UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO ps CENTRO DE GEOCIENCIAS POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA o $ > SS Ma go 3o 3 90 % EVOLUCIÓN TECTONO-VOLCÁNICA DURANTE EL PALEÓGENO EN LA PORCIÓN SUR-ORIENTAL DE LA MESA CENTRAL TESIS Que para obtener el grado de: DOCTOR EN CIENCIAS DE LA TIERRA (Geología Estructural y Tectónica) PRESENTA MARGARITO TRISTÁN GONZÁLEZ Juriquilla, Qro. Octubre 2008 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 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 I t I o t o o t I o o t I I t t o t t t I I RESUMEN De acuerdo a los estudios disponibles de geologfa estructural, se ha documentado que en la Mesa Central la fase más intensa de la deformación Laramlde fue de cobertura. Esta deformaclón acortó la secuencla deposltada en la Cuenca Mesozolca del Centro de Méxlco al ENE; el evento de deformación máxlma abarcó desde el flnal del Cretácico tardfo hasta al Paleoceno, En base a la geocronologfa de loe intrusivos granfticos no deformados, la edad aproxlmada del evento final de la orogenia Laramide se estimó al final del Paleoceno tardfo- Eoceno temprano, En la porción centro y sur-orlente de la Mesa Central se observan sienas dispersas que se elevan sobre una planicie de 2000 msnm formadas prlnclpalmente por rocas del Cretáclco tardfo. Algunas de estas slerras contienen núcleos de rocas marinas con basamento Mesozolco del Trláslco (slerras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco y Charcas), Los afloramlentos de rocas triásicas llegan a exceder la cota de los 2000msnm. Estoe núcleos fueron levantados después de la última faee de deformación de la orogenia Laramlde. De acuerdo con el fechamiento de rocas granfticas no deformadas de la porción sur de la Mesa Central, ocurrió a finee del Paleoceno-Eoceno temprano. La porción oriental de la Mesa Central la forman ca denas de montañas truncadas con una orientación NNE, que son la continuaclón al sur del conjunto de sierras que se derivan de la Curvatura de Monterrey, y que en su parte sur, forman el lfmlte paleogeográfico entre la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM) y la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosf (PVSLP). Las sierras más sobresalientes en esta porción son: Catorce, Coronado y Charcas. En la zona del lfmlte 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 termlnación de la orogenia Laramide (Eoceno temprano). Las sierras que forman los núcleos levantados (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco y Charcas), f ueron 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 lae fallas que seccionaron los bloques levantados € formaron al menos en el Eoceno temprano. Para explicar el levantamiento de núcleos con basamento mesozoico, se dividió la porción ponlente del área de estudio en bloques separados por lineamientos NE-SW, que fueron Interpretados a partlr de una imagen de satélite y de un modelo de elevación digital. A partir de lo anterlor se Inlleren como fallas, por la presencia de rocas volcánicas allneadas a lo largo de su traza. Estos lineamientos se nombraron como La Pendencia y Ahualulco, que se asume deben tener desplazamlento derecho, Estos lineamientos separan a dos bloques denomlnados Plnos-Moctezuma y Salinas-Charcas. Se utilizó el modelo de Jones y Holdsworth (1998) que involucra zonas de transpresión con clzalla slmple y oblicua, para explicar la exhumación de los núcleos que se encuentran allneadoe a lo largo de los bloques Pinos-Moctezuma y Sallnas'Charcas, lv Neevia docConverter 5.1 o I t o t o I o I I t t t I I t I t t t I I El vulcanismo del Eoceno medlo que utilizó las fallae NW-SE de los nrlcleos levantados, fue prlnclpalmente efusivo y de composición dacftlca, acompañado inicialmente de actlvidad piroclástica. En las cuencas contlguas a los levantamientos se dlo una depositación clásticá continental de lechos rojos, cuya edad está documentada por la asociación con rocas volcánicas andesfticas de edad 37-49 Ma, La actividad volcánica félsica del norte del Campo Volcánico de $an Luls Potosf (CVSLP) se inició a los 32 Ma, con la etusión de lava de composición dacftica, precedida por actividad plroclástica, Eetae lavas formaron cadenas de domos exógenos NNW en el periodo 32-31 Ma, El evento extensional en la parte c€ntral, oriental y sur-oriental de la Mesa Central, empezó en el Eoceno tardfo de acuerdo a geocronologfa de las rocas volcánicas. Para el norte del CVSLP, se sugiere que la extensión inició con la emisión de la Andesita Caslta Blanca (*44 Ma), a travÉs de dlques de orientaclón NNE. El evento de extenslón principal empezó a los 32 Ma acompañado con la emisión de dacltas, traquitas y riolitas formando cadenas de domos NNW y NW y llujos plroclásticos, Este paquete de rocas volcánicas del Oligoceno temprano, fue afectado por el evento de extenslón máxima de Cuencas y Slerras a los (28-26 Ma). Al final de este evento de extensión máxima, se dio otra reactivación de las fallas ocaeionando vulcanismo llgural, en el cual fueron emitidoe flujos plroclásticos (26-25 Ma). En la porción sur-oriental de la Mesa Central, a partir de la falla Matehuala- San Luls, se degarrolló una franJa con anchura entre 30-50 km, donde se aprecia una serie de fallas normales escalonadas, En este trabajo se le aslgna el nombre de "Zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luls", En esta zona los bloques llegan a tener basculamiento entre 20o-50o al NE que fue causado por fallamiento lfstrico. Este fallamiento se dio por eectores eparados por llneamientos NE-SW. Los basculamientos registrados en la ignimbrita Panallllo fuera de esta franJa de extensión máxima, no sobrepasan los 5o y están baeculados en dlrecclones diferentes. De acuerdo al análisis de basculamientos de la secuencia volcánica y cláetica del norte del CVSLP (Cuenca de Ahualulco), se encontraron diferencias en la intensldad el basculamiento, lo que sugiere que el sistema de fallas lfetricas fue episódlco, abarcando desde el Ollgoceno tardfo hasta el Mioceno tardfo. Dentro de la franJa de Extensión Máxima Matehuala-San Luis, en su porclón norte, s e observan fosas y semifosas que forman el eistema Wadley-Villa de Arista-Villa de Reyes. En la margen oriente de la fosa de Wadley sobrosalen las sierras de Catorce y Coronado, en las que también ee tienen basculamientos fuertee ocurridos durante el periodo de sxtensión máxima, Estos basculamlentos causaron quo en la margen poniente de las slerras de Catorce y Coronado se basculara l oriente, exhibiendo rocas triáslcas y jurásicas, La integraclón de la información estructural y estratigráfica permltló la elaboraclón de un modelo vulcano-tectónico para la región centro, orlental y sur orlental de la Mesa Central, Este modelo resume los episodios volcánlcos y tectónicos desde la fase final de la orogenla Laramide (Paleoceno tardfo-Eoceno temprano), hasta el evento extensional de Cuencas y Sierras (Oligoceno tardfo- Mloceno temprano). Neevia docConverter 5.1 t t o I t I I t t t o t I t t I t I I I I I RELACIÓN DE FIGURAS Flgura 1. Mapa Indlce del área, que muestra las prlnclpales eetructurae de la parte oriental y sur-oriental de la Mesa Central: 1) Sierra de Catorce, 2) $lerra de Coronado, 3) Slerra de Cherces, 4) Siena Santa Catarina, 5) Sierra de Guanamé, 6) Slerra Las Mlnae, 7) Slena La Bellen+Peñón Blenco, 8) Sierra de Zacatecas, A) Cuenca de Ahualulm, B) Cuenca de Coronedo, C) Cuenca de Matehual+Huizeche, D)Cuenca de Arleta, E) Cuenca de Peotllloe, F) Graben de Aguascalientes, G) Graben de Villa de Reyes, CM) Curvatura de Monteney, CVSLP) Campo Volcánlco de San Lule Potoef . , , , . , . . . . , . . .11 Figura 2, Ubicación de los rasgos paleogeográflcos del Meeozolco en la porclón centro- orlentalde la Mesa Cenfal y zonas aledañes, y la posición aproximada del llmlte orlentaldel Teneno Guerrero [fG). CMCM, Cuenca Mesozoica del Centro de México (Modlflcado de Cani l l+Bravo, 1971) . . . . . . . .16 Flgura 3, Dletrlbudón de loe terrenos Guenero y Sierra Medre, que afectan a gran parte de la Mesa Central (Centen+Garcfa y Sllva-Romo, 1997), . . . . . . . . . . . . .18 Figura 4. Ubicación de la Mesa Gentral dentro de las Proüncias Morfotectónicae y réglmen tectónico de placas de Méxlco. Abreüacionee: CVM, Cinturón Volcánlco Mexlcano; MC, Macizo de Chiapas, La zona achurada en la porción surponiente representa a las fosas de Zacoelco, Colima y Chapala; M, Falla Montagua; P, Falle Polochic; CT, Cayman Trough ( tomado deSedlock ef a / . , 1093) . . . . . . . . . . . .19 Figura 5. Localización del Teneno Tepehuano en el contexto de tenenos de Méxlco. Llneae gru€sss- lfmite de tenenos; lfneas punteada+llmites inferidoe. CUl, Cuicateee; Z, Zapotem; M, Mlxteco; CVM; Cinturón Volcánico Mexlcano (Sedlock eta/., 1993),,, , , . . . , . . . . . . . . . .20 Figura 6. Sección tectonoestratigrá1lca compuesta del Terreno Tepehuano para el norte de México en loe estadoe de Zacatecas, Coehuila y Durango. Tr, Trláelco;J, uraelco temprano y medlo Ju, Juráelco tardfo; K-Cretácico; T, Terciario volcánlco, Q, Cuaternarlo. Le releción de leeformecionesZecatecasyTarayes Inclerta (tomada deSedlock ef a/., 1993).. . . . . . . . . . . . .21 Figura 7. Modelo paleogeográfico de la reconstrucclón de Pangea durente el Trláelco tardfo. Los puntoe finos representan depósitos continentales asociados a graben. Cuadros pequeños eñalan el área de depóslto de abanim eubmarino, Zone achurada conesponde a una posible corteza oceánlca donde se depoeitó le Formación Zacatecas (Centen+Garcfa y Silva-Romo, 1997, basado en el modelo de Rowley Plndell , l g8g). , , . . . . . . . .24 Flgura 8. Modelo de evolución tectónica durante el Meeozolm tempreno de le Formaclón Zacatecas asociada al Teneno Slena Madre (tomado de CenteneGarcfa y Sllva-Romo, 1gg7) , . . . . , . . , 26 Flgura L Evoludón paleogeográflca del nororiente de Móxico enFe el Triáelco tardfo y el Cretáclco temprano, A) Depódto de la Formación Zacetecas en la margen contlnertal actlva del ponlente de Norte Amérlca durante el Cárnico; B) Depósito de la Formación Nazae, como producto de un arco volcánlco a lo largo de la margen actlva del ponlente de Norte Américe en el Jurásico temprano; C) Desplazamiento lateral izqulerdo de Méxlm a lo largo de la vl Neevia docConverter 5.1 t t t t I t t t I o t t I I I I I I I I I I Mega cizalla MoJave-Sonora y probable vulcaniemo de arco Interoceánlco del Terreno Guenero, en el CallovlaneOxfordlano; D) Acreclón del Teneno Guerrero y dlstrlbuclón de lae rocas del Meeozolco temprano durante la transgreslón oxfordlana, en el AptlaneAlblano (Barboz+Gudino ef a/,,1998).. .......27 Flgura 10. Dletrlbuc¡ón de los bloques corticalee dominantes formelmente nombrados Tenenoe Mexlcanos, complementado c n loe nombres propuestos por Sllverllng ef a/, (1992) y Sedlock et al. (1993), Abreúaciones: TCC, Transformante Callfomla-Coahulla (desllzamlento Permo-Triáslco); TCT, Transformente Coehule-Tamaulipas (desllzamlento Infia-Juráslco; Be, Belice; Gu, Guatemala; Ho, Hondures; Sa, El Selvedor; Cz, Cenozolm; Pz, Paleozolco; CVM; Clnturón Volcánico Mexicano (Neógeno) (Tomado de Dickinson y Levy ton ,2001) . . . . . . . . . . . . .29 Figura 11. Reconstrucción geotectónica de Méxlco para el Trláslco medlo (232 Ma) al Jurásico medio (1S4 Ma). Abreviaclones: BCo, Bloque Coahulla; TCT, Trensformente Coahull+Temaulipas; BS,Bloque del Sur; BT; Bloque Tamplco; JTT, Junta Trlple Torreón (Dicklnson y Lawton,2001). . . . . . . . . .30 Flgura 12. Reconstrucclón geotectónlca de Méxlco del llmlte Juráelco-Cretácico (144 Ma) al Cretácico medio (113 Ma, llmlte Aptlan+Alblano). Abrevletures: BCe, Bloque Caborca; Bco, Bloque Coahulla; BS, Bloque del Sur: J/C, Teneno Juárez / Culcateco; BT, Bloque Tamplco (Dlckinson y Lawton,2001), . , , . . . . . , , . . .31 Figura 13. Distribución de la parte orlental de la provlncla de Cuencas y Siena en México, ubicación de la Mesa Centraly los campoe volcánlcoe d San Luls Potoef y Rfo Santa Marfa. (Modlflcado e Stewart, 1998)... ......40 Flgura 14. Columnas estratigráfices de la porción orte y sur del Campo Volcánlco de Sen Lule Potoel (CVSLP) y poniente del Rfo Santa Marfa (CVR$M), con edadee K-Ar obtenldes en eete estudlo y recoplladae d TristárF.Gonzálezef a/,, 2008) ....,.,....41 Figura 15, Locallzadón de los campos volcánlcoe de San Lule Potoel, occidente del Rfo Sente Marla y estructuras prlndpales del eur-orlente d la Mese Centrel, .............42 Figura 10. Esquema generallzado en base a la Interpretaclón estructurel de una imagen de satólite de las $ierras de Catorce y Coronado, en el norte del eetedo de Sen Luis Potosf, (Garduñ+Monroy, 1984). . . . . . . , . . . . .46 Flgura 17, Esqueme del modelo de evolución tectónica de transcurrencla propuedo por Vélez-Scholvink (1090) en la región nor-noreete de Méxlco, con baee en lmágenee de satélite y apoyó de datos de campo. Abrevlaturas: CVRSM, Campo Volcánico del Rfo Santa Marfa; CVSLP, Campo Volcánico de San Luis Potosf; SRC, Sierra de Real de Catorco; SC, Slerra de Coronado (modificado de Vélez-Scholvink, 1gg0), .....40 Figura 18. Distribución de las prlndpales eetructuras cenozolcas de la Mese Centrel. Abreviaciones: GR, graben de Rodeo; LS, Laguna de Santlagulllo; GT, graben de Tepehuaneq GA, graben de Aguascallentee; GC, graben El Cuarenta; GS, graben de Le Sauceda; DQ, Depreslón de La Quemada; GB, graben de Bledoe; GVR, graben de Mlla de Reyee; GE, graben de Enremadas; GVA, graben de Villa de Arlsta; SG, Slerra de GuanaJuato; SS, Sierra de Salines; FBV, Falla Buene Vista; FVH, falla Villa Hldalgo; FO, falla vIt Neevia docConverter 5.1 I t o t t I t I t o o t t I I t t I I I t I El Obreje; FVA, falla Villa de Arriaga; FLP, falla Los PáJaros; FB, Falh del Bajlo; ND, Nombre de Dlos; SMR, Sente Marfe del Rfo; SLDP, San Luls de La Pez; SMA, San Miguel de Allende; Q, Querétero;G, Guanajuato; SLP, San Lule Potoel (tomado de Nieto-Samanlego ef a / , , 2 0 0 5 ) . . . , . , . . . , . , . , , 4 9 Flgura 19. Mapa geológico regional sinteüzado que Incluye gran parte del área estudlada. Abreviecionee: TA- $lerra La Tapona, RC- Sierra Real de Catorce, CH- Slena de Charcas, CO- Siena de Coronado, GU- $ierra de Guanamó, SC- Slerra Santa Ceterina, SM- Slerra Lae Mlnas, B-PB- Sierra La Ballen+Peñón Blanco, SCe Siene del Coro, LP- Slena Le Parade, AM- Alto de La Melada, CA- Cuence de Ahuelulco. Las unldadee formaclonales É agruparon por perlodo. (Base geológica sobre un modelo de elevación digital, tomado de le cartograffa geológica dellnsti tuto de Geologfa de la UASLP),.. . , . , , , . . . ,6i Figura 20. Columnas estratlgráfices do la porclón central y sur-orientel de la Mesa Cenüal para loe diferentes bloques levantados con roces mesozolcag. 1) Slerre de Zacatecas (lnmediaciones de la ciudad de Zacatecas), 2) sierra La Ballen+Peñón Blenco, 3) sienas de Catorce, Coronado, Charcas y La Tapona, 4) sienas Las Mlnae, $anta Ceterina y La Parada. Para la ublcaclón de estes eierras véaee la Flgura 1 .. , . . , , . , , , , . , . . .62 Figura 21. Mapa geológlco generalizado de la zona de la ciudad de Zacatecas (base Carta Topográfica INEGI F1+858)... . . . . . . . .66 Flgura 22, Mapa geológlco generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (modlflcado de Labarth+Hernándezef a/., 1982) .. . . . .66 Figura 23. Mapa geológho generalizado de la reglón de Charcas, que corresponde a la zona del núdeo de rocas triásicae (modtflcado de Tristán-González y Torree-Hemández, 1992),,66 Flgura 24, Mapa geológim generallzado de la Sierra de Coronado (modlflcedo de Tristán- Gonzálezy Tone+Hernánde¿ 1999)... , . . . . .87 Flgura 25. Las fotograffas muestran el aspecto general de la Formeclón Zacetecas en la Slerra de Cherces, donde su litologfa máe común es de ffipas de lutltae negre lustrosa (A). Intercaleción de capas de arenleca y lutita de espesores varlables desde 10 cm a un metro de espesor (B). (Coordcnadae UTM, NAD-27, ( )274130-2553470, (B) 27494s-2s52e51),,, , , . , , , ,68 Flgura 26, Perflles medidos en lae unldades de roca juráslcas, Se detalló con mayor predslón la litologfa de la Formación Nazas. A) Flanco orlental de la Sierra La Ballene (22096&2487101 y 222O2*2487419), B) Cañón Les Jeras en la margen sur del Intruslvo Peñón Blanco (22376+2491741 y 223502-2491671), C) Ladera ponlente de le Siene de Coronado (29904G2553802 y 29954$2554123), D) Slerra de Charcee, Ceno San Joeé (275902-2552807 y 27659$2552796), E) Sierra de Charcae, El Negrlto (27712-2555172y 27797+2554613). Las coordenadae eon UTM, NAD-27, representan loe extremos de lae eecciones, Trz-Formación Zacatecae, Jn-Formación Nazae, fiFormaclón La Joya, JrFormeción Zuloaga, Jo4ormaclón La Caja... . . . . . . . . . .G9 Flgura 27. Dos aspedos de lae roces más comuneg de la Formaclón Nezae en la $lena de Charcee, A) conglomerado donde predominan los fragmentos redondeedoe de andeslta, B) lava andesftica foliada. (coordenadee uTM, NAD-27, A) 278383-2552705, B) 223380- 2 4 9 1 8 4 5 ) . . . . . . . . . . . . . . f 2 viii Neevia docConverter 5.1 t t I t t t t t I t o t t t I I I t t I o t Flgura 28. La Formaclón Zuloaga en la elenas de Cherces y Coronado, Be caracterlza por presentar une estratif¡caclón de bancos de caliza y en su clme eetratiflcaclón de eetratos de 2G40 crTl. (coordenedes urM NAD 27, A) stena de Charcas, z784s8-266s787, B) slen¡ de Coronedo,299594-2654141) . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . .TT Figura 29. La Formación Taraises en la Slene de Charcas, A) capes delgadas de callze ardllose, B) presenta deformación intensa formando innurnerables plleguee dislocadoe e lmbrlcados. (coordcnedae urM, NAD-27, A) 278706-zsss9s8, B) z788g0-2ss61sB).,. . . . . . . . . . . . , . . . .84 Flgura 30. La Formación Cupido presenta una litologta muy slmller en las dlferentee locelldedes estudiadae, predominando loe estretos gruffios de callze micrltica, bandas y lentee de pedernal negro. Las fotograffas pertenocsn a afloramientos sn la Slerre de Charcas. (Coordanadae UTM, NAD-27, A) 278S16-2556058, B) Z7Bgg1-2555868)... . . . . , , . . . .86 Flgura 31. A) En todas las localldadee estudladas la Forrrnción La Pefta está muy deformada, aquf se observa una s€cuencla plegada de capas delgadas de callza mlcrftlce y bandas aisladae de pedernal negro, B) La Formación La Peña presenta en un miemo estrato depósito elóctono y autóctono, la parte alódone es una breche celcárea donde abundan los ftagmentos de fÓslles, Fotograffas tomadae en la $lerra Las Mlnae. (Coordcnades UTM, NAD- 27, A) 276562-2s03981 81277325-2603485),,, , , . . . . , . . .9(t Figura 32. Mapa geológico generallzado de la Slerra Las Mines, baee topográfica Carta Modezume, F1+A 83 actualizda para este trebajo. (Modlflcado de AguillónRobles y Tr is tán-González, 1981) . . . . . . . . . . . . . .94 Figura 33. La lltologfa de la Formaclón Cuesta del Cura e$ muy uniforme para la mayorfa de les localldades estudiadas. En las fotograffas e obeerva le estratiflcaclón rftmice de capas delgadas con pedernal y callze, y la deformaclón e que fue suJeta esta formación. Fotograffas de los afloramlentos de la $iena Lee Mlnes. (Coordenadae UTM, NAD-27, A) 278870-2503622, B)278751-2503 680) , . . . . . . . . . , , , . , , ,96 Figura 34, La Formaclón Indldura se caracterlza por eu contenldo alto de tenfgenos, A) su podón besal conslste de una alternancla de cepas de callza arclllose y llmollta, B) en su parte medie ebundan las capas de callza arclllose y limollta. Fotograffas tomadae en la porción sur de la siena Las Mlnae. (coordenadea uTM, NAD-27, A) 277308-2503 409, B) 27s736- 2503 7s7 ) . . . . . . . . . . . . . . . 90 Flgura 35, Mapa geológico generallzado del norte del Campo Volcánlco de San Luie Potosl (modlflcado de Labarth+Hernández y Trlstán-González, 1gB1; AgulllóFRobles y Trlstán- Gonzá|e2,1981;Lebarths-Hernándezef a/,, 1982; Labarth+Hemándezef at, 1985)... . . . .106 Flgura 36. Columnas estratlgráfices compuestas de cuetro sectoree dentro de la Cuenca de Ahualulco, en el norte del campo Volcánico de San Luie Potosf. (Para su ubicaclón ver el mapa geológico de la Figura 35),,, . , . . . . . . .102 Flgura 37. Sección estratlgráfica de los depósltos epiclásticos San Nicolás e lgnlmbrlta Penalillo lnferlor, en el interior de la foea del mismo nombre, que consiete de una eecuencie de depósltoe vulcanoclásticos, eplclásticos y piroclástlcoe sin eoldar .........*117 Flgura 38, Sección estratlgráflce de la ignimbrlta Panelillo Inferior medlda al oriente del poblado deValle Umbroso, en la porción orientalde la Cuenca de Ahualulco ,.. , , . . . .118 tx Neevia docConverter 5.1 t t t t t t I t t t t t I t t t I t t I o t Flgura 39. Sección estratigráfica de la lgnlmbrita Panelillo Superior formada por tres pulsos de ignlmbrlta deposltada diecordante sobre gravas en el interior de la Foea de San Nicolás (coordenadas UTM, FIAD-27,284531-2490084)... , , . . .120 Figura 40. Hagrama de ededes radiométrlcas obtenldee por el método K-Ar, para el norte del CVSLP. Lae barrae de error equivalen a t1q. Las claves de abreviaturas en Table 1........123 Flgura 41. Diagrama "TAS" (NazO+KzO vs SlO2), para la cleeificeción de mueetras de roces volcánlcae del norte del CVSLP (Le Maltre f a/,, 1980).., . . . . . . . . . . . . . . . .126 Figura 42. Mapa geológico esquemático que muestra las princlpales estructuree de la porclón centro y sur-oriental de la Meea Central, Los esquemae de la parte Inferlor de la figura mueetran dos tipos de núcleos leventedos obs€rvadoe n la región (A y C, levantemlento verticel y C, con baeculamlento), Sta, Slena La Tapona; SdC, Sierra de Catorce; Sch, $lerra de Charcas; SC, Slerra de Coronado; SdG, Slena Guenemé SSC, Slerra Sente Cetarlna; SM, $ierra Las Mlnas; SBP, Sierra La Ballen+Peñón Blanco; SP, Slene Le Parada; Sco, Siene delCoro; $SP, Slerra San Pedro; CA, Cuence de Ahualulco; ALM, Alto de La Melada, CVA, Cuenca de Vllla Arista, Las secclonee A, B, C, son esquemátlcas y la secclón D-D', escela orlglnal 1:50,000 (Base lmagen de Satél i te LANDSAT, eecate 1:2b0,000), . . . . . . . . . . .101 Flgura 43, Secciones representetivas de la Cuenca de Ahualubo, que muestran el aneglo eetructural de la secuencla que ahf efloran y cuyo espeoor promedlo alcanza los 800m. Lae secclones están marcadas en el mapa de la Flgura 35 (escale original 1 :50,000).., . . . . . . . . . .134 Flgura 44. En la porclón norte de le Siena de Zacateces, Bobre lae rocas de la Unldad Vulceno Sedinpntarla de eded juráslca-cretácice, e desanolló un sistema de cuaüo vetae prlndpales que muestran movimiento dexf¡al, documentado por el juego reeultante de fracturae "R'. (Modif icado de Ponc+.Sibaja yClark, 19gB)... , . . , . . . . . .192 Flgura 45. A) En la margen norte del domo La Bufa en el elto de la Falla La Centere, ee formó una zone de arglllzaclón y oxidación importante, B) En la porción csntral del domo La Bufa ee observen los canalee de escape de gases por la adlvldad fumaróllca Intenea que depositó óSdoe de fieno y causó la elllclflcación de la roca. (Coordenadaa UTM, NAD-27, A) v isndo a lnoÉe deede 750127-2520783, B) 750458-2520670) . . , , . , , , , . . . , . . . . . . .139 Figura 46. Mapa estructural det la zona de la veta-falla La Cantere, El deearrollo de loe patrones de fracturae, muestren un arreglo que resultó de un movlmlento dertH generando fracturas R y R', Los domoe rlolftlcos del Eoceno medlo en color roJo, están emplezadoe eobre el patrón de fractures resultantee. (Modlflcado de Pérez-Martfnez, 1961)... ,..140 Figura 47. Panorámlcee del Cerro el Peñón Blenco; A) vlsta del flanco poniente, vlendo al orlente, B) vleta delflanco norte vlendo al sur, ...142 Figura 48. Mapa geolfuieestructural generalizado de la Siena La Ballene-Peñón Blanco, donde se muestran los clnco bloques prindpales en que fue seccionada la slene entes del Eoceno medlo (modif icado de Labarth+Hernández ef a/., 1982)... . . . . . . . , , . .149 Flgura 49, A) Panorámica del flanco norte del Intrusivo Peñón Blenco, B) detalle de la poslclón vertical de los eJes de pllegues de la Formaclón Indldura muy cerca dslcontado con el intruslvo. (C) representa la actltud de los ejes de rocas cretáclcas cerce del contacto con el .Í Neevia docConverter 5.1 t t I t I t I o t o o t I t I I t t I I I I granito, (D) direcdón de eJes de pliegues menores en las formaclones cretác¡cas del bloque 1, en la Slerra Le Ballen+Peñón Blanco fuera de la Influencie del intruelvo. K- rocas marinas del Cretácico tardfo; X- Locallzacbn de la Mlna La Vfbora, en el contado intrusivo,rocag crstácicae, donde se tomo la fotografla B, (para el anállsle de loe polosse utlllzó el hemieferlo In fe r l o rde la reddeSchmld t ) . . . . . . . . . . , . , , . . , , i 46 B) 227786- 146 Figura 51. Secclón geológica atraveeando la porclón medle de la Sierra de Charcas, la eecala orlglnal ee 1:50,000, En el flanco occidental de la elena, se aprecla el desanollo de un pllegue anticlinelcon la formación Nazas en el nrJcleo y un pllegue elnclinal con la Formación Le Peñe ene lnúdeo , . . , , . . . , . 149 Figura 52. Doe aspectos del plegamlento intenso en el nrlcleo del pllegue slnclinal delltanco orlentel de la Slerre de Charcae, A) en le Formación Tarelses, B) en la Formeción Cupldo. (CoordenadaeUTM, NAD-27, (A) 27870F2555968, (B) 278918-2556058), . . . . . . . . . t00 Figura 53, Detelle del pllegue enticlinal recogtado, en el flanco orlenEl de la Slerra de Chercas. Se puede ver la Formación La Joya en Eu núcleo. (Fotograffa viendo al Bur, coordenedas UTM del punto donde se tomó, NAD-27, 27890B255565S)... . . . . . . . . . , .16i Figura 54. Mapa geológlco-estructural generalEado del flanco orlentel de la Slerra de Chercas. Se puede apreciar que las rocas intruslvas y volcánicas del Eoceno medlo que se encuentran al oriente de la Sierra de Charcss, ss Éncuentran con burda alineaclón oarelela las fellas Cementerlo y Charcas, lo que sugiere que su emplazaniento pudieran eetar aeociado a ellas. Los diagramas de roses de la parte Inferior conesponden a direccionee de gjslde pllegues m€nores, medldos a nivel afloramlento A) representa l bloque sur (1), con N=60 y B) albloque norte (2), con N=25, .. . . . . t02 Figure 55. En loe lechos de loe aroyos que dlsectan la ladera orlental de la $lena de Cherces, afloran secuencias de conglomerado coneolldedo (A), que se intercalan con depósito lacuetre de limo y arene (B). Ambos paquetes están baeculedos el SW y NE, (CoordenadaeUTM, NAD-27, (A) 283747-2561951, (B)282gBG. 2SSZ10S)... . . . . . . . . . t9f Flgura 56. Vleta panorámica del arreglo estructuralque Be obe€rve en elflanco orierrtaldE la $lena de Coronado, vista desde el extremo NW de la falla que Eepera los bloques 3 y a. $e aprecian los despegues de la Formeción Zuloaga y los horizonbe eetretigráficos que propldaron despegues Intreformaclonales durente la deformaclón Larámide. La deformación que 6e muestra en la fotogrefla Involucra a lee formaclones La Joya ({), Zuloage (Jz), La Caja (Jc), Tareleos (Kit) y Cupldo (Kic), Las formaclones La CaJe y Taraises fuerón las máe favorablee como plano de despegue de lae unldades superiore, lo que provocó eu"est rangulamlento" , . . . . . . . . . .164 Flgura 57. Secclón esquemática de la estructura de Le Siena de Coronedo, donde ee representan loe dlferentes planos de despegue en la cublerta jurásica-cretácice, la actitud de los pliegues con vergencia al orlente y el despegue de le secuenda de cuenca eobre las xi Neevia docConverter 5.1 I I t I I I t t I t t I t I t t I I I t t I fecles de telud de la plataforma. Valles-$an Luls Potosf. La eecclón A-A'y las cleves de las secuendae n la leyenda, están reprensadae en la Figura 24..... .....156 Figura 58. Mapa estructural de la Slerra de Coronado (modiflcado de Tristán-González y Tonee-Hernández, 1999) . . , , . , , , , , . . .167 Figura 59. Mapa geológlco estructural de la $iena Lae Mines. La altitud máxlma del núcleo de la slerra ee de 2250 menm en su porción central. En su núcleo afloran las formac¡ones La Peña, Cuesta del Cure e Indidura en su flanco SE. Loe lomerfoe de sus márgenes tienen 1000 msnm, donde aflora la Formaclón CaracoldelCretác¡cotardlo... , . . , , . . .160 Figure 60. Sección levantada en el flanco sur de le Siena Las Mlnae, que muestra las múttiples imbricaciones de las formaclones Cueste del Cura e Indidura. La lfnea de eecclón A-A'eetá marcada en la Figura 50 ente las coordenadae UTM, NAD-27, A276582-2503981, A'2773Q+2503{09. Eecala orlginaldela sección 1:50,000.. . . , , . . . , , . .180 Figura 61, En la Sierra Las Mlnae la eecuencia eedimenteria está muy deformada por la orogenla Laremide. A) los pliegues en la Formaclón Indidura están rotos e lmbrlcados. Fotograflas tomadas en afloramlentoo del flenco sur de la Slerra Lae Mlnae, B) La celize ercillosa y limolita de la Formaclón Indidure, fueron las más afectadas por la deformeción debido a su contenldo alto de arcllla, (Coordenades UTM, NAD-27, A) 276984-2s03494, B) 277308-2s03386) . . . , , , , , , . , . , . .1e( l Flgura 82. A) Fotograffa de un dique de rumbo N 30o W de la andesite Casita Blanca, en el erroyo que pasa por el poblado de San Antonio del Rú|, B) Sedlmentos lacustree de la Formaclón Cenicera basculados 53o NE. (Coordenadae UTM, NAD 27, A) 27s812-2504246, B) 270406-2504205) . . . . , . . . , , . , , , ,161 Flgura 63. A) estrfas horizontales marcades sobre la roca de la latlta Portezuelo en la falla San Nlcolás. B) estrfas normales en una falla en la dacita Jacavaquoro. (CoordcnadasUTM-NAD-?7, A282207-2491794,F327705s-2494495)... , . . . . . . . . . . . . . .163 Figura e4. A) Basculamlento -35"NE de un afloramiento de los sedlmentoe cláeticos de la Formación Cenicsra del Eoceno, B) Basculamiento 20" NE de la ignimbrlta Panallllo (frp) que sobreyac€ e sedimentos lacustres. (Coordenadac UTM, NAD-27, A) 278852-2492211, B) 2S2454-24850S4). . . . . . . . . . . .164 Figura 65. Mapa geológlco-estructural de la porción central de la Cuence de Ahualulco, donde se formaron fosss tectónicas estrechas afectando la latlta Portezuelo. Se aprech parte del aneglo anestomosado que presenta elelstema de fal las.., , . . . . . . . . . . . . . . .166 Figura 00. Mapa estructural de la Cuence de Ahualulco mostrando el arreglo enestomosado de fallae. El dlagrama 1 y 2 representan la ac'tltud e lae fallas normeles de alto ángulo l.llff- SE, de la porclón centro y NW de la cuenca. B) Zona de basculamiento de la lgnlmbrlta Membrlllo, C) Zona de basculamlento de los depósitos Sen Nicolás, D) Zona de basculamiento de la lgnlmbrlta Panali[o Superior en el SW de la cuenca, E) Zone de basculamlento de las gravas del Mioceno?. Los cfrculoe en la flgura, representan las zonae donde se mldleron loe baeculemientos y las letras C, D y E corresponden e las letras que indican losdomin loseetructura lesen la Ff iura ts7. . . . . , , . , . . . . , , , ,166 xll Neevia docConverter 5.1 I I I I I I o I I I t t t t t t I I I t t t Flgura 67, Simplillcaclón de la inteneldad y dlrección de baeillamlento medldoe en el norte del CVSLP, que abarca deede los depósltos cláeücoe del Eoceno temprano hasta lae greves del NeÓgeno. Los dlagramae de rosae Indlcan dirección de baeculamlento, y el de deneidades la Intensidad del basculamiento. Los polos de los planos de beeculamiento ee proyectaron en el hemisferlo Inferlor de la red de Schmidt .,..l8g Figura 68, A) dique plrocláetlco de la ignlmbrlta Penalilo que utlllzó pere su eallda la margen de una tuente de la latita Portezuelo, en el norte del CVSLP, ,B) dlque plroclástico que utlilzó una falle pera su sallda post-ignimbrlta Panelillo (Trp).Tomada en la porclón oriente de la cuenca de Ahualulco, (coordcnadae uTM, NAD-27, A) 283448-25040s5, B) 292454-2485094).,16S Figura 09. Esqueme que resume los principales eventos tectónicos, vulcanlemo, plutonlsmo y sedlmenteción ocunidos en la porción orlental y sur-oriental de la Meea Central, en el periodo comprendldo entre la última faee de la orogenla Leramide y el evento extensional lfstrico del Ollgoceno tardfo-Mloceno., . . . . . . . . IT4 Flgura 70. Modelo de transpresión, que se propons como una afternativa para explicar los leventamientos de núcleos que exhlben rocas meeozoices, en la porclón centraly orlente de la Meea Central. El experimento mueetra la trasformaclón homogénea de un cubo. A) zona de hanspresión con una componente de clzalla slmple en el plano xy paralelo al eje x, B) transpresión que muestra una clzal la elmple obliqJa. (Jonesy Holdsr,vorth, lgg8)... . . . . . . . . . t29 Figura 71, modelo de elevaclón digital donde se aprecia un eequema generallzado de loe principales llneamientos, cuencas, bloques, y una sección idealzada en lá parte Inferlor de la imagen a través del Alto de la Melada (ALM). Abreüeciones: CVSLP) Campo Volcánico de San Lule Potosf; CVRSM) Campo Volcánico del Rfo Santa Merfa; GM) Curvatura de Monterrey M) Matehuale;W) Wadley; CH) Charcas; MO) Moctezurna; VA) Vllla Arista; VR) Vllla de Reyes; SLP) San Luis Potosf; GVR) Graben de Vilta de Reyes; GA) Graben de Aguascallentes; SdC) Slerra de Cetorce; $co) Siene de Coronado; $ta) Sierra La Tapona; Spt) Siena Plcachos del Tunallllo; $ch) Siena de Charces; Sdg) Slerra de Guanamé; SSC) Sierra de Santa Catarina; SM) Slena Las Mlnas; SBP) Siena La Ballen+peñón Blanco; Sea) Siena El Sebino; $SP) Slerra San Pedro; CA) Cuenca de Ahualubo. Lae fleches en rojo representan la direcclón de los vectores de extensión para fallas del OligocenoMloceno en la franJa de extens¡ón máxlma. Las flechae en blanco de la porción norte de la imegen conesponden e le direcclón del esfuezo máxlmo durante el evento de tranecurrencie derecha en la zone de la falla Matehual+San Lule, (Esta figura se complennnta con les Flguras 1y 42) . . . . , . i7g Flgura 72. Mapa estructural generaltsado de le zona de eetudlo. Les zonae eombreedas en fianJas de grises representan loe sectores de basculamlento máximo, donde se de la adlvlded mayor de falles lfstricas. En loe cuadros blancoe se da la Intensided de basculemiento para la ignimbrita Panalllb, En la zona de Charcas el basculemiento corresponds a gravas postignimbrlta Charcae. Los cuadros en n€gro representen el baeculemiento de la lgnimbrita Panallllo fuere de la Influende de los sectores de máximo basculamiento. Sco-Siene de Coronado, Sch-Siena de Chercas, Sgu- Slerra de Guanamé; SSG Sierra de Sente Catarina, SM- Sierra Lae Mlnas, SB-PB- Slena La Bellen+Peñón Blanco, $P- Slene La Parada, CA- Cuenca de Ahualubo, A[tA Alto de Le Melada. El mapa eetructurales l complemento del mapa geológico reglonal de la Figura 19.,.. . . . . . . .191 Flgura 73. Modelo tectono-magmátlco pare la porclón orlerrte y sur-orlental de la Mesa Central, que abarca desde la fase flnal de la orogenla Laremide en el Cretácico tardlo- xtrl Neevia docConverter 5.1 I I t I I t I t t o t t I I t t I t t I t I Paleoceno temprano haeta el evento de fallamlento lfetrico del Ollgoceno tardlo-Mloceno tempreno. Ver expllcaclón en eltexto,.. ....197 RELACION DE TABLAS Tabla 1. Nuevae dades K-Ar para el norte del Campo Volcánlco de San Luls Potosf ,......120 Table 2. Edades radlométrices de la Mesa Central reportadas por otros autores.,, ..........12i Tabfa 3. Anális¡s qufmlcoe de elementos mayores ... . . . . . . . .124 xiv Neevia docConverter 5.1 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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) Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. 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). Abstract On the basis of the geology, geochronology, structure and volcanology of the central and southeastern portion of the Mesa Central, the volcano-tectonic evolution of this area has been reconstructed, from the end of the Laramide orogeny at the Paleocene-Eocene to the Basin and Range event at the Oligocene-Miocene. The final stage of the Laramide orogeny in central-eastern Mexico occurred by the end of the late Paleocene-early Eocene. The latter according to the ages of several intrusive bodies that do not show compressive deformation, the latest of which is dated at 55 Ma. After the Laramide orogeny, and along the limit between the crustal blocks of the Valles-San Luis Potosí Platform and the Mesozoic Basin of Central Mexico, a shear zone oriented NNE was developed. Dextral-lateral strike-slip movement between these crustal blocks produced a series of en echelon folds and uplift of smaller blocks with basement nuclei as old as Triassic that formed high ranges within the shear zone. These ranges were then displaced by high-angle NW-SE normal faults at about middle Eocene, which served as conduits for intrusive and volcanic rocks of this age. At the same time, subsidence occurred in the corresponding NW-SE grabens in which continental clastic deposits (red beds) and volcanic rocks were accumulated. Several andesitic NNW dikes and small cones aligned NNW were emplaced within these basins. This fissural volcanism still show a subalkaline composition that can be associated to the subduction regime of the Farallon- North American plates, which should have continued active by this time along western Mexico. The fact that the middle Eocene andesitic volcanism was fed from dikes, suggests that an incipient extensional regime was starting. Extensional activity increased with time, and by 32 Ma it was already relatively intense. At 32-30 Ma there was a peak in the extension in northern Mexico including the study area, which can be related with the regional tectonics change caused by the collision of the East Pacific Rise with North America. This peak extensional episode was accompanied by a syn -extensional volcanic episode that produced voluminous felsic ignimbrites and lava domes dated at 32-29 Ma. After this peak event, the magmatic conditions changed from predominantly felsic and subalkaline to a bimodal style of high-silica rhyolites and alkalic basalts. These bi-modal volcanic events occurred mainly at 28-26 Ma, and were fed from fissures related to the high-angle faults that formed the NNE and NNW grabens and half-grabens of the study area. The same faults were reactivated later as several discrete episodes until Quaternary (1 Ma). Some times these reactivations were accompanied with basaltic volcanism with alkaline composition with a clear intra -plate signatu re. The shear zone that was formed along the limits of the crustal blocks of the Valles -San Luis Potosí Platform and the Mesozoic Basin of Central Mexico, represent a crustal weakness zone. This zone was developed following the Matehuala-San Luis lineament. After the middle Eocene high-angle extension and the Oligocene syn-extensional volcanism episodes mentioned above, there was another intense extensional episode that affected only a narrow zone along the Matehuala-San Luis lineament. This episode produced low angle listric faulting that tilted the affected blocks up to 50° to the NE. This zone that concentrates the maximum extension follows a NNE trend and is about 30-50 km wide. Due to these characteristics, it is named here as the Matehuala-San Luis Maximum Extension Belt. A geologic model that explains the volcano-tectonic evolution of the eastern Mesa Central is proposed, involving the different tectonic stress regimes for each particular period. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. (¡e1b1p uordenaa ap ojapou un 21q0s ejsanda1gqos “g1SVN 2] Sp e16o¡095 ap 01n111SU] ¡ap erje1Boyeo “e9160/096 2 S e g ) oponlag 10d u o l e d n 1 6 e as sajeuoldewJ1oj, s e p e p i u n se7 :o9¡njenyy ap e s u a n o (yo “0109 ¡ap e1191S (dS “Epe/a/ 87 O H (Nv “epeled e7 e1191s “y 'o9uelg uouad - eua¡eg e7 e l a s (da-9 “seul sel euols (Ns * e u i e j e o ejues ap e l a s (9s “ S w u e u e n o ap e x a r s (nO ' o p e u o l o y ap eu1aIs (09 ' S e 9 1 e y o 2p e11a1s (HO “39/0189 9p e1191S (9y " e u o d e ] e7 e.1191S (81 "01pn]s3 3p e31e ¡ap o p e z i a ] u l s ¡euorbal o91bojo096 e d e u :61 ernbiy Sau0oIdeJqoy A ¡euonuy — Ope]s099) ¡eulonuy — — Ope]so9a1 ¡ e u o u l s — E — ¡eujouis — — ¡1e19]8] 81184 e esiaAu] e l e 4 y—y-—y- epiajul ¡ e u o u ejpey 1 1 * ¡ e u o u e l e 7 7 . 0 SOJJ9UOQ|MM a OZ A 000 0 1 € 000'00€ J 000'0Z€ 000'062 000'082 000'0ZZ 000'092 —. l J » = — _ — — A a” Y : < A | ls 4 NS Ñ ho! 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T a) S ie rr a L a T ap o n a. R C ) S ie rr a d e C at o rc e, C H ) S ie rr a d e C h ar ca s, C O ) S ie rr a d e C o ro n ad o , G U ) S ie rr a d e G u an am é, S C ) S ie rr a d e S an ta C at ar in a, S M ) S ie rr a L as M in as , B -B P ) S ie rr a L a B al le n a - P eñ ó n B la n co , L P , S ie rr a L a P ar ad a, A M ) A lt o L a M el ad a, S P ) S ie rr a d el C o ro , C A ) C u en ca d e A h u al u lc o . L as u n id ad es f o rm ac io n al es s e ag ru p ar o n p o r P er io d o ( B as e g eo ló g ic a, C ar to g ra fí a d el In st it u to d e G eo lo g ía d e la U A S L P , so b re p u es ta s o b re u n m o d el o d e el ev ac ió n d ig it al ) Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Só uy O0€ si 0 [400194 SP PIN 0 SeJoJaJeo n= SOÁO e l votoeujour o oquny A, ejen enbig J e ejeo o e u vs eje) eJ9n E ESJSAU| e/1e4 A ¡eunou eJ/ey y s V I 9 O T O 8 N I S seooyeoez uppeuoy [ A ] euejueupes-oueama pepiun [SEA] SED9]L08Z OPeJawo|Buoy [ E m 'SOpUIB|y SO] S O 9 N S P I D O A 1aB1A 87 eyuquirub] wen [o] N O I O V I M d X 3 (00008: | ejeosa'g9-gel-4 adnjepeno Á g9-g€l -4 seoajeoez) seyues eoyesbodo, aseq) sesajesez ap pepnio ej ap euoz ej ep o p e z i e j a u e b oobojos6 e d e y “Lz eunbiy ZEb0L e r M.L£001 .££00) Nubbozz SPozz 1: 9pozz. -LRotz -Bvola. Shodz. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 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- 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 (19 eriormente 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 (Z861 “Je 39 zopueuloy-oyueqe7 ap opesyipow ) odue¡g u9uag-eua|¡eg e7 euars e ap opezijersuab 091601096 edejy zz eanbig uN Ss. 01m. so > ¡emu ap sering OpeIgod A erejaneo SopeIsa ap apLuI7 00/boJ089 oj0euoo oÁ0uy epuojul ejes 1esajel OJUSILuLLOO ap eIjey esionu] ele epuejul epeyndas ¡euou ee ¡euon ele a olnbieyo 13 O sesojeoez uopeuos MooIsyre E Veras SezeN VOOeuJoy eSeoInz uojoeuoy efeg e7 uoreuoy SOSIeIeL UOIDeUNOS opidng ugroeWoy eyad 7 Uoroeuoy ino 19p eJsang uoroeuJoS O D I D V L I Y O eImpipu| u9OeuJOy ¡00289 UOIeuJoy PIaolUOo UQIeUoy TOS] oJtieueg eruquió] O I N V I D Y Z L 3)2u0991 oeseg ouSbigaN lop seneso C O N E A A C A I A N AA E von Y WON3A31 saco Eros 6 5 Neevia docConverter 5.1 (2661'29pupusay-sauo Á sajezuog-ueJsu | ap opeoyipopy) Seo/st]1] seso ep osjonu [ep Buoz ej e a p u o d s a u o o anb 'seojeyo ap e e l e] ap o9/b9/096 edey ez Bi4 Sud EN 0 P a % E A; de E S A R O y ER muaa E R I A B S a E I E > : o a A E S SR porn. > o S E és A p a s AE E A < soma 0288 cof 0 VON3A31 4 ¿ 11 E Tal AA + A E USOS y «dh e S + ce E | Y a o I N N > 9 1 9 0 1 0 3 9 VNIANIOO Neevia docConverter 5.1 Á za|ezU0D-UBISIL SP OPEoIpou) OpeuoJo) ap eJas e] ap opeziesauoB ooibojos6 edel “pz enbig 55.001 (6661 '2opugusoy-sooL. 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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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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- slump avitatoria, por lo que se supone que el piso marino estaba muy cerca o en el pie de un talud. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 uOIDeIqod epejuauned eJojoeo. / OpEISO0RS IBuIonUY ja apenas Dx [esajel aJuauoduuoo LOS elle Xx dl » ¡eun entes secar oe, A. VI9OTOGMIS eyog e1ua PAN] RINO [9P EJsang “wy esmprpu] “uy ¡ooB1eo “ty enisopuy opesauo¡buoy o O A NOIDWIMdAX3 (1861 'zajezuog-uejst1L Á seJgoy-uO|mby ap epeoyIpoyy) “ofeqey ajso esed epezijenjor '£9-V-p)-4 “euunzajoo y eloy eoyesbodo) aseg “seuyy se 211015 e, op 091501096 edepy “26 eabiy Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 de 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 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 est 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- Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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; Neevia docConverter 5.1 10 6 (861 “¡e o zopuguay -ayueqe” Á z86LeJ9 ZOpuRuJaH-2Yuege” ap OPeolJIpolA ) *1soJO 4 sin7 ueS ep ooJugojon odweo jap anou jap opezyesauab o9/boosb edejy “ge esnbiy | we 0 sz o epiejul epeyndas ¡euwyou epey / ¡eunou ejjey ojuerejnoseg 5 sedeo Sp uoroeu1oul a oquINy oÍny ap souejd ap uOpeuIpou! a oquiny 0pe]soal ¡euionue alg E L E euad 27 wy BJn9 [ap eJsang “uy eJmpipuy “uy Jo9eJeg “wy eoueg BIIseo eJIsapuy eJaoluag “y oJanbeaesef eyoeg OlIuqUISÍy eyaquiub] ojenzayog eye] oJajedez ejoepory PJauOq eo SO9MSPIDOJId eJaualH eqol SOMIND PIO so91)!¡OL sanbip Á soWwog sejooIN Us sojsejolda JOLJ94U| OLUeg eyuqurub] Jouedns o]jeueg eyuquiuB] uezoda] |3 SBAeJo señof oyeseg U9IANJOD UQIANIY 1e0 A ) E N E E : E A VONA31 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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) Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. -Argon 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 § (%) (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. § 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 Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Teledyne Isotopes 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) Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 123 Figura 40. Diagrama de edades radiométricas obtenidas por el método K-Ar, para el norte del CVSLP. Las barras de error Equivalen a ± claves de abreviaturas en Tabla 1. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 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 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: Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 125 CONTENIDO CONTENIDO CLASIFICACIÓN MUESTRA SiO2 (% en peso) Na2O+K2 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. 2O+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 Dom in io A lca lino Dom in io Subalcalino N a O + K O ( w t% ) 2 2 U ltrabasica B asica Interm edia A cida Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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. Neevia docConverter 5.1 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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 Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008. 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). “(000'09Z:| e1e9sa ' 1 y S O N V I 9119)8S 9p USBeu! aseg) 0 0 0 0 5 : ¡eurB11o ejeosa * q-q UolD9as e Á s e o m e w a n b s a uos '9 g “y sauoin9as Se” " e S y eJ]1A ap e o u a n g 'yAg *epelolA 871 9P O J V “ I N V “ o 9 ¡ n j e n y y ap e s u a n g “yo “0.1pad UBS e.1.1918 Y S S ¿0109 [9p B419IS “09S “PPe.Ieg e7 e u a l s “ys ¿o9uejg u Q U a Y - B u a ¡ e g e7 e l a s “das ¿ S u l Se7 e.11918 “AS “eulnejeg ejues e.1918 '9SS 2 U B U E n g e o s “HpS “OPpeuoJloy ap eJ1a1s '9S “ S E 9 J e y y ap e1191S 'y9s (99.038) ap e.11a1s “9ps “ e u o d e ] e7 e u o 1 s “e3s “ ( o j u s r w e n 9 s e q uo) 9 Á ¡es1.13A o j u a ¡ u e j u e a s ] 9 Á y) u o r b a ey ua s o p e a l a s q o s o p e j u e n a ] soa¡9nu ap sodi] sop ue1]sanu elnby ey ap JoL1ajul ajied ey ap s e u a n b s a so7 */8.Juay esajy e] ap ¡ejuanio -Ins Á 013ua9 uo19Jod e] ap se4n3on.3se s a j e d i 9 u i d se] e13sanul anb o o n e w e a n b s a 0 9 1 6 0 0 9 6 edejy “zp e1nb14 O/pJe] O910R]919 (en y'9z) ¡9p s e n e j u a u p a s segoy o | | e u e g eyuqurub] Lu (en 1€) ojenzajlod sousbBoau oL S 0 eye] ap s o w o g SO9!)S8]9 s O J U a W I p a s y = = o 7 — 9 2 4 av v .Sv.00L “00.101 S L o L 0 L .0£.L0L S v o L O L M . 0 0 . 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