecas: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 76, 63p.

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., Aranda-Gómez, J.J., 1982, Revisión estratigráfica del Cenozoico de la parte central del estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 85, 208 p.

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., Aguillón-Robles, A., 1984, Cartografía geológica 1:50,000 Hoja Salitrera, S.L.P: Universidad Autónoma de San Luis Potosí., Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico no. 94, 85 p.

Labarthe-Hernández, G., Tristán-González, M., Aguillón-Robles., A., Jiménez-López, L.S., Romero, A., 1989, Cartografía geológica 1:50,000 de las hojas El Refugio y Mineral El Realito, estados de San Luis Potosí y Guanajuato: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no. 112, 76 p.

Labarthe-Hernández, G., Jiménez-López, L.S., 1991, Cartografía Geológica de las hojas Cerritos de Bernal, Santo Domingo, El Estribo y La Herradura, estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no. 113, 62p.

Labarthe-Hernández, G., Jiménez-López, L.S., 1992, Características físicas y estructura de lavas e ignimbrita riolíticas en la Sierra de San Miguelito, S.L.P.: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no.114.

Labarthe-Hernández, G., Jiménez-López, L.S., Aranda-Gómez, J.J., 1995, Reinterpretación de la geología del centro volcánico de la Sierra de Ahualulco, S.L.P: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no.121, 30p.

LeBass, M.J., LeMaitre, R.W., Streckeisen, A., Zanettin, B., 1986, A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram: Journal of Petrology, 27, v. 745-750.

Ledezma-Guerrero, O., 1967, Hoja Viesca 13R-1(6), con resumen de la geología de la Hoja Parras, estado de Coahuila, Durango y Zacatecas: Carta Geológica de México, serie de 1:100,000.

Leroy, L.J., Rodríguez-Ríos, R., Dewonck, S. 2002, The topaz-bearing rhyolites from the San Luis Potosí area (Mexico): Characteristics of the lava and growth conditions of topaz: Bulletin de la Société Géologique de France, 173, (6), p. 579-588.

López-Doncel, R, 2003, La Formación Tamabra del Cretácico medio en la porción central de la margen occidental de la Plataforma Valles-San Luis Potosí, centro-noreste de México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 20(1), p. 1-19.

López-Linares, A.S., 1982, Cartografía geológica 1:50,000, Hoja Venado, S.L.P: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Revista, p. 29-59.


200

López-Ramos, E., 1974, Geología General de México, Méx. López-Infanzón, M., 1986, Estudio petrogenético de las rocas ígneas en las formaciones

Huizachal y Nazas: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 47, p. 1-42. Lowell, R. E., 1972, Spitsbergen Tertiary Orogenic Belt and the Spits Bergen Fracture

Zone: Geological Society of America Bulletin, no. 83, p. 3091-3102. Loza-Aguirre, I., 2005, Estudio estructural de la actividad cenozoica del sistema de

fallas San Luis Potosí-Tepehuanes de la región Zacatecas-San José de Gracia: México, Instituto Tecnológico de Ciudad Madero, [Tesis de Licenciatura], 95p.

Luhr, J.F., Pier, J.G., Aranda-Gómez, J.J., Podosek, F., 1995, Crustal contamination in early Basin and Range hawaiites of the Los Encinos volcanic field, Central Mexico: Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 118, p. 321-339.

Mahood, G., Drake, R.E., 1982, K-Ar dating rhyolite rocks: a case study of the Sierra La Primavera, Jalisco, Mexico: Geological Society of American Bulletin, v. 93, p. 1232-1241.

Le Maitre, R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lamiere Le Bas, M.J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A.R., and Zanettin, B., 1989. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford.

Maldonado-Koerdell, M., 1948, Nuevos datos geológicos y paleontológicos sobre el Triásico de Zacatecas: Anales de la Escuela Nacional de Ciencias Biológicas, v. 5, no. 3-4, p. 291-294.

Marrett, R., Aranda-García, M., 1999, Structure and kinematic development of the Sierra Madre Oriental fold-thrust belt, Mexico, en Wilson, J.L., Ward, W.C., and Marrett, R.A., Stratigrapic and structure of the Jurassic and Cretaceus platform and basin systems of the Sierra Madre Oriental, a field book and related papers: San Antonio, South Texas Geological Society, America Association of Petroleum Geologist, and SEPM Annual Meeting, p. 69-98.

Martínez-Cardona, Á., Malpica-Cruz, R., 1983, Estudio estratigráfico sedimentológico de la Formación Zacatecas en la cuenca del centro de México: Instituto Mexicano del Petróleo, Subdirección de Tecnología de Exploración, Proyecto C-1134, 33 p. (inédito).

Martínez-Pérez, J.J., 1961, Bosquejo Geológico del Distrito Minero de Guanajuato: Consejo de Recursos Minerales no Renovables, Bol. 52, 38 p.

Martínez-Pérez, J., 1972, Exploración geológica del área El Estribo-San Francisco, San Luis Potosí (Hojas K-8 y K-9): Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 24, p. 325-405.

Martínez-Ruiz, V.J., Cuellar-González, G., 1978, Correlación de superficie y subsuelo de la cuenca Geohidrológica de San Luis Potosí, S.L.P: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto Técnico, 65, 25 p.

Martínez-Ruiz, V. J., 1994, Estudio Geohidrológico de la Hoja de Ahualulco estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no. 119, 28p.

Mayer-Pérez Rúl, F.A., 1967, Hoja Viesca 13R-1(5), con resumen de la geología de la Hoja Viesca, Estados de Coahuila y Durango: Carta Geológica de México, serie de 1:100,000.

McDowell, F.W., Mauger, R.I., Walker, N.W., 1989, Geochronology of Cretaceous-tertiary magmatic activity in central Chihuahua, Mexico: Continental Magmatism, Bull, N.M., Bureou of. Mines and Mineral. Resources., p. 131-181.


201

McGehee, R.V., 1976, Las rocas metamórficas del arroyo de La Pimienta Zacatecas, Zacatecas: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo 37 (1), p. 1-10.

McKee, J.W., Jones, N.W., Long, L.E., 1990, Stratigraphy and provenance of strate along the San Marcos fault, central Coahuila, Mexico: Geological Society of America Bulletin, v. 102, p. 593-614.

Mireles-Meza, J.R., 1978, Reconocimiento geológico superficial del Distrito Minero de Charcas, S.L.P., Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Escuela de Ingeniería, [Tesis de Licenciatura], 75p.

Mixon, R.B., 1958, Jurassic formations of the Ciudad Victoria area, Tamaulipas, México: Baton rouge, Lousiana State University, [Mc Thesis], 70 p.

Mixon, R.B., Murray, G.B., Diaz, T.T., 1959, Age and correlation of Huizachal Group (Mesozoic), State of Tamaulipas, Mexico: American Association of Petroleum Geology, Bulletin, 23, p. 100-193.

Monod, O., Calvert, P.H., 1991, Structural and stratigraphic reinterpretation of the Triassic unite near Zacatecas, (Zac), Central Mexico - Evidence of Laramide nappe pile, in Miller, H., Rosenfeld, U.; and Weber-Diefenbach, K., eds., Symposium on Latin American Geociences: Zentralblatt für Geologie und Paläontologie,. Teil I, p. 1533-1544.

Molina-Garza, R.S., Van der Voo, R., Urrutia-Fucugauchi, J., 1992, Paleomagnetism of the Chiapas Massif, southern Mexico- evidence for rotation of the Maya Block and implications for the opening of the Gulf of Mexico: Geological Society of America Bulletin, v. 104, n. 9, p. 1156-1168.

Moran-Centeno, D.J., Urrutia-Fucugauchi, J., Böhnel, H., González-Torres, E., 1988, Paleomagnetismo de rocas jurásicas del norte de Oaxaca y sus implicaciones tectónicas: Geofísica Internacional (México), v. 27, n. 4, p. 485-518.

Mújica-Mondragón, R., Jacobo-Albarrán, J., 1983, Estudio petrogenético de las rocas ígneas y metamórficas del Altiplano Mexicano, México: Instituto Mexicano del Petróleo, Proyecto C-1156, 78 p.

Myer, R.P., Steinhart, J.S., Woolard, G.P., 1958, Seismic determination of crustal structure in the central planteau of Mexico: Transanctions American Geophysical Union, 39, 525p.

Nájera-Garza, J., 1997, Study on origin and geologic and metallogenetic significance of the Zacatecas red conglomerate, Zacatecas, México, en II Convención sobre la Evolución Geológica de México y Recursos Asociados, Pachuca, Hidalgo., México, Resúmenes, p.47.

Nieto-Samaniego, A. F., Alaniz-Álvarez, S.A., Labarthe-Hernández, G., 1997, La deformación cenozoica poslaramídica en la parte meridional de la Mesa Central, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v.14, p.13-25.

Nieto-Samaniego, A. F., Ferrari, L., Alaniz-Álvarez, S.A., Labarthe-Hernández, G., Rosas-Elguera, J,G., 1999, Variation of Cenozoic extension and volcanism across the southern Sierra Madre Occidental Volcanic Province, Mexico: Gological Society of American Bulletin, v. 111, no. 3, p. 347-363.

Nieto-Samaniego A.F, Alaniz-Álvarez, S.A., Camprubi, A., 2005, La Mesa Central de México: estratigrafía, estructura y evolución tectónica cenozoica: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo LVII, no.3, p.285-318.


202

Orozco-Esquivel, M.T., Nieto Samaniego, A. F., Alaniz-Álvarez, S.A., 2002. Origin of rhyolitic lavas in the Mesa Central, Mexico, by crustal melting related to extension: Journal of Volcanology and Geothermal Research, 118, p.37-56.

Ortega-Gutiérrez, F., Sedlock, R.L., Speed, R.C., 1994, Phanerozoic tectonic evolution of México, en Speed, R.C., ed., Phanerozoic evolution of North American continent-ocean transitions: Boulder, Colorado, Geological Society of America, DNAG Continent-Ocean Transect Series, p. 265-306.

Padilla y Sánchez, R.J., 1982, Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepción del Oro, Saltillo and Monterrey, México [Ph. D. thesis]: Austin, Texas, University of Texas, 217 p.

Padilla y Sánchez, R.J., 1985, Las estructuras de la curvatura de Monterrey, estados de Coahuila, Nuevo León, Zacatecas y San Luis Potosí: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista, v. 6, p. 1-20

Padilla y Sánchez, R.J., 1986, Post-Paleozoic tectonics México and its role in the evolution of the Gulf of México: Geofisica International, v. 25-1 p. 157-206.

Pantoja-Alor, J., 1963, Hoja San Pedro del Gallo. Resumen de la geología de la Hoja San Pedro del Gallo, estado de Durango: Carta Geológica de México, Hoja San Pedro del Gallo13 R-K(3), escala 1:100,000, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma México, México, D. F.

Pantoja-Alor, J., 1972, Datos geológicos y estratigrafía de la Formación Nazas: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Nacional, 2, México. D.F., Memoria, p. 25-31.

Pérez-Martínez, J.J., 1961, Bosquejo Geológico del Distrito Minero de Zacatecas: Consejo de Recursos Naturales no Renovables, Boletín, 52, 38 p.

Pérez-Vensor, J.A., Aranda-Gómez, J.J., McDowell, F., Solorio-Munguía, J.G., 1996, Geología del Volcán Palo Huérfano, Guanajuato, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v.13, no. 2, p. 174-183.

Pindell, J.L., Dewey, J.F., 1982, Permo-Triassic reconstruction of western Pangea and the evolution of the Gulf of Mexico/Caribean region: Tectonics, v. 1, p. 179-211.

Pindell, J.L., 1985, Alleghenian reconstruction and subsequent evolution of the Gulf of Mexico, Bahamas, and proto-Caribbean: Tectonics, v. 4, p. 1–39. Ponce-Sibaja, B., Clark, K.F., 1988, The Zacatecas Mining District: A tertiary caldera

complex associated with precious and base metal mineralization: Economic Geologý, v. 83, p. 1668-1682.

Raísz, E., 1959, Landforms of Mexico, scale 1:3,000 000: Cambridge, Massachussetts, U.S., Office of Naval Research, Geography Branch, 1 mapa.

Rivera, J., Ponce, L., 1986, Estructura de la corteza al oriente de la Sierra Madre Occidental, México, basada en la velocidad del grupo de las ondas Rayleigh: Geofísica Internacional, 25, p.383-402.

Rodríguez-Ríos, R., 1997, Caractérisation du magmatisme et des minéralisations associées du dôme de Pinos et des dômes de rhyolite à topaze du Champ Volcanique de San Luis Potosi (Mexique). [PhD Tesis], Université Henri Poincaré Nancy-1, France, 357 p.

Rodríguez-Ríos, R., 2006, Evolución geoquímica y temporal del Domo de Pinos, Campo Volcánico de San Luis Potosí: XVI Congreso Nacional de Geoquímica, Mérida, Yucatán, Actas, v. 12, no.1, (disco compacto).


203

Rodríguez-Ríos, R., Aguillón-Robles, A., Leroy, J.L., 2007, Evolución petrológica y geoquímica de un complejo de domos topacíferos en el Campo Volcánico de San Luis Potosí (México): Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 24. no. 3, p. 328-343.

Rogers. C.L., Scerna, Z., Vloten, R.V., Talavera-Amescua, E., Ojeda-Rivera J., 1961, Reconocimiento geológico y depósitos de fosfato del norte de Zacatecas y áreas adyacentes en Coahuila, Nuevo León y San Luis Potosí: Consejo de Recursos Naturales no Renovables (México), Bol. 56, 322 p.

Ross, M.A., 1979, Stratigraphy of the Tamaulipas Limestone, northeastern México: University of Texas At Arlington, [Mc Thesis], 96 p.

Rowley, D.B., Pindell, J.L., 1989, End Paleozonic-aerly Mesozoic western Pangean reconstruction and its implications for the distribution of Precambrian and Paleozoic rocks around Meso-America: Precambrian Research, v. 42, p. 411-444.

Ruiz. J., Patchett, P.J., Ortega-Gutiérrez, F., 1988, Proterozoic and Phanerozoic basement terranes of México from Nd isotopic studies; Geological Society of America Bulletin, v. 100, p. 247-281.

Saleeby, J.B., and Busby-Spera, C., 1992, Early Mesozoic tectonic evolution of the western

U.S. Cordillera, in Burchfiel, B.C., et al., eds., The Cordilleran orogen: conterminous U.S.: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Geology of North America, v. G-3, p. 107–168.

Schaaf, P., Heinrich, W., Besch, T., 1994, Composition and Sm-Nd isotopic data of the lower crust beneath San Luis Potosí, central Mexico: Evidence from a granulite-facies xenolith suite: Chemical Geology 118, p. 63-84.

Sedlock, R.L., Ortega-Gutiérrez, F., Speed, R.C., 1993, Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolution of México: Geological Society of America Special Paper 278, 153 p.

Silva-Romo, G., 1993, Estudio de la estratigrafía y estructuras tectónicas de la Sierra de Salinas, estados San Luis Potosí y Zacatecas: Universidad Nacional Autónoma de México, Facultada de Ciencias, División de Estudios de Posgrado [Tesis de Maestría], 139p.

Silver, L.T., Anderson, T.H., 1974, Possible left-lateral early to middle Mesozoic disruption of the suthwestern North American craton margin, Geological Society of .America. Abstract. with Programs., p. 6, 955.

Silverling, N.J., Jones; D. L. Monger, J.M., Coney, P.J., 1992, Lithotectonic terrene map of the North American Cordillera: U.S. Geological Survey Miscellaneous Investigation Series Map I -2176, scale 1:5 000 000.

Smith, L.D., Jones, R.L., 1979, Thermal Anomaly in Northern Mexico: An extension of the Río Grande Rift (?), en Río Grande Rift: Tectonic and Magmatism: R.E. Rieckers, ed., American. Geophysic Union.p. 269-278.

Solé, J., Salinas, J.C., González-Torres, E., Cendejas-Cruz, J.E., 2007, Edades K/Ar de 54 rocas ígneas y metamórficas del occidente, Centro y Sur de México: Revistas Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 24, no. 1, p. 104-119.

Steiger, R. H., Jäger, E., 1977, Subcommission on geochronology; convention on the use of decay constants en geo-and cosmochronology : Earth Planetary Science Letters, v. 36, p. 359-362.


204

Stein, G., Lapierre, H., Monod, O., Zimmermann, J.L., Vidal, R., 1993, Petrology and some Mexican Mesozoic plutons-sources and tectonic evironments: Journal of South American Earth Sciences, v.7, no. 1, p. 1-7.

Stewart, J.H., 1978, Basin and Range structure in western North America a review: Geological Society of America Memoir, v. 152, p. 1-30.

Stewart, J.H., Blodgett, R.B., Boucot, A.J., Carter, J.L., 1993, Middle Paleozoic exotic terrane near Ciudad Victoria, northeastern Mexico, and the southern margin of Paleozoic North America: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, First Circum-Pacific and Circum-Atalntic Terrane Conference, Guanajuato, México, Proceedings, p. 147-149.

Stewart, J.H., 1998, Regional characteristics, tilt domains, and extensional history of the late Cenozoic Basin and Range province, western North America: Geological Society of America Special Paper 323, p. 47-74.

Stone, J.G., 1956, Geology and the ore deposits of the Cantera Mine, Zacatecas, Mexico: Economic Geology, v. 51, no. 1, p. 80-95.

Suter, M., 1984, Cordilleran deformation along the eastern edge of the Valles San Luis Potosi carbonate platform, Sierra Madre Oriental fold-thrus belt, east-central Mexico: Geological Society of America Bulletin, 95,. p. 1387-1397.

Talavera Mendoza, O., Ramírez Espinosa, J., Guerrero-Suástegui, M., 1995, Petrology and geochemistry of the Teloloapan subterrane: A Lower Cretaceous evolved intraoceanic island arc: Geofísica Internacional, v. 34, p. 3-22.

Tardy, M., Longoria, J.F., Martínez-Reyes, J., Mitre, L.M., Patiño, M., Padilla y Sánchez, R.J., Ramírez, C., 1975, Observaciones generales sobre la estructura de la Sierra Madre Oriental: La aloctonía del conjunto Cadena Alta-Altiplano Central, entre Torreón, Coahuila y San Luis Potosí, S.L.P. México: Universidad Autónoma de México, Revista Instituto de Geología, 75(1), p.1-11.

Tardy, M., 1980, Contribution á l´etude géologique de la Sierra Madre Oriental du Mexique: Université Pierre et Marie Curie de Paris [Tesis Doctoral], 459 p.

Tardy, M., Lapierre, H., Boudier, J.L., Yta, M., Coulon, C., 1991. The Late Jurassic-Early Cretaceous of western Mexico (Guerrero Terrane) origin and geodynamic evolution: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología: Universidad Autónoma de Hidalgo, Instituto de Investigación de Ciencias de la Tierra; Sociedad Mexicana de Mineralogía; Secretaría de Educación Pública. Subsecretaría de Educación Superior e Investigación Científica, Convención sobre la Evolución Geológica de México y Primer Congreso Mexicano de Mineralogía, Pachuca, Hidalgo., p. 213-215.

Torres-Aguilera, J. M., Rodríguez-Ríos, R., 2005, Hipótesis preliminares sobre el origen del volcanismo bimodal en el Campo Volcánico de San Luis Potosí: XV Congreso Nacional de Geoquímica, Actas INAGEQ, v. 11, no. 1, p. 107.

Torres-Hernández, J.R; Tristán-González, M., Guel-Díaz de León, A., 1991, Análisis tectónico de la parte centro-oriental del Altiplano Mexicano, en Memorias de la Convención sobre la Evolución Geológica de México, Pachuca, Hidalgo, p. 220-221.

Torres-Hernández, J.R., Labarthe-Hernández, G., Siebe, C., Alva-Valdivia, L., 1998. Evidencias de magmatismo sin-tectónico en el Campo Volcánico de San Luis Potosí. S.L.P., México. GEOS, 18, 373.


205

Torres-Hernández, J. R. Tristán-González, M., Labarthe-Hernández, G., López-Doncel, R.A., Aranda-Gómez, J.J., McDowell, F., Ortega, A., Vasallo, L., Solorio; J. G., 2000, Conglomerados Rojos del Centro de México y vulcanismo asociado: Indicadores de extensión episódica durante el Terciario temprano y medio, en II Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, Unión Geofísica Mexicana, A.C., Puerto Vallarta, Jalisco, Resúmenes y Programas, v.20, no. 3, p.157-158.

Torres-Hernández, J.R., Labarthe-Hernádez, G., Aguillón-Robles, A., Gómez-Anguiano, M., Mata-Segura, J.L., 2006, The pyroclastic dikes of the Tertiary San Luis Potosí volcanic field: Implications on the emplacement of Panalillo ignimbrite: Geofísica Internacional, 45, p. 243-253.

Torres-Vargas, R., Ruiz., J., Murillo-Muñetón, G., Grajales-Nishimura, J.M., 1993, The Paleozoic magmatism in México evidences for the shift from Circum-Atlantic to Circum Pacific tectonism: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, First Circum-Pacific and Circum-Atlantic Terrane Conference, Guanajuato, México, Proceedings, p. 154-155.

Tristán-González, M., 1986, Estratigrafía y tectónica del Graben de Villa de Reyes, en los estados de San Luis Potosí y Guanajuato, México: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no. 107, 91 p.

Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., 1992, Cartografía Geológica de la Hoja Charcas, estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no. 115, 94p.

Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., Mata-Segura, J.L., 1994, Una deformación Pre-Laramidica, en la secuencia Vulcano-Sedimentaria, de la parte oriental del Terreno Guerrero: Unión Geofísica Mexicana, v. 14, no. 5, p. 82. (Programa y Resúmenes).

Tristán-González. M., Torres-Hernández., J.R., Mata-Segura, J.L., 1994, Correlación estratigráfica de la geología de la Mina Proaño y Plateros, Zacatecas, con otras localidades del Terreno Guerrero al suroriente del Estado de Zacatecas: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, investigación elaborada para la Compañía Minera Peñoles “Unidad Fresnillo”, 97 p. (inédito).

Tristán-González, M., Torres-Hernández, J. R., Mata-Segura, J.L., 1995, Cartografía Geológica de la Hoja Presa de Santa Gertrudis, estado de San Luis Potosí: Universidad Autónoma de San Luis Potosí, Instituto de Geología, Folleto Técnico no, 122, 94p.

Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., 1999. Estructura de la Sierra de Coronado, en la porción septentrional, del estado de San Luis Potosí, México en Reunión Anual, Unión Geofísica Mexicana, A.C., Puerto Vallarta, Jalisco, Resúmenes y Programas, v.19, no, 4, p.313-314.

Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., 1999, Carta Geológica Minera y Geoquímica, Carta Santa Isabel, F14-A-44 San Luis Potosí: Secretaría de Comercio y Fomento Industrial, Consejo de Recursos Minerales, 125 p.

Tristán-González, M., Torres-Hernández, J.R., 2000, Carta Geológica Minera y Geoquímica, Carta Hernández, San Luis Potosí y Zacatecas: Secretaria de Comercio y Fomento Industrial, Consejo de Recursos Minerales, 65 p.

Tristán-González, M.; Torres-Hernández, J.R., Labarthe-Hernández, G., 2002, Carta Geológica Minera y Geoquímica, Carta San Luis Potosí. Esc.1:50,000. Secretaría


206

de Comercio y Fomento Industrial, Consejo de Recursos Minerales e Instituto de Geología de la U.A.S.L.P.

Tristán-González, M., Labarthe-Hernández, G., Aguillón-Robles, A., Aguirre-Díaz, G.J., 2005, Los domos exógenos del Oligoceno sin-extensionales de la Mesa Central. Características físicas: Unión Geofísica Mexicana, Reunión Anual 2005, v.25, no.1, p. 203.

Tristán-González, M., Labarthe-Hernández, G., Aguillón-Robles, A., Torres-Hernández, J.R., Aguirre-Díaz, G.J., 2006, Diques piroclásticos en fallas de extensión alimentadores de ignimbritas en el occidente de Campo Volcánico del Río Santa María, S.L.P: Unión Geofísica Mexicana, GEOS, v. 26, p. 163.

Tristán-González, M., Aguillón-Robles, A., Bellon, H., Barboza-Gudiño, J.R., Labarthe-Hernández, G., Torres-Hernández, R., López-Doncel, R.A., Rodríguez-Ríos, R., 2008, Geocronología y distribución espacial de los centros eruptivos del Campo Volcánico de San Luis Potosí. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 60, No. 1 (en prensa)

Tuta, Z.H., Sutter, J.F., Kesler, S.E., Ruiz, J., 1988, Geocronology of mercury, tin and fluorine mineralization in northern México: Economic Geology, 83 p. 1931-1942.

Vega-Vera, F.J., Perrilliat, M.C., 1989, La presencia del Eoceno marino en la cuenca de la Popa (Grupo Difunta), Nuevo León: orogenia post-Ypresiana: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista, v. 8, p. 67-70.

Vélez-Scholvink, D., 1990, Modelo transcurrente en la evolución tectónico-sedimentaria de México: Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. XL, no. 2, p. 1-35.

Verma S.P., Sotelo-Rodríguez Z.T., Torres-Alvarado I.S., 2002, SINCLAS: Standard Igneous Norm and Volcanic Rock Classification System: Computers and Geosciences, 28(5), p. 711-715.

Wernicke, B.P., Christiansen, R.L., England, P.C., Sonder, L.J., 1987, Tectonomagmatic evolution of Cenozoic extension in the North America Cordillera: en Coward, M.P., Dewy, J., Hancock, P.L. (Eds.), Continental Extensional Tectonic. Geological Society [London] Special Publication 28, p. 203-221.

Wilson, J.L., 1990, Basement structural controls on Mexican carbonate facies in northeastern Mexico.-A rewie: en: Tucker, M.E., et al., eds., Carbonate platforms, facies sequences and evolution: International Association of Sedimentologists Special Publication 9, p. 235-255.

Yáñes, P., Ruiz, J., Patchett, P.J., Ortega-Gutiérrez, F., Gehrels, G.E., 1991, Isotopic studies of the Acatlán Complex, southern México-implication for Paleozoic North American Tectonics: Geological Society of America Bulletin, v. 103, n. 6, p. 817-828.

Ye, H., 1997, The arcuate Sierra Madre Oriental orogenic belt, NE Mexico: Tectonic infilling of a recess along the Southwestern North America continental margin, en Soegaard, K., Giles, K., Vega-Vega, F.J., and Lawton, T., Structure, stratigraphy and paleontology of Late Cretaceous-Early Tertiary Parras-La Popa foreland basin near Monterrey, northeast Mexico: Dallas, Texas, Annual Meeting of the American Association of Petroleum Geologists, Field Trip Guidebook, v. 10, p. 85-115.

Yta, M., 1992, Etude geodynamique et metallogenique d’ un secteur de la “Faja de Plata”, Mexique La zone de Zacatecas-Francisco I Madero-Saucito: L’ Orleáns, [Doctorate dissertation], p. 1-48.


207

Zimmermann, J,L., Stein, G., Lapierre, H., Vidal, R., Campa, M.F., Monod, O., 1990, Donnés géochronologiques nouvelles sur les granites laramiens du centro et l´ ovest du Mexique (Guerrero et Guanajuato): Société Geologique de France, Réunion des Sciences de la Terre, 13, Grenoble, France, p. 127 (abstract).

Evolución tectono-volcánica en la Mesa Central, México

Documents

Transcript of Evolución tectono-volcánica en la Mesa Central, México