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EVOLUCION TECTONICA DE LA PLATAFORMA DE CORDOBA

DEPOSITO DE LA PLATAFORMA

I Etapa 1 I

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BASCULAMIENTO

I Etapa 11 I

PLEGAMIENTO Y EROS ION

I Etapa 111 I

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Figura 3.10

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(Según González Alvarado, 1976)

TERRENOS TECTONOESTRATIGRAFICOS DEL SUR DE MEXICO, SEGUN LA DIVISION DE CAMPA Y CONEY (1983).

1.- Terreno Guerrero

2.- Terreno Mixteco

3.- Terreno Oaxaca

4.- Terreno Juárez

Figura 3.11

carta la existencia de rocas arqueanas en este complejo, tomando como base la interpreta­ción de los cin turones de roca verde (green stone be lts) simi lares a los de los escu dos precámbricos.

Al occidente del Terreno Oaxaca se en­cuentra el Terreno Mix t eco que tiene como basamento a l Comp lejo A ca tlán del Paleo­zo ico Inferior (Campa y Caney , 1983 ) y que, en contraste con rocas contemporá­neas del primer terreno, se presenta meta­morfizado en d iversos grados. El límite en ­tre estos dos terrenos ha sido interpretado como un I imite tectónico (Ortega, 1981) y la época de su acreción no ha sido todavía confirmada, pero se han su gerido como pro­bables el Devónico (Ortega,- op. cit. ) y el in­tervalo Jurásico Super ior-Cretácico .Inferior (Ram(rez, 1984) Los primeFos datos pa­leomagnét icos para unidades del Pérmico de ambos terrenos indican d irecciones sir¡1ilares de magnetizaci ón pri maria, lo que no des­ca rta t otalmente una acreción posterior por movim ientos a lo largo de la misma paleo­latitud magnét ica (Urrutia y Morán, 1984 )

El Conlplejo Acatlán ha sido interpreta­do como una agrupación de conj untos pe­trotectónicos resu l tado de la apertu ra y c ierre de una cuenca oceánica (Ortega, 1981) El subgrupo Petlancingo constituiría la secuencia de una margen pasiva autócto­na y el subgrupo Acateco formaría el con­junto alóctono, incluyendo a la Formac ión Xayacatlán , como vestigio de una antigua litósfera oceánica consumida en un proce­so de su bducc ión

Al suroeste, los ter renos Mixteco y Oaxa­ca están limitados, en un contacto tectóni­co, por el Complejo Xolapa cuya edad y tiempo de acreción al mosaico tectónico del sur de México no son bien conocidos, pero sus caracterlsticas lo identifican como la raíz montañosa de un antiguo arco mag­mát ico (Halpern et al., 1974)

En el ext remo oriental de la porc ión cen­tro meridional de México se reconocen se ­cuencias mesozoicas mar inas deform adas que revelan una paleogeografía de bajos y altos fondos marinos, desarrollados sobre un basamento paleozoico y que ha sido t ra­dicionalmente considerado como apalachia­no . Estos co njuntos forman parte del T e­rreno Maya que se extiende hacia el su r y sureste de Méx ico (Campa y Caney, 1983). Separando al T erreno Maya del Terreno Oaxaca se ha reconocido una f ranja aparen­temente mesozo ica formada por secuencias marin as . que incluyen rocas calcáreas, detrí ­ticas y volcánicas sumamente deformadas y con una vergencia general al oriente. El lí­mite occ idental de esta franja lo forma una banda m ilon ítica que la separa del T erreno Oaxaca.

Para el Mesozoico se reconocen en la porción centro-meri d ional de México dos dominios principales con caracter ísticas c la­ramente diferenciab les. En el occidente se desar rolló un arco insular andes ítico asoc ia­do a la subducción de la li tósfera aceá nica (Campa y Ramírez , 1979), fenómeno que es común en gran parte del occiden t e de Nor­teamér ica y que se or igi nó du rante el inicio de la d isgregación de la Pangea. Por ot ro

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lado, en e! oriente , se desarrolló una zona ex ter na con sedimentació n marina sobre la Plataform a Guerrero-Morelos, la Cuenca de Tla x iaco y el área del flan co este de la Sie­rra de Juárez, la l lanu ra cost eray la p latafor­ma del Gol fo de M éx ¡co, todas ell as desarro­lladas sobre co rteza con tinenta l. La sedi­mentación marina de esta zona ex tern a se in ic ia con la apertu ra del Golfo de M éx ico y la transgresión de los mares sobre esta porció n de México. Los conjuntos volcán i­cos y sed imentar ios parcialmente meta­morfizados de la Sierra de Juá rez alteran la homogeneidad de este dominio y su pre­sencia no está claramente comprend ida, Carfantan (1983) ha sugeri do que este con­Junto petrotectónico es el resul t ado de la apertura y cierre de una cuenca oceán ica , ocu rridos entre el Portlan diano y el Turo­niano debido al desarro llo de un ri ft que se conectaba en una un ión triple a la dorsal ubicada ento nces en tr e Yucatán y Sudamé­rica.

Para exp li ca r el desarrollo de un arco in­sular vol cánico en el dominio occ idental de la porc ión centro-meridional de México se han postu lado dos modelos alternativos: en uno de ellos se propone la acrec ión por ob­ducción de un sistema arco- insu lar desarro­llado en el Pac ífico y desplazado hasta su co li sión con la co rt eza continental mexica­na (Urrutia, 1980; Caney. 1983). En otro modelo se propone el desarrollo de un do­minio de arco en la veci ndad de la corteza con tinental de Méx ico, limitado al suroeste por una subducción al orien te (Campa y Ra· mírez, 1979). Datos paleomagnéticos preli ­minares de la secuencia volcáni co-sedimen­taria de Ix tapan-Tel o loapan, (Urrutia y Va­lencia, en prensa) parecen apuntalar la pri­mera hipótesis, sin embargo no existen re­portes de conjuntos de afinidad oceánica que indiquen una sutura.

Según Campa y Ram írez (1979), en la reg ión noroccidental e Guerrero y regiones colindantes con otros estados , se reconocen cinco fases de deformac ión que actuaron en el Mesozoico y Cenozoico . La primera de ellas, ocu rr ida a finales del Jurásico, afectó los depósitos volcánico -sedimentarios jurási­cos y se manifiesta por la presencia de plie­gues replegados en dos generaciones con un aumento relativo del metamorf ismo en algunas zonas . La segunda fase, ocurrida en el Cenomaniano, se ma nifiesta en el área T eloloapan-Ixtapan por el metamorfismo que pJegó y folió la secuencia volcánico­sedimentaria; esta fase originó en la Sierra Madre del Sur la ~mersión de los terrenos de arco volcánico y mar marginal, mientras que en la Plataforma Guerrero-Morelos y hacia el or iente continuaba la sedimenta­ción marina, con una apor tación importan­te de terrígenos provenientes de la región occidental emerg ida. La siguiente fase, ocu­rrida en el Paleoceno, deformó toda la car­peta mesozo ica de los dos dominios y es responsable de los pi iegues de la zona ex­terna, así como del cabalgamiento del do­minio interno sobre dicha zona ex terna.

Campa (1978) ha propuesto dos modelos al ternativos para expl icar la presencia del conjunto volcánico-sedimentario de Ixtapan­Teloloapan entre las plantaformas de Guerre­ro-Morelos y Huetamo. En uno de ellos se

sugiere que el conjunto de Ix tapan-Teloloa­pan es el resultad o de la evo lución de un arco entre las dos plataformas, sin embargo no se puede explicar el metamorfismo de este conjunto entre las secuencias no meta­morfizadas de las dos plataformas y la ausen­cia de cambios de facies de éstas al arco vol ­cánico. E n otro modelo la autora sugiere que las secuencias de Guerrero-Morelos y Huetamo, correspondientes al Albiano­Cenomaniano, pueden ser parte d e una sola plataforma y que el conjunto de Ixtapan­Teloloapan ser ia un alóctono tectón ico de la fase compresional de l Pa leoceno.

A f ines del Mioceno ocur ri ó una fase de deformaci ón que se trad ujo en combamien­tos que se observan en la reg ión de A rcelia­Altamirano, al igual que en las posiciones anormalmen te elevadas de la secuencia metamórfica y de las unidades litoetra­ti gráficas pre-m iocén icas. A esta fase ha sido atri buido el origen de la gran estructu­ra anticl inal de T zitzio-Tiquicheo del su res­te de Michoacán, bajo la consideración de que la secuencia continental de los flancos de la estructu ra es co rrelacionable con el Grupo balsas del Terc iano Inferior; sin embargo, Campos( 1984) ha atr ibuido el plegamiento a la fase compresional del Pa­leoceno , ya que considera que la secuencia continental de los flancos corresponde al Cretácico Superlor y no al Terciario.

Para Campa y colaboradores (1980) , en la parte occidental de la porción centro-me­ridional de México se pueden reconocer terrenos tectonoestratigráficos que ~ ca­racterizan por su homogeneidad y continui­dad estratigráfica internas, pero con rela­c iones obscuras y poco comprendidas entre sí. Los límites de cada terreno separan se­cuenc ias diferentes en sus caracteres f fs icos y temporales. Las discontinuidades de est os I imites no pueden ser claramente explicadas por cambios de facies convencionales o discordancias. Estos autores han reconocido

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en esta región los siguientes terrenos de base: Conjunto de Plataforma Guerrero­Morelos, Conjunto de Teloloapan, Conjunto de Huetamo-Cutzama la, Conjunto de Zihua­tanejo y Con ju nto de Taxco y Ta xco Viejo, todos ellos integrando el ter reno compuesto Guerrero.

En el intervalo Plio-Cuaternario la región centro-mer id¡onal de Méx ico se ha visto afectada por fall amientos normales y de desplazamiento lateral en el marco de u n levantamiento general y una geodinámica muy activa.

3.9. Yacimientos económicos

Los principales yacimientos minerales que se conocen en la región centromeridio­nal de México son ios sulfuros de plomo, plata y zinc de la franja central, as( como los Óxidos de hierro que se loealizan principal­mente en la Sierra Madre del Sur. Al primer tipo pertenecen los yacimientos minerales del distrito minero de Pachuca. que se loea­liza en el límite norte del Eje Neovolcánico y que ha sido uno de los princ ipales produc­tores de plata en el mundo. Al sur del Eje Neovolcánico aparecen distr itos mineros de sulfuros hidrotermales a lo largo de una banda de or ientación nor-noroeste-sur-sures­te, en Jos estados de México, Guerrero y Michoacán. La banda incluye los yacimientos de Taxco, Xitinga. Zacualpan. Temascalte­

pec, Angangueo y Tlalpujahua. Dentro de esta banda también se encuentran los yaci­mientos de mercurio de Huitzuco y Hua­huaxtla. Estos yacimientos hidrotermales los atribuyen Campa y Ram{rez (1979) al perio­do finimiocénico contemporáneo de la com­badura que afectó a las rocas premiocéni­caso Existe otro grupo de yacimientos de sulfuros en esta región. cuyo origen ha sido atribuido a procesos voleanogenéticos y que no guardan una orientación preferencial, pero se encuentran asoc iados a las secuencias

Figura 3.12

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Distribución de los principales yacimientos minerales conocidos 1e la porción central de Méx iCD.

(Según Guillermo P. Sajas, 1975)

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volcá n ico-sed im entarias del Ju rásico Supe­r ior-Cret ác ico Inferio r. A este grupo perte­necen los yac im ientos de Pinzán Morado ; Tlapehua la- Las Fraguas; Campo morado- La Su r iana; Rey d e la Plata ; T elo loapan, Cu et­zalá n de l Progreso, as! como el yac im iento Volcano , de l nor t e d e M ich oa cán. Los yac i­m ientos menc ionados son considerados co­mo contemporá neos de la ac tiv idad vo lcán ica que hab ía en la zo na de arco insu lar , la cua l ocu r r ió durant e el Mesozo ico en esta porción de Méx ico (Gayt án et a l. , 1979 ); Cam pa y Ram írez , 1979),

En una banda situada a lo largo de la Sie­rra Mad re de l Su r se loca li zan num erosos yac imientos d e h ierro que co nst itu yen la reg ión con may ores reservas en el pa ís. El origen de est os yac im ientos se at r ibuye a

procesos de m etasomat ismo de contacto , desencad enad os por el efect o de in trusiones ác idas e intermed ias del Cenozo ico I nferi or en las cal izas cretácicas (Gómez, 1961 ; Ma­pes, 1959; Pineda , et al. , 1969 ; Zamora et al" 1975). Entre lo s más important es yac i­m ientos de hierro que se conocen en esta regió n, se encu entran los de Peiia Co lo rada, en Co li ma ; Pih uamo , en Jali sco ; Las T ruchas, en M ichoacán, El Via l in y T íber , en Guerre­ro. Tamb ién ex istcn en esta franja , yac imien­tos d e cobre corno los de I nguarán y La V erd e, en M ichoacán .

Por otr o lad o, !a zo na de m ayor interés pet ro lero se encuentra en la Llanu ra Costera del Go l fo , do nde se ha ex t ra íd o pet ró leo d e campos que se locali za n en el bord e oriental d e la Plataform a Córdoba, en rocas sed imen-

tarias del Cretác ico, y ex isten buenas per s­pectiv as respecto a sedimentos más prof un­d os del Jurásico Superi or (Gonzá lez A., 1976) .

En cuanto a las pos ib il idades de obt en­c ión d e energía geotérm ica, el Eje N eovo l­cá nico Mex ica no co nst ituye la p rovinc ia geo lóg ica con mayores man ifestac io nes y po tencia l i9ades del pa ís , dada su act ividad ígnea co nt emporánea. Las p ri nc ipa les man i­f est ac iones terma les están relac ionadas con la ac tividad ígnea ácida ; algunas de estas ma­ni f estac io nes se loca li zan en las áreas de La Primavera, Jali sco ; Ix t lán de los Hervores, N egr it os y La go d e Cu itzeo , M ich oacán ; Los Húmeros, Puebla ; y San Bartolo d e los Ba­ños. Qu eréta ro (ver Fig. 3 .13)

LOCALlZACION DE LOS CAMPOS GEOTERMICOS MAS IMPORTA NTES DE LA REPUBLlCA MEXICANA

Figu ra 3.13

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3.' HERV ORES DE LA VE G A. JAL .

4 .' LA PR IMAVERA. JAL .

5.' SAN MARCOS. JAL

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7.' LOS N EGR ITOS, MICH .

8.' IX T LAN DE LOS HERVORES. M ICH.

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(Segú n R . Hernánde¿ , C.F.E ., 19 78)

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TABLA DE CORRELACION ESTRATIGRAFICA DElOS TERRENOS DEL

ERA DIVISI ON

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' ::. i F A t1 . 11 T' Fm A,cuitlopan l' FmZopolitlan ,-- - 1

N 0 NEOCOMIANO m. ca UIZO o C~~irern:e ,--,-F,m_Ar_c--¡O_t,--¡ .. _iz,O_I,la~---1 ji 1, 11 ·-'-'-+---'---'-'-'-'-'II---r---.---¡--,-I Secuencio de r-Fm Son Pedro ,1 : i _1 ¡ ;

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4. Geología de la Región Sureste de México

4.1 . Generalídades

Para la descripción de la región sureste de México se han elegido los sigu ientes I(mi­tes : al oeste. el istmo de Tehuantepec; a l nor­te. el li toral del golfo de Méx ico; y al sur, el litoral del Pac ífico La reg ión incluye las provincias fisiográ ficas de las si erras de Chia­pas, la Cordill era Centroamer icana, la pe­nlnsula de .Yucatán y el extremo oriental de la Llanura Cost era del Golf o Su r (ver F ig. 11 ).

El cl ima en esta reg ión varía de t emplado y scmicálido en las partes altas de la Sierra de Soconusco y Sierras de Chiapas a cálido en las llanuras cost eras del Golfo y del PacIfi­co, así como en la depres ión cen tral de Chia­pas. En esta última zona los cl imas son su bhumedos. a d ifer enc ia de las llanuras costeras donde son generalm ent e húmedos. En la península de Yucatán los c l imas son de t ipo cá lido subhúmedo. En casi toda la reg ión sureste de México el régimen de lluvias es de verano, excepto en algunas zonas de la Llanura Costera del Gol f o donde hay lluvias todo el año.

4.2. Ch iapas y Tabasco

En la región que comprende los estados de Chiapas y Taba sco aflora una amp lia secuencia del Mesozoico y Cenozoico, constituida princi palment e por rocas sedi­mentarias marinas que se encuentran plega­das y afalladas. Esta secuencia descansa so­bre un basamento cristalino del Precámbric o y Paleozoico que aflora al suroeste de la misma reg ión, en donde las rocas crista linas de estas Eras forman u n complejo botal ítico y metamórfico que co nstituye el núcleo de la Sierra de Soconusco.

Mullerried (1957) consid eró que gran parte de la Sierra de Soconusco se encontra­ba formada por rocas precámbricas ígneas y metamórficas, sin embargo la mayor pa r te de las edades radiométricas obtenidas de muestras de rocas intrusivas reve lan una edad paleozoica para los principales eventos de intrusión ígnea. Cast ro y co laboradores (197 5 ) reportan una edad de 242 ±9 millo­nes de años para una d iorita (análisis de bio­tita por el método k/ Ar) que forma parte del comp lejo batol(tico de la Sierra de So­conusco y que fue descu bierta en la base de una sección localizada en el I imite de los estados de Oaxaca y Chiapas.

Damon y colaborado res (1981) reportan

da tos de d iecisiete muestras de och o áreas del complejo batol ítico de Chiapas que fue­ran estud iadas por los métod os k- Ar y Rb-Sr. Después de anal izar diez mu estras del com­p lejo, dichos autores reconocieron una isocrona con edad aparente de 256 ± 10 millones de allos, lo cual indica qu e estas rocas intrusivas se orig inaron de un m ismo magma pérmico, isotóp icamente homogéneo derivado tal vez del manto. Estos au ta res mencionan datos no publicados respecto a la parte est e de la Sierra Mad re del Sur, de Chiapas, qu e indican actividad plutó nica del Carbonífero en est a área. ad emás, consi­deran que el emp lazamiento de l bato li to de

Chiapas pudo haber estéJdo asociado al cierre d el océano Proto-Atlántico de finales del Paleozo ico, en el tiempo de la llamada Or o­genia Apal ach iana. Carfantan (1977) opina que el emp lazamiento batol ítico debe haber ocurrido en la fase apalachiana de deforma­ción, y con idera que las rocas metamórficas, afc)c tadas por es ta intrusión deben haberse originado en la fase grenv ill iilna del Prccám­br ico, d e acuerdo con los da los radiométri­cos de muestras de un gneis en Chiapas, así como d e las d ifcrt~ntes muestras del comp le­jo basa l de Oaxaca con el que han sido cor re­lacionadas esta s rocas (De Cserna, 1967, 1971) .

PLANO QUE MUESTRA LAS AREAS PRODUCTIVAS y POZOS PETROLEROS DEL SURESTE DE ME'XICO

F ¡gura 4.1

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En el extremo sureste de la Sierra de So­co nusco aflora una secuencia sedimentaria del Paleozoico Super ior que ha 'Sido recono­cida en el área de Chicomuselo (Hernández­Garc(a, 1973), y que se extiende hasta Gua­temala. La base de esta secuenc ia está in­tegrada por la Formación Santa Rosa que cuenta con un miembro inferior constituido de una secuencia de pizarras con algunas intercalaciones de metacuarcita; el miembro superior está formado por pizarras, areniscas y algunas capas de caliza fosil ífera. La for­mación se encuentra parcialmente meta mor­fizada y le han asignado una edad que corres­ponde al intervalo M isisip ico-Pensilvánico . con base en la fauna fósil que reporta Her­nández Garc (a (1973).

Una secuencia de lutitas y calizas de la Formación Grupera que contiene fusulíni­dos del Pérmico Inferior descansa en discor­dancia sobre la Formación Santa Rosa (Gu­tiérrez, 1956). A esta formación sobreyace la Caliza Vainilla que contiene crinoides. braquiopodos y diversas especies de fusul í­nidos. la cual cubre en discordancia la For­mación Paso Hondo, que está compuesta por calizas masivas con fusulJ'nidos del Pér­mico Medio y la base del Pérmico Superior (Gutiérrez , 1956)_ En gran parte del borde oororiental de la Sierra de Soconusco aflora una importante secuencia continental for­mada de areniscas. conglomerado. limo lita y lutita de color rojo. cuyos afloramientos alcanzan la zona del istmo de Tehuantepec y aun el borde oriente del sector sur de la Sierra Madre Oriental. Esta secuencia ha sido denominada como Formación Todos Santos. y constituye la base del paquete mesozoico que aflora principalmente en Chiapas. La mayor parte de los autores le han asignado a esta formación un intervalo estratigráfico que varía del Triásico al Jurá­sico (M ullerried , 1957 ; Gutiérrez, 1956; Castro. et. al.. 1975; López Ramos. 1979).

En la parte central de Chiapas, sobre la Formación Todos Santos , descansa una se­cuenc ia sedimentaria marina del Jurásico Superior que está formada por ca lizas de facies someras con algunas intercalaciones de sedimentos cont inentales. Los sed imen­tos del Titoniano registran ambientes de plataforma abierta con fauna pelágica , sobre todo en la zona donde convergen los estados de Chiapas, Oaxaca y Veracruz, en tanto que al sureste de Chiapas las facies se vuel­ven más arenosas (Castro et. al. . 1975).

Viniegra (1971) ha interpretado la exis­tencia, durante el Oxfordiano, de una cuen­ca salina que ocupaba gran parte de la actual Sierra de Chiapas, la Llanura Costera del Golfo Sur y la Plataforma Continental de Tabasco ( ver Fig. 4. 2 ). Estos depósitos salinos jugaron un papel muy importante en la deformación de la secuencia mesozoica posterior yen el desarrollo de trampas petro­leras. Actualmente estos cuerpos de sal forman dos grandes levantam ientos a los que Viniegra (1981) denominó Domo de Cam­peche y Domo de Jalpa (ver Fig. 4.21- En las zonas petroleras de Tabasco y Campeche, PEMEX ha perforado secuencias del Jurási­co Superior, pri;)cipalmente con facies de plataforma, de las que ha obtenido produc­ción petrolera.

LA GRAN CUENCA SALINA DE CAMPECHE DURANTE EL CALOVIANO OXFORDIANO

Figura 4. 2

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2 M acl / O rlp 1 u)c tIa

3 Macl/o rtp ChlolP-lS

A " KllolI s" de S IQS tX:f~

B Domo salino rh~ Campf!che

e Domo SJIIfIO dp J;:¡lpa

O Domo sal !nO clp Nanc h,l.J 1

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~ U"Chos rO IOS de la For:nac lón Tod os Sanros (Viniegra, 1981, PEMEX )

Afloramiento de areniscas conglomeráticas de la Formación Todos Santos (Triásico-Jurásico) ubicado al sur de Independencia, Chiapas. Foto : Juan Alvaro I ruretagQyena SPP

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