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CARACTERIZACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN DEL MESOZOICO

TEMPRANO DEL OCCIDENTE-CENTRO ff DE MÉXICO: IMPLICACIONES EN LA ff

DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE YACIMIENTOS MINERALES

ESPECIALIDAD: GEOLOGÍA

Ing. Elena Centeno García Doctora en Filosofía (Geología)

México, D. F:, a 22 de agosto de 2013.

Caracterización del Prisma de Acreción del Mesozoico Temprano del occidente-centro de México: implicaciones en la distribución regional de yacimientos minerales.

CONTENIDO

Página

Resumen ejecutivo 3

1 Introducción 4

2 Antecedentes 11

3 Regiones Estudiadas 13

4 Composición, procedencia y paleogeografía: 32 definición del Abanico Submarino

5 Deformación del Abanico Submarino Potosí y 38 generación del Prisma de Acreción: ¿hacia dónde fue su polaridad?

6 Importancia del prisma de acreción en la 43 distribución regional de los yacimientos minerales

7 Conclusiones 47

8 Referencias 47

EW

Especialidad: Geológica 2


1) RESUMEN EJECUTIVO

Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la zona donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el manto de la tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental.

En estas zonas de subducción se da la incorporación de fragmentos de la corteza oceánica y sedimentos acumulados en la fosa al continente. Este proceso da lugar al crecimiento de las masas continentales por acreción tectónica, y a los materiales que se adhieren a la corteza se les denomina complejos de subducción.

Los complejos de subducción son importantes desde el punto de vista geológico porque son marcadores de los límites continentales del pasado, por lo que permiten la reconstrucción de la paleogeografía y la caracterización de océanos extintos que dividían masas continentales. Los prismas de acreción pueden contener yacimientos minerales de oro orogénico, cromo, plata, barita, platinoides y sulfuros masivos (plomo y zinc).

El trabajo realizado en el occidente de México ha tenido como resultado la identificación de un prisma de acreción que se formó durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano. Dicho prisma aflora en diversas localidades en los Estados de Michoacán, Guerrero, Colima, Jalisco, Zacatecas y Querétaro, con una extensión actual aproximada de 640x350 km. El prisma de acreción recibe varios nombres según la región, en la costa se denomina Complejo Arteaga o Complejo Las 011as, y hacia el centro del país se conoce como Formación Zacatecas, Formación Taray y Complejo El Chilar. Está constituido por una matriz sedimentaria (turbiditas siliciclásticas) que contiene bloques de diversos tamaños de gabros, basaltos, pedernal y caliza.

Con base en estudios de procedencia de sedimentos se determinó que la matriz sedimentaria se formó en un abanico submarino, al cual se le denomina Abanico Potosí, depositado en la margen continental, cuyos componentes fueron transportados desde el Este de México y de Sudamérica (Gondwana). Posterior a la sedimentación que alcanzó probablemente varios kilómetros de espesor, se inició una zona de subducción que deformó a las rocas del Abanico Potosí y que incorporó bloques tectónicos formados de fragmentos desprendidos de la corteza oceánica al momento de la deformación.

El conocimiento de la naturaleza y distribución geográfica de dicho prisma de acreción es una contribución importante que permite reconstruir la evolución geológica del occidente de México. También aporta a la exploración minera, ya que además de los yacimientos que contiene, aparentemente juega un papel importante en el control regional de yacimientos más jóvenes, principalmente los de plata y oro.

Palabras clave: Ingeniería Geológica, Yacimientos Minerales, Tectónica, Subducción, Terreno Guerrero.



2) INTRODUCCIÓN

Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las

márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la

zona donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el interior de la

tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental. La zona de

subducción está constituida por la placa oceánica, la zona de flexión o

arqueamiento de la placa oceánica, la trinchera o fosa, el prisma de acreción y la zona de antearco.

Son tantas las variaciones morfo-estructurales y sedimentológicas,

que se dan en esta zona de límite de placas, que ha sido difícil generar

clasificaciones o ejemplos-tipo de ellas. Quizás la clasificación más

elemental es aquella que divide las zonas de subducción en zonas con

erosión tectónica y zonas con acreción (Uyeda y Kanamori, 1979). En

las zonas donde se presenta la erosión por subducción las rocas que

forman la corteza de la placa superior y la corteza oceánica subducida

se encuentran en contacto ambas prácticamente sin cubierta sedimentaria, debido a que la tasa de sedimentación es muy baja, y en ellas hay pérdida de corteza, ya que grandes fragmentos son "arrancados" y llevados hacia el manto, arrastrados por la corteza que subduce (Figuras ly 2a).

En cambio, en otras zonas de subducción se presenta acreción, en ellas se forma un cuerpo por lo regular con una morfología triangular o

de cuña, constituido por rocas que son arrancadas de la corteza oceánica subducida y que se adhieren a la placa superior (corteza continental u oceánica), a veces incluye sedimentos y materiales derivados de la placa superior (Figura 1). A este cuerpo se le conoce con varios nombres: complejo de subducción (subduction comp/ex), prisma de acreción (accretionary prism), cuña de acreción (acretionary wedge) o complejo de acreción (accretionary comp/ex).

El proceso de acreción puede variar, tanto en los mecanismos que lo producen, como en los volúmenes de material que se incorpora a la placa superior, así como la velocidad o tasa de acreción (km 3 por millón de años). Así en los prismas de acreción se pueden observar, desde grandes escamas tectónicas formadas por fragmentos de la corteza oceánica, hasta rocas del basamento de la placa superior o rocas ígneas derivadas del arco instaurado en dicha placa.



zonas de subducción no acrecionales —zonas de rift —zonas de subducción acrecionales —fallas transformes

Figura 1. Mapa tectónico circum-Pacífico que muestra las zonas de subducción donde no hay acreción o hay erosión tectónica (líneas amarillas) y las zonas de subducción en las cuales se está formando el prisma de acreción (líneas rojas) (modificado de von Huene y Scholl, 1991).

La morfología de la cuña tectónica depende de varios factores, por

ejemplo: de la morfología del límite de la corteza de la placa superior,

sin importar si esta es oceánica o continental. Cuando la corteza ha sufrido un adelgazamiento por algún proceso tectónico previo, le dará

una topografía de pendiente suave y continua, así una margen pasiva

podría evolucionar a una convergente, en estos casos la cuña de

acreción tiende a cabalgar sobre la margen continental, permitiendo que la acreción sea superficial, inclusive permite la obducción de escamas

tectónicas de la corteza oceánica subducida (Figura 2c). En cambio, si el

límite de la placa superior tiene una morfología abrupta o muy vertical el prisma de acreción será angosto y el apilamiento ocurrirá hacia la

corteza oceánica. En algunos casos se presenta una acreción subcortical, esto es, por debajo de la placa superior (Figura 2b).

Los prismas de acreción son rasgos tectónicos significativos por varias razones:

1) Son laboratorios naturales de los procesos orogénicos y de deformación.



LÍMITE CONVERGENTE NO ACRECIONAL Sedimentos de piso oceánico

WI - Corteza Placa superior

superior

Placa subducida Corteza Oceánica (a)

UMITE CONVERGENTE ACRECIONAL ANGOSTO LÍMITE CONVERGENTE ACRECIONAL EXTENSO (frontal o subcortical) (corrimiento sobre la margen continental)

Sedimentos de piso oceánico Pris

7

de Accreción Corteza

~a

superior

Corteza Ocea (b)

Sedimentos Pris a de A F( ion

de piso oceánico

N Corteza superior

Corteza Oceánica

(c)

Figura 2. Modelos morfotectónicos de subducción y geometría de la acrecián (tomado de von Huene y Scholl, 1991).

Son uno de los mecanismos de crecimiento de los continentes.

En el caso de los complejos de subducción antiguos, delinean los paleolímites de placas y permiten reconstruir la morfología de los fragmentos litosféricos existentes en el pasado, así como su evolución paleogeográfica.

Permiten reconstruir las características principales de cuencas oceánicas extintas.

Desde el punto de vista de la Geología Económica los prismas de

acreción son importantes ya que las cuencas sedimentarias asociadas a

ellos en ocasiones presentan manifestaciones de hidrocarburos. Además, algunos prismas antiguos contienen yacimientos minerales importantes.

LITOLOGÍAS Y RASGOS ESTRUCTURALES

Las asociaciones litológicas de los prismas de acreción pueden ser

muy diversas, en la mayoría de ellos, se presentan rocas sedimentarias o sedimentos (en el caso de prismas activos) que pueden ser de cuatro

tipos (MialI, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; Busby e Ingersoll, 1995; von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013):



Tipo 1

Rocas sedimentarias (sedímentos) de relleno de trinchera. Por lo regular son sedimentos derivados del arco activo, contemporáneo a la zona de

subducción que origina el prisma, y/o derivados de la erosión de rocas

más antiguas, inclusive derivados de la erosión del basamento en el

caso de arcos continentales. Estos tienen por lo regular características

particulares, son principalmente sucesiones rítmicas depositadas por

flujos turbidíticos u otros flujos de gravedad, contienen abundantes

fragmentos volcánicos, y las areniscas son principalmente volcarenitas y

presentan una procedencia de arco magmático. Pueden estar alternadas con pedernales, aunque estos son raros. La edad de depósito es muy

próxima a la edad de deformación, y los zircones detríticos que

contengan tendrán edades equivalentes al arco magmático asociado y

muy cercanas a la edad de la formación del prisma, con zircones

heredados en el caso de arcos continentales. En la mayoría de los

prismas de acreción que incorporan los sedimentos de relleno de

trinchera, estos no van a estar consolidados, por lo que la deformación tendrá características muy particulares, como deformación fluidiza de

sedimentos no consolidados (soft-sediment deformation), volcanes de lodo, diques de arena y arcillas, (MialI, 1984; Thornburg y Kulm, 1987;

von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013).

Tipo 2

Rocas sedimentarias (sedimentos) de la cobertura sedimentaria de la corteza oceánica subducida. Otro tipo de litologías común en los complejos de acreción son aquellas que se depositaron en el fondo

marino, sobre la placa oceánica que está siendo subducida, estas rocas

pueden variar, desde sedimentos hemipelágicos, como lutitas negras y radiolaritas, hasta calizas, si el depósito ocurrió, por ejemplo, sobre

escudos volcánicos. Estas litologías pueden estar interestratificadas con volcanoclásticos, como tobas y lapilli originados por erupciones submarinas en una dorsal, estas rocas tendrán una composición básica y firmas geoquímicas tipo basaltos de dorsal oceánica (MORB). Las edades

de este tipo de rocas sedimentarias son por lo general mucho más antiguas que la edad de la acreción, y sus fósiles pueden tener afinidades paleobiogeográficas muy distintas a la de los fósiles asociados a las sucesiones depositadas sobre la placa superior de la zona de subducción (Thornburg y Kulm, 1987).



Tipo 3

Rocas sedimentarias depositadas en la margen continental en un ambiente tectónico previo a/inicio de la subducción. Ejemplos actuales de márgenes continentales indican que antes de la iniciación de la

subducción, puede darse un ambiente tectónico distinto por períodos

prolongados. Es común que un proceso como la subsidencia en una

margen pasiva, ocasionada tanto por enfriamiento de la corteza

oceánica como por el peso de los sedimentos, eventualmente de origen

a la subducción, como fue el caso de las márgenes de paleo océanos

como el Tetis, el Reíco o el lapetus, este proceso forma parte del ciclo

Wilson. Un ejemplo actual, pero asociado a una margen transforme es la

cuenca de Santa Barbara, California, en los Estados Unidos, donde los

esfuerzos asociados a la transpresión en las Sierras Transversales

(Transversal Ranges) ha dado lugar a una cuenca con más de 10 km de

profundidad. Por la tasa tan elevada de subsidencia y las condiciones de

esfuerzos es predecible que se generará una zona de subducción a futuro (Encarnacion et al., 2001; Yuan-Bao, y Yong-Fei, 2013; Shan et al., 2013).

En ambos casos, los prismas de acreción que se formaron o formarán a partir de este tipo de márgenes, tienen como características

esenciales la presencia de paquetes muy gruesos, de kilómetros de espesor, de rocas sedimentarias con composición muy homogénea,

derivadas de la sedimentación en la margen pasiva o transforme, y las rocas sedimentarias deformadas carecerán de fragmentos volcánicos o

de rocas volcanoclásticas. En estos prismas, las edades de los zircones detríticos serán muy viejas comparadas con la edad de la deformación.

Durante la acreción se generarán estructuras muy similares a la de cualquier otro orógeno, ya que la mayoría de la sucesión que participará en la deformación se encontrará ya litificada al momento de la formación del prisma.

Tipo 4

Bloques caídos del antearco en forma de o//sto//tos. Se han reportado en prismas de acreción bloques de diversos tamaños de litologías similares a las encontradas en cuencas de antearco y arco, tales como calizas,

volcanoclásticos y rocas clásticas depositadas en ambientes marinos someros. Estos se interpretan como bloques deslizados por gravedad y que son incorporados al prisma de acreción, o depositados en mini-

Especialidad Geológica 8


cuencas formadas sobre el mismo prisma y que son incorporadas

durante la deformación progresiva del mismo prisma.

Los prismas de acreción pueden contener rocas ígneas de dos tipos principalmente:

Tipo 1

Rocas ígneas provenientes de la corteza oceánica que está siendo subducida. En los prismas se puede encontrar desde pequeños bloques

de centímetros de diámetro, hasta grandes escamas con una

estratigrafía coherente, constituidos por las litologías propias de la

corteza oceánica, tales como lavas basálticas almohadilladas, basaltos

masivos, gabros bandeados y peridotitas. Algunos se preservan con

texturas primarias intactas, otros presentarán una intensa

serpentinización o facies metamórficas de alta presión (esquistos azules) (Shervais, 2006).

Tipo 2

Rocas ígneas provenientes del arco volcánico. En algunos prismas de acreción también se han encontrado bloques de lavas o piroclásticos con

firmas geoquímicas de arco. Inclusive en complejos de subducción, formados en la margen de arcos continentales se han reportado bloques de granitos o de rocas metamórficas del basamento, como bloques

exóticos contenidos dentro de una matriz intensamente deformada (Shervais, 2006).

En cuanto a las características estructurales de los prismas de acreción, estas pueden ser de lo más diverso (figuras 3 y 4), desde un cinturón de pliegues y cabalgaduras hasta texturas de bloques con

geometría de sigmoides, incluidos en una matriz intensamente tectonizada (en inglés block-in-matrix) las cuales se conocen como melánge. La matriz del melánge puede ser sedimentaria, con bloques de todas las litologías mencionadas, o serpentinítica, formada por rocas

ígneas máficas que han sufrido metamorfismo y que puede incluir bloques de cualquier tipo litológico, inclusive de rocas sedimentarias (Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; von Huene y Scholl, 1991;

Shervais, 2006; Kusky et al., 2013; Tsuji et al., 2013).


Caracterización del Prisma de Acreción de! Mesozoico Temprano del occidente-centro de México: implicaciones en la distribución regional de yacimientos minerales.

EJEDELATIRNCHERA PLACA OCEÁNCA1 1 Ri ftJako de TrwJiera —, C&tda Heo*a 1 ki c c [Cuña eTmcnera I: Ba~ Ocei1cxs

Figura 3. Litologías involucradas en la generación del prisma de acreción con base en el nivel de despegue (tomado de Thornburg y Kulm, 1987).

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— F,iad M y - — -

(ibaIgiduras dci prIrua d jcreçion :; - -

Íiíiíll Figura 4. Modelo de sísmica de 3D que muestra los estilos estructurales del prisma de acreción de Nankai, Japón (tomado de Moores et al., 2007).



3) ANTECEDENTES

En el caso de México, existen pocos trabajos enfocados al estudio

de prismas de acreción. La presencia de eclogitas, que son indicativas

de niveles profundos de zonas de subducción, en el Complejo Acatlán

fueron reportadas desde 1974 por Fernando Ortega-Gutiérrez. La

identificación de tales rocas metamórficas, llevo a dicho autor a

interpretar al Complejo Acatlán como el resultado de procesos de

colisión continente-continente, y a relacionar el origen del complejo con

la formación de Pangea al final del Paleozoico (Ortega-Gutiérrez, 1974, 1978 Meza-Figueroa et al., 2003).

En la Península de Vizcaíno, Sedlock en 1988 identifica rocas

metamórficas originadas en condiciones de altas presiones y bajas

temperaturas (esquistos azules) y propone la existencia de una zona de

subducción a lo largo de la margen occidental de la Península de Baja

California durante el Cretácico. Trabajos posteriores corroboran la

existencia del prisma de acreción cretácico, aunque proponen edades más antiguas para su formación (170.160 Ma) (Baldwin and Harrison, 1992; Kimbrough et al., 2003).

En 1990, Anderson y colaboradores, presentan en el Congreso de

la Sección Cordillerana de la Sociedad Geológica de América, las evidencias de la probable existencia de un melánge en la región central

de México, en el estado de Zacatecas (área de Pico de Teyra) y lo consideran como de edad Jurásica (?). Tiempos antes, de Cserna

menciona la existencia de rocas intensamente deformadas en las

cercanías de la Ciudad de Zacatecas y publica en 1970 un trabajo

titulado "Mesozoic Sedimentation, Magmatic Activity and Deformation in Northern Mexico", en el cual puntualiza la existencia de un evento de deformación importante al que le llamó "Zacatecas Thrusting" y que originó una discordancia regional entre las rocas Triásicas de Zacatecas

y las unidades más jóvenes (Figura 5). Además, el mismo autor menciona que la naturaleza de las rocas deformadas de Zacatecas es similar a rocas de un ambiente de eugeosinclinal y que contrastan con las rocas Triásicas continentales (tipo miogeosinclinal) de Sonora.

En el año de 1992, la autora del presente trabajo inicia los estudios de campo en el occidente de México, con el fin de determinar la estratigrafía y la evolución tectónica en la región comprendida entre Caleta de Campos, Michoacán, Zihuatanejo, Guerrero y Huetamo,



Michoacán, perteneciente al Terreno Guerrero, definido por Campa y

Coney (1983) como un arco de islas volcánico que se desarrolló principalmente en el Cretácico.

ivueanwiaod

Tarmulipas

• Eugeosinclinal

Mio9eosinclinol

Frente Costero (con co u de Cabalgadura Ó 1 Zacatecas-Guanajuato 'Ç Capas rojas y volcánicos

uras,co Temprano)

Figura 5. Mapa tectónico del centro norte de México publicado por De Cserna (1970). Península de Tamaulipas (ancestral)

En una primera etapa el trabajos se enfocó a caracterizar las rocas intensamente deformadas de la región de Arteaga-Tumbiscatío (Arteaga

en figura 6), posteriormente la investigación se extendió a la zona de Placeres del Oro y de Tzitzio al sur y norte de Ciudad Altamirano, Guerrero (Placeres y Tzitzio en figura 6), y a las localidades en el centro del país, principalmente en la Ciudad de Zacatecas (Fm. Zacatecas en figura 6) y las áreas de Peñón Blanco y Charcas (Figura 6). Por último, se realizó trabajo en la Península de Vizcaíno, Baja California Norte (Fm. San Hipólito en figura 6) y en Pico de Teyra, Zacatecas y Tolimán, Querétaro (Fm. Taray y C. El Chilar respectivamente en figura 6), estas dos últimas con la participación de estudiantes de maestría y doctorado. En paralelo, Oscar Talavera (2000) estudia las rocas metamórficas de Las 011as, Guerrero, Gilberto Silva (1993) la estratigrafía de la región de

Peñón Blanco, Zacatecas y Rafael Barboza y et al. (1998, 2004, 2010) las rocas clásticas pre Jurásicas de las zonas de Real de Catorce y Charcas (Figura 6). Con la integración de los resultados obtenidos en todas las áreas antes mencionadas, se llega a la conclusión de la existencia de un prisma de acreción de extensión regional, formado



durante el Mesozoico temprano, que es el tema central de este trabajo

inédito. A continuación se describen brevemente las áreas estudiadas:

-

7 Rik zok.o iiiiiaiiióiico, ígfl) y scdinicntano

Triasico Superior (Cámico-Nóiico) • S liii 'ntaasHurbiditas silicidástizs , Tiutiditas siliciclásticas, lavas almohadilladas,

xlcmal, calias naniioJLridas (Art gabms. volcaniclásticos) Lasas almohadilladas. olcajiiclásticos, p1cmal y flujos cakixcos( Triásk-JurÑco lnt(w)

90

IV

Figura 6. Mapa de México que muestra la ubicación de las principales localidades del Mesozoico Inferior y del Paleozoico Superior.

4) REGIONES ESTUDIADAS

Región de Arteaga-Tumbiscatío

Al norte de la población de Arteaga, Michoacán, afloran

ampliamente rocas volcánicas y sedimentarias con distintos grados de metamorfismo (ver figura 6 para su ubicación). Estas fueron descritas por primera vez por Gutiérrez (1975), como Esquistos Arteaga. Campa y colaboradores (1982) reportan la presencia de radiolarios de edad Triásica (Ladiniano-Cárnico) y proponen que los pedernales que los

contienen corresponden a una unidad distinta a los Esquistos Arteaga

descritos por Gutiérrez (1975). Posteriormente, Grajales y López (1984) describen brevemente las mismas rocas como una asociación de

metapelitas, meta-areniscas, radiolaritas y lavas almohadilladas, y sugieren su probable relación con ambientes marinos profundos. El

trabajo cartográfico de detalle realizado en la zona por la autora permitió llegar a la conclusión de que las rocas mencionadas por Campa

mi

100

25



y colaboradores (1982) y los Esquistos Arteaga de Gutiérrez (1975), pertenecen a una misma unidad. Por otra parte en éste trabajo

cartográfico se encuentra que las rocas del Mesozoico Inferior están

separadas por una discordancia mayor de las rocas volcano-

sedimentarias de edad Cretácica que las sobreyacen.

Se decidió cambiar el nombre de Esquistos Arteaga a Complejo

Arteaga, debido a su diversidad litológica y a su grado de deformación y

metamorfismo. Se trata de un complejo estructural según el Código

Estratigráfico Norteamericano, ya que cumple con las características de

contener rocas tanto sedimentarias como ígneas y metamórficas y de

que los contactos entre litologías son tectónicos (Barragán et al., 2010).

Aunque Gutiérrez (1975) menciona la existencia de rocas cretácicas en

la zona, no define ni su estratigrafía ni su relación de contacto con el

Complejo Arteaga. En la figura 7 se muestra el mapa geológico de la

zona, en él se definen 3 grandes estructuras: un sinclinal entre

Tumbiscatío y Las Juntas, que afecta tanto a la cobertura Cretácica

como al Complejo Arteaga; un anticlinal recumbente/cabalgadura en el sur, que pone en contacto al complejo Arteaga sobre la sucesión

Cretácica; y una falla de desplazamiento lateral izquierda al suroeste del área, en las proximidades de Arteaga y que afecta tanto a cuerpos

intrusivos cenozoicos como a rocas mesozoicas y que produjo una banda milonítica de aproximadamente 1 km de espesor (en color rosa en el

mapa de la figura 7). Las rocas del Complejo Arteaga presentan dos bandas de deformación y metamorfismo intenso (marcadas con

achurado en la figura 7) y que corresponden a escamas tectónicas

formadas previamente al depósito de las rocas cretácicas, en ellas se encuentran bloques y escamas de diversas litologías, y localmente alcanza facies de anfibolita. El evento de deformación y metamorfismo

más importante que afectó al complejo ocurrió previamente al emplazamiento de los cuerpos graníticos Jurásicos, los cuales presentan algo de deformación frágil, y de milonitización incipiente, pero ésta última asociada a bandas de cizalla más jóvenes. A continuación se

describen las litologías que forman el Complejo Arteaga.

Matriz Sedimentaria: El Complejo Arteaga está constituido principalmente por rocas sedimentarias (Figura 8A), que representan aproximadamente un 60% a 70% de todo el complejo (Figura 7) y que forma la matriz en la cual se encuentran bloques y escamas de diversas



litologías y tamaños. La matriz sedimentaria está compuesta por una

alternancia de lutitas, limolitas y areniscas, con escasos horizontes de

pedernal negro y verde (Figura 8D). En las zonas donde presenta menos

deformación, se distinguen estructuras primarias que corresponden a las

facies de Bouma principalmente (Figura 8B), por lo que se interpretan

como depósitos turbidíticos. La presencia de pedernal con radiolarios, la

cantidad de pirita diseminada y materia orgánica contenida en las lutitas

sugiere un ambiente de depósito reductor, de abanico submarino profundo.

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-.

Complejo Arteaga 1 Matriz sedirnentana

(areniscas y luhtas y pedernal) Basaltos almohadillados y diques con firmas MORA

Gabro y plaglogranito

Tobas basáltIcas (con firmas MORA) alternadas con los sillciclásticos

Pedernal verde turquesa

Bloques de calizas sillclficadas con pedernal Zonas de mayor cizalla y metamorfismo

Conjunto de Arco Cretácico Fm Agua de los Indios

Fn, Pinzan

Fm Playltas

Fm Resumidero

P} Cenozoico: nolitis y capas ro.s

!ntrusivos

[.111 Granitoldes terciarios

Granitoide Cretacico (El Pedregoso(

Granitindes Jurásicos

Granitoides sin fechannento

Figura 7. Mapa geológico de la región de Arteaga-Tumbiscatío.

Las areniscas son en su totalidad cuarzoarenitas y su deformación varía de esquistos verdes a zonas con solo plegamiento y cizalla incipiente (Figura 8A y B). Otra litología, además de los pedernales, que se encuentra alternada con las turbiditas siliciclásticas es una limolita de

color verde claro, que en las zonas con mayor deformación genera un esquisto de clorita (Figura 8C). El análisis de elementos traza,

incluyendo las tierras raras, de dichas rocas sugiere que corresponden a tobas máficas, con firmas de basalto de dorsal oceánica (MORB), lo que sugiere probablemente la presencia de volcanismo de dorsal oceánica

contemporáneo al depósito del abanico submarino siliciclástico, ubicado hacia el occidente.



7

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2

Figura 8. A) Matriz sedimentaria formada por lutitas y areniscas (cuarzoarenita) en una zona con intensa deformación y metamorfismo a facies de esquistos verdes baja. B) La misma sucesión turbidítica en zonas con mínima deformación, en donde se observan estructuras pimarias características de facies de Bouma. C) Volcanoclásticas alternados con las turbiditas siliciclásticas y que tienen firmas geoquímicas de MORB. D) Pedernal (radiolarita) de color verde claro, en bloques o alternado con las turbiditas.

Bloques y escamas tectónicas: La matriz sedimentaria contiene bloques incorporados por tectonismo, que son el resultado de una intensa cizalla y forman la textura de bloques en matriz (block.in-matrix) los límites de los bloques están tectonizados y en ellos se encuentran bloques más pequeños, todos, desde los "bloques" de centímetros hasta los de más de 20 metros de diámetro tienen forma de sigmoide. Los bloques son de dos tipos, los de litologías autóctonas, esto es que están constituidos por las mismas areniscas, lutitas, volcaniclásticos y pedernales que

forman la matriz, y los bloques de litologías alóctonas, estos son aquellos que no se observan con una relación deposicional primaria.

Los bloques alóctonos están formados por gabros y plagiogranitos, basaltos almohadillados, basaltos masivos, calizas con pedernal y pedernal (Figura 9). En las porciones noreste y noroeste del mapa



geológico de la región de Tumbiscatío (Figura 7) se cartografiaron

cuerpos tabulares continuos, de extensión regional, formados por

basaltos almohadillados, derrames masivos y diques, que constituyen

cuerpos coherentes en forma de cabalgaduras o escamas tectónicas de

varios kilómetros de longitud, cuyas bases presentan la deformación

más intensa (achurado en mapa). Este tipo de cuerpos pueden

presentarse en prismas de acreción como el resultado de las

cabalgaduras y su consecutivo desmembramiento conforme avanza la deformación.

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Figura 9. Litologías principales de los bloques alóctonos: A) caliza con pedernal; B) basaltos almohadillados. C) gabro bandeado.

Estructura: Como se mencionó anteriormente la deformación del Complejo Arteaga es muy variable, desde escamas tectónicas con una estratigrafía coherente hasta zonas de melánge con bloques de

centímetros de diámetro. El estilo estructural observado tiene las variaciones propuestas en la clasificación de estructuras de cizalla en bloques y matriz propuesta por Raymond en 1984 (Figura 10). Además, el complejo Arteaga presenta localmente una sobreposición de por lo menos otras 2 fases de deformación, una de ellas es en forma de

bandas miloníticas (región de Las Juntas), y en otras como pliegues que afectan las rocas cizalladas donde se observa la lineación plegada

(Figura 11 A y B). Esta última coincide con la vergencia de las estructuras que afectan las rocas cretácicas depositadas discordantemente sobre el complejo (Figura 11). La primera fase de

deformación presenta localmente metamorfismo a facies de esquisto



verde, con segregaciones de cuarzo (figura liC) y en la región de Las

Juntas llega a facies de anfibolita.

Hay que resaltar que el Complejo Artega registra, además de la

deformación asociada a la acreción, por lo menos otros dos eventos de

deformación regional, que originaron foliaciones y lineaciones plegadas y

pligues replegados. De estas, por lo menos una coincide con la

deformación que presentan las rocas cretácicas que lo sobreyacen.

UNIDADES COHERENTES UNIDADES ROTAS UNIDADES MELANGES Formación (S) o Complejo Formaciónes Rotas (5 DESMEMBRADAS M. tectónico

(1) yT) F. Desmembrada o Melange PG Complejo (T) Alolistostrome

Endolistostroma (S)

A

FA(

J.

Ra/??Iond, 1 984

Figura 10. Grados de cizallamiento que pueden presentar las rocas deformadas en zonas de subducción, el esquema A corresponde a la cubierta sedimentaria de la corteza oceánica, que incluye pedernal y depósitos hemipelágicos, el esquema inferior (B), corresponde a la porción ígnea de la corteza oceánica, que produce melánge con matriz serpentinítica y bloques de basaltos almohadillados, gabros, etc. En algunos casos, como el del Complejo Arteaga, se mezclaron las litologías y en las rocas de los niveles sedimentarios se presentan bloques de la parte inferior (B), magmática.

Especialidad. Geológica 18

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-,

r


Figura 11. Diferentes grados de deformación del Complejo Arteaga. A) Foliación plegada con desarrollo de crucero de plano axial, que forma un anticlinal recumbente cuya vergencia coincide con la vergencia de las estructuras registradas en las capas Cretácica. B) Foliación plegada y re plegada, que origina que la lineación asociada a la cizalla de Dl se curve (señalada con el lápiz), los pliegues se encuentran replegados por pliegues chevron recostados. C) foliación y secregaciones de cuarzo en la zona con facies de esquisto verde, cortadas por una cizalla frágil subvertical. D) textura de melánge, con sigmoides a escala de centímetros, formados por estratos de arenisca en una matriz lutítico-arenosa, correspondientes a la primera deformación Dl.

Edad del Complejo Arteaga: No se han encontrado macrofósiles en el complejo, solamente algunos radiolarios y foraminíferos mal preservados. Se sabe que la edad del depósito no puede ser más

antigua que el Triásico Temprano (Olenekiano) porque los zircones detríticos más jóvenes, contenidos en las areniscas de la matriz

sedimentaria tienen edades mínimas de 243 Ma. Por otra parte, la edad de los radiolarios reportados por Campa et al. (1982), es del Ladiniano-Cárnico, que es muy probablemente la edad del depósito. El fechamiento por U/Pb del uno de los bloques de gabro que aflora en la parte noroeste del área (Las Juntas, mapa en figura 7 y diagrama de



concordia en figura 12) dio una edad de 180 Ma, con una mala

precisión, por lo que no puede considerarse como la edad de

cristalización. Por otra parte, la edad de las rocas intrusivas más

antiguas que cortan al complejo ya deformado tienen una edad Jurásico Medio 163 Ma (Granito Macias en la misma zona, figura 12).

200

190 LAS JUNTAS

x (180 ± 6 M

170

MACIAS (163 ±3 Ma)

Pb207*/U 2 11

Figura 12. Geocronología del Gabro Las Juntas, que forma un bloque dentro del Complejo Arteaga y del Granito Macías, cuerpo que corta al complejo ya deformado.

Con esta información se propone una edad del Triásico Medio-

Tardío para el depósito de la matriz sedimentaria del complejo, y una edad del Jurásico Temprano para su deformación y metamorfismo.

Geoquímica de las rocas magmáticas: La afinidad petrotectónica de las rocas ígneas contenidas en el Complejo Artega es fundamental para la caracterización del ambiente tectónico. La diversidad litológica y la

estructura de bloques-en-matriz, en sí ya sugieren un ambiente de deformación en una zona de subducción, sin embargo, melánge tectónicos han sido identificados en algunas zonas con fuerte cizalla por transcurrencia, por esta razón se llevó a cabo el análisis geoquímico e isotópico de las rocas ígneas. Tanto los gabros como los basaltos almohadillados y los volcanoclásticos intercalados con la matriz sedimentaria tiene firmas geoquímicas de magmas primitivos, con

Especialidad Geológica 20


valores de ENd(220) de +11 a +7.4 que son típicos de magmas basálticos

de dorsal oceánica. Las concentraciones de elementos traza y tierras

raras también son similares a aquellas obtenidas en dorsales oceánicas

actuales (Figura 13). Estos resultados corroboran las interpretaciones realizadas con base en el trabajo de campo.

600

500

400

300

200

100

o

Ta/Yb

1 BASALTOS DE PISO

- .ø—00--a. OCEÁNICO

.IIT2T2S 11/1,000 (ppm)

ThI'i

c

Figura 13. Diagramas petrotectónicos de Th/Ta/Yb y de y vs Ti en los cuales se representan los valores obtenidos de los análisis de roca total de los bloques de gabro (círculos), de basaltos almohadillados (cuadrados) y de los volcaniclásticos (triángulos) los cuales caen en el campo de basaltos de piso oceánico.

Cubierta Cretácica: El Complejo Arteaga ya deformado y metamorfizado, fue intrusionado por cuerpos graníticos con edades de 163 a 153 Ma

(Jurásico Superior). Posterior a la intrusión ocurrió un evento de

exhumación del complejo y los cuerpos intrusivos, ya que sobre ambos descansa de manera discordante la cubierta volcanosedimentaria del

Cretácico (Figura 14). La columna estratigráfica cretácica de la región de Arteaga-Tumbiscatío está formada, de la base a la cima por: la

Formación Agua de los Indios, constituida por Conglomerados, lutitas y areniscas formadas de clastos volcánicos y derivados de la erosión del Complejo Arteaga, intercalados con tobas y algunos derrames, depositados en un ambiente transicional y que contiene gasterópodos fósiles del Aptiano tardío. La Formación Pinzán, formada de derrames

andesíticos a dacíticos, volcaniclasticos y algunos parches calcáreos, depositada principalmente en ambientes marinos. La Formación Resumidero constituida por calizas que contiene abundantes restos de rudistas. Por último la Formación Playitas conformada por una

alternancia de volcaniclásticos y derrames depositados en ambientes marinos a transicionales, con mayor abundancia de clastos volcánicos,



con respecto a la Formación Agua de los Indios. Esta última contiene

zircones detríticos de edad Albiana principalmente (106 Ma) (Centeno-

García et al., 2011). Todas estas rocas fueron deformadas previo al

depósito de una sucesión volcano-sedimentaria del Cretácico Tardío (Centeno-García et al., 2011).

• J!WV1I

•

- *. 7 • .t. . • ,• • * •

.•-

Fru Agua de u o o Aptiano Albuano)

a o lututa

arenisca

de arenisca sigmoides conglomerado

. clastos de 0.

1'

complejo Arteaga 'ti4 areniscas y )utitas 5%

detormadas y con metamoramo )facies de esquistos verdes)

Columna estratigráfica región de Arteaga

135O

Formación Playltas alternancia de derrames y tobas andesificis-dacfts, epkástks y calizas. el magmatismo disminuye liada la dma, ambientes manno somero a fluviales

550 11

Formación Resumidero calizas cen abundantes rudistas (anedfales)

350— Formación Pinzán flujos de lava andesiticos

— Fm. Agua de los Indios - o — conglomerado basal

\ volcanodásticos manno \ somero '— disconianda angular

FIL. Complejo Arteaga bloques de gabro,

/ basaltos toleitiCx)s pedernal y caliza en

lntruslvos Maclasma

sedimentana y Tumbiscatio del Jurásico Superior

Figura 14. Fotografía y su interpretación de la discordancia que separa al Complejo Arteaga del conglomerado basal cretácico de la Formación Agua de los Indios.

Región de Zacatecas

En las afueras de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo del Ahogado, Burckhardt y Scalia (1906) colectaron fauna de invertebrados que sugiere la presencia de rocas Triásicas en la región. Con el fin de determinar si existía alguna correlación con las rocas aflorantes en la

zona de Arteaga-Tumbiscatío, la autora del presente trabajo realizó cartografía a detalle y muestreo en la zona. Estas rocas fueron descritas por Burckhardt y Scalia (1906) como Formación Zacatecas (ver mapa de la figura 6 para su ubicación), y también se encuentran



intensamente deformadas y metamorfizadas, con texturas estructurales

de bloques en matriz, muy similares a las estructuras observadas en el

Complejo Arteaga. El afloramiento es muy pequeño, por lo que no se

tiene una muestra clara de la composición de esta unidad, sin embargo,

en lo observado, contiene bloques de basaltos almohadillados (Figura

15). Se llevó a cabo el análisis geoquímico de dichas rocas y se

determinó que presentan la misma composición que los basaltos de

dorsal oceánica (firmas MORB), obtenida de los bloques caracterizados

en el Complejo Arteaga. Además, las características sedimentológicas y

composicionales de la matriz (ver discusión sobre procedencia más adelante) son idénticas a las observadas en el Complejo Arteaga, por lo

que se interpretan como parte del prisma de acreción (Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005).

La Formación Zacatecas contiene fauna fósil del Cárnico-Nórico

(Burckhardt y Scalia, 1906), que traslapa con la edad de los radiolarios

presentes en el Complejo Arteaga (Ladiniano-Cárnico). Las rocas de la Formación Zacatecas son sobreyacidas, en contacto tectónico, por rocas riolitas, dacitas y calizas de la Formación El Ahogado de edad

desconocida (Figura 15), las cuales a su vez se encuentran sobreyacidas, en contacto tectónico, por las rocas Cretácicas de la

Formación La Borda, constituida por lavas almohadilladas y derrames

andesíticos intercalados con turbiditas volcanoclásticas y que contienen zircones detríticos con edades U/Pb del Cretácico Temprano (132 Ma) y

microfósiles del Aptiano (Yta et al., 2003; Escalona-Alcázar et al., 2009).

Complejo de Las 011as, Zihuatanejo

En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que

subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno

de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al poblado de Las 011as (Figura 6). El Complejo Las 011as está formado por una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario, formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con

bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000).



_

Fauft iJ114 (edad desconocida) \ _tobasriollticodacÍticas,

Fault calizas yconglomeradovolcanico P4

orn. Zacatecas 1 km turbiditas siliciclásticas, Ciudad de Zac bloques de basaltos almohadillados con firmas MORB

1000

Fauna Cárnico-Nórica

loo ArlAr 80 Ma

lo

Figura 15. Columna estratigráfica y mapa esquemáticos de la región al

este de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo el Ahogado, y patrones de tierras raras de las rocas ígneas extrusivas contenidas en las tres unidades litoestratigráficas identificadas.

Complejo de Las 011as, Zihuatanejo

En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay

una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno

de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al

poblado de Las 011as (Figura 6). El Complejo Las 011as está formado por una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario, formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con

bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000).

Los bloques están formados por basaltos provenientes de los niveles superiores de la corteza oceánica, pero también contiene

bloques de rocas provenientes de niveles inferiores, como gabros bandeados, dunitas werlitas y lerzolitas.

La composición química de la mayoría de los bloques corresponde a rocas originadas en la corteza oceánica (firmas MORB), y es el único afloramiento que presenta bloques con facies de esquistos azules

Fm. La Borda

La Ce P, Nd SmC,, (Od 00 D, Ho O Tn,Vb (o

Fm El Ahogado

-e- Tobas

Lavas

Lavas

e- Volcenoclástícos

Formación Zacatecas Basaltos almohadillados



(Talavera-Mendoza, 2000). La edad del complejo se desconoce, pero por

su afinidad geoquímica se considera correlacionable con el Complejo

Arteaga y se interpreta como los niveles más profundos de dicho complejo.

Región de Pico de Teyra (Formación Taray)

Con el objetivo de determinar si existían más afloramientos en el centro de México de rocas del Mesozoico Temprano, similares a las

descritas en Arteaga-Tumbiscatío y en la periferia de la Ciudad de Zacatecas, la autora realizó visitas a las áreas de Pico de Teyra en el

norte del Estado de Zacatecas y de Peñón Blanco, Charcas y Real de Catorce en el Estado de San Luis Potosí. Con base en el reporte

realizado por Anderson y colaboradores (1990), se inició el trabajo de

campo en la región de Pico de Teyra, con la hipótesis de que pudieran

representar la continuación de las rocas cartografiadas en Zacatecas y Michoacán.

En el marco de éste proyecto, realizó su tesis de maestría el Geol. Ciro Díaz Salgado (2004), quien confirmó la presencia de una estructura de bloques-en-matriz (biock in matrix). En Pico de Teyra las rocas del Mesozoico Inferior recibe el nombre de Formación Taray, la cual fue

descrita por primera vez por Córdoba-Méndez, (1964), quien la consideró como una secuencia orogénica geosinclinal. Del trabajo realizado se desprende que dicha formación está constituida por turbiditas (lutitas y areniscas) ricas en cuarzo, que forman la matriz de

un melange tectónico que contiene bloques de basaltos almohadillados serpentina, pedernal y calizas (Figura 16), todos deformados y

localmente con metamorfismo en facies de esquistos verdes (Díaz-Salgado et al., 2003; Díaz-Salgado, 2004, Anderson et al., 2005). Los

bloques tienen forma sigmoidal (figura 16B) y varían en tamaño de centímetros a más de 500 metros de diámetro (bloque conocido como Cerro el Pedernal). La composición de las rocas basálticas, que se

muestra en los diagramas de tierras raras y de Ti vs V de la figura 17, muestran que son basaltos oceánicos con dos afinidades, los basaltos

con patrones planos a ligeramente enriquecidos en tierras raras ligeras (Figura 17a y b), sugieren un origen de dorsal oceánica (MORB), sin

embargo, también se identificaron basaltos muy enriquecidos en tierras raras ligeras (Figura 17c), que corresponden a firmas típicas de basaltos de isla oceánica o de punto caliente (OIB), ambos conjuntos de


Diques Cenozolcos

Granitolde Pico de Teyra (Cenozolc)

Fomiadón Zuloaga (Jurasico Superior)

Formadón Nazas (Jurslco MedIo)

> - Matriz sedimentaria (cuarzoarenitas y lutltas)

- Bloques de pedernal negro

c Bloques de basalto almohadillado 0

Bloques de pedernal verde

E Bloques autóctonos de cuarzoarenita o

u.. Bloque de caliza recnstallzada

F- Estratdtcadón

Clivaje

. Plano Axial

- Fallas Inferidas

Zonas de dzalla y desarrollo de esquistos

Fallas normales

0 5Km

B

y


muestras caen en el campo de basaltos oceánicos en el diagrama de Shervais (1982) (figura 17d).

La composición y afinidad petrotectónica de los bloques de rocas ígneas que contiene y la naturaleza de su deformación en bloques en

matriz (Figura 18), originada por una intensa cizalla, indican que estas rocas se formaron en una zona de subducción, como un prisma de acreción (Díaz-Salgado, 2003; Anderson et al., 2005). La edad de la

Formación Taray no ha sido bien determinada, los fechamientos de zircones detríticos la presencia de calizas con abundantes crinoideos y el reporte de conodontos en los bloques exóticos sugieren un depósito entre el Pérmico y el Triásico Tardío (Díaz-Salgado, 2003; Silva-Romo et al., 2000).

AJuvlon

Figura 16. A) Mapa Geológico de la Región de Pico de Teyra (tomado de Díaz Salgado, 2004). B) Acercamiento del mismo mapa donde se observan los bloques de distintas dimensiones.


(ki TI, r)y H,, F T, VI, I

ØP.23l

A P-

* N.4


a)

MORB

1 L--

C.I TI H. U T, 'A

e) -s-a...1io o d)

OIB

11 Iy II. 1' 1 1,

Figura 17. a b y c) tierras raras ligeras normalizadas a condrita, las

firmas son de basalto de dorsal oceánica (MORB) y de basalto de islas oceánicas (OIB). d) Diagrama de y vs Ti.

rtM —

Figura 18. A) Bloques de caliza y serpentina en una matriz sedimentaria. B) Contacto entre las formaciones Taray y Nazas. C) textura de bloques en matriz, con un sigmoide de arenisca.



La composición, procedencia y aparentemente también la edad

del depósito de la matriz sedimentaria de la Formaciones Taray y

Zacatecas son muy parecidas entre sí, por lo que se propone

considerarlas como una misma unidad litoestratigráfica (Silva-Romo et

al., 2000), aunque se han descrito como dos formaciones distintas

desde tiempos históricos. Cabe resaltar que la Formación Taray tiene

una mayor diversidad en la composición de los bloques exóticos que

contiene, con respecto a la Formación Zacatecas, pero esto último

también puede deberse a la diferencia en el tamaño de los afloramientos.

En la zona de Pico de Teyra las rocas continentales volcano-sedimentarias cubren discordantemente a la Formación Taray (Díaz-

Salgado, 2004). Estas mismas rocas continúan al norte y afloran

extensivamente en Caopas. La sucesión ha sido dividida en tres

unidades, las Formaciones Caopas, Rodeo y Nazas (Córdoba-Méndez,

1964; López-Infanzón, 1986; iones et al., 1995). La Formación Caopas está constituida por intrusiones porfídicas con una edad U-Pb de 158 Ma (iones et al., 1995). Las formaciones Rodeo y Nazas están formadas por

una alternancia de flujos de lava y diques andesíticos a riolíticos, alternados con depósitos piroclásticos y depósitos clásticos fluviales,

principalmente areniscas y conglomerados (iones et al., 1995, Díaz-

Salgado, 2004). Hay el reporte de una edad K-Ar de la Formación Rodeo, de 183 Ma (López-Infanzón, 1986). Por lo que la edad de

deformación de la Formación Taray es previa al Jurásico Medio y tal vez al Pliensbaquiano (Jurásico Inferior).

Región de Tolimán

En la región de Tolimán, al oriente de Peña de Bernal, en el Estado de Querétaro aflora una sucesión de turbiditas siliciclásticas intensamente deformadas, que fueron agrupadas por Carrillo-Martínez

(2000), junto con rocas volcánicas como Formación San Juan de La

Rosa. Sin embargo, el trabajo cartográfico detallado mostró que son dos unidades separadas por una discordancia angular (Figura 19). La distinción fue realizada anteriormente por López Ramos (1985) quien

denominó a las rocas deformadas, en la zona norte de Tolimán, como Formación El Chilar. Por su deformación distintiva, y con base en el Código Estratigráfico Norteaméricano, se le cambió el nombre a

Complejo El Chilar (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006). Al igual que


2055 20 S

1 - 1 San Pablo T6lim.i

20 50

Ce

Cretaoc caeo

Cretaoc- ura

San Juauco

n de laR

Chia

.ço / 2Km

99 59 9y :5


las unidades previamente descritas, este complejo está constituido por turbiditas siliciclásticas cuya deformación varía desde zonas

intensamente deformadas, con una textura de bloques en matriz, y con facies de esquistos verdes, hasta zonas donde la estratificación y estructuras primarias se encuentran bien preservadas. En las zonas

intensamente deformadas, se presentan bloques de las mismas turbiditas, que forman sigmoides de tamaños que van de centímetros a decenas de metros (Figura 20). Hasta la fecha solo se ha identificado un

bloque exótico, constituido por pedernal (radiolarita) y diques de microgabro, el cual sufrió fragmentación por la intensa cizalla y que forma un conjunto de bloques muy cercanos uno al otro, el mayor de más de 100 metros de diámetro (Figura 20). La composición geoquímica de los diques de microgabro es similar a la de los gabros de corteza oceánica, con lo que se plantea que Complejo El Chilar corresponda a la continuación hacia el sur del prisma de subducción identificado en la Mesa Central (Dávila-Alcocer et al., 2013).

99 55 99

Figura 19. Mapa geológico de la región de Tolimán, Querétaro, en el cual se muestra la separación del Complejo EL Chilar, de la Formación San Juan de la Rosa (tomado de Dávila-Alcocer et al., 2009).



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r- A DT

Figura 20. A) Fotografía del bloque exótico (delineado en rojo) de pedernal con diques de microgabro, de forma sigmoidal y rodeado de la matriz sedimentaria. B) Mapa de detalle de la zona con bloques de pedernal con diques de microgabro en la población de El Terrero (ver ubicación en figura 19). C) bloque tectónico de litología autóctona (arenisca), en forma de sigmoide y rodeado de una matriz lutitíca. D) Una de las zonas con mayor deformación con textura de bloques en matriz, con una matriz sedimentaria, los bloques son de areniscas y pedernal negro (al centro), y localmente presenta facies de esquistos verdes.

Se desconoce la edad del Complejo EL Chilar, por la composición de las turbiditas siliciclásticas y por su posición estratigráfica se infiere

que probablemente corresponde al Mesozoico Inferior, ya que está

cubierto discordantemente por las rocas volcano-sedimentarias de la Formación San Juan de la Rosa de edad Jurásico Superior-Cretácjco Inferior (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006; Dávila-Alcocer et al., 2009, 2013). Las rocas de la Formación San Juan de la Rosa están a su vez cubiertas de manera transicional por calizas de la Formación Peña



Azul que a su vez cambia a la cubierta calcárea del Cretácico

(formaciones Tamaulipas y El Doctor) que caracteriza la plataforma El Doctor y cuencas aledañas.

Regiones de Peñón Blanco, Charcas y Real de Catorce

Rocas de edad aparentemente Triásica también están expuestas

en altos estructurales de Peñón Blanco, Charcas y Sierra de Catorce, en

el Estado de San Luis Potosí (Figura 6) (Labarthe et. al.; 1982; Silva-

Romo, 1993; Tristán-Gonzalez and Torres-Hernández; 1994; Centeno-

García and Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño

et al., 1998, 2010; Bartollini et al., 2002). En estas localidades las rocas

están constituidas por una sucesión sedimentaria muy gruesa, cuyo

espesor original se desconoce, ya que se encuentra fuertemente plegada

y cizallada. No obstante, un pozo exploratorio de PEMEX perforó hasta

4,640 metros de esta unidad sin atravesarla totalmente (López-

Infanzón, 1986). Estas rocas han sido descritas como Formación Zacatecas, sin embargo no contienen bloques exóticos ni la deformación llega a ser tan intensa como para formar una textura de bloques en matriz, por lo que la autora de este trabajo, junto con otros autores

preferimos separar las rocas de estos afloramientos con el nombre de Formación La Ballena (Silva-Romo, 1993; Centeno-García and Silva-Romo, 1997; Silva-Romo et al., 2000; Centeno-García, 2005).

La localidad tipo de la Formación La Ballena se encuentra al

occidente de la ranchería del mismo nombre, al norte de Villa Hidalgo,

Zacatecas. La sucesión consiste casi exclusivamente de depósitos turbidíticos, formados por una alternancia de lutitas, limolitas y

areniscas ricas en granos de cuarzo, y constituyen un depósito típico de

abanico submarino, con escasos estratos de conglomerado, los cuales están constituidos por clastos de cuarzo y pedernal, y también escasos clastos volcánicos félsicos y graníticos. Estas rocas contienen amonitas y

bivalvos del Triásico Tardío (Cárnico) similares a los reportados en los afloramientos de la Formación Zacatecas en la ciudad del mismo nombre (Cantú-Chapa, 1969; Silva-Romo, 1987; Silva Romo et al., 2000; Bartolini et al., 2002).

En la zona de Sierra de Catorce las turbiditas previamente deformadas de la Formación La Ballena, están cubiertas discordantemente por rocas depositadas en un ambiente fluvial correspondientes a la Formación Cerro El Mazo (Barboza-Gudiño et al.,



2004; Venegas-Rodríguez et al., 2009). Está unidad cambia

transicionalmente a la sucesión volcanoclástica de la Formación

Nazas(?), compuestas por una alternancia de tobas y flujos de lava de

composición riolítica a andesítica, con paquetes de conglomerados y

areniscas de color rojo, estas rocas están corl:adas por un dique cuyo

fechamiento radiométrico arrojó una edad de 172+5.1 Ma (Barboza-

Gudiño et al., 2004) lo cual indica que el tiempo del depósito fue pre-

Bajociano. Las unidades anteriores están cubiertas discordantemente

(discordancia angular) por la Formación La Joya (Barboza-Gudiño et al.,

2004), una secuencia transgresiva de conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas que pasa de grueso a fino y de continental a

transicional marino hacia la cima, donde alterna con calizas de estratos delgados.

Afloramientos de capas rojas en la misma posición

estratigráfica, hacia el sur en la Sierra de Catorce, contienen zircones

detríticos cuyas edades radiométricas definen un grupo importante a

los 159 Ma (Venegas-Rodríguez et al., 2009). Lo que sugiere una edad máxima de depósito del Caloviano-Oxfordiano, correlacionable

en parte con las calizas de la Formación Zuloaga que la cubren (Oxfordiano-Kimmeridgiano, Barboza-Gudiño et al., 2004).

En las regiones de Charcas y Peñón Blanco se presentan capas

rojas similares, que sobreyacen en contacto discordante a las rocas triásicas de la Formación La Ballena y que están a su vez cubiertas por las calizas del Jurásico Medio-Superior (Silva-Romo et al., 2000).

4) COMPOSICIÓN, PROCEDENCIA Y PALEOGEOGRAFÍA: DEFINICIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ

Una vez recopilada la información de todas estas localidades que presentan rocas intensamente deformadas, cuya composición de los bloques tectónicos y características estructurales sugieren que se

originaron en la zona de subducción, la pregunta que se planteó fue: ¿éstas localidades, aisladas entre sí por kilómetros y distribuidas desde la parte norte del estado de Zacatecas, hasta las costas de Michoacán y

Guerrero ,conformaron originalmente un solo prisma de acreción?.

Debido a la falta de continuidad de los afloramientos es difícil tener la seguridad de dicha continuidad. Sin embargo, hay una evidencia

en particular que apoya fuertemente dicha correlación y es la



composición y procedencia de la matriz sedimentaria, que a continuación se describe con detalle.

En todas las localidades estudiadas la matriz sedimentaria está

compuesta por una alternancia de lutitas y areniscas, cuyas estructuras

primarias indican el depósito por corrientes turbiditicas principalmente, y

algunos flujos de grano. Las areniscas son invariablemente cuarzoarenitas, formadas principalmente por granos de cuarzo, y en

menores proporciones contienen granos de pedernal, argilita, granitos y

de rocas ígneas félsicas (Figura 21). La misma composición se presenta

tanto en las unidades que se interpretan como parte del prisma de acreción, como en aquellas del centro de México donde la deformación

es menor y se interpretan como depósitos de la margen continental

(Formación La Ballena en Charcas, Peñón Blanco y Real de Catorce). En

el diagrama ternario de procedencia propuesto por Dickinson (1985),

todas las localidades caen en el campo de Orógeno Reciclado, lo que

sugiere que provienen de rocas previamente deformadas y sin la influencia de arcos volcánicos activos (Figura 21).

Los estudios de procedencia a partir de edades mono-minerales de zircones detríticos, han dado como resultado las mismas poblaciones

para todas las localidades, ya que todas presentan tres grupos de

edades principales (Figura 22) (Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño et al., 2010; Centeno-Garcia et al., 2011):

Un conjunto de zircones con edades del Pérmico y algunos del Triásico Temprano.

Un grupo de zircones con edades alrededor de los 500 Ma que se conocen de manera informal como procedencias del "Pan Africano" (Martínez-Catalán et al., 2004)

Otra población importante alrededor de los 1,000 Ma que se consideran las edades obtenidas cuando los sedimentos provienen de complejos metamórficos tipo Grenville, cuyo equivalente en México son los complejos metamórficos que constituyen el Bloque Oaxaquia (Gneis Novillo, Gneis Huiznopala y Complejo Oaxaqueño).

Las rocas de estas edades, que pudieron ser la fuente de las rocas sedimentarias estudiadas, se ubican actualmente en Sudamérica y África (Venezuela, Perú y Brasil), pero también en el oriente y sur de México (Oaxaquia, Arco Pérmico Delicias-Tuzancoa, Complejo Acatlán).

Especialidad; Geológica 33


Qm Cratón Interior

Cuarzosa Transicional 2ecicladorógano

Continental

Transicional

/9 Arco lado Disecta

Lítica 04 Arco Transicional Orógeno

F' Lt (A)

Figura 21. A) Diagrama ternario que muestra la procedencia con base en la composición de las areniscas de las unidades: Complejo Arteaga, Fm. Zacatecas, Fm. Taray, Complejo El Chilar y la Fm. La Ballena, con base en el análisis modal bajo el microscopio (Qm= cuarzo monocristalino, Lt= líticos, F= feldespato total), diagrama de petrofacies de Dickinson (1985). B) fotomicrografía de la arenisca de la matriz del Complejo Arteaga.



Peñón Blanco n=98

Pico de Teyra n=94

Zacatecas n=92

Arteaga n=93

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 Ma

Edad en millones de años

Figura 22. Diagramas de probabilidad relativa con respecto a la edad en millones de años (MA) de las poblaciones de zircones detríticos de cuatro de las localidades estudiadas, el Complejo El Chilar presenta las mismas poblaciones.

De la procedencia resaltan tres aspectos importantes:

El primero es lo homogéneo de la composición en una distribución geográfica tan amplia.

El segundo es el espectro tan amplio en las edades, lo que sugiere un drenaje extenso, de una zona con denudación intensa, este tipo de

(U > 4-.

(U

-o (U 0

£2 (U

£2

2 3-



patrones de procedencias (de amplio rango) es común en cuencas de

márgenes pasivas o de rift evolucionado, las cuales reciben sedimentos

a partir de ríos que drenan grandes extensiones, como por ejemplo el

Rio Ganges, que da lugar al Abanico Submarino de Bengal (Figura 23) o

el Rio Mississippi que origina una sedimentación de mucho espesor.

'1. 4

Figura 23. Mapa que muestra las dimensiones del Abanico de Bengal, que se origina por los sedimentos transportados por el Rio Ganges y otros que drenan el Cinturón Orogénico de los Himalayas.

El tercero importante para la interpretación paleogeográfica, es el hecho de que las edades más jóvenes obtenidas en los zircones detríticos son por lo menos 30 o 50 millones de aPios más viejas con respecto a las edades de depósito, lo que sugiere que no existió un arco

volcánico contemporáneo a la sedimentación, y que, por su composición cuarcítica, dicha sedimentación probablemente no corresponde al relleno de una trinchera.

Por estas evidencias se propone que antes de iniciarse la subducción, existió en la paleo-margen continental del occidente de México condiciones de tipo margen pasiva, en las cuales se dio el

depósito de un abanico submarino de grandes dimensiones (Figura 24),



al cual se le propone el nombre de Abanico Submarino Potosí por haber sido primero identificado en el Estado de San Luis Potosí (Centeno-

García, 2005; Centeno-García et al., 2008).

Figura 24. Ubicación del Abanico Submarino Potosí al momento del

inicio del rompimiento de Pangea, durante el Triásico Tardío, el cual recibió sedimentos principalmente

En distancias actuales, la distribución de los afloramientos de las turbiditas siliciclásticas del Abanico Submarino Potosí se enmarca en un

área de aproximadamente 640 x350 km, con espesores mínimos de más

de 4 km, según indican las perforaciones realizadas por PEMEX. Con

base en este cálculo aproximado, se comparan volúmenes originales probables de rocas sedimentarias, con aquellos observados en márgenes

pasivas deformadas y son similares. La extensión actual de los afloramientos es probablemente mucho mayor que la distribución geográfica original, esto debido a que durante el Cretácico tuvo lugar un proceso de rift que desmembró el prisma y que además estuvo acompañado por una fuerte acreción magmática, que probablemente, por lo menos duplicó el tamaño de la corteza (Figura 25).

En otras palabras, la extensión geográfica inicial del prisma de acreción fue probablemente no mayor al 50% de lo que se observa actualmente, esto se infiere por el hecho de que el occidente de México



ha sufrido procesos de acreción magmática durante el Jurásico-Cretácico

(apertura de la cuenca de tras arco Arperos y su posterior cierre en el

Cretácico Tardío) y el Cenozoico (cinturón batolítico de la costa) (Figura 25).

Con base en la procedencia y los volúmenes de sedimento se

propone que durante el Triásico Tardío la margen continental tuvo un

período de quietud tectónica, en condiciones de margen pasiva, que

permitió la formación de cuñas sedimentarias de gran espesor, como es

el caso del Abanico Submarino Potosí, que se depositó sobre la margen

continental cuyos relictos se encuentran en localidades del centro de

México: Charcas, Peñón Blanco y Real de Catorce (Figuras 25 y 26). La sedimentación del Abanico Submarino Potosí probablemente se extendió sobre la corteza oceánica (Figuras 26 y 27). La deformación de la cuña sedimentaria formada por el Abanico Submarino Potosí y la

incorporación tectónica de bloques de fragmentos de la corteza oceánica

que lo sobre yacía, ocurrieron durante la subduccián que precedió al depósito del abanico (Figuras 25 y 26).

La presencia de tobas alternadas con las turbiditas siliciclásticas en el Complejo Arteaga sugieren que hubo magmatismo de dorsal oceánica cerca de la zona de depósito del Abanico Submarino Potosí, por

lo que se propone la existencia de una paleo cuenca oceánica (Cuenca

de Arteaga, figuras 26 y 27). Actualmente afloran los niveles más bajos

del prisma de acreción en la costa, esto se infiere por la distribución de las facies metamórficas, que hacia la mesa central no son mayores a

esquistos verdes, en cambio en los complejos las 011as y Arteaga alcanzan facies de anfibolita y esquistos azules (Figura 25).

5) DEFORMACIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ Y GENERACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN: ¿HACIA DÓNDE FUE SU POLARIDAD?

La información obtenida a la fecha apoya la hipótesis de la existencia de un abanico submarino que se depositó en la margen continental paleo-pacífica de México por lo menos en el Triásico Tardío.

Las edades de sus zircones detríticos sugiere que los sedimentos procedían ya sea de Gondwana o bien del sur-oriente de México (o de ambos) y su extensión y volumen fueron considerables.



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Zona del Prisma de Acreció. con mayor metamorfismo

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Límite del

Terreno 15'-

Guerrero

• Paleozoico ntanü'fico. I»eo ysediiiitaiio

Figura 25. Distribución de las unidades estudiadas del Triásico Superior en el centro y occidente de México, y su interpretación paleoambiental. Nótese que las rocas del prisma de acreción presentan un mayor metamorfismo (facies de esquistos verdes, anfibolita y esquistos azules) en la zona de la costa, con respecto al mismo prisma en la mesa central (localmente solo facies de esquistos verdes). La línea azul marca el límite actual del prisma de acreción, dicha ubicación probablemente se debe a cabalgamientos ocurridos durante la deformación del Cretácico Tardío (Laramídica); la línea roja corresponde al límite de las aloctonías del Terreno Guerrero ocurridas durante el Cretácico.

Abanico submarino depositado en la márgen continental

Q E 5 ,1,110

• Zona del Prisma de Acreción P»n - con menor metamorfismo

IV

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Norteamérica

vulcanismo de arco VI Tndeco Tardío J

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México

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Jaxequ a y otros complejos

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Sudamérica ACatlán

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Triásico Tardio

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Norteamérica 001-

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Jurásico

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Sudamérica

—Ç-Inicio de la formación del prisma de acrecióri objeto del presente estudio

Inicio del Jurásico

B

Figura 26. Modelo de generación del prisma de acreción con polaridad de la subducción hacia el este. A) reconstrucción para el Triásico Tardío, en la que se infiere que la margen continental occidental de México actuó como margen pasiva, en la cual ocurrió el depósito del Abanico Submarino Potosí, cuyos sedimentos probablemente fueron derivados de Sudamérica (Gondwana) y oriente-sur de México. B) Para el Jurásico Temprano, ésta misma margen se convierte en margen convergente, en la cual los sedimentos del Abanico Potosí son deformados junto con la corteza oceánica que le subyace (modificado de PindelI, 1993).



La discordancia regional indica que dichas rocas fueron

deformadas en algún momento antes del Jurásico Medio, esto con base

en la edad de las rocas ígneas intrusivas que cortan o que se depositaron sobre dichas unidades Triásicas.

Uno de los problemas aún no resueltos es la polaridad de la zona

de subducción, si el prisma se desarrolló por una subducción con

vergencia hacia el este, se esperaría la generación de un arco

magmático en el oriente de México (Figura 26) para dicha época, sin

embargo son pocas las rocas ígneas, extrusivas o intrusivas,

identificadas en México, y la mayoría son cuerpos magmáticos de poca extensión.

Otra opción es la generación de una subducción con polaridad

hacia el occidente (Figuras 27), en la cual se esperaría la generación de

un arco intraoceánico que eventualmente colisionaría contra el

continente (Centeno-García et al., 2008), dando lugar a la distribución

actual de la deformación de las rocas triásicas. Este modelo de arco intraoceánico es muy especulativo, ya que no se encuentran evidencias directas. Las únicas rocas con afinidad de arco intraoceáncio del Triásico

Tardío-Jurásico Temprano se encuentran en la Península de Vizcaíno (figura 6), en donde se le ha descrito como Formación San Hipólito.

Queda abierta la posibilidad de que dichas rocas sean el remanente de dicho arco.

Las únicas dos evidencias a favor de este modelo, son: 1) que en

las formaciones Jurásicas que sobreyacen discordantemente sobre la Formación San Hipólito, se han encontrado clastos de areniscas con composición y poblaciones de zircones detríticos idénticos a los zircones

fechados en el Abanico Potosí (Kimbrough comunicación personal, 2005). 2) Que el afloramiento del prisma en Las 011as contiene bloques tectónicos de afinidad de arco ¡ntraoceánico.

Una vez generado el prisma de acreción, este fue "fragmentado" por procesos de rift de suprasubducción que ocasionó que parte del prisma se encuentre cubierto por las plataformas calcáreas del Cretácico del oriente de México y otra parte constituya el basamento de los arcos marginales del Cretácico del occidente del país.

Posteriormente, tanto las rocas de los arcos marginales del Cretácico como la cubierta sedimentaria del oriente de México sufrieron



deformaciones importantes durante el evento orogénico del final del

Cretácico principios del Cenozoico (orogenias Sevier y Larámide) que

afectaron también a las rocas estudiadas.

Independientemente de los modelos de origen del prisma de

acreción, éste marca el límite de placas para el Mesozoico Temprano, y

permite realizar aproximaciones de la tasa de crecimiento de la corteza

de México. Ésta corteza "juvenil", pero con una importante componente

de material reciclado de cortezas más antiguas, aparentemente juega

un papel importante en la composición de yacimientos minerales en México.

Norteamérica

vulcanismo de arco Tnsico Tardío

subaérea

Aamar lcatáj

África Fluvial

Complejo Sudamérica Acallán

-¼- U "l vulcanismo de arco

Triásico Tardío

Inicio de la formación del prisma de acreción objeto del presente estudio

Triásico Tardío inicio del Jurásico

Figura 27. Modelo propuesto para la paleogeografía de la margen continental durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano (modificado de Pindell, 1993). En este modelo la subduccián se encuentra al occidente, originada por el acercamiento de un arco intraoceánico que consume la cuenca oceánica localizada entre el continente y el arco (cuenca de Arteaga), sobre la cual se depositó el Abanico Submarino Potosí.



6) IMPORTANCIA DEL PRISMA DE ACRECIÓN EN LA DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE LOS YACIMIENTOS MINERALES.

Como se mencionó en la introducción de este trabajo, en algunos

prismas de acreción fósiles se hospedan yacimientos minerales

importantes, principalmente polimetálicos (Haeussler et al., 1995). En dichos prismas se presentan algunos rasgos a destacar:

Los sedimentos o rocas sedimentarias que constituyen la matriz

sedimentaria del prisma pueden contener cantidades significativas de

metales originados de la erosión del basamento o de los edificios

volcánicos del arco magmático que son la fuente de origen de dichos materiales.

Los fragmentos de corteza oceánica incorporados en el prisma

pueden contener metales como cromo y platinoides; si los bloques

tectónicos incorporados al prisma contienen relictos de los sedimentos

que cubrían originalmente dicha corteza, pueden contener yacimientos tipo VMS (sulfuros masivos volcanogénicos).

Al terminar el proceso de subducción, la corteza generada es una corteza juvenil, ya que está formada por los materiales acrecionados derivados de la corteza oceánica y, como base de esta nueva litósfera, se preserva el último fragmento de dicha corteza oceánica que estaba

siendo subducida, por lo que los procesos tectono-magmáticos

posteriores a la acreción pueden movilizar los metales presentes en dicha corteza juvenil.

Por las razones descritas anteriormente, desde la perspectiva de la Geología Económica, la aportación principal de la caracterización del

prisma de acreción del occidente de México, es que abre una serie de posibilidades de exploración de yacimientos minerales. Además, es una base para generar modelos metalogenéticos para la región.

En la Mesa Central de México, una porción del prisma de acreción estudiado constituye el basamento, esta porción del prisma aparentemente se limita al norte por el Sector Transversal de Parras del

cinturón plegado de la Sierra Madre Oriental, y al sur y occidente por el

límite de las aloctonías del Terreno Guerrero. Este relicto del prisma de acreción recibe el nombre de Terreno Central (Centeno-García, 2005).



Resalta en particular, en el Terreno Central, la presencia de

yacimientos importantes tipo skarn de sulfuros polimetálicos tipo IOCG

(iron oxide copper-gold deposits), asociados a cuerpos intrusivos con

tendencias calcialcalinas a toleíticas, emplazados durante el Cretácico

más tardío y el Cenozoico (Camprubí, 2013).

En su límite norte, en el Sector Transversal de Parras, se

encuentra probablemente el cinturón de skarns económicamente más

productivo de México (Figura 28), que incluye el yacimiento

recientemente descubierto de Peñasquito (distrito de Mazapil, con Au-

Ag-Pb-Zn), Concepción del Oro, Mapimí en Durango y Velardeña (Camprubi, 2013).

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Norte América i.7

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Figura 28. Ubicación del Terreno Central, cuyo basamento está constituido por un remanente del prisma de acreción del Mesozoico Inferior. El sombreado enmarca la región con yacimientos importantes de skarns formados durante el Cenozoico, los cuadros verdes representan, al norte, los yacimientos de Velardeña, Peñasquito y Concepción del Oro, y al sur, el distrito de Fresnillo.

En la región de la costa también se encuentran una cantidad importante de yacimientos metálicos. Estos se dividieron en la figura 29, con base en la edad de la roca donde se encuentran emplazados. En las rocas de los Complejos Arteaga y Las 011as, se han identificado bloques



tectónicos con importantes concentraciones de cromo, los cuales no han

sido estudiados para determinar su contenido de níquel y platinoides.

También en las rocas sedimentarias del Complejo Arteaga se han

reportado barita y sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), pero los

yacimientos más importantes dentro del complejo corresponden a los de

oro orogénico, asociados a los eventos de deformación que afectaron

dichas rocas, entre ellos se encuentran Zapotillos y La Michoacana (Camprubi, 2013).

Algunos de los cuerpos intrusivos del Jurásico Medio-Superior,

emplazados en el Complejo Arteaga contienen yacimientos tipo IOCG

(Figura 29), por otra parte también se presentan alrededor de los

intrusivos de Tumbiscatío (Jurásico) y Placeres del Oro (Cretácico) al sur

de Ciudad Altamirano, yacimientos de oro de placer. Otros yacimientos

asociados al Complejo Arteaga y a las rocas volcánicas Jurásicas que lo

sobreyacen se encuentran en el distrito de Cuale, en Jalisco.

Ésta región de la costa se caracteriza por la gran abundancia de yacimientos minerales asociados a los eventos magmáticos del Cretácico y Paleógeno, como se observa en el mapa de la figura 29, los

yacimientos más significativos corresponden a sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), que aunque fueron originados en su mayoría por

el magmatismo del Cretácico Temprano, tienen como basamento la

corteza juvenil del prisma de acreción. El otro tipo de yacimientos importantes son de tipo skarn de sulfuros polimetálicos tipo IOCG (iron oxide copper-gold deposits) (Camprubí, 2013), emplazados tanto en cuerpos intrusivos del Cretácico más superior como en los plutones de

edades cenozoicas. Al igual que el magmatismo del Cretácico Temprano, la mayoría de los eventos magmáticos posteriores presentan firmas

geoquímicas primitivas, similares a las de los arcos intraoceánicos actuales, lo que sugiere que el prisma de acreción y los relictos de

corteza oceánica que lo subyacen, han jugado un papel importante en la generación de los magmas y el origen de su composición.

Figura 29 (siguiente página). Mapa geológico de la región occidental del Terreno Guerrero que muestra la distribución de los yacimientos minerales metálicos más importantes (modificado de Centeno-García et al, 2008 y Camprubi, 2013).


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m xicaddelians temió en ai,ier*es mannos snnasos Aob m1ias y fransdezales, cs y al oeste en mainos pro(undos. aidesis, ixiodásticos y escasos &os de lava floitas y basaltos i cazas Cortiito de aco co~

Aiea de la cos oorisibde arco Cr~, andesitas, holitas y algtrios basal, con 'iodást, as y sáddáslicos , CSÇsi5 rajas / Silicalisticos arídentes tientales y mamas sco Terreno Arcelia masios

Bass aírnohadillados con femas Q~Acañán Paleco Plutones del Jt,ásco lnfeçtory de arco de xilas y tistxideas volcanicas Meco del Cietácko

conlejo de Sul~ ias ocas sallos abad con Iii. Terreno Xolapa

Urtadco) de islas oceanicasydedeisal ' pkitones

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Conjuntos de traslape Fm. Mahuatepec Cretádco Supenor, locas clásticas de ¡sileno de a~ de a'itepa,s (dxe a los terrenos Ñceka y Teldoan)

Fin Mexcala Ttzco4a - -Maesltid,haio, ____ rocas dásbcasde refleno de wenos de

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Rocas vdicas y sedimentarías

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Tipos de depósitos * Reciente • oiodeplacar

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• sitluros masivos volcanogénicos (VMS)

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• siitaos masivos volcanogérncos (VMS)

A aornita (potendales de niquel y platnoides)

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TERRENO XO


CONCLUSIONES • La composición y procedencia las rocas sedimentarias del Triásico

Superior de la región centro-occidental de México sugieren que durante

ese tiempo existieron condiciones de margen pasiva, en la cual se

depositaron potentes espesores de sedimentos derivados del oriente de

México y/o del paleo-continente Gondwana. A estas rocas

sedimentarias se les ha denominado como Abanico Submarino Potosí.

•La deformación de dichas rocas ocurrió probablemente durante el

Jurásico Temprano. La presencia de bloques emplazados

tectónicamente en las rocas del Abanico Submarino Potosí, están

formados principalmente por gabros, basaltos de dorsal oceánica,

pedernales y calizas, por lo que se interpreta que estos fragmentos

fueron derivados de la corteza oceánica y que el primer evento de

deformación que afectó a las rocas corresponde a los procesos tectónicos asociados a la subducción.

• Las características estructurales y litológicas resultan en la caracterización del prisma de acreción del Mesozoico Temprano.

• Las rocas del prisma de acreción sufrieron varios eventos de deformación posteriores, que dieron lugar a una fábrica compleja.

• Dichas rocas son cubiertas discordantemente por capas rojas y calizas jurásico-cretácicas en la región central de México y por rocas

volcano-sedimentarias del Cretácico en la región de las costas de Guerrero, Michoacán, Colima y Jalisco.

• La caracterización de dicho prisma es una contribución importante

al conocimiento de la Geología Regional de México, que aporta nuevos

elementos para la reconstrucción de la evolución tectónica del país y permite generar nuevos modelos de metalogénesis, fundamentales para la exploración de yacimientos minerales en la región.

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Especialidadi Geológica 50


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9) Agradecimientos

La autora agradece a los comentaristas del presente trabajo Ing. Samuel Eguiluz, Dr. Demetrio Santamaría y Dr. Dante Morán, a Martín Guerrero, Oscar Talavera, Gilberto Silva, Manuel Grajales, Pedro Corona, Rafael Barboza, José Luis García, José Luis Sánchez, Joaquín Ruíz, Peter Coney, Cathy Busby, quienes participaron en la investigación con sus experiencias, información y discusiones, a los alumnos Ciro Díaz y Víctor Dávila, amigos y familia muchas gracias.

Especiahdad: Geológica 52

Cd. de México, D.F. a 21 de agosto, 2013

Ing. Bernardo Marteli Andrade Presidente de la Comisión de Geología Academia de Ingeniería, A. C.

PRESENTE.

Por este medio me es grato comunicar a usted, que el trabajo "Caracterización del prisma

de acreción del mesozoico temprano del occidente-centro de México: implicaciones en la

distribución regional de yacimientos minerales", que presenta para su ingreso a esta

Comisión, corno Académico Titular, la Dra. Elena Centeno García, reúne los requisitos de

contenido y calidad apropiados para ser aceptado y presentado en la ceremonia respectiva a

celebrar este 22 de agosto del presente año.

Atentamente:

lng. Samuel Eguiluz y de Antuñano

Académico Titular

Academia de Ingeniería, A. C.

1

COMENTARIOS DEL ING. SAMUEL EGUILUZ AL TRABAJO DE INGRESO EN LA ESPECIALIDAD DE

INGENIERÍA GEOLÓGICA, DE LA ACADEMIA DE INGENIERÍA, QUE PRESENTA LA DRA. ELENA

CENTENO GARCÍA.

Interesante el trabajo de investigación académica que presenta la Doctora Elena Centeno

García para su ingreso como Académico Titular para la Academia de Ingeniería, A.C. y que se

comenta a continuación:

El oriente de México ha sido una región ampliamente explorada motivado por los bastos

yacimientos de petróleo que bordean el Golfo de México, sin embargo, el occidente de México

ha sido relativamente poco explorado, no obstante que en él existen yacimientos poli-

metálicos muy importantes, yacimientos que han sustentado la actividad económica de

numerosas localidades.

El trabajo que nos ha presentado la Dra. Elena Centeno García, es una integración e

interpretación regional de datos que amalgaman el estado actual del conocimiento, en un

intervalo geológico particularmente importante. Este intervalo Triásico - Jurásico y su

deformación inmediata posterior, dio forma al basamento que controló la paleogeografía que

configuró los mares y los continentes del Jurásico Superior y del Cretácico de México, esta

configuración es trascendental para la exploración de todo tipo de yacimientos, tanto

metálicos como petroleros. El trabajo presentado aporta una concepción geológica integral del

occidente del país que sirve para descifrar su reconstrucción en el tiempo, pero sobre todo,

para explorar los vastos recursos naturales con que cuenta este país.

La concepción de un modelo geológico es fundamental en el arte de Ciencias de la Tierra, pues

un modelo geológico correcto es equivalente a lo que en las Ciencias Exactas, llámese Ingeniería, Física o la Química, representa una fórmula matemática, en ambos casos son la

llave para obtener una solución factible a un problema de ingeniería aplicada y en el caso de la Ingeniería Geológica, para explorar de manera acertada y con menor riesgo en busca de los

recursos naturales. El modelo geológico no es estático, éste evoluciona con datos que se

adicionan en décadas de exploración con inversiones considerables.

La actividad geológica se funda en la observación rigurosa del método científico y no en

dogmas. La geología reúne tantas variables que se vuelve un arte el poder descifrar tantos

parámetros. Las rocas que observamos son el estado final de procesos complejos, de eventos

que se borran con el tiempo, realizados en millones de años, pero que requieren ser

reconstruidos y descifrados con imaginación y apoyados con tecnología cada vez más

sofisticada, pero sobretodo con responsabilidad, ética y compromiso social.

La semblanza que se ha presentado de la Dra. Elena Centeno García, describe su intensa actividad académica, profesional y administrativa, que se le reconoce por las distinciones que

ha recibido y que, a la vez, enaltecen al gremio geológico, actividades que ha desarrollado en beneficio de la investigación y de la formación de recursos humanos con alta calidad, así como

en provecho del país.

Si bien destaca el desempeño profesional y académico de la doctora ELENA CENTENO

GARCÍA, también lo son sus cualidades como ser humano, colega y universitaria; lo que

enaltece aún más a su persona.

Doctora ELENA CENTENO GARCÍA, es muy grato desearle muchos éxitos en la Academia de

Ingeniería. Sea usted cordialmente bienvenida al seno de nuestro gremio.

Voto a favor

Recibidos x

Demetrio Santamaria Orozco

para mi. Elena, Elena

9 ago (hace 4 días)

Estimada Lic. Fabiola Rangel,

Como revisor del trabajo de la Dra. Elena Centeno García "Caracterización del

Prisma de Acreción del Mesozoico Temprano del occidente-centro de México:

implicaciones tectónicas y paleogeográficas".

Envío mi voto a probatorio.

La Dra. Centeno presentará dicho trabajo en su ceremonia de ingreso a la

Academia de Ingeniería el próximo 22 de agosto de 2013.

Saludos cordiales

Demetrio Santamaría

Demetrio Santamaría Orozco, PhD.

Instituto Mexicano del Petróleo

Eje Central Uzaro Crdenass #152

Geología y Geoquímica Orgánica

TeL +52 (55 55) 9175 6447

Micro: 816 2 6447

email: [email protected]

http://www.imp.mx

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