Región: SuR - Instituto de Geología - UNAM · 2015-07-15 · referida interacción cortical...

Región: SuR

El microcontinente Oaxaquia, como fue originalmente descrito. Tomado de Ortega-Gutiérrez, Fernando; Ruiz, Joaquín; y Centeno-García, Elena, 1995, Oaxaquia, a Proterozoic microcontinent accreted to North America during the late Paleozoic: Geology, v. 23; núm. 12; p. 1127–1130.

InstItuto de GeoloGía, unaM sIMposIo dr. Zoltan de Cserna lIbro de resúMenes

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SuceSión litoeStRatigRáfica del PRecámbRico de méxico y la géneSiS de Su metamoRfiSmo Regional

Bazán-Perkins, Sergio D.1, y Bazán-Barrón, Sergio2

La falta de estudios litológicos y estratigráficos del Precámbrico de México, durante las úl-timas cuatro décadas, ha propiciado diversas interpretaciones para definir a las fajas estruc-turales como “complejos” o, peor aún, con otra nomenclatura informal de “terrenos estra-totectónicos”, sin precisar la edad ni su correlación. Esa aplicación inadecuada de términos complica más la incertidumbre sobre la posición y sucesión de esas rocas en el tiempo y el espacio, aunado a su distribución. La problemática radica en que casi resulta imposible co-rrelacionar dichos “complejos” con los “terrenos estratotectónicos” o entre ellos mismos y, menos aún, conocer sus límites litológicos, posición temporal y su distribución regional. Se debe enfatizar que la Estratigrafía, como la madre de las ciencias geológicas, sirve para in-terpretar la tectónica, magnetometría, geoquímica, metalogénesis, edafología, paleontología, geofísica, geocronometría isotópica de K-Ar, Rb-Sr, U-Pb, Sm-Nd y muchas más, utilizadas precisamente como herramientas para conocer la sucesión litológica de la corteza.

Es necesario considerar que el territorio de México exhibe una evolución intensa y profunda como resultado de la tectónica Laramide, que expone las raíces de la corteza en una geomorfología final de estilo germánico. Esta fase final, por interacción de placas del ciclo geotectónico mexicano, ocasionó diversos sistemas de fallas verticales durante el Terciario, las que erróneamente se interpretan como límites para los diversos “complejos” y “terrenos estratotectónicos”, según numerosos trabajos publicados.

Para tratar de comprender la constitución de la secuencia litoestratigráfica del Pre-cámbrico de México, se propone integrarla en seis supergrupos sucesivos como parte de su evolución tectónica y su naturaleza cortical. Por estudios litoestratigráficos regionales diversos de Bazán-Perkins y Bazán-Barrón (2004, 2006a, 2006b, 2008, 2010a, 2010b) se considera que la unidad basal reconocida esté expuesta en el área de Tehuitzingo, Puebla, con la sucesión de cuarcitas, arcosas y rocas vulcanosedimentarias del grupo Atopoltitlán, que subyace en discordancia estructural bajo los klippes ultrabásicos arqueanos del grupo Teco-lutla, para cabalgar ambos al poniente sobre los esquistos del supergrupo Acatlán. También, y mejor representada, se observa en la sierra de Guanajuato, de donde toma el nombre de su-pergrupo Guanajuato, constituida por una potente sucesión de paragneises cuarzofeldespáti-cos y cuarcitas laminadas de gran dureza del grupo Los Alisos, cuya parte basal y potencia se desconocen. Como ambos grupos, Atopoltitlán y Los Alisos, subyacen a la potente secuencia vulcanosedimentaria komatíitica y calcialcalina primigénicas del arco del supergrupo Pápalo

1Posgrado de la Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México. E-mail: [email protected] Minera Indio, S.A. de C.V., Paseo de la Reforma 604, D.F., México.

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Bazán-Perkins y Bazán Barrón suCesIón lItoestratIGráfICa del preCáMbrICo de MéxICo

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del Arqueano, representan al Katarqueano (Eoarqueano, 4,450-3,800 Ma), con límite inferior a la superficie original del planeta Tierra.

En esas condiciones, durante el Arqueano, la intensa erosión desgastaba el arco vol-cánico del supergrupo Pápalo, mientras se levantaba debido a la subducción hacia el orien-te, producida por la expansión oceánica del rift primitivo de la Faja Estructural Cananeana (3,800-2,600 Ma). Este evento de levantamiento e intensa erosión generaba el geosinclinal de El Rosario durante el Proterozoico Temprano (2,600-1,800 Ma), acumulado al poniente del escudo arqueano mexicano, sobre la trinchera de subducción oceánica de la corteza primiti-va, para integrar y conformar a los grupos El Trapiche y Valdeflores, del supergrupo Zimatlán (2,600-1,800 Ma).

Como a lo largo y ancho del territorio de México no se identifican eventos de pluto-nismo ni orogenias anteriores al nivel de 1,800 Ma que afecten a los supergrupos Guanajuato, Pápalo y Zimatlán, se infieren desarrollos petrológicos sedimentarios en condiciones tectó-nicas estables o tranquilas. Una vez colmado de potentes sedimentos clásticos (grauvacas, arenoarcillosos) interbandeados con sedimentos cuarzoferrosos derivados de las rocas pre-existentes, la sucesión cambiaba para culminar en un material bioquímico bacteriano, con areniscas, magnetita, itabiritas férrico-calcáreas y tierras raras hacia los 2,200 Ma. Estos de-pósitos esencialmente clásticos y químicos vinieron a conformar el geosinclinal de El Rosa-rio, con las clásicas iron formations del grupo Valdeflores hacia la cima y hasta los 1,900 Ma. Posteriormente, se iniciaba la apertura oceánica del geosinclinal Cordillerano, con la dorsal de El Ocotito, expuesta en la cuenca del río Papagayo, Guerrero. Este evento de expansión oceánica vino a originar el depósito del potente supergrupo Acatlán (1,800-1,000 Ma) aflo-rante en los estados de Puebla y México, hasta la costa de Guerrero y Oaxaca, donde aparece truncado con espesor medio de unos 5,000 m.

La edad del supergrupo Acatlán se determina por la sucesión litoestratigráfica reco-nocida aguas arriba de la cuenca del río Papagayo por Bazán-Barrón y Bazán-Perkins (2004, 2008, 2010a, 2010b), y Bazán-Perkins y Bazán-Barrón (2008, 2010a, 2010b) en el área y la sección tipo de los poblados de El Ocotito, Cuacoyulillo, Ixcuinatoyac, La Dicha, Cañada de Alcaparrosa, Agua Hernández y hasta el Aserradero de San Felipe, al oeste de Chilpancin-go, Guerrero. La sección tipo consiste en más 2,300 m muy erosionados que sobreyacen en gran discordancia tectónica regional al Grupo Coacoyulillo (El Trapiche) del Proterozoico Inferior, muy erosionado y donde las iron formations del grupo Valdeflores desaparecen por la profunda erosión, lo que implica cuando menos una edad mínima de 2,400 Ma para los paragneises cuarzofeldespáticos de hornblenda y biotita del grupo Coacoyulillo.

La sucesión litológica del supergrupo Acatlán reconocida consiste en la Formación Ixcuinatoyac como unidad basal, estudiada por Klesse (1968) y formada por conglomerados, cuarcitas y esquistos, afectados por diques máficos y ultramáficos con yacimientos vulca-nosedimentarios de sulfuros masivos de Fe, Zn, Cu, Pb, Ag, Bi, con trazas de Co, Ni y Cr, que constituyen la mina La Dicha. Estos depósitos están asociados con esquistos talcosos

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anfibolíticos muy deleznables, interdigitados, que cambian gradualmente a esquistos pelí-ticos, sericíticos, pizarras, filitas y metasedimentos turbidíticos negros a grisáceos, con de-formación, foliación y elongación lineal bien desarrollada que cambia de carácter dúctil a frágil. Presentan materia carbonosa o bituminosa abundante, con capas de pedernal de cuarzo lechoso de 0.15 hasta más de 2.5 m interestratificados hacia la cima, la que aparece bastante levantada y muy erosionada por efecto de la subducción marina hacia el poniente de la placa Chilpancingo.

Afloramientos similares muy erosionados del supergrupo Acatlán se distribuyen como “ventanas” en discordancia erosional y tectónica, bajo las secuencias ofiolíticas del Geosinclinal Mexicano o Mar Mexicano del Jurásico y Cretácico Inferior, con gradaciones de metamorfismo decreciente desde el oriente con migmatitas de alto grado, anfibolitas, esquistos verdes, esquistos azules, zeolitas y filitas, que notablemente disminuyen hacia el poniente. Esta gradación metamórfica está estrechamente relacionada con el evento de sub-ducción bajo la Faja Estructural Oaxaqueña y como principal causa de interacción tectónica que vino a originar el metamorfismo regional del Precámbrico de México.

El origen del metamorfismo regional progresivo se debe al efecto lateral de colisión del arco de islas de Telixtlahuaca, con edad consistente de 1,100±20 Ma, para producir iso-gradas casi geométricas hacia ambos lados que se extienden a lo largo de los afloramientos orientales del supergrupo Acatlán, expresados en facies de granulita y anfibolita. Siguen con cambios laterales al poniente, a facies de esquistos verdes y azules, que pueden ser recono-cidos en diversos poblados, estudiados en Juchatengo por Grajales et al. (1988), San Andrés Nuxiño por Bazán (1983), Acatlán por Ortega-Gutiérrez (1978), Ixcamilpa por Talavera-Mendoza et al. (2005), Taxco por Fries (1956), Tejupilco y Tizapa por De Cserna (1978), Arteaga por Barba et al. (1988), Zacatecas por Yta et al. (2003), Sombrerete por Pacheco et al. (1988), Real de Catorce por Barboza-Gudiño et al. (2004), Cuale por Schaaf et al. (2003), El Fuerte y Santa María del Oro por Silva-Mora y Córdoba-Méndez (1987), Los Ajos y Sierra de las Mesteñas por Anderson y Silver (1984) en Sonora, donde aflora el Esquisto Pinal y se prolonga al vecino estado de Arizona, respectivamente.

El referido evento de subducción del supergrupo Acatlán bajo la Faja Estructural Oaxaqueña, se extiende también con las mismas condiciones tectónicas y estructurales bajo el Macizo de Chiapas; Gneis Huiznopala, Hidalgo; Gneis Novillo, Tamaulipas; y Gneis Ca-rrizalillo, Chihuahua, para definir su límite estratigráfico superior. Con estas relaciones tec-tónicas queda demostrado que la sucesión litológica del supergrupo Acatlán corresponde al Mesoproterozoico (1,800-1,000 Ma) del sistema Cordillerano.

El origen del metamorfismo regional del Precámbrico de México se define por la intensa expansión oceánica del geosinclinal Acatlano de régimen Cordillerano y afinidad Pacífica, al penetrar por subducción oceánica el oriente hace ~1,600 Ma bajo las secuencias arqueanas y del Proterozoico Inferior, para continuar con un intenso metamorfismo lateral, levantamiento y profunda erosión hasta integrar la Pangea durante el Pérmico-Triásico. La

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referida interacción cortical originó la apertura del rift y arco insular intracratónico de la Faja Estructural Oaxaqueña (back-arc spreading) y su expansión oceánica con rocas alcalinas y calcialcalinas, representadas por la potente sucesión vulcanosedimentaria del supergrupo Telixtlahuaca (1,500-1,000 Ma). Esa expansión del arco de Telixtlahuaca generaba una placa oceánica con subducción opuesta, para colisionar a profundidades de 3 a 5 km y originar las calderas magmáticas del trend y arco estructural del subgrupo Vigallo. Este trend del arco se ubica casi geométricamente a unos 18 km al poniente del rift oaxaqueño, representado por el grupo Oaxaca con una isócrona de máximo paroxismo de 1,100±20 Ma que generó el metamorfismo regional plasmado en toda la secuencia del Precámbrico de México. El grupo Oaxaca se reconoce fácilmente debido a que la autopista y carretera pavimentada de Asunción Nochixtlán-Telixtlahuaca-Oaxaca-Tlacolula y Ejutla-Miahuatlán están desarrolla-das sobre este grupo.

Así pues, el intenso metamorfismo de colisión de la placa oceánica del arco volcá-nico del supergrupo Telixtlahuaca vino a cratonizar rocas charnoquíticas y enderbíticas en la facies de granulita de presión baja del subgrupo Vigallo, en la secuencia del supergrupo Zimatlán, con focos bipolares de unos 2 km hacia ambos lados, para seguir gradualmente a facies de anfibolita hasta por unos 20 km más, y graduar después a facies de esquisto verde, y continuar en esquistos azules, tal y como aparecen impresas en las descripciones petrográ-ficas de las secuencias de los supergrupos Guanajuato, Pápalo, Zimatlán, Acatlán y Telixtla-huaca, respectivamente.

Podemos establecer, entonces, que las respectivas aperturas oceánicas de los geosin-clinales Acatlano y Oaxaqueño dejaron enormes pilares intermedios como umbrales que ex-ponen al eje basal del geosinclinal de El Rosario y a las raíces de la corteza primigenia del supergrupo Guanajuato, donde la subducción marina del supergrupo Acatlán fue la causa principal del metamorfismo regional progresivo en facies de granulita, anfibolita, esquisto verde de presión baja al oriente, así como las facies de eclogita y esquisto azul de presión alta al poniente, también impresas en la Faja Estructural Oaxaqueña debido a la intensa com-presión lateral. Asimismo, originó el emplazamiento de las pegmatitas simples y complejas no deformadas y deformadas, así como el colosal desprendimiento de la nappa de La Carbo-nera, que aparece desbordada precisamente sobre los enormes pilares del supergrupo Zima-tlán, sobrellevando en aloctonía al arco volcánico de Telixtlahuaca, para expresar los rasgos estructurales distintivos que definen a la Orogenia Oaxaqueña de características tectónicas muy distintas a la grenvilliana. Son, por tanto, erróneas las edades precámbricas atribuidas al granito Huitzo-Etla, al prevalecer en los granitoides los circones precámbricos del subgrupo Vigallo del arco volcánico de Telixtlahuaca previo, con temperaturas inferidas de 1,150ºC mayores que los 750ºC de las rocas anatexíticas paleozoicas muy posteriores.

Es importante referir que este mecanismo intenso de compresión lateral por subduc-ción, que originó y desarrolló la nappa de La Carbonera, arrastró fragmentos hasta de un metro de las iron formations del grupo Valdeflores, como aparecen en el frente de aloctonía de San Miguel Peras, Santiago Tlazoyaltepec y Santa María Peñoles. La misma tectónica

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originó y movilizó en aloctonía los cuerpos diapíricos calcáreos, de margas magnesianas y calcisilicatos que parten del plano de décollement, dentro de los grupos Tejalapan y El Hielo del Mesoproterozoico, en facies de anfibolita y de esquisto verde. Estos diapiros derivan de las plataformas calcáreas y cuñas clásticas en extinción, a consecuencia de la intensa compre-sión lateral orogénica oaxaqueña. Por tanto, la fase más tardía del Proterozoico (1,000-570 Ma) está representada por la Secuencia Precámbrica Sedimentaria del supergrupo Caborca, la cual incluye las Formaciones El Arpa, Caborca, Pitiquito, Gamuza, Papalote y Gachupín. Además, a la Formación Ahumada y también a la Formación Rara (Aldama), así como a los flyschs del grupo Chichimiquillas que se extiende hasta las molassas terminales del Cerro del Cubilete, también al poniente de la sierra de Guanajuato, sobre la carretera de León a Comanja de Corona, Jalisco (Figura 1).

Podemos concluir que los referidos depósitos del Proterozoico Tardío (1,000-570 Ma) en México corresponden a un régimen de acreción tectónica casi continua que se exten-dió también durante todo el Paleozoico para integrar y concluir con la Pangea. Este evento de acreción está bien representado por una franja de granitoides originados por pliegues de fondo a lo largo del territorio de México con edades entre 480 y 190 Ma, para constituir una estructura anorogénica de aproximadamente 400 km de ancho. La referida faja estructural anorogénica se acrecionó por los intensos empujes de compresión de los macizos del escudo arqueano mexicano desde el oriente en contra de la Faja Estructural Cananeana arqueana del occidente, la cual permanecía estable casi todo el Proterozoico Tardío y durante el Paleozoi-co. En este sentido, los granitoides de la faja estructural anorogénica del Paleozoico afectan o intrusionan a las secuencias de los supergrupos Guanajuato, Pápalo, Zimatlán, Acatlán, Telixtlahuaca y Caborca, respectivamente.

Por tanto, en el territorio de México no se identifican geosinclinales paleozoicos sen-su stricto, sino más bien potentes secuencias de plataforma ampliamente distribuidas y re-conocidas por numerosos investigadores. En este sentido, las únicas secuencias orogénicas paleozoicas identificadas en México corresponden a la Faja Estructural Apalachiana-Ouachi-tana-Marathon de la Sierra de Guadalupe, Chihuahua, que cabalga hacia el poniente sobre-

Arco Vigallo

Arco Insular de Telixtlahuaca(1470 -1200 Ma)

El catrínNappa de Chichimiquillas

Nappa de La Carbonera

Zona de Acatlán Zona de Ixcamilpa

Supergrupo PápaloSupergrupo Zimatlán

Supergrupo Telixtlahuaca

Supergrupo Acatlán

30 Km

20 Km

10 Km

0 Km

40 Km

Discordancia

GEOSINCLINAL ACATLANO

Pegmatitas Complejas

OROGENIA OAXAQUEÑA ~ 1100 Ma

Supergrupo Acatlán

Zona de San Pedro Limón

Grupo Ixcuinatoyac

Grupo Nuxiño

(1100 Ma)

Molassa

Diapiros de calcosilicatos

Supergrupo Guanajuato

P alta/T variable

P baja/T variable

Figura 1. Modelo geotectónico de subducción del Supergrupo Acatlán bajo la Faja Estructural Oaxaqueña hacia los 1,100 ± 20 Ma.

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un bloque precámbrico activo, el cual fue desplazado por la Megashear Mojave-Monterrey, cuando menos por 500 km desde el Gneis Novillo, a partir del Cretácico medio.

Finalmente, podemos concluir que las secuencias precámbricas y paleozoicas refe-ridas consistentemente subyacen en discordancia bajo todas las secuencias marinas y con-tinentales del Mesozoico, así como del Terciario marino y continental. Esto es, que una vez integradas y acrecionadas en la Pangea, hacia el Paleozoico Tardío y Triásico, se inicio la apertura oceánica del Geosinclinal Mexicano o Mar Mexicano con depósitos vulcanosedi-mentarios de naturaleza ofiolítica hacia el Jurásico y Cretácico Temprano. Esta apertura apa-rece compuesta de conglomerados, areniscas, piroclásticos y con derrames de pillow lavas de basalto y andesitas calcialcalinas, propios de una expansión oceánica intracratónica que implicó eventos de subducción lateral con arcos volcánicos, como lo evidencia la trinchera de Chilpancingo a lo largo del territorio de México, desde el Golfo de Tehuantepec hasta más allá de Sonora.

Así, podemos constatar que los respectivos ejes de los sinclinales de El Rosario, Cor-dillerano, Oaxaqueño y Mexicano, burdamente orientados NNW-SSE, parecen representar una sucesión sobrepuesta a lo largo de la corteza de México. Por lo tanto, la sucesión conti-nua de todos los eventos de subducción plasmados en la corteza por la expansión oceánica referida ocasionó la erosión profunda de todos los supergrupos, para exponer las raíces de las secuencias basales y primigenias de la corteza misma de la Tierra, dejando pequeños reduc-tos o testigos de su existencia.

RefeRenciaS bibliogRáficaS

Anderson, T.H., y Silver, L.T., 1981 (1984), An overview of Precambrian rocks in Sonora: Universidad Na-cional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista, v. 5, núm. 2, p. 131-139.

Barba, I.M.; Gallo, I.,; y López, M., 1988, Complejo metamórfico en el Macizo de Arteaga, Mich., correlacio-nable con Xolapa: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional, 9, México, D.F., Resúmenes, p. 28-29 (resumen).

Barboza-Gudiño, J.R.; Hoppe, Markus,; Gómez-Anguiano, Martín, y Martínez-Macías, P.R., 2004, Aportacio-nes para la interpretación estratigráfica y estructural de la porción noroccidental de la Sierra de Cator-ce, S.L.P.: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 21, núm. 3, p. 299-319.

Bazán-Barrón, Sergio, y Bazán-Perkins, S.D., 1984, La nappa precámbrica de La Carbonera, durante la Oro-genia Oaxaqueña: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional, 7, México, D.F., Resúmenes, p. 187-188 (resumen).

Bazán-Barrón, Sergio, y Bazán-Perkins, S.D., 2004, Rocas komatíiticas arqueanas del Supergrupo Pápalo (3600-2600 M.A.), en la parte centro-occidental de la Sierra de Guanajuato: Sociedad Geológica Mexicana Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, 4, Resúmenes, p. 78-79 (resumen).

Bazán-Barrón, Sergio, y Bazán-Perkins, S.D., 2008, Los esquistos Pinal, Yavapai y Vishnú del norte de Sonora y sur de Arizona, prolongación septentrional del Complejo Acatlán del Geosinclinal Cordillerano: Sociedad Geológica Mexicana (publicado en CD-ROM).

157



157

Bazán-Barrón, Sergio, y Bazán-Perkins, S.D., 2010a, Origen, desarrollo y metalogénesis del uranio en la nappa laramídica ALVIGO, a lo largo del territorio de México: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional (publicado en CD-ROM).

Bazán-Barrón, Sergio, y Bazán-Perkins, S.D., 2010b, Evidencias estratigráficas y tectónicas de la Trinchera de Chilpancingo de edad Laramide, en el estado de Sonora: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional, México, D.F., Resúmenes.

Bazán-Perkins, S.D., 1994, Génesis del grafito del Complejo Oaxaqueño y sus facies de metamorfismo: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 52, núms. 1 y 2, p. 41-45.

Bazán-Perkins, S.D., 1996, Petrogénesis de las granulitas del Proterozoico de la Faja Estructural Oaxaqueña: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional, 13, México, D.F., Resúmenes, p. 33-34 (resumen).

Bazán-Perkins, S.D., y Bazán-Barrón, Sergio, 2004, Los klippes ultramáficos de Tehuitzingo, Puebla, parte basal del Supergrupo Pápalo del Arqueano (3600-2600 Ma): Sociedad Geológica Mexicana, Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, 4, p. 78-79 (resumen).

Bazán-Perkins, S.D., y Bazán-Barrón, Sergio, 2006a, Origen, distribución y evolución del Geosinclinal de El Rosario, durante el Proterozoico Temprano: Sociedad Geológica Mexicana, Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, p. 77-78 (publicado en CD-ROM).

Bazán-Perkins, S.D., y Bazán-Barrón, Sergio, 2006b, Correlación litoestratigráfica de dos secuencias basales de posible edad Katarqueana, identificadas en Puebla y Guanajuato: Sociedad Geológica Mexicana, Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, 5, Puebla, p. 13-16 (publicado en CD-ROM).

Bazán-Perkins, S.D., y Bazán-Barrón, Sergio,2008, Rocas arqueanas (3600-2600 M.A.) de la parte basal del Supergrupo Pápalo en la Región de Tierra Caliente, estados de México y Guerrero. Sociedad Geológi-ca Mexicana, Convención Geológica Nacional, México, D.F. (publicado en CD-ROM).

Bazán-Perkins, S.D., y Bazán-Barrón, Sergio, 2010a, Límites litoestratigráficos, tectónicos y edad del Super-grupo Acatlán, en Puebla, Guerrero y Oaxaca—Una propuesta: Sociedad Geológica Mexicana, Con-vención Geológica Nacional, México, D.F. (publicado en CD-ROM).

Bazán-Perkins, S.D., y Bazán-Barrón, Sergio, 2010b, Litología, espesor, correlación y distribución del Super-grupo Acatlán Cordillerano en la parte occidental de México: Sociedad Geológica Mexicana, Conven-ción Geológica Nacional, México, D.F., Resúmenes (publicado en CD-ROM).

Cserna, Zoltan de, 1956, Ruta Chilpancingo, Gro.-Acapulco, Gro., y alrededores de Acapulco, Gro.: Univer-sidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Congreso Geológico Internacional, 20, México, D.F., Libreto-guía Excursión A-9 y C-12, p. 129-154.

Fries, Carl, Jr., 1956, Bosquejo geológico de la región entre México, D.F., y Acapulco, Gro.: Universidad Na-cional Autónoma de México, Instituto de Geología, Congreso Geológico Internacional, 20, México, D.F., Libreto-guía Excursión A-9 y C-12, p. 7-53.

Grajales, J.M.; Murillo, G.; Torres, R.; y Espinosa, M., 1988, Geología, geoquímica, geocronología e implica-ciones tectónicas de la secuencia de rocas verdes de Juchatengo (SRVJ), Oaxaca, México: Sociedad Geológica Mexicana, Convención Geológica Nacional, 9, Resúmenes, p. 114 (resumen).

Klesse, E., 1968, Geology of the El Ocotito-Ixcuinatoyac region and of La Dicha stratiform sulphide deposits, State of Guerrero: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 31, núm. 2, p. 107-140.

158



158

Schaaf, Peter; Brian, V.H.; y Thomas, B., 2003, The Puerto Vallarta Batholith and Cuale Mining District, Jalis-co, Guidebook for field trips of the Cordilleran Section of the Geological Society of America:Univer-sidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Publicación Especial 1, Field trip 8, p. 183-199.

Yta, Miriam; Moreno-Tovar, Raúl; Cardona-Patiño, Francisco; y Córdoba-Méndez, Diego, 2003, Contribución a la definición de superposición de eventos metalogénicos en el yacimiento de Francisco I. Madero: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 20, núm. 2, p. 124-132.


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coliSión oblicua del ciSuRaliano-guadaluPiano entRe bloqueS continentaleS en el SuR de méxico: evidenciaS eStRatigRáfico-

eStRuctuRaleS y geocRonológicaS

Elías-Herrera, Mariano1,#; Ortega-Gutiérrez, Fernando1;

Macías-Romo, Consuelo1; Sánchez-Zavala, José Luis1; y

Solari, Luigi A.2

La existencia de Pangea como supercontinente es una de las piedras angulares de la geología histórica, aunque los mecanismos responsables de su amalgamación son poco entendidos (e. g., Murphy and Nance, 2008). En México, quizá el único lugar donde se puede documentar con más precisión elementos tectónicos relacionados directamente con la consolidación de este supercontinente, también una pieza fundamental de la tectónica global, es en el área de Caltepec-Los Reyes Metzontla (Figura 1), al sur del estado de Puebla. La estratigrafía, rela-ciones estructurales y datos geocronológicos en esta área indican un evento de colisión obli-cua del Pérmico medio (orogenia Caltepense) entre bloques continentales perigondwánicos claramente ligado al ensamble de Pangea occidental.

En el área de Caltepec-Los Reyes Metzontla, está expuesto el contacto tectónico en-tre los complejos metamórficos Acatlán y Oaxaqueño, basamentos cristalinos paleozoico y m~esoproteozoico de los terrenos Mixteco y Zapoteco, respectivamente. Estos complejos están tectónicamente yuxtapuestos por medio de la falla de Caltepec, cuyo rumbo general es N-S y su naturaleza es transpresional con cinemática lateral derecha (Figura 2). El granito Cozahuico, plutón sellador (stitching pluton) dúctilmente deformado que se extiende a lo lar-go de la zona de falla, fue fechado en ~270 Ma (U-Pb, SHRIMP, zircón), y los gneises mig-matíticos petrogenéticamente relacionados con este plutón en la zona de falla dieron edades de ~276 Ma en un gneis granítico (U-Pb, ID-TIMS, zircón) y de ~278 Ma (40Ar/39Ar, edad de meseta, hornblenda) en un gneis anfibolítico (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002; Elías-Herrera et al., 2007).

En los Reyes Metzontla, en la zona de falla de Caltepec, aflora una secuencia meta-volcanosedimentaria polideformada y metamorfizada en facies de esquisto verde. Esta se-cuencia, llamada formación Metzontla (Elías-Herrera et al., 2008) está compuesta de filitas, calcacarenitas, metacalizas y rocas metavolcánicas (esquistos de actinolita). Al sur de Los Reyes Metzontla, en localidades cercanas a la falla de Caltepec, se han encontrado cuerpos pequeños de serpentinitas como cuñas tectónicas en esta formación. La deformación se ca-

1Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México.#E-mail: [email protected] de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Qro., 76001, México

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elías-Herrera et al. ColIsIón oblICua del CIsuralIano-GuadalupIano en el sur de MéxICo

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racteriza por al menos dos generaciones de plegamiento y zonas de cizalla dúctil y dúctil-frá-gil con cinemática dextral y de cima hacia el noreste. La formación Metzontla está cubierta discordantemente por la Formación Matzitzi, estando ambas unidades en contacto por fallas subverticales de régimen frágil con ortogneises graníticos del Complejo Oaxaqueño, los cua-les manifiestan un cataclasis y retrogresión intensas. Estructuralmente, la formación Metzon-tla se considera una unidad alóctona en relación con el Complejo Oaxaqueño, y como parte de una estructura en flor transpresiva (Elías-Herrera et al., 2008), modificada posteriormente por fallamiento frágil.

Datos U-Pb (LA-ICPMS) de zircones detríticos para la formación Metzontla mues-tran picos de edades paleozoicas y mesoproterozoicas a ~334, ~452, ~1,056, ~1,204, ~1,245, y ~1,333 Ma. Los preponderantes son de ~452, ~1,056 y 1,204-1,254 Ma. La edad de los zircones más jóvenes implica una sedimentación y un metamorfismo post 334 Ma (Misisí-

Figura 1. Mapa de localización del área de Caltepec-Los Reyes Metzontla en el contexto geológico regional del sur de México. Para el propósito de este trabajo, en el mapa índice se muestra como referencia geológica importante la localización del cinturón orogénico Marathon-Ouachita-Alleghaniano del Paleozoico tardío en América del Norte, elemento tectónico fundamental relacionado con la sutura del océano Rheico y la confor-mación diacrónica de Pangea.

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Figura 2. Mapa geológico de la zona de falla de Caltepec (Elías-Herrera y Ortega-Gutiérrez, 2002) (área de Caltepec-Reyes Metzontla), en el que se muestran las localidades fechadas que se discuten en este trabajo.

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pico Medio), lo que es consistente con una edad de meseta 40Ar/39Ar de mica blanca (fen-gita) detrítica de 333.99 ± 1.98 Ma en las filitas de esta misma formación. La procedencia de los zircones detríticos del Misisípico y Ordovícico Tardío probablemente corresponda al Complejo Acatlán, en el que eventos magmáticos y metamórficos de estas épocas están cla-ramente documentados. La edad misisípica de la fengita detrítica en la formación Metzontla es similar a la de las fengitas en unidades metamórficas de alta presión de este complejo. Los zircones detríticos del Mesoproterozoico parecen relacionarse con el Complejo Oaxaqueño adyacente.

Una restricción estratigráfica clave para la edad de la deformación dúctil y el meta-morfismo regional en el área es la Formación Matzitzi, unidad de traslape que cubre discor-dantemente a los basamentos metamórficos y a la zona de falla de Caltepec. La Formación Matzitzi está compuesta esencialmente por conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas con abundante flora fósil en todo su espesor, y con facies sedimentarias fluviales trenzadas (Cen-teno-García et al., 2009). Con base en una planta fósil, Lonesomia mexicana Weber, sp. nov., y su similitud con flora pérmica de Texas, su edad fue asignada al Pérmico Temprano (Leonardiano) (Weber, 1997). La Formación Matzitzi también contiene una unidad ígnea interestratificada (felsita Atolotitlán o Toba Atolotitlán según Centeno-García et al., 2009), con afinidad geoquímica de arco volcánico continental de acuerdo con estos autores, y que por relaciones de contacto es considerada contemporánea al depósito de esta formación. Para nosotros, por sus relaciones de contacto y rasgos petrográficos (fenocristales de plagioclasa en una matriz traquítica microcristalina) corresponde a un diquestrato, cuyo emplazamiento fue entre sedimentos poco consolidados con abundancia de agua intersticial. En cualquier caso, el emplazamiento de esta unidad ígnea, por su naturaleza sinsedimentaria, fecha al me-nos parte del depósito de la Formación Matzitzi.

En este trabajo, se presentan los primeros datos geocronológicos de la felsita Atolo-titlán que modifican substancialmente la edad de la Formación Matzitzi, lo cual abre nuevas perspectivas en la estratigrafía de la región. Se analizó una población de 50 zircones de la felsita Atolotitlán por U-Pb (LA-ICPMS) y el 80% de los cristales de esta población son del Triásico y el 10% del Mesoproterozoico. La mejor estimación para la edad de cristalización de la felsita Atolotitlán (96.5% de confiabilidad de un grupo coherente de 23 zircones) es de 240 ± 3 Ma (Triásico Medio), mientras que los zircones mesoproterozoicos se consideran xenocristales heredados del Complejo Oaxaqueño. Por la naturaleza sinsedimentaria de esta unidad ígnea, la edad de la Formación Matzitzi debe variar por lo tanto en el rango del Pér-mico Tardío (Lopingiano) al Triásico Medio (Figura 3). Esta edad es más congruente con las relaciones estratigráficas del área. La edad leonardiana (Artiskiano y Kunguriano; Gradstein et al., 2004) previamente considerada para la Formación Matzitzi traslapa las edades isotó-picas de los gneises migmatíticos y del granito Cozahuico en la zona de falla de Caltepec, lo cual es inconsistente con la relación de discordancia angular que guarda esta formación con todas las unidades metamórficas.

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Las relaciones estratigráfico-estructurales y geocronológicas expuestas aquí describen con mayor precisión la yuxtaposición tectónica de los complejos Acatlán y Oaxaqueño en el Cisuraliano-Guadalupiano. Esta yuxtaposición corresponde a un evento de colisión oblicua que fue precedido por el depósito durante el Pensilvánico y Cisuraliano temprano, probable-mente en cuencas intrarco, de secuencias marinas vulcanosedimentarias (Fm. Metzontla y otras unidades no diferenciadas). El evento de colisión inició con el cierre de estas cuencas y posiblemente cuencas oceánicas interiores entre los bloques perigondwánicos, y culminó con la deformación y metamorfismo de estas secuencias, migmatización y magmatismo sintectó-nico a lo largo de la zona de sutura a profundidades de corteza media, y exhumación rápida

Figura 3. Cronología de eventos relacionados con la colisión oblicua entre los complejos Acatlán y Oaxaqueño (orogenia Caltepense). La escala de tiempo es de Gradstein et al. (2004). Las abreviaciones de los minerales fechados son: Ms, muscovita; Hbl, hornblenda; Zrn, zircón.

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de los complejos cristalinos amalgamados (ver Figura 3). Este evento orogénico (orogenia Caltepense) en la región meridional mexicana es probablemente uno de los últimos eventos compresivos relacionados directamente con la amalgamación de Pangea occidental.


Centeno-García, Elena; Mendoza-Rosales, C.C.; y Silva-Romo, Gilberto, 2009, Sedimentología de la Forma-ción Matzitzi (Paleozoico superior) y significado de sus componentes volcánicos, región de Los Reyes Metzontla-San Luis Atolotitlán, estado de Puebla: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 26, núm. 1, p. 18-36.

Gradstein, F.; Ogg, J.; y Smith, A., 2004, A Geologic Time Scale 2004: Cambridge University Press, 589 p. doi:10.1017/S001675680521141X

Elías-Herrera, Mariano, y Ortega-Gutiérrez, F.ernando, 2002, The Caltepec fault zone—An Early Permian dextral transpressional boundary between the Proterozoic Oaxacan and Paleozoic Acatlán Complexes, southern Mexico and regional tectonic implications: Tectonics, v. 21, p. 1–19, doi: 10.1029/2000TC001278.

Elías-Herrera, Mariano; Ortega-Gutiérrez, Fernando; Sánchez-Zavala, J.L.; Macías-Romo, Consuelo; Ortega-Rivera, A.; e Iriondo, Alexander, 2007, The Caltepec fault zone—Exposed roots of a long-lived tec-tonic boundary between two continental terranes of southern México, in Alaniz-Álvarez, S.A., y Nieto-Samaniego, Á.F., eds., Geology of México—Celebrating the Centenary of the Geological Society of México: Geological Society of America Special Paper 422, p. 317–342, doi: 10.1130/2007.2422(11).

Elías-Herrera, Mariano; Ortega-Gutiérrez, Fernando, Macías-Romo, Consuelo; Sánchez-Zavala, J.L.; Solís-Pichardo, G.N.; Torres-López, M.; Valencia, Víctor; y Ortega-Rivera, Amabel, 2008, Relaciones estra-tigráfico-estructurales y geocronológicas de una secuencia metavolcanosedimentaria (Fm. Metzontla) en la zona de yuxtaposición de los complejos Acatlán y Oaxaqueño, sur de México—Remanentes de una cuenca intrarco pensilvánica: Geos, v. 28, núm. 2, p. 351 (resumen).

Murphy, J.B., y Nance, R.D., 2008, The Pangea conundrum: Geology, v. 36; núm. 9, p. 703-706, doi: 10.1130/G24966A.1.

Weber, Reinhard, 1997, How old is the Triassic flora of Sonora and Tamaulipas and news on Leonardian flora in Puebla and Hidalgo, Mexico: Revista Mexicana Ciencias Geológicas, v. 14, p. 225-243.


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modelo evolutivo tectono-SedimentaRio del gRaben valle de oaxaca: integRación PaRSimonioSa de la infoRmación geológica

y Paleontológica diSPonible

Ferrusquía-Villafranca, Ismael*,#, y Ruiz-González, José*

intRoducción

El Estado de Oaxaca es bastante montañoso, pero en la parte central incluye altiplanicies angostas y largas, apropiadamente designadas “Valles Centrales,” una de las siete regiones naturales reconocidas en esta entidad. Los valles han estado densamente poblados desde tiempos pre-coloniales, constituyendo el asiento de la Civilización Zapoteca. Oaxaca, la ca-pital estatal yace en los valles, por lo cual habitualmente se les llama en conjunto Valle de Oaxaca; en este trabajo se sigue tal uso.

Tanto geográfica como geológicamente, el Valle contrasta con sus alrededores: El Valle yace a ~1,600 msnm, mientras que la pendiente montañosa delimitante alcanza los 2,000 msnm en menos de 1 km; las partes más altas yacen entre 2,500 y 3,000 msnm. Geo-lógicamente, el Valle está constituido por unidades clásticas tardi-cenozoicas, mientras que las montañas vecinas están formadas por unidades metamórficas e ígneas cuya edad va del Proterozoico Tardío al Cenozoico, por unidades sedimentari-marinas cretácicas, y por una sucesión volcánica tardi-cenozoica. Tanto los rasgos geomórficos, como la constitución y estructura geológica del Valle y las montañas vecinas, indican que aquél es una graben, aquí designado Graben Valle de Oaxaca.

A pesar de la gran importancia cultural, científica y económica de esta región y sus alrededores, existen muy pocos trabajos geológicos detallados publicados; en consecuencia, las síntesis regionales dependen de modelado teórico, extrapolaciones y generalizaciones sustentadas en evidencia objetiva magra.

OBjetivO

El primer autor ha trabajado muchos años en las unidades tardi-cenozoicas del Valle que yacen en áreas al norte y al sur de Oaxaca, distantes ~50 km; ahí, las unidades clásticas portan mamíferos y están asociadas a mantos piroclásticos. A pesar de su parecido, la edad geológica de las unidades y faunas correspondientes resultó diferente en cada área. Mediante una revisión exhaustiva de la literatura, se trató de encontrar el porqué de esta diferencia, obteniéndose algunas respuestas posibles, pero surgieron muchas preguntas más. La pre-

*Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México.#E-mail: [email protected]

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Ferrusquía-villaFranca y ruiz-GOnzález Modelo teCtono-sedIMentarIo del Graben Valle de oaxaCa

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sente contribución es un ensayo sobre la evolución geológica del Graben Valle de Oaxaca, combinando parsimoniosamente la información relevante y estableciendo su significación regional.

litoeStRatigRafía

El Graben Valle de Oaxaca yace entre los 17°15’ Lat. N y los 96°20’-96°55’ Long. W, a una altitud media de 1,600 msnm; tiene forma de una Y invertida (ligeramente inclinada a la izquierda) centrada en la ciudad de Oaxaca. La rama noroccidental de esta Y, en lo sucesivo Rama Etla, tiene 35 km de largo y 2 km de ancho promedio (6 km máximo); la rama orien-tal se designa Rama Tlacolula, mide 50 km de largo y 8 km de ancho; la rama meridional recibe el nombre de Rama Zaachila, tiene 40 km de largo y 10 km de ancho. Antes de tratar el relleno sedimentario del graben, conviene describir brevemente a los pilares tectónicos o horsts que lo delimitan.

El Horst Occidental delimita a las Ramas Etla y Zaachila; está constituido por el Complejo Oaxaqueño (Proterozoico Tardío [~950 Ma], compuesto principalmente por gneis y otras metamorfitas de alto grado), el cual forma el basamento cristalino en la región. Un tronco paleozoico temprano, granitoide, peneplaneado, de forma irregular, alargado en di-rección NNW-SSE intrusiona al Complejo; su extremo sur yace ~10 km al W franco de Oaxaca.

El Horst Oriental delimita a la Rama Etla y el Horst Nororiental a la Rama Tlacolula; su constitución involucra el basamento cristalino y la cobertura (sedimentaria y volcánica). Infortunadamente, las síntesis regionales (cf. CRM, 1996; SPP, 1986; INEGI, 1989, 1990; Ortega-Gutiérrez et al., 1992; SGM, 2009) discrepan significativamente. En la interpretación presentada aquí, se integran de la mejor manera posible las distintas concepciones, enfatizan-do sus coincidencias.

El basamento cristalino del Horst Oriental incluye al Complejo Oaxaqueño que for-ma bloques pequeños y aislados (e. g., Cerro Fortín), y por el Complejo Sierra de Juárez (Jurásico Tardío?-Cretácico Temprano?, compuesto principalmente por rocas cataclásticas de composición intermedia a máfica) y gran extensión superficial. Una secuencia albiano-ce-nomaniana, marina carbonática, plegada y afallada, que aflora principalmente a ambos lados del Complejo Sierra de Juárez, completa la constitución de este horst.

El Horst Nororiental está compuesto principalmente por la cobertura sedimentaria y volcánica. El Complejo Oaxaqueño forma un bloque afallado contra el Complejo Sierra de Juárez (en el noroeste) y la secuencia carbonática (en el noreste). El resto del horst está constituido por la Toba Mitla (véase más abajo), una sucesión ignimbrítica que aflora ex-tensamente y forma montañas “amesetadas” que sobresalen ~200 a 300 m el nivel del valle. Algunas fallas normales de gran extensión, dispuestas paralelamente al valle, afectan a esta sucesión. Hacia el sur, la Toba Mitla está en contacto de falla normal con la secuencia car-

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bonática albiano-cenomaniana, la cual forma aquí el Cerro Nueve Puntas, un icono de esta región, y confina al valle en el sur. Algunos troncos mesomiocénicos máficos a intermedios afectan a esta sucesión; el mayor de ellos se encuentra próximo a Xagáa (cerca de Mitla).

Finalmente, un bloque alargado de norte a sur, constituido por la secuencia carbonáti-ca, delimita a la Rama Zaachila, formando un Horst Central; meridionalmente, esta secuencia está en contacto por falla con una sucesión volcánica, formada principalmente por derrames andesíticos mesoterciarios. El Complejo Oaxaqueño forma bloques pequeños y aislados, los cuales completan la constitución de este horst.

El Relleno Sedimentario Terciario es casi inexistente en la Rama Zaachila, por lo cual no se discute más, mientras que está mejor desarrollado en las Ramas Etla y Tlacolula, apreciándose cierto parecido lítico, y estratigráfico, ya que en ambas ramas el relleno incluye cuerpos tabulares constituidos por clásticos fluvio-lacustres sinorogénicos, y por mantos de toba silícica, que en conjunto acusan fallamiento sinsedimentario, de modo que los estratos están inclinados 15o a 20o en varias direcciones, aunque la noreste es frecuente. Sin embargo, sobrepuesto al parecido general, también existen diferencias significativas, como se muestra a continuación.

En la Rama Etla, la secuencia cenozoica incluye en la parte baja derrames andesíticos de extensión reducida, y una unidad conglomerática crasoclástica —dominan los cantos— fi-larenítica, también de extensión superficial restringida; se desconoce la edad precisa de estas unidades, pero como subyacen en discordancia a la Formación miocénica temprana Suchi-quitongo, su edad es anterior, probablemente paleogénica temprana. Esta unidad forma el grueso de la secuencia, tiene un espesor de ~750 m y está constituida por estratos medianos a gruesos de caliza lacustre fuertemente silicificada, intercalados en diversos niveles por estra-tos delgados a medianos de arenisca y limonita tobácea de litificación moderada, depositados en ambiente fluvial (las facies más conspicuas son canal, barra y planicie de inundación), y por mantos de toba silícica bien consolidada que forman colinas en el valle mismo y en el margen que lo confina, particularmente en las inmediaciones de Etla, de cuyas canteras se extrajo el material con que se construyeron los edificios coloniales de Oaxaca. En atención a ello, este manto ignimbrítico se designó formalmente Miembro Etla.

El fechamiento de muestras de este miembro proporcionó edades K-Ar de ~20 Ma (Mioceno Temprano). Por otro lado, de la facies planicie de inundación, se recolectó en varios sitios la Mastofauna Suchilquitongo, la cual está integrada por especies de artiodác-tilos y perisodáctilos (Ferrusquía-Villafranca, 2003), cuyo alcance estratigráfico las ubica en la Edad Mamiferiana Norteamericana Hemingfordiana (Mioceno Temprano), y coincide con las edades K-Ar mencionadas. Adicionalmente, en una de las localidades fosilíferas, se realizó un estudio magneto-estratigráfico que dio una edad miocénica temprana ligeramente menor. En suma, la información disponible permite asignar cronológicamente la Formación Suchilquitongo al Mioceno Temprano.

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Finalmente, la secuencia cenozoica en esta Rama del Graben está coronada por depó-sitos aluviales cuaternarios y suelo holocénico, ambos cubren en discordancia a las unidades precedentes.

En la Rama Tlacolula, la secuencia cenozoica incluye estas unidades: Formación Ma-tatlán, Toba Mitla, así como troncos y depósitos cuaternarios innominados. La primera tiene un espesor de ~2,000 m, al igual que la Formación Suchiquitongo, su constitución incluye estratos areno-limosos tobáceos depositados en ambiente fluvial, pero en una red más desa-rrollada, donde las facies de abanico, canal, barra y planicie de inundación ocupan mayor extensión superficial. El componente lacustre también ocupa mayor volumen y registra la presencia de por lo menos dos cuerpos de agua donde dominaba la sedimentación finoclásti-ca, mientras que la carbonática era menos frecuente. La Formación Matatlán incluye también estratos de toba silícica bien litificada, que forman mantos delgados (< 10 m) intercalados en los estratos fluviales y lacustres o, bien, dominan localmente.

La Toba Mitla forma las montañas “amesetadas” que delimitan el Valle hacia el no-reste, tiene un espesor de ~2,000 m y está constituida principalmente por toba silícica vítri-co-cristalina, soldada, dispuesta en estratos gruesos a masivos; en ella se distinguen varias unidades de enfriamiento. Esta unidad subyace parcialmente a la Formación Matatlán, con la cual también se interdigita; por ello, se considera que ambas unidades sean coetáneas. Además, los estratos y mantos de toba que intercalan a los estratos fluviales y lacustres de la Formación Matatlán son litológicamente indistinguibles de los que forman la Toba Mitla, por lo cual se les interpreta como genéticamente relacionados (i. e., formados por los mismos eventos volcánicos).

El fechamiento de la Toba Mitla proporciona edades K-Ar de 15 Ma (Mioceno Me-dio). Por otro lado, de la Formación Matatlán (facies planicie de inundación, principalmente) se ha obtenido la Mastofauna homónima, constituida por especies de artiodáctilos, perisodác-tilos y carnívoros (Ferrusquía-Villafranca, 2003), cuyo alcance estratigráfico las ubica en la Edad Mamiferiana Norteamericana Barstoviana (Mioceno Medio), la cual es congruente con la edad K-Ar de la Toba Mitla, y confirma la interpretación de que ambas unidades sean contemporáneas.

Algunos troncos de composición intermedia a máfica intrusionan en varios lugares principalmente a la Toba Mitla; se les interpreta como genéticamente relacionados con el magmatismo registrado por dicha unidad, atribuyéndoseles entonces una edad mesomiocé-nica. Por último, al igual que en la Rama Etla, aquí en la Rama Tlacolula, la secuencia ceno-zoica está coronada por depósitos cuaternarios y suelo holocénico.

evolución

Con base en la información presentada, particularmente la del relleno sedimentario y cuerpos volcánicos asociados, el origen y desarrollo del Graben Valle de Oaxaca parece haber ocu-

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rrido así: En el Paleógeno Temprano, la reactivación de la Falla Oaxaca (una discontinuidad norte-sur de gran extensión, que ha jugado un rol importante en la evolución geológica del Sureste Mexicano durante el Paleozoico y Mesozoico) indujo la formación de un graben an-gosto y relativamente corto, que corresponde a la Rama Etla, y que fungió como una cuenca sedimentaria continental, donde se desarrolló un sistema clástico incipiente; cuasi coetánea-mente ocurrió el emplazamiento de derrames lávicos pequeños, que denotan extensión y profundización del fallamiento.

Durante el Mioceno Temprano, se intensificó la actividad tectónica, expresada por profundización del fallamiento, ensanchamiento del graben y volcanismo silícico explosivo. Coetáneamente, se formó una modesta red fluvial, así como pequeños lagos someros; los sis-temas sedimentarios resultantes, junto con los mantos piroclástico, constituyen la Formación Suchilquitongo. Esta unidad fue afectada por fallamiento (se desconoce su edad precisa), quedando fragmentada en varios bloques, que acusan basculamiento modesto (< 20°) en dis-tintas direcciones (domina la noreste). No hay registro sedimentario ni piroclástico posterior al de esta unidad, lo cual indica que la actividad magmática y sedimentaria cesó en el Mio-ceno Temprano.

Por otro lado, dado que las Ramas Etla y Zaachila tienen en la actualidad el mismo marco tectónico, es posible que la secuencia de eventos sedimentarios y volcánicos registra-dos en la Rama Etla hubiese ocurrido también en la Rama Zaachila. Alternativamente, ambas ramas, tal vez, formaban entonces una sola estructura.

Durante el Mioceno Medio, la actividad tectónica se desplazó hacia el sureste, gene-rando con ello un conjunto similar de eventos, aunque con algunas variantes importantes: El hundimiento y el magmatismo fueron de mayor intensidad y/o extensión, dando lugar a cuer-pos líticos mucho más gruesos (Formación Matatlán y Toba Mitla, cuerpos hipabisales), la red fluvial tuvo mayor desarrollo y se formó un lago más profundo y extenso, donde dominó la sedimentación clástica a expensas de la carbonática. La interdigitación de la Toba Mitla y la Formación Matatlán indica cierta inestabilidad tectónica; a su vez, la presencia de mantos piroclásticos en la segunda, evidencia volcanismo explosivo coetáneo a la sedimentación. El desarrollo de un graben “subsidiario,” generado por fallamiento posterior (se desconoce su edad precisa) permitió la preservación de la Formación Matatlán. No existe registro sedimen-tario o magmático posterior, lo cual indica que este segundo pulso de actividad sedimentaria y magmática no rebasara el Mioceno Medio.

Significación Regional

La evolución tectónica cenozoica del Sureste Mexicano es compleja, dada la limitada in-formación geológica detallada publicada que existe, la cual de ninguna manera puede ser sustituida por ingeniosas modelaciones. Se ha propuesto diversas hipótesis al respecto. Una de ellas enlaza dicha evolución a la subducción de la Placa de Cocos bajo el margen Pacífico,

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a medida que el Bloque Chortis se desplazaba hacia el este (Schaff et al., 1995). La constitu-ción y estructura del relleno sedimentario y volcánico del Graben Valle de Oaxaca, así como la evolución del mismo inferida a partir de aquéllas, no concuerdan con lo previsto/esperado por esta hipótesis, tanto en tiempo de iniciación/duración de los eventos litogenéticos que el relleno registra, como en la geometría del campo de esfuerzos implicado. Keppie et al. (2009) tampoco aceptan este modelo.

En otra hipótesis (Keppie y Morán-Zenteno, 2005), se propone que el Bloque Chortis no haya estado directamente involucrado en la apertura del margen Pacífico a la subducción, y que ésta ocurriese de manera tal que la plancha subducente se aplanara y que los arcos vol-cánicos (de la misma edad en toda su extensión) se desarrollaran tierra adentro, asociados al borde de avance (leading edge) de dicha plancha. Tampoco, la constitución y estructura del relleno, y la evolución inferida del Graben Valle de Oaxaca, se ajustan a lo previsto en este modelo.

Alternativamente, pudiera ser que la subducción causara el desplazamiento y/o reor-ganización de bloques corticales profundos, la cual se reflejaría en la superficie como pul-sos localizados de actividad magmática y tectónica; una vez que la energía se disipa, dicha actividad cesa de manifestarse. Recientemente, la evolución tectónica del margen Pacífico de México se ha visualizado como una deformación espacialmente heterogénea y temporal-mente transgresiva (sic), asociada con la interacción general de las Placas Norteamericana y Caribe (Cerca et al., 2009). En este contexto, la alternativa propuesta es plausible.

dedicatoRia y ReconocimientoS

Place a los autores dedicar este trabajo al maestro, colega y amigo Dr. Zoltan de Cserna de Gömbos, como muestra del profundo afecto y admiración que nos merece. Asimismo, cumplidamente agradecen al Instituto de Geología y a la Dirección General de Asuntos del Personal Académico, ambos de la Universidad Nacional Autónoma de Mexico, el apoyo re-cibido para la realización, no sólo de esta contribución, sino de la ejecución de las numerosas temporadas de trabajo de campo que lo hicieron posible, particularmente las Subvenciones PAPIIT IN119198 e IN115606.


Cerca, Mariano; Ferrari, Luca; Tolson, Gustavo; Corti, G.; Bonini, M.; y Manetti, P., 2009, Analogue models of an early Cenozoic transpressive regime in southern Mexico—Implications on the evolution of the Xolapa complex and the North America-Caribbean Plate boundary, in James, K.H.; Lorente, M.A.; y Pindel, J.L., eds., The origin and evolution of the Caribbean Plate: Geological Society (Londres), Geological Society Special Publication 328, p. 181-195.

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CRM, 1996, Monografía geológico-minera del estado de Oaxaca: Secretaría de Energía, Minas e Industria Pa-raestatal; Consejo de Recursos Minerales. 280 p.

Ferrusquía-Villafranca, Ismael, 2003, Mexico’s Middle Miocene mammalian assemblages—An overview: American Museum of Natural History, Bulletin 279, p. 321-347.

INEGI, 1989, Carta Geológica, Esc. 1:250,000. Zaachila, E14-12: México, D.F., Instituto Nacional de Estadís-tica, Geografía e Informática.

INEGI, 1990, Carta Geológica de México, Esc. 1:1’000,000: México, D.F., Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática,

Keppie, J.D., y Morán-Zenteno, D.J., 2005, Tectonic implications of alternative Cenozoic reconstructions for southern Mexico and the Chortis Block: International Geology Review, v. 47, p. 473-491.

Ortega-Gutiérrez, Fernando; Mitre-Salazar, L.M.; Morán-Zenteno, D.J.; Aranda-Gómez, J.J.; Nieto-Samanie-go, Á.F.; y Alaniz-Álvarez, S.A., 1992, Carta geológica de la República Mexicana, Esc. 1:2’000,000: México, D.F., Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología; y Secretaría de Ener-gía, Minas e Industria Paraestatal, Consejo de Recursos Minerales, mapa con texto explicativo de 74 p.

SGM, 2009, Carta geológico-minera del estado de Oaxaca, Esc. 1:500,000: Pachuca, Hidalgo, Servicio Geoló-gico Mexicano.

Schaff, Peter; Morán-Zenteno, D.J.; Hernández-Bernal, M.S.; Solís-Pichardo, G.N.; Tolson, Gustavo; y Köhler, H., 1995, Paleogene continental margin truncation in southwestern Mexico—Geochronological evi-dence: Tectonics, v. 14, p. 1339-1350.

Sedlock, R.; Ortega-Gutiérrez, Fernando; y Speed, R., 1993, Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolu-tion of Mexico: Geological Society of America Special Paper 278, 153 p.

SPP, 1986, Carta Geológica, Esc. 1:250,000, Oaxaca, E14-9: México, D.F., Secretaría de Programación y Pre-supuesto.


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evolución PetRotectónica del teRReno mixteca: una hiStoRia evolutiva del maRgen continental PaSivo al FOreland

Guerrero-Suástegui, Martín*,#, y Ocampo-Díaz, Yam Zul Ernesto*

Las secuencias clásticas han sido usadas como excelentes indicadores de roca fuente, activi-dad tectónica, cambios climáticos, entre otros aspectos. Por ello, se analiza la evolución del terreno Mixteca a través de resultados obtenidos en el estudio petrográfico de areniscas que forman este terreno y que contrastan en edad del Paleozoico al Mesozoico.

El terreno Mixteca es una entidad importante debido a lo completo del registro rocoso que documenta, ya que cubre gran parte de la evolución geológica en el sur de México. Este terreno está compuesto por un basamento metamórfico del Paleozoico temprano (Complejo Acatlán), el cual está cubierto discordantemente por una secuencia sedimentaria paleozoica (Devónico-Pérmico; Formaciones Patlanoaya, Olinalá, Cuxtepeque, entre otras), seguida por una sucesión volcánica (Formación Las Lluvias) y sedimentaria (Formación Cualac y Grupo Tecocoyunca) del Jurásico Medio. Su registro estratigráfico continúa durante el Cretácico Temprano con varias unidades sedimentarias clásticas y calcáreas (Formación Zicapa, del Barremiano-Aptiano; Formaciones Huitzuco, Morelos y Cuautla, del Aptiano-Cenomaniano; y Formación Mezcala, del Turoniano-Maastrichtiano).

A partir del análisis de las unidades clásticas del terreno Mixteca, se planteó realizar una propuesta de evolución tectónica y la historia de esta entidad geológica en el sur de México. Siguiendo este planteamiento, se seleccionaron varias unidades clásticas del terreno Mixteca, por lo que el estudio presenta datos petrográficos de las secuencias que varían del Paleozoico al Cretácico. Cada una de estas unidades fue medida y muestreada, de tal ma-nera que se tuviera un control estratigráfico estricto de las muestras analizadas. El número de muestras varía en cada unidad: base de la Formación Patlanoaya (26 muestras), Forma-ción Olinalá (25 muestras), Grupo Tecocoyunca (Formaciones Zorrillo, Taberna y Simón; 50 muestras), Formación Zicapa (40 muestras) y Formación Mezcala (40 muestras).

El análisis petrográfico muestra que se puede dividir la evolución del terreno Mixteca en tres grandes categorías de tiempo:

1 Devónico-Jurásico Medio (Formaciones Patlanoaya, Olinalá y Grupo Tecocoyunca):constituido por secuencias clásticas caracterizadas por petrofacies cuarzosas, cuarzo-feldespáticas y areniscas híbridas y que aparecen en diagramas de procedencia (QFL) en el campo de cratón interior, variando a transición continental y basamento levan-tado.

*Unidad Académica de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Guerrero, Ex Hacienda de San Juan Bautista, Taxco el Viejo, Gro., México.#E-mail: [email protected]


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GuerrerO-suásteGui y OcamPO-díaz eVoluCIón petroteCtónICa del terreno MIxteCa

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2 Cretácico Inferior: incluye a las areniscas de la Formación Zicapa, las cuales mues-tran un gran contraste con respecto a la anterior, donde se reconocen petrofacies líti-co-feldespática, arcosa-lítica y lítica que se ubican en el campo de arco transicional a orógeno reciclado.

3 Cretácico Superior: en el que las areniscas de la Formación Mexcala (exclusivamente afloramientos orientales en las áreas La Montaña y Nororiente del estado de Guerre-ro) presentan petrofacies cuarzo-lítica y lítica, las cuales quedan comprendidas en el campo de orógeno reciclado exclusivamente.

A partir del análisis petrográfico, se puede documentar una evolución tectónica documentada en los tres bloques de tiempo anteriores.

1 Durante el Paleozoico (Devónico-Pérmico), las secuencias clásticas muestran un de-pósito litoral en un margen continental pasivo (cratón interior y transición continental) que documenta una historia de erosión y reciclamiento del basamento metamórfico en condiciones de estabilidad tectónica, en tanto que, a partir del Jurásico Medio, las areniscas del Grupo Tecocoyunca, depositadas en condiciones litorales y sublitorales, ilustran una historia de levantamiento del basamento, aun en condiciones de margen pasivo. Aquí es importante mencionar que estas dos unidades están separadas por un evento volcánico que no fue analizado en el presente trabajo, pero que no se registra en las areniscas del Grupo Tecocoyunca.

2 Una historia diferente se puede interpretar durante el Cretácico Temprano (Barremia-no-Aptiano; Formación Zicapa), donde la secuencia clástica muestra un ambiente li-toral continental, representado por una alternancia de conglomerados y areniscas con intercalaciones de material volcánico y rocas calcáreas con fauna indicativa de con-diciones someras, las cuales se formaron en condiciones marginales de rompimiento cortical (rift pasivo).

3 Durante el Cretácico Tardío (Coniaciano-Maastrichtiano), la historia del sur de Méxi-co está asociada a una tectónica compresiva (Orogenia Laramide), donde las areniscas que forman gran parte de la Formación Mexcala registran depósitos en condiciones someras (delta, isla de barrera, plataforma clástica y zonas litorales) dentro de una cuenca de tipo foreland, específicamente en la zona somera conocida como forebulge (zona nororiental y centro-oriental del estado de Guerrero); mientras que las secuen-cias profundas del foredeep se localizan en la región centro y noroccidente del estado de Guerrero, zona excluida del presente estudio.


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the late Paleozoic, median high-PReSSuRe belt of the acatlán comPlex (SoutheRn mexico)—evidence foR a 35 my Subduction eRoSion/extRuSion

cycle of cambRo-oRdovician Rifted PaSSive maRgin RockS on the weSteRn maRgin of Pangea

Keppie, J. Duncan1,#; Ramos-Arias, M.A.1; Nance, R.D.2; Lee, J.K.W.3;

Dostal, J.4; and Ortega-Rivera, Amabel5

The origin and age of high pressure (HP) rocks are crucial for paleogeographic reconstruc-tions because they either define an oceanic suture or an extrusion zone within the upper plate. HP rocks in the median belt of the Acatlán Complex, southern Mexico, have been inferred to be of early Paleozoic age and to mark oceanic sutures; however, the similarity of rocks on either side of the HP belt suggests extrusion into the upper plate, rather than by return flow up the subduction zone. The median high-pressure (HP) belt of the Piaxtla Suite in the Acatlán Complex of southern Mexico consists of retrogressed eclogite (amphibolite), megacrystic granitoids and high-grade metasedimentary rocks. Geochemical analyses of the retrograde eclogites indicate that they have a rift tholeiitic-transitional alkalic composition. These are closely associated with Ordovician megacrystic granitoids and amphibolites with inherited zircon populations at ca. 800-950 Ma and 1,000-1,200 Ma derived from the underlying base-ment, probably the Oaxacan Complex, which borders the Acatlán Complex to the east. The bimodal nature of these meta-igneous rocks and their close association with continentally-derived sedimentary rocks suggest derivation from a rifted passive margin. Whereas most of these rocks only contain Ordovician and older detrital zircons, the youngest detrital zircon population in one meta-psammite sample yielded an U-Pb age of 365 ± 15 Ma with older analyses distributed along a chord with an upper intercept of 1,287 ± 29 Ma. The ca. 365 Ma age provides a maximum age for the time of deposition of this sample. The HP rocks in the median HP belt have yielded Mississippian metamorphic ages: a previously published U-Pb zircon age of 353 ± 1 Ma from eclogite, 40Ar/39Ar plateau ages of 344 ± 5 Ma for glaucophane, 342 ± 2 Ma and 344 ± 2 Ma for hornblende, and 338-334 ± 2 Ma for muscovite plateau ages. 40Ar/39Ar ages constrain the subduction erosion-extrusion cycle to ≤35 my, during which the rocks were taken to a depth of ca. 40-55 km at a rate of 2.7 km/my and back to the surface at 2.4 km/my. Such exhumation rates are slower than those in continent-continent collision

1Departamento de Geología Regional, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., Mexico.#E-mail: [email protected] of Geological Sciences, 316 Clippinger Laboratories, Ohio University, Athens, Ohio 45701, USA.3Department of Geology, Queens University, Kingston, Ontario, Canada, K7L3NG.4Department of Geology, St. Mary’s University, Halifax, Nova Scotia, Canada, B3H 3C35Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Estación Regional del Noroeste, Apartado Postal 1039, Hermosillo, Sonora 83000, México.


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KeppIe et al. the late paleoZoIC, MedIan hIGh-pressure belt of the aCatlán CoMplex

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zones, but similar to those in the Iberia-Czech Variscan belt, where tectonic interpretation also suggests extrusion into the upper plate. A small vestige of the arc is preserved as dikes cutting rocks lying unconformably beneath the fossiliferous latest Devonian-Lower Permian Patlanoaya Group. Since faunal data indicate that Pangea had begun amalgamation by the Mississippian, at which time the Acatlán Complex lay 1,500-2,000 km south of the Ouachita collisional orogen between Gondwana and Laurentia, it is inferred that subduction and extru-sion of the HP rocks occurred on the active western margin of Pangea.


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geology and geochRonology of Paleozoic RockS in weSteRn acatlán comPlex, SoutheRn mexico—evidence foR contiguity acRoSS an

extRuded high-PReSSuRe belt and conStRaintS on Paleozoic ReconStRuctionS

Ortega-Obregón, Carlos1; Keppie, J. Duncan2; y

Murphy, J.B.3

The Acatlán Complex straddles a high-pressure belt previously interpreted as either: (i) a su-ture zone within the Iapetus or the Rheic oceans, which would have a contrasting geological record across the suture; or (ii) a tectonic slice extruded into the upper plate, which would imply contiguity across the complex. Distinguishing between these hypotheses is critical to paleogeographic reconstructions. Examination of the western Acatlán Complex reveals the following: (i) deposition of clastic rocks between 654 and 464 Ma; (ii) intrusion of bi-modal Ordovician bodies at ca. 464 Ma; (iii) high-grade deformation with cooling through 400°C by ca. 360-335 Ma; (iv) deposition of clastic rocks and pillow lavas after ca. 350-400 Ma; (v) deformation accompanied by greenschist facies metamorphism at ca. 335 Ma; (vi) deposition of clastic and bimodal volcanic rocks at ca. 327 Ma; (vii) ca. 320-270 Ma sub-greenschist deformation; (viii) deposition of the Middle-Upper Permian sedimentary rocks; (ix) intrusion of a 61 ± 1 Ma diorite followed by early Cenozoic (Laramide) ENE folding and faulting. Zircon ages (~350-400, 570-505, 827-890 Ma, 0.9-1.3 Ga) suggest both local and Amazonian sources with deposition above a local Mesoproterozoic (Oaxacan) basement on the southern margin of the Rheic ocean. This geological record is very similar to that of the eastern Acatlán Complex, which supports the extrusion hypothesis, a model that may be applicable to other orogens.

*Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Juriquilla, Querétaro, México. E-mail: [email protected] de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D.F., México.3St. Francis Xavier University, Canada.


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PetRology of the conSuelo gRouP in the tlaxiaco anticlinoRium at RoSaRio nuevo, tezoatlán, oaxaca, mexico

Rueda-Gaxiola, Jaime1, y De Anda-García, Alejandro2

Since 1882, the Jurassic sequence cropping out in the Tlaxiaco Anticlinorium, at Rosario Nuevo region, has been studied stratigraphical-, paleontological-, palynological-, paleobo-tanical- and paleomagnetically.

Jiménez Rentería (2004) proposed changes for the Consuelo (Rosario Formation and Cualac Conglomerate) and Tecocoyunca (Zorrillo, Taberna, Simón, Otatera, and Yucuñuti Formations) Groups, both established by Erben (1956), placing the Cualac Conglomerate as the lower part of the Tecocoyunca Group and changing its name to Cualac Quartzite. Therefore, the Consuelo Group is now constituted by the Rosario Formation and the Prieto Conglomerate; the last one considered as a lateral facies change of the Rosario Formation.

The Consuelo Group was also considered as continental, because it contains vegetal macrofossils and coal seams; nevertheless, Jiménez-Rentería (op. cit.) reported marine paly-nomorphs in some levels of the Prieto Conglomerate, suggesting the present of a previously undetected marine component.

The method of Miall (1985), based on architecture of fluvial facies analyses, was used to describe, and interpret the sedimentary environments and facies of three sequences of the Consuelo Group. The following sedimentary characteristics were used: carbonate content, size grain, mineralogy, thickness, and texture of sandstone and conglomerate. The petro-graphic analysis of selected samples allowed to establish several variations in different types of mineralogical components, related in turn to the appearance and disappearance of charac-teristic elements associate to estuarine and shallow marine environments. These data allowed to confirm, extend and verify the pre-obtained field data.

The sedimentologic changes indicate regressive and transgressive units (Rosario For-mation) deposited in the valley of an anastomosed river, with a lateral system of alluvial fans (Prieto Conglomerate), which was gradually invaded by the sea, forming an estuary.

The sequence of the Consuelo Group was divided in three lithozones with very well defined characteristics: Lithozone A corresponds to the lower part of the Consuelo Group and has a fluvial predominance with little marine influence. Lithozone B (medium part of the Consuelo Group) is predominantly estuarine and displays little fluvial, shallow marine and coastal influences. The upper part of the Consuelo Group (Lithozone C) is predominantly fluvial, but the system of lateral alluvial fans was much more active.

1Escuela Superior de Ingeniería y Arquitectura, Instituto Politécnico Nacional, Av. Ticomán No. 600, Del. Gustavo A. Madero, D.F., México. E-mail: [email protected] Mexicano del Petróleo, Av. de los 100 Metros núm. 500, D.F., México.

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rueda-GaxiOla and de anda-García petroloGy of the Grupo Consuelo In the tlaxIaCo antIClInorIuM

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Following Dickinson and Suczek (1979) and Schumm et al. (2002) tectonic and tec-tono-sedimentary criteria, it is established that the Consuelo Group was deposited in a half-graben at an incipient stage of rifting, related to intermediate magmatic extrusions (Diquiyú Unit), which provided volcanic detritus from the ESE to the basin. Other source was meta-morphic, located south of the basin, identified as a recycled orogen, which was raised by continental collision. Gradually, another metamorphic source, possibly located northeast of the basin, became more important; the Cualac Quartzite was originated from it.

bibliogRaPhic RefeRenceS

Dickinson, W.R., and Suczek, C.A., 1979, Plate tectonics and sandstone compositions: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 63, p. 2164-2182

Erben H.K., 1956, New biostratigraphic correlations in the Jurassic of eastern and south-central Mexico: Uni-versidad Nacional Autónoma de México, Congreso Geológico Internacional. 20, México, D.F., Sec-ción II, El Mesozoico del hemisferio norte, p. 43-52.

Jiménez-Rentería, J., 2004, Estudio palinoestratigráfico de las formaciones Conglomerado Prieto (Grupo Con-suelo) y Cuarcítica Cualac nov. nom. (Grupo Tecocoyunca), en la barranca de Rosario Nuevo, región de Tezoatlán, Oaxaca: México, D.F., Universidad Nacional Autónoma de México, Facultad de Ingeni-ería, tesis de licenciatura (inédita).

Miall, A.D., 1985, Principles of sedimentary basin analysis; Chapter 3, Architectural-Element analysis—A new method of facies analysis applied to fluvial deposits: New York, Springer-Verlag. p. 33-81.

Schumm, S.A.; Dumont, J.F; and Holbrook, J.M., 2002, Active tectonics and alluvial rivers; Cambridge Uni-versity Press, 274 p.


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el comPlejo xolaPa, Sw de méxico: evolución del PenSamiento en máS de 50 añoS de eStudioS geológicoS

Solari, Luigi A.*

Con el nombre de Complejo Xolapa se define la secuencia metamórfica de grados medio y alto que está presente a lo largo de la costa pacífica de México, desde el sureste de Zihuatane-jo, Gro., hasta aproximadamente Huatulco, Oax. Fue inicialmente definida y nombrada por De Cserna (1965) en la barranca homónima, ubicada unos 50 km al NNE de Acapulco. Los protolitos del Complejo Xolapa son en su mayoría ígneos por su origen y de composición prevalentemente ácida hasta intermedia. Localmente, están presentes metasedimentos clásti-cos, aunque en total no sobrepasan el 25%. En las clasificaciones de los terrenos tectonoes-tratigráficos de México, el Complejo Xolapa fue identificado como el basamento del terreno Xolapa (Campa and Coney, 1983) o, bien, del terreno Chatino (Sedlock et al., 1993). Las dos definiciones, aunadas a las diferencias en grado metamórfico, involucrarían una aloctonía del Xolapa con respecto a los basamentos adyacentes (Guerrero al oeste y norte, Acatlán al este-noreste, y Oaxaqueño aun más al este noreste).

Hasta hace una década, poco datos duros se habían producido tanto sobre el aspecto petrológico, como sobre el geocronológico, lo que aunado a la falta de una cartografía ade-cuada, no permitió avanzar mucho en la síntesis e interpretación tectónica de esta porción de la margen continental del Sur de México. Entre los datos, se tienen las edades del Cretácico Temprano de Morán Zenteno (1992) en plutones deformados, así como las edades discor-dantes de U-Pb de Herrmann et al. (1994), interpretadas como indicativas de un episodio de migmatización constreñido entre 46 y 66 Ma. Ya en años recientes, más datos han ayudado a atacar la problemática del Complejo Xolapa. Ducea et al. (2004) obtuvieron varias edades entre 160-136 Ma en gneises, sugiriendo que el metamorfismo tuvo lugar antes del Cenozoi-co. Posteriormente, Corona-Chávez et al. (2006), con base en datos petrológicos obtenidos en el sector de Puerto Escondido, sugieren que el Complejo Xolapa haya alcanzado picos de temperatura de 830-900ºC y presiones de 6.3-9.5 kbar. Aún sin edades medidas, sugieren que el pico migmatítico ocurrió entre el Cretácico Tardío y el Paleoceno. Solari et al. (2007), con un análisis detallado de eventos de deformación y magmatismo en el área Tierra Colorada - Acapulco, fecharon un granito postmigmatítico en 129 Ma, y finalmente Pérez Gutiérrez et al. (2009), mediante cartografía de la misma región y microanálisis por medio de U-Pb SHRIMP en zircones de dos unidades migmatíticas, lograron acotar la edad de cristalización de los ortogneises premigmatíticos en 179±1 Ma, y la edad de migmatización en 136±1 Ma. Es interesante notar como las edades jurásicas de los protolitos, así como su química de granitos de arco, son parecidas a las que se observan más al norte, en la porción este del terreno Guerrero (e. g., Elías-Herrera et al., 2000), sugiriendo que al menos la porción oeste del Complejo Xolapa pueda en realidad ser el retrabajo mesozoico de los arcos magmáticos

*Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Juriquilla, Querétaro. E-mail: [email protected]


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sOlari el CoMplejo xolapa, sW de MéxICo: eVoluCIón del pensaMIento en Más de 50 años

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jurásicos presentes al este del Guerrero. Aunque todavía falten datos contundentes, es posible que lo mismo aplique a la porción del Complejo Xolapa ubicada al sur del Complejo Oaxa-queño, en donde Ducea et al. (2004) han obtenido edades grenvillianas, y las paragénesis metamórficas premigmatíticas descritas por Corona-Chávez et al. (2006) son muy parecidas a las que se conocen para el Complejo Oaxaqueño (Solari, 2003; Weber et al., 2010). Estos datos favorecerían entonces una autoctonía del Complejo Xolapa, y una migmatización du-rante el Cretácico Temprano asociada a un episodio de acortamiento, posiblemente como respuesta a la llegada y acreción de un bloque cortical. El Bloque de Chortís es un candidato para ocupar esta posición.


Campa, M.F., y Coney, P., 1983, Tectono-stratigraphic terranes and mineral resource distributions in Mexico: Canadian Journal of Earth Sciences, v. 20, p. 1040-1051.

Corona-Chávez, P.; Poli, S.; y Bigioggero, B., 2006, Syn-deformational migmatites and magmatic-arc meta-morphism in the Xolapa Complex, southern Mexico: Journal of Metamorphic Geology, v. 24, núm. 3, p. 169-191.

Cserna, Zoltan de, 1965, Reconocimiento geológico de la Sierra Madre del Sur de México, entre Chilpancingo y Acapulco, estado de Guerrero: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Boletín 62, 77 p.

Ducea, M.N.; Gehrels, G.E.; Shoemaker, S.; Ruiz, J.; y Valencia, V.A., 2004, Geologic evolution of the Xo-lapa Complex, southern Mexico—Evidence from U-Pb zircon geochronology: Geological Society of America Bulletin, v. 116, núm. 7, p. 1016-1025.

Elías-Herrera, Mariano; Sánchez-Zavala, J.L.; y Macías-Romo, Consuelo, 2000, Geologic and geochronologic data from the Guerrero terrane in the Tejupilco area, southern Mexico—New constraints on its tectonic interpretation: Journal of South American Earth Sciences, v. 13, núms. 4-5, p. 355-376.

Herrmann, U.; Nelson, B.; y Ratschbacher, L., 1994, The origin of a terrane—U/Pb zircon geochronology and tectonic evolution of the Xolapa complex (southern Mexico): Tectonics, v. 13, núm. 2, p. 455-474.

Morán-Zenteno, D.J., 1992, Investigaciones isotópicas de Rb-Sr y Sm-Nd en rocas cristalinas de la región Tierra Colorada-Acapulco-Cruz Grande, estado de Geurrero: México, D.F., Universidad Nacional Au-tónoma de México, UACPyP del CCH, Instituto de Geofísica, disertación doctoral, p. 186 (inédita).

Pérez-Gutiérrez, R.; Solari, L.; Gómez Tuena, A.; y Martens, U., 2009, Mesozoic geologic evolution of the Xolapa migmatitic complex north of Acapulco, southern Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geo-lógicas, v. 26, núm. 1, p. 201-221.

Sedlock, R.; Ortega-Gutiérrez, F.; y Speed, R., 1993, Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolution of Mexico: Geological Society of America Special Paper 278, 153 p.

Solari, Luigi, 2003, 990 and 1100 Ma Grenvillian tectonothermal events in the northern Oaxacan Complex, southern Mexico—Roots of an orogen: Tectonophysics, v. 365, núms. 1-4, p. 257-282.

Solari, L.; de León, R.; Hernández-Pineda, G.; y Solé, Jesús, 2007, Tectonic significance of Cretaceous Tertiary magmatic and structural evolution of the northern margin of the Xolapa Complex, Tierra Colorada area, southern Mexico: Geological Society of America Bulletin, v. 119, p. 1265-1279.


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sOlari el CoMplejo xolapa, sW de MéxICo: eVoluCIón del pensaMIento en Más de 50 años

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Weber, B.; Scherer, E.E.; Schulze, C.; Valencia, V.A.; Montecinos, P.; Mezger, K.; y Ruiz, J., 2010, U–Pb and Lu–Hf isotope systematics of lower crust from central-southern Mexico—Geodynamic significance of Oaxaquia in a Rodinia Realm: Precambrian Research, v. 182, núms. 1-2, p. 149-162.

Región: SuR - Instituto de Geología - UNAM · 2015-07-15 · referida interacción cortical...

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