Paleomagnetismo de rocas jurásicas y cretácicas del Valle ... · 3.4.3.3 Capas Tanque Cuatro...

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO

Centro de Geociencias Posgrado en Ciencias de la Tierra

Paleomagnetismo de rocas jurásicas y cretácicas del

Valle San Marcos, Coahuila, México

TESIS

Que para obtener el grado de

Maestro en Ciencias de la Tierra

(Geología Estructural y Tectónica)

presenta

Irving Rafael Arvizu Gutiérrez

2006

CONTENIDO Pág. LISTA DE FIGURAS i LISTA DE TABLAS vi LISTA DE ABREVIATURAS Y NOMENCLATURA vii RESUMEN ix CAPÍTULO I GENERALIDADES

1.1 Introducción 1 1.2 Antecedentes 2 1.3 Justificación 4 1.4 Objetivos y metas 5 1.5 Localización y vías de comunicación 7 1.6 Clima y vegetación 8

CAPÍTULO II GEOLOGÍA REGIONAL

2.1 Introducción 9 2.2 Evolución tectónica general del noreste de México 10

2.2.1 Paleozoico Tardío 10 2.2.2 Triásico Tardío-Jurásico Medio Tardío 11 2.2.3 Jurásico Tardío 12 2.2.4 Cretácico Temprano 12 2.2.5 Cretácico Tardío 13 2.2.6 Terciario Temprano 13

2.3 Altos de basamento en el noreste de México 14 2.3.1 Península del Burro-Peyotes 14 2.3.2 Isla de la Mula 15 2.3.3 Isla de Monclova 16 2.3.4 Bloque de Coahuila 16 2.3.5 Archipiélago de Tamaulipas 18

2.4 Bajos de basamento en el noreste de México 18 2.4.1 Cinturón Plegado de Coahuila (CPC) 19 2.4.2 Cinturón Plegado y Cabalgado de la Sierra Madre Oriental 20 2.4.3 Cuencas de Parras y La Popa 21

2.5 Paleogeografía del noreste de México 21 2.5.1 Triásico Tardío-Jurásico Tardío 22 2.5.2 Cretácico Temprano 26 2.5.3 Cretácico Tardío 31

CAPÍTULO III GEOLOGÍA LOCAL

3.1 Introducción 36 3.2 Evolución geológica de la Falla San Marcos 37 3.3 Estructura y Geología Estructural del Valle San Marcos 39

3.4 Estratigrafía del Valle San Marcos 40 3.4.1 Pizarras Pérmicas 42 3.4.2 Rocas Triásicas Cristalinas 43 3.4.3 Jurásico 44

3.4.3.1 Capas Las Palomas 44 3.4.3.2 Capas Sierra El Granizo 46

3.4.3.3 Capas Tanque Cuatro Palmas 48 3.4.4 Cretácico 48

3.4.4.1 Formación San Marcos 48 3.4.4.2 Formación Cupido 50 3.4.4.3 Formación La Peña 50 3.4.4.4 Formación Tamaulipas Superior 51 3.4.4.5 Formación Indidura 51

CAPÍTULO IV METODOLOGÍA Y BASES PALEOMAGNÉTICAS-ESTRUCTURALES

4.1 Metodología y Muestreo 52 4.2 Introducción al Paleomagnetismo 55 4.3 Modelo del Dipolo Geocéntrico Axial 56 4.4 Tipos de Polos 57

4.4.1 Curva de vagabundeo polar aparente (Apparent Polar Wander Path: APWP) 58 4.4.2 Desarrollo histórico de la interpretación de los conceptos de los paleopolos y APWP en general

59

4.4.3 Desarrollo histórico de las APWP del Jurásico 61 4.4.4 Técnicas y críticas en la construcción de la APWP 63 4.4.5 Discusión sobre los polos paleomagnéticos controversiales del Jurásico Medio-Tardío

68

4.5 Aplicaciones Paleomagnéticas a la Tectónica 71 4.5.1 Principios generales 71 4.5.2 Métodos de análisis 73

4.6 Aplicaciones Geocronológicas 75 4.6.1 Escala de Tiempo de Polaridad Magnética 75 4.6.2 Magnetoestratigrafía 76

4.7 Origen del Magnetismo de las Capas Rojas 78 4.8 Estudios Paleomagnéticos en México 81

4.9 Aspectos Tectónicos y Estructurales Generales 83 4.9.1 “Restraining” y “Releasing Bend” 83 4.9.2 Rotación Tectónica en términos Paleomagnéticos y Estructurales 84

4.9.3 Inversión Tectónica 86 4.9.3.1 Controles de la geometría de la inversión tectónica 86

CAPÍTULO V PALEOMAGNETISMO

5.1 Resultados de desmagnetización 88 5.1.1 Formación San Marcos 88 5.1.2 Capas Tanque Cuatro Palmas 90 5.1.3 Capas Sierra El Granizo 91 5.1.4 Capas Las Palomas 94

5.2 Concordancias y discordancias paleomagnéticas 96 5.2.1 Formación San Marcos 96 5.2.2 Capas Tanque Cuatro Palmas 98 5.2.3 Capas Sierra El Granizo 100 5.2.4 Capas Las Palomas 102

5.3 Magnetoestratigrafía de la Formación San Marcos 106

CAPÍTULO VI INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN

6.1 ¿Existe una cinemática lateral izquierda en la FSM? 112 6.2 Modelos Estructurales para el Valle San Marcos 114

CONCLUSIONES 120 BIBLIOGRAFÍA 121

DEDICATORIAS

A Dios, por haberme permitido llegar hasta este punto y haberme dado salud para lograr mis objetivos y por los triunfos y los momentos difíciles

que me han enseñado a valorarlo cada día más.

A mi madre Gumercinda Gutiérrez Rodríguez, por haberme educado y soportar mis errores. Gracias a tus consejos, por el amor que siempre me has brindado. ¡Gracias por

darme la vida! ¡Te quiero mucho!

A mi padre Rafael Arvizu Leija, a quien le debo todo en la vida, le agradezco el cariño, la comprensión, la paciencia y el apoyo que me brindó para culminar mi carrera profesional.

Por cultivar e inculcar la responsabilidad y superación!!!

A mis hermanos Blanca, Mony y Harim, por que siempre he contado con ellos para todo, gracias a la confianza que siempre nos hemos tenido; por el apoyo y amistad. ¡Gracias Hermanos! Además a mis dos sobrinitos: Lalito y André, que me dan la alegría de mi

vida. Y a mí cuñado Iván por su apoyo. A mis abuelitos, Hilda Rodríguez Castillo y Everardo Gutiérrez Ornelas (†); Reyna Leija,

por su amor y buenos consejos.

A mis familiares, y tíos Gutiérrez Rodríguez y Arvizu Leija, por su apoyo, consejos y dedicación.

A Paula, por su gran amor, tolerancia, paciencia y apoyo incondicional que me ha brindado desde que esta en mi vida. Gracias Princesa, por tu amor y cariño. ¡Te amo

Preciosa!

AGRADECIMIENTOS

Primeramente quiero agradecer a mi asesor interno el Dr. Roberto S. Molina Garza, por su excelente asesoría en el tema y uso del Laboratorio de Paleomagnetismo, y en las campañas de muestreo, además por su valiosa ayuda, dedicación y motivación para poder realizar esta tesis, sin él no hubiese sido posible la culminación de ésta tesis, además por todo su apoyo para realizar la estancia en la “University of New Mexico” en Albuquerque, New, Mexico, U.S.A donde medí algunas muestras paleomagnéticas, así como a su esposa Lucy y a sus hijos, por brindarme su hogar en dos semanas mientras estaban de vacaciones.

Al Dr. José Jorge Aranda Gómez por haber fungido como asesor externo y por el

apoyo del proyecto CONACyT clave 47071: “Evolución terciaria de cuencas continentales del norte de México: controles tectónicos heredados, pulsos de deformación, magmatismo y registro bioestratigráfico”. En el cual realicé algunas salidas a campo. Además por su apoyo y comentarios durante mi maestría. Al CONACyT por la beca otorgada durante la duración de mis estudios de maestría en estos dos años. A mi comité de jurado integrado por: el Dr. José Jorge Aranda Gómez, Dra. Elena Centeno García, Dr. José Luis Rodríguez Castañeda y por último al Dr. Luis Alva Valdivia, quienes aceptaron ser parte de este jurado. Gracias por sus correcciones, observaciones que mejoraron enormemente esta tesis. Al Dr. Gabriel Chávez Cabello, por su amistad, apoyo y sus buenos consejos que me infundieron a seguir adelante en la maestría. Por sus valiosos comentarios y salidas a campo que realizamos en el Valle San Marcos (área de tesis).

Al Dr. John W. Geismann, por su invitación al Laboratorio de Paloemagnetismo de la “University of New Mexico” en Albuquerque, New Mexico, U.S.A en la cual realicé una estancia en el verano del 2005 para las mediciones de algunas muestras paleomagnéticas obtenidas de esta tesis, gracias John por tus comentarios, asesorías dentro del Laboratorio. Asimismo al Dr. Viorel Atudorei por haberme recibido en su casa mientras realizaba dicha estancia.

Al Dr. Tim Lawton, por sus valiosos comentarios realizados a esta tesis, durante su

visita al Centro de Geociencias a medidos de este año.

Agradezco sinceramente al Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro. Al Dr. Luca Ferrari Pedraglio director del mismo, por brindarme utilización de sus instalaciones y espacio obtenido dentro del Centro; al Dr. Carlos Mendoza por su apoyo como responsable del Posgrado; a la Sra. Marta Pereda por su amable e infinita ayuda en los trámites y papeleo en general y de titulación a lo largo de mi estancia en el centro; a Sol y Teresita por su ayuda en la

biblioteca sin ellas no hubiera podido conseguir muchos artículos y libros; al personal administrativo del centro que me ayudaron en aspectos de diferente índole; a Marcos Yuriar por su ayuda en el laboratorio de Paleomagnetismo; a Juanito Vázquez por su ayuda en el laboratorio de laminación; y por último a los investigadores del centro por haberme dado clases y compartido sus conocimientos. En especial al Dr. Harald Böhnel por permitirme trabajar con el laboratorio de Paleomagnetismo en donde me apoyó económicamente en estos últimos meses de la maestría; así como su participación en mis exámenes interanuales. A todas las personas del Centro que omito pero que también me ayudaron durante mi estancia en el mismo.

A mis compañeros y amigos de Linares (“Los Cadetes de Linares”) que también

están y estuvieron aquí en el CGEO que de alguna forma me ayudaron y por su amistad; ellos son: Lupillo, Shak, Kako, Janet y Gildardo (Gil), a éste último que me apoyo durante la campaña de muestreo paleomagnético para esta tesis, gracias Gil por tus consejos y apoyo.

Al resto de los compañeros del CGEO en general por los grandes momentos que

pasamos y por su amistad, debido al corto espacio y para no herir susceptibilidades no los mencionaré por su nombre, pero ustedes saben quiénes son, que de alguna manera me ayudaron en las buenas y en las malas y me brindaron su gran amistad, tiempo y comprensión, no los olvidaré!!!.

A la Familia Velasco-Segura por su apoyo incondicional durante nuestras

campañas de campo en Monclova, especialmente al George por siempre abrirnos las puertas de su casa.

A la comunidad del ejido Las Palomas por permitirnos utilizar algunas

instalaciones. Por último a todas aquellas personas que omito que de alguna manera me

ayudaron y que sin ellas no hubiera sido posible la terminación de esta tesis.

LISTA DE FIGURAS Pág.

Figura 1. Localización y vías de acceso al Valle San Marcos (área verde) y a la Falla San

Marcos (en rojo), Coahuila, México. 7

Figura 2. Mapa del noreste de México y sur de Texas para el Jurásico, ilustrando los elementos tectónicos principales descritos en el texto. Abreviaciones: NL-Nuevo Laredo; TA-Tampico; CV-Ciudad Victoria; S-Saltillo; M-Monterrey. (Modificada de Goldhammer, 1999).

10

Figura 3. Paleogeografía del Triásico Tardío-Jurásico Medio para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

23

Figura 4. Paleogeografía del Oxfordiano Tardío-Kimeridgiano Temprano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

25

Figura 5. Paleogeografía del Kimeridgiano Tardío-Titoniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

26

Figura 6. Paleogeografía del Berriasiano-Valanginiano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

28

Figura 7. Paleogeografía del Neocomiano Tardío para el noreste de México. (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

29

Figura 8. Paleogeografía del Aptiano para el noreste de México (Goldhammer, 1999; Lehmann et al., 1999; modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

30

Figura 9. Paleogeografía del Albiano-Cenomaniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

31

Figura 10. Paleogeografía del Turoniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

32

Figura 11. Paleogeografía del Coniaciano-Santoniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

33

Figura 12. Paleogeografía del Campaniano-Mastrichtiano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

34

Figura 13. Paleogeografía del Terciario para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

35

Figura 14. Esquema general de la historia de depositación de las rocas presentes en el Valle San Marcos. (Tomada de McKee et al., 1990).

38

Figura 15. a) Mapa geológico-estructural generalizado y b) Columna representativa del Valle San Marcos (modificada de McKee et al., 1990). La localización del área del mapa se muestra en la Figura 1.

41

Figura 16. Sección geológica que ilustra el fallamiento vertical en el suroeste del Valle San Marcos. Las rocas de pizarra del Palozoico Superior son yuxtapuestas contra las del Jurásico Superior (Capas Las Palomas) y éstas, a su vez contra las del Cretácico Superior (Formaciones Cupido, La Peña y Tamaulipas Superior (modificada de McKee et al., 1990). Ver la localización de la sección en la Figura 15a.

42

Figura 17. Sección geológica simplificada de la parte media del Valle San Marcos que ilustra la geometría del anticlinal geométrico desarrollado sobre la traza de la Falla San Marcos. Se interpreta que esta geometría fue controlada principalmente por la inversión tectónica del sentido de movimiento de la Falla San Marcos durante la deformación laramídica (modificada de Chávez-Cabello et al., 2005). Ver la localización de la sección en la Figura 15a.

43

Figura 18. Afloramiento de pizarra pérmica en el Valle San Marcos. 43 Figura 19. Afloramientos de rocas triásicas cristalinas expuestos al N de la Falla San Marcos. 44 Figura 20. Falla inversa de alto ángulo que pone en contacto rocas jurásicas con cretácicas. 45 Figura 21. Conglomerado polimíctico de las Capas Las Palomas. 46 Figura 22. Capas Sierra El Granizo que afloran al noroeste del Valle San Marcos. Obsérvese

los planos S0 y S1. 47

Figura 23. Halos de reacción alrededor de un clasto de roca volcánica contenido en las Capas Sierra El Granizo.

47

i

Figura 24. Capas Tanque Cuatro Palmas indican una inactividad de la Falla San Marcos. 48 Figura 25. Cuerpo burdamente lenticular de la Formación San Marcos en el norte del VSM.

Nótese el acuñamiento del depósito de canal hacia el lado derecho de la fotografía. 49

Figura 26. Relaciones de contacto concordantes entre las Formaciones San Marcos, Cupido, La Peña (banda oscura) y la Tamaulipas Superior en la parte norte del Valle San Marcos en la Sierra San Marcos y Pinos.

50

Figura 27. La Formación Indidura representa las rocas más jóvenes reconocidas en el Valle San Marcos y se encuentran fuertemente plegadas por una falla de alto ángulo, están ubicadas al sur de la traza de la FSM.

51

Figura 28. Mapa geológico-estructural generalizado del VSM (modificado de McKee et al., 1990) que muestra la ubicación de las muestras empleadas para el estudio paleomagnético. Clave FSM = Formación San Marcos; TCP = Capas Tanque Cuatro Palmas; FSG = Capas Sierra El Granizo y CLP = Capas Las Palomas.

53

Figura 29. Modelo del dipolo geocéntrico axial. (Butler, 1998). 57 Figura 30. Curva de vagabundeo polar aparente (APWP) para Norteamérica basada en la

complicación de los polos paleomagnéticos más confiables. Se muestran los límites de confianza (95%) para cada polo. Mio = Mioceno (Hagstrum et al., 1987); O = Oligoceno (Diehl et al., 1988); E = Eoceno y P = Paleoceno (Diehl et al., 1983); K = Cretácico Medio (Globerman e Irving, 1988); UM and IM = Formación Morrison Inferior y Superior, respectivamente; GC = Conglomerado Glance; CC = Corral Canyon; NT2 and NT1 = Intrusivos Newark grupo 2 y 1; KY = Formación Kayenta; MO = Formación Moenave; C = Formación Chinle; MI = Estructura de impacto Manicoagan; M = Formación Moenkopi; SB = Formación State Bridge; RP1 and RP2 = Formación Red Peak; para las referencias de los polos del Triásico y Jurásico, ver Ekstrand y Butler (1989); para la interpretación del las trayectorias y cúspides ver el diagrama superior. (Tomada de Butler, 1998).

58

Figura 31. APWP para Norteamérica del Triásico Tardío al Jurásico. a) Collinson y Runcorn (1960); Trc, Formación Chugwater del Triásico; Trm, Formación Moenkopi del Triásico; Trn, rocas del Grupo Newark del Triásico; Jk, Formación Kayenta del Jurásico; Jc, Formación Carmel del Jurásico. b) Irving y Park (1972); TR, Triásico; J, Jurásico; y K, polos promedio para el Cretácico con círculos de confianza A95. c) Harrison y Lindh (1982). d) Irving y Irving (1982), las figuras 31c y 31d fueron construidas con la técnica de la ventana deslizante y muestran las localizaciones del polo con círculos de confianza A95. Las edades se muestran en Ma (May y Butler, 1986).

62

Figura 32. APWP para Norteamérica. La curva es mostrada en intervalos de 10 Ma los símbolos rellenos muestran intervalos en cada 50 Ma. Los triángulos representan la APWP de Irving y Irving (1982). Los cuadros, es la APWP esperada si se considera que los hot-spots han estado fijos con respecto al eje paleomagnético (determinado de las rotaciones de los hot-spots de Norteamérica dentro del modelo de Morgan, [1983]). Nótese que la APWP de Irving y Irving (1982) se divide en tres trayectorias curvilíneas que corresponden a: 300-180 Ma, 180-90 Ma y 90-0 Ma (Gordon et al. 1984).

64

Figura 33. APWP para Norteamérica en intervalos de 10 Ma, y en intervalos de 100 a 300 Ma. Los triángulos muestran la APWP de Irving e Irving (1982). Cuadros muestran la APWP de Gordon et al. (1984).

65

Figura 34. APWP revisada para Norteamérica. Las proyecciones muestran los polos de referencia más confiables considerados por May y Butler, 1986. Los símbolos para los polos del Jurásico son W, Formación Wingate; K, Formación Kayenta; NTI, Grupo Newark 1; NTII, Grupo Newark 2; CC, Corral Canyon; G, Conglomerado Glance (Canelo Hills); LM, Formación Morrison Inferior; UM, Formación Morrison Superior. Otros polos son RP, Formación Red Peak del Grupo Chuwater (dos polos); SB, Formación State Bridge; M, Formación Moenkopi; MI, Estructura de impacto Manicougan; C, Formación Chinle; y KA; polo promedio del Cretácico de Mankinen (1978). Las localizaciones del polo promedio están mostrados por círculos sólidos y asociados a regiones a límites confianza A95. En el diagrama de la

66

ii

derecha se muestran las trayectorias y cúspides de ésta APWP. (Modificada de May y Butler, 1986).

Figura 35. APWP para Norteamérica de 250-30 Ma (Modificada de Beck y Housen, 2003). 67 Figura 36. Controversia del polo de referencia del Jurásico Medio para Norteamérica ilustrando

la discordancia entre los dos polos de referencia publicados [Polo de “White Mountains” de Opdyke y Wensink (1966) y el polo de “Corral Canyon” de May et al. (1986)], ambos son nominalmente del Jurásico Medio pero están separados 24º de distancia de arco y por último se tiene el Polo de “Moat Volcanics” de Van Fossen y Kent (1990). Este problema contribuye a diferentes versiones de la APWP del Jurásico [línea negra sólida, Irving y Irving (1982); línea gris tenue, Gordon et al. (1984); línea punteada, May y Butler, 1986)]. Los círculos rellenos representan los polos de referencia del Jurásico para Norteamérica usados por May y Butler: W, polo Wingate (Reeve, 1975); K, polo Kayenta (Steiner y Helsley, 1974); N1 y N2, polos Newark 1 y 2, respectivamente (Smith y Noltimier, 1979); G, polo Conglomerado Glance (Kluth et al., 1982; LM2 y UM2, polos de la Formación Morrison Inferior y Superior usando los datos seleccionados (Steiner y Helsley, 1975). Otros polos (círculos abiertos): KA, promedio del Cretácico Medio (Mankinen, 1978); As, Mount Ascutney (Opdyke y Wensink, 1966); Ab y Ag, plutones Triásicos de Abbott y Agamentiscus, respectivamente (Wu y Van der Voo, 1988). (Van Fossen y Kent, 1990).

70

Figura 37. Direcciones paleomagnéticas discordantes resultantes de movimientos tectónicos. a) Corte meridional de la Tierra. b) Rotación de la declinación paleomagnética por rotación tectónica a través de un eje vertical dentro del bloque cortical. b) Rotación de un bloque cortical mediante un polo de Euler externo al bloque. (Butler, 1998).

72

Figura 38. Aproximaciones dirección espacio a), y polo-espacio b). (Butler, 1998). 74 Figura 39. Muestreo magnetoestratigráfico de una columna estratigráfica (a la izquierda) en

metros, esta produce los resultados de la columna del centro que es una gráfica considerando el nivel estratigráfico vs la latitud del PGV. (Reynolds, 1999).

77

Figura 40. Correlación de la columna paleomagnética local de la Figura 39, con la escala de tiempo de polaridad geomagnética global. Esta correlación sugiere que las rocas fueron depositadas hace 8.2 y 1.7 Ma.

78

Figura 41. A. Falla de desplazamiento lateral planar. B. Movimiento de desplazamiento lateral a lo largo de fallas curveadas de manera irregular produciendo huecos en los releasing bends y apilamiento en los restraining bends (Crowell, 1974).

83

Figura 42. a) Restraining bend con un dúplex compresional (Twiss y Moores, 1992). b) Dúplex extensional en los releasing bends (Twiss y Moores, 1992).

84

Figura 43. Vistas de mapa de bloques rotados y estructura dominó (Woodcock y Schubert, 1994).

86

Figura 44. (a,b,d,e) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de la Formación San Marcos. La temperatura esta dada en grados Celsius (ºC) y las inducciones en militeslas (mT). af= Desmag. por campos alternos, th= Desmag. térmica. La Figura 44c ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra FSM1F(z) y por último la Figura 44f es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de la Formación San Marcos. Los triángulos rellenos son direcciones de polaridad normal y los triángulos huecos son direcciones de polaridad inversa.

89

Figura 45. (a,b,d,) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de las Capas Tanque Cuatro Palmas. La Figura 45c ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra TCP15E(y) y por último la Figura 45e es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Tanque Cuatro Palmas. Los simbolos son iguales a los de la Figura 44.

91

Figura 46. (b,c) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de las Capas Sierra El Granizo (I). 46c y d (muestra FSG18D(z) y FSG18D(y)) estan afectada por rayos. La Figura 46a ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra FSG16F(z) y por último la

93

iii

Figura 46e es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Sierra El Granizo (1º). Los simbolos son iguales a los de la Figura 44.

Figura 47. ((a) Diagrama de desmagnetización ortogonal de una muestra representativa de las Capas Sierra El Granizo (II). En el diagrama ortogonal 47b se muestra una muestra con la componente de baja coercitividad y esta probablemente afectada por rayos (MRI). La Figura 47c ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra FSG26A(z) y por último la Figura 47d es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Sierra El Granizo (I). Los símbolos son iguales a los de la Figura 44.

94

Figura 48. (a-c) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de las Capas Las Palomas (componentes de alta y baja temperatura) (Arvizu-Gutiérrez, 2003). La Figura 48a en particular ilustra un ejemplo de una muestra afectada por rayos (MRI) debido a que decrece muy rápido en los primeros campos de la secuencia y por último la Figura 48d es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Las Palomas (I). Los simbolos son iguales a los de la Figura 44.

95

Figura 49. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de la Formación San Marcos tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante) del Cretácico (125-88 Ma) de Van Fossen y Kent (1992). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

98

Figura 50. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Tanque Cuatro Palmas tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Morrison Superior del Jurásico Superior (Titoniano) de Steiner y Helsley (1975) considerando la rotación de 3.8° (diamante) y 10.5° (cruz) de la Meseta de Colorado. Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotacion y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

100

Figura 51. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Sierra El Granizo (I) tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Morrison Inferior del Jurásico Superior (Kimmerdgiano) de Steiner y Helsley (1975) considerando la rotación de 3.8° (diamante) y 10.5° (cruz) de la Meseta de Colorado (CP). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

102

Figura 52. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Sierra El Granizo (II°) tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Morrison Inferior del Jurásico Superior (Kimmerdgiano) de Steiner y Helsley (1975) considerando la rotación de 3.8° (diamante) y 10.5° (cruz) de la Meseta de Colorado (CP). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

103

Figura 53. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Las Palomas tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Nazas del Triásico (cruz) de Nairn 1976 y de la Serie Acatita del Triásico Tardío (diamante) de Molina-Garza (2005). Los ovalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y

104

iv

Demarest (1983). Figura 54. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la

componente característica de las Capas Tanque Cuatro Palmas y Capas Sierra El Granizo (IIº) tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) del promedio de los polos de referencia utilizados para esas capas tanto 3.8º y 10.5º de la rotación del CP (respectivamente). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

105

Figura 55. Mapa general de la parte noroeste del VSM donde se muestra la localización del área de muestreo de la Formación San Marcos (Modificada de McKee et al., 1990).

107

Figura 56. a) Panorámica de la secuencia transgresiva carbonatada (Formación Cupido, Formación La Peña, Formación Tamaulipas Superior) sobreyaciendo a la Formación San Marcos en contacto concordante. En el acercamiento b) se puede observar la alternancia de capas de conglomerado y arenisca gruesa con la limolita y arenisca fina de la sección muestreada. Nótese el basculamiento de la formación hacia el norte-noreste. Nótese que las fotos fueron tomadas desde distintos ángulos.

108

Figura 57. Columna estratigráfica esquemática de parte de la Formación San Marcos donde se indica la ubicación de los sitios paleomagnéticos. A la derecha se colocó la Escala de Polaridad Magnética de Barremiano y Aptiano (Cretácico Inferior) además de los crones de polaridad y por último los crones de polaridad inversa encontrados de M3r y M0r que se ubican en los 124 y 121 Ma, respectivamente (Ogg, 1995).

111

Figura 58. Curva de vagabundeo polar aparente para Norteamérica con los polos de referencia utlizados para compararlos con los polos obtenidos del VSM (Modificada de Van der Voo, 1992; Arvizu-Gutiérrez, 2003).

113

Figura 59. a) Esquema general del VSM mostrando las relaciones estratigráficas antes de la deformación Laramide (Cretácico Tardío), asi como el truncamiento de las unidades estratigráficas del Jurásico Tardío (Jt) y Cretácico Temprano (K-temp.). b) Etapa de la primera fase de deformación por cizalla y deslizamiento flexural de la Orogenia Laramide donde se puede observar los pliegues por despegue (thin-skinned). c) Sección esquemática idealizada del VSM mostrando la relación de cortes entre los pliegues por doblez de falla y los generados en la segunda etapa de la Orogenia Laramide donde incluye la reactivación de las fallas de basamento (thick-skinned), también se puede observar un pliegue tipo “drape” típicos de la reactivación de fallas de basamento (Modificada de Chávez-Cabello, 2005).

116

Figura 60. Modelo 1 geológico esquemático para explicar la evolución del VSM en términos de rotaciones tectónicas. a) Instauración de la FSM durante el Jurásico Tardío (Jt) con una aparente cinemática lateral izquierda esto dió como resultado la formación de los pliegues en la zona aparente de restraining bend. b) Primera reactivación de la FSM durante el Cretácico Temprano (Ktemp.) con una carácter normal de la FSM sin rotaciones en el eje vertical y c) Segunda reactivación de la FSM durante el Cretácico Tardío-Terciario donde se tiene una inversión tectónica positiva y un cambio de orientación del tensor de esfuerzos, lo que generó la rotación horaria de la zona aparente de restraining bend asi como del bloque norte de la falla, cabe hacer notar que en la parte noroeste del VSM existió durante ese tiempo una reactivación y posterior levantamiento que genera la rotación un poco mas ligera que la anterior. Dx y Do son la declinación esperada y observada, respectivamente.

117

Figura 61. Modelo 2 geológico esquemático para explicar la evolución del VSM en términos de rotaciones tectónicas. a) Durante el Jurásico Tardío (Jt) y Cretácico Temprano (Ktemp.) la cinemática de la FSM fue de carácter normal donde existió un fallamiento lístrico extensional, sin generación de pliegues. b) Durante la segunda reactivación tenemos la inversión tectónica en el Cretácico Tardío-Terciario que da el inicio de la formación de los pliegues debido al levantamiento irregular de los bloques de fallas de este modo tenemos la rotación horaria del bloque norte en mayor magnitud en la zona de restraining bend que hacia el noroeste del VSM. Dx y Do son la declinación esperada y observada, respectivamente.

118

v

LISTA DE TABLAS Pág.

Tabla 1. Resumen de los resultados paleomagnéticos obtenidos en muestras del VSM. Direcciones promedio de cada formación con igual peso a cada muestra (in situ).

90

Tabla 2. Resumen de los resultados paleomagnéticos obtenidos en muestras del VSM. Direcciones promedio de cada formación (corregida estructuralmente).

90

Tabla 3. Polos paleomagnéticos de referencia (direcciones esperadas) utilizados para compararlos con los observados.

97

Tabla 4. Polos paleomagnéticos obtenidos del VSM con sus respectivas direcciones observadas.

97

Tabla 5. Comparación de las direcciones paleomagnéticas observadas y esperadas en términos de rotación y aplanamiento.

99

vi

LISTA DE ABREVIATURAS Y NOMENCLATURA λ Latitud geográfica A/m Ampere/metro AF Alternating Field APWP Apparent Polar Wander Path BC Bloque de Coahuila CLP Sitio paleomagnético de las Capas Las Palomas cm centímetros CP Meseta de Colorado CPC Cinturón Plegado de Coahuila D Declinación Dec Declinación Do Declinación observada Dx Declinación esperada et al. y colaboradores F Flattening FSG (Iº) Sitio paleomagnético de las Capas Sierra El Granizo (Primera localidad) FSG (IIº) Sitio paleomagnético de las Capas Sierra El Granizo (Segunda localidad) FSM Falla San Marcos FSM2 Sitio paleomagnético de la Formación San Marcos Gpo. Grupo Hh Campo magnético horizontal Hv Campo magnético vertical I Inclinación in situ En el lugar Inc Inclinación Io Inclinación observada Ix Inclinación esperada J Jurásico J1 Cúspide 1 del Jurásico J2 Cúspide 2 del Jurásico Jt Jurásico Tardío K Cretácico k Parámtero de precisión km Kilómetro Ktemp. Cretácico Temprano LANDSAT Land Satellite Lat. Latitud Long. Longitud m Metros M Dipolo Magnético Ma Millones de años M0 Intensidad inicial M0r Anomalía magnética inversa del Cretácico Temprano (124 m.a.) M1 Anomalía magnética normal del Cretácico Temprano (124 m.a.) M21 Anomalía magnética inversa del Jurásico Tardío (147.7 m.a.)

vii

M3r Anomalía magnética inversa del Cretácico Temprano (121 m.a.) MMS Megacizalla Mojave Sonora MRD Magnetización Remanente Deposicional MRI Magnetización Remanente Isotermal MRN Magnetización Remanente Natural MRQ Magnetización Remanente Química m.s.n.m. Metros sobre el nivel del mar mT Mili Tesla N Número de muestras n Número de muestras utilizadas en los análisis OP Observed Pole p Distancia angular PEMEX Petróleos Mexicanos PEP Paleomagnetic Euler Pole PGV Polo geomagnético virtual po Distancia hacia el polo observado PP Polo paleomagnético pr Distancia hacia el polo de referencia Prom. Promedio R Rotation re Radio de la Tierra RP Reference Pole S Polo geográfico SG Sierra El Granizo sp Especie SSMP Sierra San Marcos Pinos TCP Sitio paleomagnético de las Capas Tanque Cuatro Palmas Tr Triásico VSM Valle San Marcos α95 Radio del intervalo de confianza alrededor de la media ∆F Límite de confianza del 95% para el Flattening ∆p Límite de confianza del polo de referencia ∆R Límite de confianza del 95% para la Rotation

viii

RESUMEN En el Valle San Marcos, localizado en la parte central del estado de Coahuila, se

encuentra la Falla San Marcos que es la única falla de basamento multi-reactivada que ha

sido claramente documentada en el noreste de México. La falla tiene una longitud mínima

de 300 km y tiene un rumbo ~N62ºW, pertenece a un grupo de lineamientos que han sido

identificados o postulados para el noreste de México. Se ha postulado que la falla acomodó

desplazamiento lateral izquierdo en el Jurásico, pero estudios recientes muestran solo

evidencia de fallamiento normal en el Jurásico y Cretácico. La Falla San Marcos limita a

dos regiones con diferencias estructurales, al norte el Cinturón Plegado de Coahuila y al sur

el Bloque de Coahuila. Asociada a la actividad tectónica de la FSM hubo la depositación de

una cuña clástica marina y continental, la cual registra sus periodos de actividad e

inactividad a lo largo del Jurásico, Cretácico y Terciario. La cuña está constituida por las

unidades: capas Las Palomas, capas Sierra El Granizo, capas Tanque Cuatro Palmas y la

Formación San Marcos. Esta cuña clástica fue muestreada en 27 sitios para un análisis

paleomagnético con la finalidad de determinar la dirección de la componente magnética

característica en términos de declinación e inclinación de cada formación, para poder

determinar si dichas rocas sufrieron rotaciones paleomagnéticas durante los diversos

periodos de actividad de la Falla San Marcos. La magnetoestratigrafía realizada en la parte

inferior-media de la Formación San Marcos acota la edad al Berrasiano-Aptiano Inferior.

La dirección media de la componente magnética característica de la Formación San Marcos

en el Valle de San Marcos, corregida estructuralmente (por: 207º/08º) es de Dec=355.5º,

Inc=43.5º (k=10.8, α95=8.2º, n=35 muestras). La sección Jurásico Superior en sitios fuera

de la zona de falla de la Falla San Marcos tienen una dirección media de la componente

magnética característica, corregida estructuralmente (por: 230º/20º) de Dec=338.5º,

Inc=32.4º (k=12.55, α95=12.2º, n=32 muestras). Las Capas Las Palomas y una sección de

las Capas Sierra El Granizo, en la zona de falla dan direcciones fuertemente discordantes.

Todas las unidades están afectadas por una rotación horaria que varían en la zona de falla

entre un máximo de ~69°-95º y un mínimo ~4°-25º. Existen dos modelos para explicar la

rotación, el primero, considerando desplazamiento izquierdo en el Jurásico Tardío además

del fallamiento inverso del Cretácico Tardío-Temprano durante la Orogenia Laramide; el

ix

segundo modelo explica rotaciones horarias como producto de la reactivación de la falla de

San Marcos durante la Orogenia Laramide. La evidencia paleomagnética favorece este

último modelo.

x

CAPÍTULO I GENERALIDADES 1.1 INTRODUCCIÓN

En el Valle San Marcos (VSM), que se localiza en la parte central del estado de

Coahuila, aflora la Falla San Marcos (FSM) (McKee y Jones, 1979; Charleston, 1981;

McKee et al., 1984; 1990) que es la única falla de basamento multi-reactivada que ha sido

claramente documentada en el noreste de México. La falla tiene una longitud mínima de

300 km y tiene una dirección promedio ~N62ºW (McKee et al., 1990). La FSM pertenece a

un grupo de lineamientos que han sido identificados o postulados para el noreste de México

como lo son: la Falla La Babia (Charleston, 1974; 1981), la zona de fractura Saltillo-

Torreón (Murray, 1959) y la Falla Torreón-Monterrey (De Cserna, 1970, 1976). La FSM

separa a dos regiones contrastantes estructuralmente, al norte el Cinturón Plegado de

Coahuila (CPC) y al sur el Bloque de Coahuila (BC). Esta falla se ha interpretado como

parte de un sistema de fallas transformantes, asociadas a la Megacizalla Mojave-Sonora

(MMS) (Anderson y Schmidt, 1983), que en el Jurásico Tardío conectaron a una dorsal del

Golfo de México con el borde activo del Pacífico. En este modelo se considera a la FSM

una falla menor que acomodó parte del desplazamiento lateral izquierdo de la MMS hace

~150 Ma (Anderson et al., 1982). El origen y evolución temprana de la FSM se ubica

dentro del marco tectónico propuesto para explicar la evolución del norte de México y la

apertura del Golfo de México. En este trabajo se presentan datos paleomagnéticos y

estructurales de la región del Valle San Marcos y se discuten las implicaciones tectónicas

de esos datos para el comportamiento de la Falla de San Marcos.

La FSM produjo la depositación de una cuña clástica marina y continental que

registra de manera clara y directa periodos de actividad y calma de la falla durante el

Jurásico, Cretácico y Terciario (McKee et al., 1990). Hay que señalar que el estudio

paleomagnético está motivado en que no existen aún evidencias contundentes que sustenten

la cinemática lateral de la falla, aunque hay algunos trabajos recientes que hablan al

respecto (Charleston, 1981; Padilla y Sánchez, 1982; McKee et al., 1984; 1990).

Recientemente, Chávez-Cabello et al., (2005) analizaron la evidencia estructural de

actividad intermitente de la FSM en el sur de Coahuila desde el Jurásico Tardío al

Plioceno-Cuaternario con base en el estudio de áreas claves a lo largo de la falla. Del

trabajo de Chávez-Cabello et al., (2005) se desprende que durante el Jurásico Tardío-

Neocomiano la FSM acomodó extensión de la corteza en dirección NNE. Esta información

contrasta con las interpretaciones anteriores de que la FSM tuvo en ese tiempo

desplazamientos laterales grandes. Por otra parte, se han documentado recientemente dos

reactivaciones más de la FSM que se registraron hacia el noroeste en el estado de

Chihuahua principalmente, lo anterior en el Terciario Medio-Tardío (Aranda-Gómez et al.,

2003). Según estos autores la falla se podría extender otros 300 Km.

Aun si los datos paleomagnéticos son el centro de esta contribución, se presenta

también una recopilación bibliográfica de la geología regional y la evolución tectónica del

noreste de México, como elemento que permita la interpretación regional de los datos

paleomagnéticos. Los datos estructurales y cartografía que se presentan en esta tesis son el

resultado de colaboraciones del autor con Chávez-Cabello y colaboradores (2005) y del

trabajo de tesis de licenciatura del autor. La estratigrafía está principalmente basada en los

estudios de McKee et al. (1990) y observaciones del autor en los sitios de muestreo

paleomagnético. Una contribución más de este trabajo es un estudio de magnetoestratigrafía

en la Formación San Marcos del Cretácico Temprano, que permite evaluar algunos

aspectos de la evolución paleogeográfica de la región. Se presenta entonces un bosquejo

general de la evolución paleogeográfica del noreste de México, basada en una revisión de la

literatura actualizada del tema.

1.2 ANTECEDENTES

La FSM fue originalmente identificada por Charleston (1981) quién infirió

desplazamientos laterales izquierdos a lo largo de su traza con base en la interpretación de

imágenes LANDSAT. Una interpretación similar fue hecha por Padilla y Sánchez (1982).

Posteriormente los primeros trabajos a detalle realizados sobre la FSM fueron

principalmente estratigráficos (McKee et al., 1984; 1990) los cuales permitieron identificar

los periodos de actividad e inactividad de la misma, con base en la interpretación de la

secuencia estratigráfica y los estudios de procedencia de la cuña clástica marina y

continental del Mesozoico depositada al norte de la falla.

El VSM contiene una excelente evidencia estratigráfica (McKee et al., 1990) y

estructural (Chávez-Cabello et al., 2005) que registraron la existencia y actividad de la

FSM. La evidencia estratigráfica de la actividad de la falla proviene de la interpretación de

la cuña clástica potente depositada en el bloque norte de la falla (Cuenca de Sabinas), y

cuyos clastos fueron derivados del bloque sur (BC). La evidencia estructural es

principalmente el cambio en estilos de deformación entre el BC y el CPC, así como por

yuxtaposición de rocas del basamento con sedimentos del Jurásico.

Charleston (1981) y Padilla y Sánchez (1982) interpretaron desplazamientos

izquierdos a lo largo de la FSM, que podrían haber generado anticlinales de forma sigmoide

en rocas del Cretácico y Jurásico Tardío (McKee et al., 1990), en la Sierra El Granizo al sur

del VSM. Por otro lado, Montemayor-Sánchez (2003) en un análisis estructural realizado

en datos medidos sobre la traza de la FSM en el VSM y en el flanco noroeste de la Sierra

San Marcos y Pinos (SSMP), concluyó que la deformación alrededor del VSM fue causada

por el evento Laramide del Terciario Temprano y no implica desplazamientos laterales

importantes sobre la FSM durante el Terciario Temprano. Esto contrasta con la

interpretación de Charleston (1981) y Padilla y Sánchez (1982) acerca de los

desplazamientos izquierdos. En su lugar Montemayor-Sánchez (2003) propone que la

inversión local de bloques de basamento sería más consistente con el fallamiento y la

geometría del pliegue en el anticlinal de la SSMP.

Por otra parte, Arvizu-Gutiérrez (2003) realizó un estudio paleomagnético en rocas

jurásicas que afloran en un par sinclinal-anticlinal que se encuentran en una zona de

curvamiento de la FSM. Esta zona del valle es crítica porque los pliegues son las únicas

macroestructuras plegadas hasta ahora conocidas dentro del VSM. Los pliegues afloran al

pie de la Sierra El Granizo (SG) por donde pasa la traza de la FSM y se han interpretado

como producto de deformación lateral izquierda (McKee et al., 1990). Los resultados

paleomagnéticos de las rocas jurásicas se interpretaron como evidencia de una rotación

horaria local de entre 80-90° (Arvizu-Gutiérrez, 2003), ya que en una comparación con la

curva de vagabundeo polar aparente para Norteamérica y con los polos de la Formación

Nazas y la Serie Acatita del Jurásico, el polo paleomagnético es discordante. Por otra parte,

Arvizu-Gutiérrez (2003) sugirió otro modelo para explicar la deformación en las

macroestructuras al pie de la Sierra el Granizo, estas pudieron haber sido deformadas y

rotadas fuertemente durante la Orogenia Laramide y con esto descartar la hipótesis de

grandes desplazamientos laterales (Chávez-Cabello et al., 2005).

En el mismo estudio paleomagnético de Avizu-Gutiérrez (2003) se incluyeron

muestras provenientes de unos afloramientos de granitoides Triásico que según McKee et

al. (1990) representan a un bloque de basamento in situ. Los resultados de Arvizu-Gutiérrez

(2003) sugieren que estos corresponden a bloques caídos del escarpe de la FSM durante su

actividad ya que los datos no presentan declinaciones ni inclinaciones del Triásico, así

como ninguna consistencia entre ellos.

1.3 JUSTIFICACIÓN

La justificación para la realización de esta investigación es llegar a un mejor

entendimiento de la escala, temporalidad y alcance de rotaciones respecto a un eje vertical

de las unidades que corresponden a la cuña clástica durante el supuesto fallamiento lateral

en la FSM tanto durante su instauración en el Jurásico Tardío, además de la primera

(hundimiento del bloque sur) y segunda (inversión de la cuenca) reactivaciones en el

Neocomiano y Terciario Temprano, respectivamente (McKee et al., 1984; 1990; Chávez-

Cabello et al., 2005). Esto se logra mediante un muestreo que se extiende a otras zonas del

VSM, pues el estudio anterior se limitó a la zona interpretada como de doblez de falla, y

extendiendo el estudio a rocas del Jurásico Superior y Cretácico Inferior.

Conociendo el comportamiento paleomagnético de las unidades de la cuña clástica

continental y marina, se establece en este estudio un modelo de evolución completo de la

actividad de la FSM durante sus periodos de actividad desde su instauración hasta su última

reactivación registrada en las rocas expuestas en el VSM. En otras palabras, el estudio

paleomagnético permitió discriminar entre los dos modelos propuestos para los estilos de

deformación observados en el área de estudio sobre la traza de la falla; es decir el modelo

de desplazamiento laterales, o el modelo de inversión de bloques de basamento (inversión

tectónica) sin desplazamientos laterales sino más con acortamiento horizontal y

levantamiento vertical.

Esta tesis es entonces la extensión del trabajo paleomagnético, de cartografía y

levantamiento estructural previo en el VSM (Arvizu-Gutiérrez, 2003). En este trabajo se

amplió el muestreo paleomagnético en el VSM al resto de la secuencia que pertenece a la

cuña clástica marina del Jurásico (McKee et al., 1990), que corresponde a las capas Las

Palomas, capas Sierra El Granizo y capas Tanque Cuatro Palmas (Titoniano) que son las

únicas que contienen amonites (Proniceras y Substeuroceras). También se incluyó en el

muestreo a la cuña clástica continental que corresponde a la Formación San Marcos

(McKee et al., 1990) la cual carece de fósiles índice. Debido a lo anterior, se hizo un

estudio magnetoestratigráfico de una sección de dicha formación para poder establecer una

edad más precisa, ya que según McKee et al. (1990) esta unidad corresponde al Cretácico

Inferior (Neocomiano) que es la edad asignada por posición estratigráfica.

1.4 OBJETIVOS Y METAS El objetivo principal del estudio es la determinación de rotaciones potenciales con

respecto a ejes verticales de cada una de las unidades en el VSM que pudieron haber sido

afectadas durante la actividad de la FSM y proponer un modelo geológico con base a los

resultados paleomagnéticos. Para realizar lo anterior se propusieron las siguientes metas:

a) Muestreo paleomagnético de la cuña clástica marina del Jurásico (capas Las

Palomas, capas Sierra El Granizo y Tanque Cuatro Palmas). Además de la cuña

clástica continental (Formación San Marcos).

b) Análisis de los datos paleomagnéticos para determinar los polos

paleomagnéticos del Jurásico y Cretácico registrados en las distintas unidades

estratigráficas. Los datos obtenidos fueron comparados con la curva de

vagabundeo polar aparente para Norteamérica.

c) Realizar un estudio magnetoestratigráfico de la Formación San Marcos para

establecer una edad más precisa dentro del Cretácico Inferior (Neocomiano)

(Mckee et al., 1990).

d) Proponer diversos modelos geológicos que expliquen la evolución tectónica de

los datos paleomagnéticos obtenidos.

1.5 LOCALIZACIÓN Y VÍAS DE COMUNICACIÓN

El VSM se localiza a aproximadamente 40 km al sur de la cabecera municipal de

Cuatro Ciénegas, en la parte central del estado de Coahuila. Mientras que la SSMP se

encuentra a ∼ocho kilómetros al suroeste de dicho cabecera. A ambas localidades se llega a

través de la carretera Monclova-San Pedro de Las Colonias, Coahuila. Sobre la carretera

entre Cuatro Ciénegas y San Pedro de Las Colonias (entre los kms 88 y 125), se circula

sobre el límite norte y noroeste de la SSMP, la cual tiene una orientación de sus estructuras

casi N-S. En el kilómetro 120.2 de la mencionada carretera, se toma una desviación al

oriente, avanzando 2 km sobre un camino de terracería que es transitable todo el año, para

ingresar al VSM. En la pared sur del VSM, al pie de la Sierra el Granizo, McKee y

colaboradores (1984, 1990) reconocieron la traza de la FSM (Figura 1).

Figura 1. Localización y vías de acceso al Valle San Marcos (área verde) y a la Falla San Marcos (en rojo), Coahuila, México.

1.6 CLIMA Y VEGETACIÓN

El estado de Coahuila está situado, en su mayor parte, en el oriente de una gran área

climática denominada como desierto de Chihuahuense. Se caracteriza por poseer climas

continentales secos y muy secos, que van desde los semicálidos, predominantes en los

bolsones coahuilenses, hasta los templados de las partes más altas y las más septentrionales.

El clima seco a semi-seco predomina en el centro y poniente del estado de Coahuila.

Predomina típicamente en sus amplios llanos desérticos (bolsones) y en las bajadas tendidas

de las sierras, en terrenos generalmente más bajos que 1400 m de altitud, con suelos típicos

de zonas áridas y vegetación de matorral desértico o bien halófilo. De acuerdo a la

clasificación Köeppen (1936), el clima es del tipo seco, con lluvias en verano (septiembre)

e invierno y escasas el resto del año. Las precipitaciones promedian anualmente entre 100 a

400 mm, la temperatura media del año es de unos 18 °C a 22 °C, la mínima es de –12 °C y

la máxima de 47 °C. En lo alto de la sierra cambia a templado semi-seco.

La vegetación que está determinada por el clima, encontrando Sotol (Desylirión

sp.), Lechugilla (Agave Funkiana), Candelilla (Euphorbia Antisyphilitica), Maguey (Agave

sp.), Guayule (Pathenium), Mezquite (Prosopis Juliflora), Uña de gato (Acacia Greggy),

Engordacabra (Dalen sp.), Nopal Cegador (Opuntia Microdasys), Nopal Rastrero (Opuntia

Trasera), Nopal Tapón (Opuntia Robusta), Biznaga (Echinocactus sp), Ocotillo

(Franquieria Splendes), Peyote (Atrophytum Asterias), Granjeno (Celtis sp), Gobernadora

(Larrea Divaricata), Hojasén (Fluorencia sp.), Palma Chica (Yuca Filífera), Palma Real

(Yuca Carnerosana) y Zacatón Alcalino (Sprobulas sp.).

CAPÍTULO II GEOLOGÍA REGIONAL 2.1 INTRODUCCIÓN El noreste de México ha sido escenario de numerosos eventos tectónicos y

paleogeográficos (Paleozoico-Cenozoico), los cuales definieron las formas

geomorfológicas en el relieve que se observan actualmente. El evento tectónico más

importante en el Paleozoico fue la colisión de Gondwana y Laurasia en el Pérmico Inferior,

lo cuál ocasionó el desarrollo del Cinturón Orogénico Ouachita-Marathon y la posterior

transferencia de terrenos peri-Gondwánicos a Pangea (Handschy et al., 1987; Dickinson y

Lawton, 2001; Keppie, 2004; Poole et al., 2005; Nance et al., 2006).

La historia paleogeográfica de México durante el Mesozoico y Cenozoico esta

relacionada íntimamente con la apertura del Golfo de México en el Mesozoico Tardío

(Salvador y Green, 1980; Salvador, 1991c; Goldhammer, 1999; Reed, 2001; Pessagno y

Martin, 2003; Bird et al., 2005), cuando la placa Norteamericana empezó a separarse de las

placas de Sudamérica y África. El rompimiento y separación de esas placas formó altos y

bajos de basamento que determinaron la distribución de tierras emergidas y mares así como

también los patrones de sedimentación (Triásico-Cretácico) en el noreste de México

(Padilla y Sánchez, 1982; 1986; López-Ramos, 1981; Goldhammer, 1999; Goldhammer y

Johnson, 2001). La distribución de altos de basamento controló la sedimentación de

secuencias en el Jurásico-Cretácico. La distribución de altos de basamento y de las fallas

que delimitan estos bloques también influyó en el estilo de deformación observado en estas

secuencias durante la Orogenia Laramide. La deformación se expresa como pliegues con

estructuras anticlinales y sinclinales formados durante el Cretácico Tardío-Eoceno (Imlay,

1938b; Humphrey, 1956; de Cserna, 1956 y Tardy, 1980; Eguiluz et al., 2000).

2.2 EVOLUCIÓN TECTÓNICA GENERAL DEL NORESTE DE MÉXICO 2.2.1 PALEOZOICO TARDÍO Durante el Pérmico Temprano se formó Pangea por la colisión de Gondwana y

Laurasia. Este evento tectónico de gran magnitud produjo el cierre del Proto-Atlántico y el

desarrollo subsecuente del Cinturón Orogénico Ouachita-Marathon (Figura 2). Los

sedimentos que componen este cinturón son rocas metasedimentarias del Pérmico-

Carbonífero y de secuencias tipo turbidíticas del Pérmico Temprano (Goldhammer, 1999),

además de depósitos vulcano-clásticos e intrusiones con afinidad de arco en el borde

sureste de Norteamérica (Coney, 1983; Handschy et al., 1987; Poole et al., 2005).

Figura 2. Mapa del noreste de México y sur de Texas para el Jurásico, ilustrando los elementos tectónicos principales descritos en el texto. Abreviaciones: NL-Nuevo Laredo; TA-Tampico; CV-Ciudad Victoria; S-Saltillo; M-Monterrey. (Modificada de Goldhammer, 1999).

2.2.2 TRIÁSICO TARDÍO-JURÁSICO MEDIO TARDÍO

En esta etapa ocurrió el rompimiento de Pangea y la formación inicial de la cuenca

del Golfo de México, justo al sur del actual margen de la Placa de Norteamérica

(Michalzik, 1991; Salvador, 1991c; Cantú-Chapa, 1999; Centeno-García, 2005). Este

evento, llamado “etapa de rift”, fue caracterizada por deformación extensional que generó

una red compleja de fracturas y fallas normales como también fallas laterales izquierdas

orientadas NW (Figura 2, Salvador, 1991c), que en conjunción con el fallamiento normal

generaron bajos de basamento que controlaron los procesos de sedimentación durante este

tiempo (Padilla y Sánchez, 1982; 1986; López-Ramos, 1981; Figura 2). La sedimentación

relacionada al rift y actividad ígnea que acompañaron a este fallamiento intracontinental

(Pindell y Dewey, 1982) está registrada en la Formación Huizachal (Michalzik, 1991) del

Jurásico Temprano-Medio (Rueda-Gaxiola, 1998; Clark et al., 1994; Fastovsky et al., 1995

y 2005). El rifting culminó en el Oxfordiano más temprano hace aproximadamente 150.5

Ma (Goldhammer et al., 1991; Cantú-Chapa, 1999).

La sedimentación asociada al rift en el noreste de México consiste principalmente

de una secuencia de capas rojas continentales de edad Triásico Tardío-Jurásico Temprano

(Belcher, 1979; Gose et al., 1982; Michalzik, 1991; Salvador, 1987, Rueda-Gaxiola, 1998),

otros dicen que la porción volcánica de la Formación La Boca coincidió con vulcanismo de

arco durante el Jurásico Temprano (Fastovski et al., 2005). La acumulación de depósitos

extensos de sal ocurrió durante el Jurásico Medio o Jurásico Tardío-Temprano. Cabe

mencionarse que la extensión de la corteza alcanzó su máximo desarrollo hacia el final o

poco después de la acumulación de las evaporitas del Caloviano. Estos depósitos de sal

fueron movidos hasta su posición actual como resultado del emplazamiento de la corteza

oceánica inicial durante el Caloviano Tardío al Oxfordiano Temprano (Salvador, 1991c;

Fastovsky et al., 1995; 2005; Cantú-Chapa, 2001; Passagno y Martin, 2003).

Se ha propuesto también que durante este tiempo hubo movimiento lateral izquierdo

a lo largo de la hipotética Megacizalla Mojave-Sonora (MMS) (Silver y Anderson, 1974;

Anderson y Schmidt, 1983; Figura 2). Se especula que este movimiento fue debido a la

subducción oblicua de la Placa Kula-Farallon abajo de la Placa Sudamericana y Yaqui

(Pindell, 1985). Otro evento importante fue el desplazamiento del bloque de Yucatán

mediante una falla transforme dextral (Pindell, 1985; Figura 2) que causó una rotación

antihoraria de la península hasta ocupar su posición actual (Molina-Garza et al., 1992).

2.2.3 JURÁSICO TARDÍO En tiempo Jurásico Tardío inició la apertura acelerada del Golfo de México y la

formación de la corteza oceánica que tuvo lugar en el Caloviano Tardío-Oxfordiano

Temprano fue de duración muy breve, entre 4-5 Ma (Salvador, 1991c; Pindell, 1985;

Pindell y Dewey, 1982; Buffler y Sawyer, 1985; Coney, 1983).

Según los modelos de Anderson y Schmidt, (1983) las fallas transformantes intra-

continentales de desplazamiento izquierdo cesaron su actividad en el Oxfordiano. Y por

último, el punto de separación de Norteamérica y Sudamérica se concentró en el Proto-

Caribe, donde continuó la formación de piso oceánico (Pindell y Barret, 1990). La

sedimentación del Jurásico Tardío en el noreste de México se desarrolló en una margen

pasiva y fue producto de la transgresión marina, acumulándose principalmente formaciones

clásticas y calcáreas (Formación La Casita).

2.2.4 CRETÁCICO TEMPRANO Durante este periodo hubo estabilidad tectónica, periodos de subsidencia y

enfriamiento cortical (Salvador, 1991c; Goldhammer, 1999). Se depositaron a lo largo de

los márgenes del Golfo de México plataformas carbonatadas extensas que bordearon a

algunos altos de basamento que aún permanecían emergidos (Padilla y Sánchez, 1986;

Lehmann et al., 1999). También durante este tiempo ocurrió el salto hipotético de la dorsal

entre Norteamérica y Sudamérica a partir del Golfo de México, hasta una posición al este

de Yucatán (Pindell, 1985). Por otro lado, a fines del Cretácico Temprano se separó

Sudamérica de África en el Atlántico Sur (Coney, 1983).

Estas plataformas carbonatadas del noreste de México son la plataforma de

Coahuila (Formación Cupido) y la plataforma de San Luis-Valles (Formación El Abra). En

las cuencas, la sedimentación fue controlada por la subsidencia a causa del enfriamiento de

la corteza oceánica del Golfo de México.

2.2.5 CRETÁCICO TARDÍO En esta etapa inició la Orogenia Laramide (Cretácico Tardío-Eoceno). Esta

deformación involucró despegue de la cubierta sedimentaria y movimientos verticales de

bloques del basamento con mecanismos complejos que deformaron sedimentos

mesozoicos, los cuales cabalgaron sobre bloques continentales estables pre-mesozoicos

(Humphrey, 1956; de Cserna, 1956; Padilla y Sánchez, 1986; Eguiluz et al., 2000). De

Cserna (1956) y Tardy (1980) apoyaron la idea de que esfuerzos compresivos axiales,

debidos a la acción de la gravedad, actuaron desde el suroeste hacia el noreste. Ellos

también postularon que los pliegues de la Sierra Madre Oriental fueron el resultado de un

décollement regional sobre evaporitas de las cuales la secuencia del Jurásico Tardío-

Cretácico se despegó y generó los estilos de deformación presentes entre Torreón-

Monterrey. La sedimentación del Cretácico Tardío (y parte del Terciario Temprano) tiene

rasgos claramente sin-orogénicos (Lawton et al., 2001). Se argumenta como causa principal

de la orogenia, un incremento en la actividad magmática y levantamiento en el oeste de

México, producto de adición en la base de la corteza (underplating) en la Sierra Madre

Occidental durante el Cretácico Tardío (Henry y Fredrikson, 1987; Aranda-Gómez y Pérez-

Venzor, 1989), y asociado a la migración del arco magmático hacia la parte interna del

continente, similar a lo ocurrido en el oeste de EUA (Coney y Reynolds, 1977; Dickinson y

Snyder, 1978) y documentado por Clark et al. (1982) y Urrutia-Fucugauchi (1986). Lo

anterior, sería controlado por la disminución del ángulo de subducción de la placa Farallón

durante el Cretácico Tardío. Otro evento importante es la acreción del terreno Guerrero-

Alisitos en el Cretácico Tardío en el borde oeste continental (Centeno y Silva-Romo, 1997).

2.2.6 TERCIARIO TEMPRANO Contemporáneo, al menos en parte a la orogenia Laramide hubo una regresión del

mar hacia el este depositando una secuencia gruesa de areniscas-lutitas y la formación de

cuencas Terciarias (cuencas de antepaís) algunas de las cuales actualmente son depósitos

ricos de hidrocarburos (Padilla y Sánchez, 1986; Eguiluz et al., 2000; Lawton et al., 2001;

Eberth et al., 2004). Las rocas sedimentarias del Terciario Temprano registran un

fallamiento lístrico con pendiente hacia el Golfo de México. 2.3 ALTOS DE BASAMENTO EN EL NORESTE DE MÉXICO Se han reconocido hasta ahora cinco bloques de basamento que fueron inferidos a

partir de la distribución de facies y espesores de algunas secuencias de rocas que los

bordeaban a determinado tiempo. Estos bloques fueron cubiertos por agua marina en

diferentes tiempo en el Mesozoico e influenciaron los patrones de sedimentación y estilos

estructurales hasta el Terciario (Padilla y Sánchez, 1986; Goldhammer, 1999; Eguiluz et al.,

2000; Bartolini y Mickus, 2002). Cabe señalarse, que las regiones subyacidas por los

bloques tienen estructuras totalmente diferentes con respecto a aquellas formadas en los

bajos de basamento, y que de alguna manera los altos de basamento no fueron deformados

considerablemente por la Orogenia Laramide. Estos altos de basamento se describen a

continuación.

2.3.1 PENÍNSULA DEL BURRO-PEYOTES Las rocas del basamento que constituyen la Península del Burro-Peyotes (Figura 2)

son del Paleozoico Tardío (Flawn y Maxwell, 1958; Flawn et al., 1961; Wilson et al., 1984)

e incluyen rocas y sedimentos metamórficos del interior del Cinturón Orogénico Ouachita-

Marathon. Por otra parte, Garrison et al. (1980) propusieron que las rocas del basamento de

ésta península posiblemente son precámbricas.

La Península Burro-Peyotes esta limitada al sur por la Falla La Babia de probable

movimiento sinestral (Charleston, 1974; 1981; Figura 2), sus límites E y SE no están bien

definidos (Padilla y Sánchez, 1986). Fue progresivamente cubierta por los mares cretácicos

hasta que fue finalmente sumergida durante el Maastrichtiano (Padilla y Sánchez, 1986).

Esta península fue considerada por Humphrey (1956) como la parte noroeste de lo que se

conoce como la Península de Tamaulipas.

Las estructuras más importantes sobre la paleopenínsula son anticlinales muy

amplios (NW) que corresponden a El Burro, Peyotes y El Carmen, este último se considera

el más pequeño (Padilla y Sánchez, 1986).

2.3.2 ISLA DE LA MULA Este alto de basamento fue primero considerado como tal por Kellum et al. (1936).

Pero el nombre de Isla de la Mula fue primeramente postulado por Alfonso (1976) en un

reporte inédito de PEMEX. Este alto se ubica al norte del Bloque de Coahuila en la parte

central del estado de Coahuila (Figura 2) y sus vestigios están expuestos en el Potrero La

Mula y la Sierra del Fuste (Jones et al., 1984). Este alto es considerado como parte de una

serie de terrenos complejos de rocas sedimentarias, metamórficas e ígneas que se

encontraban al sur de la Península del Burro-Peyotes, oeste de Coahuila y este de

Chihuahua durante el Jurásico Tardío y Cretácico Temprano (Jones et al., 1984). Estos

terrenos fueron fuente de detritos para algunas formaciones ubicadas en los márgenes de las

cuencas (Stabler y Márquez, 1977) y también aportaron componentes detríticos de

formaciones predominantemente autóctonas como es el caso de la Formación Padilla (Jones

et al., 1984). Esta isla permaneció emergida durante el Jurásico Tardío y subsecuentemente

fue cubierta en el Cretácico (Hauteriviano), lo que es registrado por la Formación Padilla

(Alfonso, 1976).

Inicialmente el basamento de la isla fue considerado de forma general como

formado por rocas graníticas del Mesozoico Temprano que subyacen a la Formación

Padilla (Humphrey, 1956). Estas rocas de basamento graníticas son las más abundantes en

el Potrero La Mula (Kellum et al., 1936; Imlay, 1940; Charleston, 1974; Denison et al.,

1969; Denison et al., 1970; Jones y McKee, 1979) y Sierra del Fuste (McKee et al., 1979,

Jones et al., 1984) y forman un batolito (Jones et al., 1984). Edades isotópicas del Triásico

Tardío de estas rocas graníticas de la Isla de la Mula confirman la edad Mesozoica

obteniendo una edad del Triásico Tardío de 211 ± 8 Ma en K-Ar (hornblenda) (Denison et

al., 1969) y de 213 ± 14 Ma en Rb-Sr (roca total) (Jones et al., 1984). La composición

calco-alcalina de las rocas plutónicas sugiere que provienen de un arco magmático

(Dickinson, 1972; Miyashiro, 1972). Varios autores han sugerido un sistema arco-trinchera

que existió en el norte de México durante el Paleozoico Tardío-Mesozoico Temprano

(Walper, 1980). Este arco resultó de la subducción de la placa de Sudamérica bajo la de

Norteamérica (Cunningham, 1975; Rowett y Hawkins, 1975) o de una placa paleopacífica

bajo Pangea (Torres et al., 1999).

La delimitación de la isla primeramente fue determinada por estudios de

paleocorrientes, evidencias estratigráficas y de estructuras principalmente como pliegues

(Jones et al., 1984); posteriormente estudios aereomagnéticos de Petróleos Mexicanos sobre

la Isla de la Mula permitieron su mejor delimitación y extensión (Jones et al., 1984).

2.3.3 ISLA DE MONCLOVA La Isla de Monclova se encuentra dentro de la cuenca de Sabinas al sureste de la

ciudad de Monclova, Coahuila (Figura 2). Su basamento se desconoce, pero recientemente

en dos perforaciones realizadas por PEMEX (Eguiluz, 2001) se encontró una tonalita de

hornblenda de una edad de 230 ± 11 Ma en K/Ar (hornblenda) y un granito de 225 ± 20 Ma

en K/Ar (feldespato). Esta isla estuvo emergida desde el Berriasiano hasta los inicios del

Hauteriviano, cuando fue cubierta por el mar quien depositó a la Formación Padilla

(Márquez et al., 1976; González, 1976; Alfonso, 1976). Eguiluz (2001) menciona que la

Isla de Monclova está cubierta por rocas carbonatadas arcillosas y terrígenas del

Berriasiano. Los rasgos estructurales asociados a la supuesta isla de Monclava también han

sido atribuidos a diapiros evaporíticos jurásicos acumulados en la cuenca de Sabinas

(Padilla y Sánchez, 1986).

2.3.4 BLOQUE DE COAHUILA Fue definida por Kellum et al. (1936) como “Península de Coahuila”. Se ha

sugerido para el bloque de Coahuila la existencia de dos arcos magmáticos previos a la

transgresión marina del Jurásico Tardío en el noreste de México. Se ha determinado que el

arco más antiguo arroja edades del Pensilvánico Medio al Pérmico (McKee et al., 1988;

1999; López, 1997) y permo-triásicas (Torres et al., 1999), y el más joven del Triásico

Tardío-Jurásico (Grajales et al., 1992; Jones et al., 1995). Las rocas que componen el

basamento del bloque de Coahuila son una secuencia gruesa de rocas marinas del

Pensilvánico Medio (?) al Pérmico, así como a cuerpos intrusivos del Triásico. Las rocas

presentan metamorfismo de grado bajo, son esencialmente secuencias turbidíticas derivadas

de un arco volcánico activo (Arco Las Delicias) que produjo acumulaciones de depósitos de

gravedad transportados en masa hacia la Cuenca de Las Delicias, este arco fue construido

durante la formación de la Pangea por la colisión entre Norteamérica y Sudamérica en el

Pensilvánico Tardío-Pérmico Temprano (McKee et al, 1988; 1999; López, 1997; Fastovski

et al., 2005).

El arco permo-triásico (Torres et al., 1999), se instauró en el oeste de Pangea,

inmediatamente después de la colisión de Gondwana y Laurasia durante la Orogenia

Ouachita-Marathon, aproximadamente a los 281 Ma (Dickinson y Lawton, 2001). Se han

definido edades para estas rocas derivadas de este arco que van de 287 a 232 Ma, así como

valores de εNd de –4.4 a +2.5, por lo que concluyen que corresponden a rocas de un arco

que se desarrollo sobre corteza continental evolucionada (Torres et al., 1999) que debe estar

en su parte norte y oeste en contacto tectónico o intrusivo con sedimentos deformados del

Paleozoico. Este arco marca el inicio de la actividad magmática relacionada a la subducción

del Pacífico (Torres, et al., 1999; Centeno-García, 2005).

El arco del Triásico Tardío-Jurásico es mejor documentado en el norte de Zacatecas

y Durango por Grajales et al. (1992) y Jones et al. (1995) donde se asocia a la Formación

Nazas. Los afloramientos de los granitoides de arco del Triásico Tardío-Jurásico han sido

reconocidos tanto en el Bloque de Coahuila (área de Delicias-Acatita: Denison et al., 1969;

Grajales et al., 1992; McKee et al., 1988; Molina-Garza, 2005), como en la Cuenca de

Sabinas en las localidades de Potrero de La Mula (Jones et al., 1984); Sierra Mojada

(McKee et al., 1988) y Valle San Marcos (Jones et al., 1982; McKee et al., 1990); sin

embargo, rocas volcánicas de estas edades no han sido reconocidas (Grajales et al., 1992)

en algunos de estos sitios. Se cree que este arco fue producido por la subducción de la

placa Pacífica a lo largo del margen oeste de México durante el Triásico Tardío-Jurásico

(McKee et al., 1988; Campa y Coney, 1983; Jones et al., 1995).

El bloque de Coahuila está limitado al norte por la FSM de carácter inferido lateral

izquierdo (McKee et al., 1984; 1990), y al sur por el lineamiento Torreón-Monterrey

paralelo a una falla de corrimiento lateral a la MMS de Anderson y Schmidt (1983). El

Bloque de Coahuila se caracterizada por pliegues laramídicos dómicos amplios (anticlinales

con doble inmersión). En los pliegues, los ejes muestran una orientación NW-SE debido a

que el bloque que funciona como un indentor rígido para la gran parte de la deformación

Laramide sobre los carbonatos cretácicos (Imlay, 1936; Charleston, 1981; Goldhammer,

1999). Cabe señalarse que según Lehmann et al. (1999) el bloque o isla de Coahuila jugó

un papel importante en la orientación de las plataformas carbonatadas de Cupido-Sligo

(Barremiano-Aptiano) y la plataforma Coahuila (Aptiano-Albiano). El bloque permaneció

emergido desde el Jurásico Tardío hasta posiblemente el Aptiano Tardío (Padilla y

Sánchez, 1986) cuando fue cubierto completamente por la transgresión marina del

Mesozoico Tardío.

2.3.5 ARCHIPIÉLAGO DE TAMAULIPAS El Archipiélago de Tamaulipas fue primeramente postulado como elemento

paleogeográfico por Álvarez (1958). Tiene un basamento compuesto por intrusivos

graníticos Permo-Triásicos vestigios del arco continental del Paleozoico Tardío y

metasedimentos paleozoicos que aparentemente pudieran pertenecer a la zona interior del

sistema Ouachita (Padilla y Sánchez, 1986). El Archipiélago de Tamaulipas fue

considerado por Humphrey (1956) como parte de una masa continental continua durante el

Jurásico Tardío la cual bordeó la parte oeste del Golfo de México ancestral.

El archipiélago incluye a las islas de Lampazos, Sabinas, Picachos y San Carlos

(Figura 2). Esta limitado al este por la falla lateral derecha Tamaulipas-Chiapas que

permitió la migración del bloque de Yucatán (Pindell y Dewey, 1982; Pindell, 1985; Figura

2). Fue un alto de basamento expuesto desde el Triásico Tardío al Cretácico Temprano,

después fue completamente transgredido (Wilson et al., 1984). El bloque continuó

subsidiendo durante el resto del Cretácico hasta que fue deformado y levantado por la

orogenia Laramide (Padilla y Sánchez, 1986). Las estructuras que caracterizan a este

bloque son sierras alargadas con relieve bajo. Rocas de la paleoisla de San Carlos fueron

intrusionadas por cuerpos graníticos durante el Oligoceno y Mioceno (López-Ramos,

1981).

2.4 BAJOS DE BASAMENTO EN EL NORESTE DE MÉXICO La distribución de altos y bajos de basamento en el noreste de México controló la

sedimentación ocurrida desde el Triásico Tardío hasta el Cretácico Tardío. Toda la

secuencia sedimentaria depositada en los bajos de basamento fue plegada durante la

orogenia Laramide (Cretácico Tardío-Eoceno), y se caracteriza por pliegues, algunos

volcados y cabalgados sobre los altos de basamento; además existieron algunos pliegues

asociados a diapiros (Padilla y Sánchez, 1986; Goldhammer, 1999).

2.4.1 CINTURÓN PLEGADO DE COAHUILA (CPC) El CPC se encuentra en la parte norte de Coahuila y Nuevo León, localizándose en

su parte centro-norte de la Cuenca de Sabinas. El CPC fue definido por Humphrey (1956) y

consiste en numerosos anticlinales aislados, orientados NW-SE, alargados y apretados, con

doble buzamiento. Los anticlinales son separados por valles sinclinales amplios. Algunos

de los anticlinales están erosionados en su núcleo formando potreros. Esta morfología se

debe a la intrusión y erosión subsecuente de rocas evaporíticas del Jurásico Superior de la

Formación Olvido (Murray, 1959; Wall et al., 1961; Charleston, 1981; Padilla y Sánchez,

1982; 1986).

El CPC está enmarcado por dos elementos positivos del basamento, el arco Burro-

Salado al norte, y el bloque de Coahuila en el sur, separados por dos fallas regionales

(Figura 2). La falla al norte es La Babia (Charleston, 1974; 1981), y la falla al sur es la

Falla San Marcos (McKee y Jones, 1979; Charleston, 1981; McKee et al., 1984, 1990) que

separa el CPC del BC.

La Cuenca de Sabinas, que forma parte del CPC (Figura 2), abarca parte de los

estados de Coahuila y Nuevo León. El relleno de la cuenca esta compuesto principalmente

por más de 5000 m de sedimentos marinos mesozoicos depositados durante periodos de

subsidencia y posteriormente fueron plegados durante la orogenia Laramide (Eguiluz,

2001). Se han manejado varios modelos para el origen de la cuenca, pero el más aceptado

esta relacionado a un rift asociado con la apertura del Golfo de México (Salvador, 1991;

Eguiluz, 2001). La Cuenca de Sabinas esta bordeada al igual que el CPC, al noreste y

suroeste por una serie de altos y bajos de fallas (McKee et al., 1990; Eguiluz, 1994)

limitados por la FSM (McKee y Jones, 1979; Charleston, 1981; McKee et al., 1984, 1990)

y la Falla La Babia (Charleston, 1974, 1981), respectivamente. Al este limita con el

archipiélago de Tamaulipas, al sur con el frente de la Sierra Madre Oriental y el BC, y por

último al oeste por la fosa de Chihuahua (Padilla y Sánchez, 1986).

Las rocas más antiguas reconocidas en la Cuenca de Sabinas son conglomerados

derivados de la erosión de los altos de basamento durante el fallamiento activo durante el

Jurásico (McKee et al., 1990). Las estructuras más importantes dentro de la cuenca son

pliegues largos, anchos y alargados mientras hacia los altos de basamento los pliegues son

volcados y cabalgan a los bloques elevados. En la parte sur de la cuenca se han reconocido

algunos pliegues dómicos que están asociados a diapiros de evaporitas del Jurásico

Superior, principalmente en las Sierras del Fraile y Sierra de Minas Viejas (Padilla y

Sánchez, 1986).

2.4.2 CINTURÓN PLEGADO Y CABALGADO DE LA SIERRA MADRE ORIENTAL Este cinturón plegado fue generado durante el evento Laramídico en México

(Cretácico Tardío-Eoceno), se caracteriza por anticlinales alargados, volcados y apretados

hacia el norte y noreste, donde frecuentemente existen fallas de cabalgamiento (Padilla y

Sánchez, 1986; Charleston, 1981; Gray y Johnson, 1995; Marret, 1995; Eguiluz et al.,

2000). En general el cinturón plegado presenta una dirección NW-SE, aunque en el área de

Saltillo y Monterrey sigue una orientación E-W, al W de lo que se conoce como Curvatura

de Monterrey (Figura 2). Entre Torreón y Saltillo continúa con una dirección franca E-W.

Sus límites al este y al norte, son el archipiélago de Tamaulipas y la Cuenca de Parras

(Padilla y Sánchez, 1986).

El basamento de este cinturón es de edad Proterozoica y forma la parte norte del

microcontinente llamado Oaxaquia (Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Este basamento se

encuentra en las localidades de Ciudad Victoria y Molango (Gneis Huiznopala y Novillo).

Ambas localidades tienen edades metamórficas entre 911 y 1080 Ma, y edades modelo

(Nd) de 1.4 a 1.8 Ga similares a las del Cinturón Greenvilliano (Patchett y Ruiz, 1987; Ruiz

et al., 1988b; Lawlor et al., 1999).

Las rocas del Paleozoico Superior consisten de rocas metamórficas (Esquisto

Granjeno) y meta-sedimentos con metamorfismo de grado bajo y rocas volcánicas (De

Cserna, 1956; Tardy, 1980). Localmente existen secuencias sin deformación del Paleozoico

Inferior y Medio (área de Ciudad Victoria; Formación Guacamaya). En otras localidades,

sobreyaciendo discordantemente a las unidades Proterozoicas y Paleozoicas, se presentan

secuencias de capas rojas mesozoicas del Jurásico (Centeno-García, 2005), y a éstas a su

vez les sobreyacen evaporitas, rocas clásticas terrígenas y carbonatadas del Jurásico

Superior. La secuencia del resto del Mesozoico incluye rocas carbonatadas del Cretácico

Inferior y rocas clásticas del Cretácico Superior (Padilla y Sánchez, 1986; Charleston,

1981).

2.4.3 CUENCAS DE PARRAS Y LA POPA

Las cuencas de Parras y La Popa son de tipo antepaís de edad Cretácico Tardío-

Eoceno. Contienen cerca de 5000 m de rocas siliciclásticas acumuladas en ambientes

marinos someros y continentales que van desde el Campaniano al Eoceno, y han sido

integradas dentro del Grupo Difunta que también fue afectado durante la deformación

Laramide en el noreste de México (Weidie y Murray, 1967; Laudon, 1984; McBride et al.,

1974; Vega-Vera y Perriliat, 1989; Soegaard et al., 1997; Ye, 1997).

La cuenca de Parras (Figura 2) se encuentra entre el Bloque de Coahuila, al norte, y

el frente de la Sierra Madre Oriental en su sector transversal de Parras, al sur. Las

estructuras (pliegues y cabalgaduras) presentes son de edad Laramide y de geometrías

altamente variables por su proximidad al frente de la Sierra Madre Oriental (Weidie y

Murray, 1967; Johnson et al., 1991). Al sur del Bloque de Coahuila la deformación es más

intensa, marcada por pliegues alargados, muy apretados, y volcados hacia el norte con ejes

paralelos al frente de la Sierra Madre Oriental. Hacia el norte y al este, la intensidad de la

deformación decrece y se caracteriza por pliegues abiertos (Goldhammer, 1999).

La Cuenca de La Popa (Figura 2) está delimitada al norte por la cuenca de Sabinas,

al este por el CPC, al oeste por el BC, y al sur con la Cuenca de Parras. Las estructuras

típicas de esta cuenca consisten de levantamientos dómicos amplios, donde se involucran

diapiros de evaporitas (Johnson, 1989; Goldhammer, 1999). 2.5 PALEOGEOGRAFÍA DEL NORESTE DE MÉXICO En el noreste de México se observa la unión de dos provincias tectono-

estratigráficas. Por un lado la provincia este del Golfo de México formada en una margen

pasiva asociada a la apertura del Golfo de México durante el Jurásico Tardío. Por el otro, la

provincia del Pacífico relacionada a la margen convergente en el borde oeste

(principalmente afectando a la estructura); el límite entre estas dos provincias es el BC.

Estas provincias tienen una evolución tectónica distinta y por ende sucesiones

estratigráficas diferentes que registran a escala regional las interacciones entre ellas,

cambios eustáticos del nivel del mar, por último el aporte y tipo de sedimento depositado

(Goldhammer, 1999). A continuación se describirá el marco estratigráfico y

paleogeográfico del noreste de México en términos de secuencias estratigráficas en las

diferentes etapas en el tiempo geológico (Figuras 3-13).

2.5.1 TRIÁSICO TARDÍO-JURÁSICO TARDÍO En éste periodo (Triásico Tardío-Jurásico Medio) se inició el rifting y la

fragmentación de Pangea (Pilger, 1981; Pindell, 1985; Buffler y Sawyer, 1985) resultando

en la formación de los altos y bajos de basamento anteriormente explicados. Es también en

este periodo donde se acumularon secuencias de capas rojas y rocas volcánicas asociadas

dentro de los sistemas de bajos de basamento alrededor del Golfo de México (Salvador,

1987; 1991a, 1991b), estas secuencias corresponden en el noreste de México al Grupo

Huizachal definido por Mixon y colaboradores (1959), quién también subdividió este grupo

en dos formaciones, Formación La Boca (Jurásico Inferior-Medio, vertebrado terrestre) en

su base y Formación La Joya (Jurásico Medio-Superior) en su cima (Clark et al., 1994;

Fastovsky et al., 1988; 1995 y 2005). Los depósitos de capas rojas representan ambientes

continentales de abanicos aluviales y fluvio-lacustres (Belcher, 1979; Padilla y Sánchez,

1982; Salvador, 1991c, Figura 3). Recientemente, Fastovski et al. (2005) propusieron que la

parte inferior de la Formación La Boca es dominada por procesos piroclásticos.

Aparentemente la Formación La Boca se correlaciona con la Formación Nazas (Jones et al.,

1995) que aflora en San Luis Potosí, noreste de Durango, y norte de Zacatecas. Se cree que

el material volcánico observado en dichas formaciones fue producto de la actividad del arco

del Triásico Tardío-Jurásico. Por otro lado, también se han reconocido aglutinados

volcánicos, dique-estratos andesíticos, lutita, marga, arenisca y conglomerado de ambiente

continental (Bracken, 1984). El Grupo Huizachal sobreyace al basamento metasedimentario

y a granitos del Permo-Triásico en gran parte del noreste de México.

A finales del Jurásico Medio ocurrió una transgresión muy extensa en toda región

del Golfo de México que continuó hasta el Cretácico Tardío, definiéndose de esta manera

los límites entre islas y penínsulas (Padilla y Sánchez, 1986). Al principio de la

transgresión se depositan secuencias de evaporitas (Caloviano). Esta transgresión se

desarrolló en el noreste de México en zonas más restringidas de las cuencas formadas

(Zwanziger, 1979; Padilla y Sánchez, 1986; Salvador, 1987; 1991a; 1991b; Morán-

Zenteno, 1994), creando evaporitas que ahora afloran como masas deformadas de yeso

(Weidie y Martínez, 1970; Laudon, 1984) y que representan depósitos marinos-marginales

principalmente entre Monterrey y Saltillo conocidas como la Formación Minas Viejas del

Caloviano (Figura 3), que sobreyacen discordantemente a las capas rojas Huizachal del

Jurásico y/o al basamento Paleozoico (Goldhammer, 1999).

Figura 3. Paleogeografía del Triásico Tardío-Jurásico Medio para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

Para el Oxfordiano Medio-Kimmerdgiano, en el noreste de México se depositó la

Formación La Gloria (Figura 4), la cual representa la contraparte clástica de la Formación

Zuloaga. La Formación La Gloria contiene depósitos de rocas clásticas marinas, sedimentos

eólicos y depósitos fluviales (Salvador, 1991c), formando una cuña delgada que va desde

sedimentos finos a gruesos y arenisca cuarzo feldespática (Oivanki, 1974). Posteriormente,

se alcanzaron condiciones de mar abierto para el depósito de la Formación Zuloaga

(Oxfordiano) (Figura 4), lo que representa la transición entre las etapa de rift y de deriva

(drift) del desarrollo de la margen pasiva del Golfo de México. La sedimentación en este

tiempo muestra variaciones laterales y de espesor de las facies (Johnson et al., 1991). En las

pendientes de los altos de basamento, se depositaron sedimentos siliciclásticos y carbonatos

de facies someras, mientras que en las cuencas se depositaron caliza micrítica y lutita

(Salvador, 1991c; Goldhammer, 1999).

La parte inferior de la Formación Olvido del Kimmeridgiano Inferior (Figura 4)

consiste de una porción de evaporitas (yeso y anhidrita), y registra depósito en ambientes

restringidos en el noreste de México, mientras que la parte superior (mudstone lime Olvido)

del Kimmeridgiano Tardío consiste de lutita roja, carbonatos con mezclas de rocas

siliciclásticas dependiendo de su proximidad a los altos de basamento y al área de fuente

clástica (Goldhammer, 1999).

Figura 4. Paleogeografía del Oxfordiano Tardío-Kimeridgiano Temprano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

El avance de la transgresión marina durante el Titoniano-Portlandiano creó

depósitos de mar abierto, los cuales son representados por las formaciones La Caja y

Pimienta (Figura 5) del Kimmerdgiano-Berriasiano Medio, que consisten de capas rítmicas

de lutita calcárea, marga, arenisca de grano fino y caliza delgada hacia la base

(Goldhammer, 1999; Salvador, 1991c; Morán-Zenteno, 1994), y cubrieron el arco de

Burro-Salado, el arco de Tamaulipas y la Plataforma de Valles-San Luis Potosí. Para este

tiempo, el Bloque de Coahuila aún seguía emergido (Araujo-Mendieta y Arenas-Partida,

1986; Limon, 1989).

Figura 5. Paleogeografía del Kimeridgiano Tardío-Titoniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

2.5.2 CRETÁCICO TEMPRANO

Al inicio de este periodo se empezaron a acumular secuencias gruesas de carbonatos

debido a la transgresión marina hacia las islas y penínsulas (Padilla y Sánchez, 1986), así

mismo se depositó una secuencia heterogénea en los alrededores de los altos de basamento

que estaban expuestos, y que han sido descritas como varias formaciones locales (Morán-

Zenteno, 1994).

Durante el Berriasiano fueron depositadas rocas carbonatadas, arcillosas y

terrígenos y la Isla de Monclova fue completamente sumergida (Eguiluz, 2001). Hacia los

bordes del bloque de Coahuila se depositó la Formación San Marcos (Figura 6) formada

por conglomerados acumulados en abanicos aluviales y depósitos fluviales (Imlay, 1940)

que fueron derivados de la erosión del mismo bloque durante el fallamiento activo (McKee

et al., 1990). Esta formación esta intercalada en forma lateral con varias formaciones

depositadas contemporáneamente en ambientes de plataforma marina del Neocomiano. La

base de la secuencia de plataforma es la Formación Menchaca (Figura 6) (Berrisiano), que

es una secuencia de caliza con algunas intercalaciones de marga y lutita. Posteriormente,

hacia arriba en la secuencia se encuentra la Formación Barril Viejo (Figura 6) del

Hauteriviano Inferior compuesta por lutita y arenisca; ésta formación, según Imlay (1940) y

McKee et al. (1990) está relacionada a la reactivación y levantamiento del Bloque de

Coahuila. Sobre la Formación Barril Viejo sobreyace la Formación Padilla (Figura 7) del

Hauteriviano Medio formada por caliza y lutita, y la secuencia calcárea-argilítica de la

Formación La Mula (Figura 7) del Hauteriviano Superior-Barremiano y la caliza dolomítica

y evaporitas de la Formación La Virgen (Figura 7) del Barremiano Medio-Superior.

La Formación La Casita del Kimmerdgiano Superior-Hauteriviano (Figura 5)

representa un periodo de influencia principal de sedimentos clásticos (Salvador, 1991c;

Michalzik y Schumann, 1994). Su edad varía en función a la cercanía al Bloque de

Coahuila, del cuál fue derivado mucho del material detrítico (Fortunato, 1982;

Goldhammer, 1999). La Formación Taraises (Figura 6) del Berriasiano Medio-

Hauteriviano, corresponde a facies de agua profunda y sobreyace a la Formación La Casita.

La Formación Taraises consiste de capas rítmicas de mudstone pelágico, negro y con

pedernal, intercalado con lutita (Blauser, 1981).

Figura 6. Paleogeografía del Berriasiano-Valanginiano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

Durante el Berriasiano-Aptiano Inferior, las Arcosas Pátula y La Mula (Figura 7)

registraron la erosión de la Isla de Coahuila, lo que produjo materiales clásticos. En el

Hauteriviano-Aptiano Temprano el noreste de México es dominado por la Formación

Cupido (Figura 7) que se compone de bancos de carbonatos masivos de una plataforma

calcárea bordeada por cinturones de arrecifes y bancos de oolitas. Este lineamiento arrecifal

(Figura 7; Lehmann et al., 1999) se extiende desde Laredo a Monterrey, en donde cambia

de dirección hacia el W, rumbo a Torreón (Morán-Zenteno, 1994). También se depositó la

Formación Tamaulipas Inferior en las cuencas o aguas más profundas (Figura 6 y 7), que

consiste de mudstone calcáreo y lutita, y es correlacionable con la Formación Cupido

(Goldhammer, 1999).

Figura 7. Paleogeografía del Neocomiano Tardío para el noreste de México. (Modificada de Padilla y

Sánchez, 1986).

El Bloque de Coahuila fue totalmente transgredido por el mar en el Aptiano Medio-

Superior, depositándose carbonatos y yesos en áreas restringidas, correspondientes a las

facies Las Uvas (Figura 8) (Goldhammer, 1999; Lehmann et al., 1999). Para este tiempo,

aparecieron súbitamente sedimentos clásticos finos dentro de toda la Cuenca de Sabinas,

que formaron la Formación La Peña (Figura 8). Estos sedimentos son la respuesta a

levantamientos epirogenéticos en los elementos positivos y sus alrededores o a caídas

eustáticas del nivel del mar (Smith, 1970; Charleston, 1974; Morán-Zenteno, 1994). Hacia

el sur y este, depósitos de cuencas profundas equivalentes a la Formación La Peña,

corresponden a la Formación Otates (Figura 8), formada por caliza argilácea, en capas

delgadas, oscuras y con pedernal y lutita negra (Tinker, 1982; Goldhammer, 1999).

Figura 8. Paleogeografía del Aptiano para el noreste de México (Goldhammer, 1999; Lehmann et al., 1999; modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

Una importante transgresión marina cubrió completamente al Bloque de Coahuila y

a todo el noreste de México en el Albiano. En ese tiempo se depositaron carbonatos

marinos de agua somera sobre una pendiente suave, que bordeaba al Bloque de Coahuila en

la parte sur de la Cuenca de Sabinas. A este rasgo paleogeográfico se le ha dado el nombre

de la Plataforma de Coahuila del Albiano (Lehmann et al., 1999), simultáneamente se

depositó la facie de cuenca de la Formación Tamaulipas Superior (Figura 9), equivalente a

la Formación Aurora (Figura 9). La Formación Tamaulipas Superior esta formada por

capas gruesas a delgadas de mudstone y wackestone pelágicos, de color oscuro y con

pedernal (Ross, 1981; Goldhammer, 1999). Por último, se depositaron facies de evaporitas

en agua poco profunda debido a la presencia de arrecifes que bordeaban los elementos

positivos sobre la Isla de Coahuila (Figura 9), correspondientes a la Formación Acatita

(Morán-Zenteno, 1994; Lehmann et al., 1999).

2.5.3 CRETÁCICO TARDÍO La Formación Cuesta del Cura (Figura 9) se depositó en el Albiano más superior y

el Cenomaniano. Consiste de facies de cuenca profunda como carbonatos pelágicos y lutita

que se acumularon enfrente de un arrecife que bordeaba las plataformas del Cretácico

Medio. La Formación Cuesta del Cura tiene sus equivalentes en Texas que son las

Formaciones Georgetown, Del Río y Buda del Grupo Washita (Figura 9). En el noreste de

México estas formaciones consisten de 60 m de capas medianas a delgadas de packstone y

wackstone intercalados con lutita en capas delgadas (Goldhammer, 1999).

Figura 9. Paleogeografía del Albiano-Cenomaniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y

Sánchez, 1986).

Sobre la Formación Cuesta del Cura se depositó La Formación Indidura (Figura 10)

(Cenomaniano-Santoniano) formada por dos miembros: la Formación Agua Nueva (Figura

10) y la Formación San Felipe (Figura 11) expuestos en la Sierra Madre Oriental. Se

correlacionan con las formaciones Eagleford y Austin (Smith, 1981; Winkler y Buffler,

1988) del sur de Texas (Figura 10 y 11). Este paquete de depósitos pelágicos de agua

profunda de aproximadamente 300 a 400 m de espesor, consiste de mudstone y wackstone

intercalados rítmicamente con capas delgadas de lutita (Goldhammer, 1999).

Figura 10. Paleogeografía del Turoniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

Finalmente, durante el Maastrichtiano, se inicio la regresión marina en toda la

región, y se depositaron sedimentos terrígenos que procedían del oeste de México. Este

evento es representado por las formaciones Méndez y Parras (Figura 12) del noreste de

México. Los sedimentos fueron productos de levantamientos orogénicos que empezaron en

este tiempo y que, posteriormente, culminarían con la formación de las estructuras plegadas

características de la Sierra Madre Oriental (Morán-Zenteno, 1994; de Cserna, 1989;

Sedlock et al., 1993; Eguiluz, 2001).

Figura 11. Paleogeografía del Coniaciano-Santoniano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

En el Cretácico más tardío la orogenia Laramide provocó el desarrollo de las

cuencas de antepaís de Parras y La Popa, que albergaron rellenos sedimentarios de este

evento que componen al Grupo Difunta (Figura 12). Al mismo tiempo el Cinturón Plegado

de la Sierra Madre Oriental se desarrolló migrando la deformación desde el oeste al este

(López-Ramos, 1981). Las cuencas de antepaís se desarrollaron en el frente de la Sierra

Madre Oriental, formándose primero Parras y después La Popa. Posteriormente, hacia el

este, continuó el depósito de la Formación Méndez que consiste de material terrígeno.

Durante el Terciario sucedió un retroceso del nivel del mar representado por

secuencias de sedimentos terrígenos marinos (Figura 13) que actualmente son muy

importantes para la explotación de hidrocarburos (Padilla y Sánchez, 1986).

Figura 12. Paleogeografía del Campaniano-Mastrichtiano para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

Figura 13. Paleogeografía del Terciario para el noreste de México (Modificada de Padilla y Sánchez, 1986).

CAPÍTULO III GEOLOGÍA LOCAL 3.1 INTRODUCCIÓN

El Valle San Marcos (VSM), que separa estructuralmente el bloque o isla de Coahuila

del Cinturón Plegado de Coahuila contiene una excelente evidencia estratigráfica y

estructural de la actividad de la Falla San Marcos (FSM) durante el Mesozoico y Terciario

(McKee et al., 1979; 1984; 1990). McKee et al. (1984) mencionan que no se pueden probar

o excluir desplazamientos laterales grandes sobre la FSM, aunque por otro lado sugieren

que debido a la localización, tamaño, orientación y edad de la Falla San Marcos ésta, pudo

ser parte del sistema Megacizalla Mojave-Sonora (Anderson y Schmidt, 1983) o una

ramificación de la misma. Después se sugirió que la FSM pudo también ser parte de un

sistema de fallas transformantes que conectaron a las dorsales del Atlántico y Pacífico

durante la formación del Golfo de México (Silver y Anderson, 1974; 1983; Pilger, 1978),

las cuales acomodaron desplazamientos laterales izquierdos en el Jurásico Tardío (McKee

et al., 1990). En general, Chávez Cabello et al. (2005) mencionan que existen pocas

evidencias estructurales que indican la posibilidad de que la FSM haya sido originada como

una falla de desplazamiento lateral, lo que aparentemente es apoyado por un estudio

paleomagnético (Arvizu-Gutiérrez, 2003) en pliegues locales en rocas jurásicas ubicados en

el VSM al pie de la Sierra el Granizo. Los datos paleomagnéticos de las rocas jurásicas, que

se discuten posteriormente, indican una rotación horaria (80-90°) reconsistentes con una

zona contráctil en una curvatura de la FSM en esa zona.

La ubicación de la traza de la FSM es clara en el VSM, Potrero Colorado y Sierra

Mojada y se caracteriza por: a) separar estilos de deformación diferentes entre las rocas del

bloque de Coahuila y el CPC (Chávez-Cabello et al., 2005), b) la cuña clástica de

sedimentos (~3000 m) del Jurásico y Cretácico Inferior asociada a su actividad y que

fueron acumulados en el CPC al noreste de la falla (McKee et al., 1990), y c) la ocurrencia

de relaciones de contacto entre rocas pérmicas con jurásicas y con rocas cretácicas. (McKee

et al., 1990).

3.2 EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE LA FALLA SAN MARCOS A continuación se presenta un resumen sobre la evolución geológica de la FSM

propuesta por McKee et al. (1990), haciendo énfasis en el origen de la capas jurásicas y

cretácicas reconocidas en el bloque bajo al norte de la FSM en el CPC. De acuerdo a

McKee et al. (1988), el Arco Las Delicias ubicado en el sureste del estado de Coahuila y en

la parte central del Bloque de Coahuila, fue construido en un terreno continental poco

conocido pero del cual se infiere basamento Panafricano (López et al., 2001; Figura 14).

Las evidencias de fósiles contenidos en la Cuenca de Las Delicias sugieren que el Arco Las

Delicias estuvo activo durante el Pensilvaniano–Pérmico. McKee et al. (1990) infirieron

que las rocas sedimentarias del Pérmico (pizarra) que afloran cerca del Ejido Las Palomas

en el VSM (Figura 15), fueron depositadas en la Cuenca Las Delicias durante la parte final

del Paleozoico (Figura 14), y que la pizarra fue intrusionada por rocas graníticas y,

finalmente, levantadas por desplazamientos en la FSM en el Jurásico Tardío. La

instauración de la FSM generó un relieve abrupto que controló la depositación de una cuña

clástica amplia en el bloque hundido al norte de la FSM. La cuña clástica, constituida por

flujos de detritos (Capas Las Palomas), que incluyen fragmentos de rocas graníticas,

volcánicas, metamórficas y rocas Paleozoicas, fueron retrabajadas del Bloque de Coahuila

(Cuenca Las Delicias) y depositados en el bloque hundido al norte de la FSM (Figura 14).

Después de la acumulación de la cuña clástica, siguió un periodo de calma que

propició la disminución de aporte de material clástico grueso, desapareciendo los

conglomerados en la secuencia del Jurásico Superior, y representado por las Capas Tanque

Cuatro Palmas (McKee et al., 1990). Sin embargo, para el Cretácico Temprano

(Neocomiano) la FSM se reactivó generando un retroceso de la línea de costa (aunque no se

puede descartar una contribución de una baja del nivel eustático global). La reactivación

resultó en la depositación de la Formación San Marcos en condiciones continentales. Se

interpreta que la reactivación de la FSM en el Cretácico Temprano fue producto de ajustes

isostáticos, provocando que el bloque al sur de la FSM (Bloque de Coahuila) se levantara

causando la progradación de detritos hacia el norte, depositándose así la Formación San

Marcos en abanicos aluviales imbricados y en depósitos fluviales.

Al final del Neocomiano, después que el fallamiento cesó, vino un período de

avance del mar provocando retrabado de los depósitos aluviales seguido del inicio de la

depositación de la Formación Cupido que consiste de carbonatos de plataforma, con facies

peri-marea en el área de estudio (Lehmann et al., 1999). Los dos periodos de actividad de la

FSM en el Mesozoico debieron tener componentes importantes de levantamiento en el

bloque sur, es decir del Bloque de Coahuila. Un estudio estructural y paleomagnético en el

área de Potrero Colorado, 60 km al oeste del área de estudio, muestra esto de forma clara

(González-Naranjo, 2006).

Figura 14. Esquema general de la historia de depositación de las rocas presentes en el Valle San Marcos. (Tomada de McKee et al., 1990).

Durante el Terciario Temprano ocurre la deformación Laramide; en la región

reactivó nuevamente a la FSM, pero ahora como falla inversa lo que provocó el

levantamiento del bloque al norte de la FSM (Figura 15a; 16; y 17). Por lo anterior ocurrió

el levantamiento de los conglomerados de las Capas Las Palomas y Sierra El Granizo,

principalmente, sobre rocas marinas calcáreas del Cretácico Medio en el flanco noreste de

la Sierra El Granizo (Figura 16 y 17), a lo largo de la traza de la FSM. La deformación a lo

largo de la FSM provocó que la caliza adquiriera una posición casi vertical al pie de la

Sierra El Granizo para formar en conjunto con la Sierra San Marcos y Pinos (SSMP) una

estructura compleja compuesta por un anticlinal (Figura 15a, 17), con flanco vertical en la

Sierra el Granizo y suave en la SSMP, que se interpreta como pliegue tipo cortina “Drape”

(Figura 17) con su núcleo erosionado que actualmente es el VSM (Chávez-Cabello et al.,

2005).

3.3 ESTRUCTURA Y GEOLOGÍA ESTRUCTURAL DEL VALLE SAN MARCOS

Las estructuras presentes en el Valle San Marcos (VSM) son producto de la

orogenia Laramide. Se realizaron cinco estaciones de fallas en áreas claves para poder

definir las estructuras presentes, esto fue realizado en campañas de campo en colaboración

con Chávez-Cabello durante una excursión curricular en el año 2000 cuando el autor de

esta tesis llevaba sus últimas materias del semestre, además el mismo autor colaboró en el

artículo de Chávez-Cabello et al. (2005). El VSM se encuentra limitado al NNE por la

Sierra San Marcos-Pinos (SSMP) y al suroeste por la Sierra El Granizo (Figura 15a). En su

terminación noroeste en la SSMP está compuesta por dos anticlinales que pasan de ser

anticlinales inclinados a ligeramente recostados hacia el WSW, los cuales contienen un

sinclinal apretado; particularmente estos anticlinales indican transporte tectónico hacia el

WSW debido al levantamiento asimétrico de un bloque de basamento por el fallamiento del

Terciario Temprano de la Sierra El Granizo (McKee et al., 1990; Montemayor-Sánchez,

2003; Chávez-Cabello et al., 2005; Figura 15a). En esta zona de levantamiento se realizaron

dos estaciones de fallas (SMM y FCW). La mayoría de los datos fueron de fallas inversas

oblicuas a la estratificación en las cuales la dirección del esfuerzo principal máximo es de

(WNW) y es casi horizontal (Figura 15a).

La parte suroeste del VSM es la localidad donde se aprecia mayor diversidad de

tipos de rocas y de edades de éstas, debido a que están yuxtapuestas a través de varias fallas

de ángulo alto inclinadas hacia el noreste. Las fallas de ángulo alto del VSM representan

límites entre bloques tectónicos que yuxtaponen rocas más antiguas y de composición

diversa progresivamente hacia el centro del VSM debido a la segunda reactivación de la

Falla San Marcos durante la orogenia Laramide mediante la inversión de bloques de

basamento (Chávez-Cabello et al., 2005; Figuras 15a; 16 17). En esta zona sobre las falda

norte de la Sierra El Granizo se realizaron tres estaciones de fallas (SG, CG, LP-1; Figura

15a) que tienen una dirección del esfuerzo principal máximo hacia NNE (para la estación

de falla SG) y de NE (para las SMM y FCW). Estas diferencias se debe a que éstas últimas

se encuentra en la zona de curvamiento de la Falla San Marcos.

3.4 ESTRATIGRAFÍA DEL VALLE SAN MARCOS

Dentro del VSM aflora una cuña clástica que se generó por la actividad de la FSM.

McKee et al. (1990) interpretan la sección inferior Jurásica de esta cuña clástica como

depositada bajo condiciones marinas (en sus primeros 2000 m de espesor). La cuña clástica

fue dividida en tres unidades litoestratigráficas informales (McKee et al., 1990; Figura 15a

y b): capas Las Palomas, capas Sierra el Granizo y capas Tanque Cuatro Palmas (Titoniano,

única con contenido fósil), esta última es correlacionable con la Formación La Casita del

Kimmeridgiano-Hauteriviano en el noreste de México y representa una etapa de quietud

tectónica después de la actividad intensa que controló el depósito de las dos primeras

unidades durante la instauración de la FSM (McKee et al., 1990). Mientras que en el

Cretácico Temprano, durante la primera reactivación de la FSM con componente normal, se

depositó otra cuña clástica gruesa compuesta por la Formación San Marcos con

aproximadamente 1000 m de espesor (Figura 15a y b). A diferencia de las rocas jurásicas

que son marinas, la Formación San Marcos se depositó en un ambiente continental. Se

interpreta que la fuente de los detritos que componen a la cuña clástica es el bloque de

Coahuila, ubicada al sur de la FSM, el cual en conjunto está compuesto por sedimentos

marinos masivos y rocas volcánicas provenientes de la cuenca y del arco Las Delicias

(Pensilvánico-Pérmico), respectivamente, y por cuerpos intrusivos del Pérmico-Triásico

(McKee et al., 1988; 1990).

Figura 15. a) Mapa geológico-estructural generalizado y b) Columna representativa del Valle San Marcos (modificada de McKee et al., 1990). La localización del área del mapa se muestra en la Figura 1.

3.4.1 PIZARRAS PÉRMICAS

Éstas pizarras afloran en la parte sureste del VSM (Figura 15a), y son

principalmente de meta-arenisca con intercalaciones de lentes de caliza recristalizada de

grano muy fino (Figura 18), de menos de ocho m de largo y de más de un m de espesor.

Estas calizas son muy parecidas a aquellas encontradas en el bloque de Coahuila,

que forman cuerpos de caliza. Al parecer, fueron arrastradas de una plataforma carbonatada

junto con los siliciclásticos como flujos de detritos depositados en cuenca (McKee et al.,

1990). Las pizarras expuestas al NW del Ejido Palomas (Figura 15a), que se encuentran en

contacto con rocas del Jurásico y Cretácico a través de fallas verticales, tal vez del Terciario

generadas en el bloque norte de la FSM. Dichas pizarras se cree que podrían corresponder a

las rocas similares expuestas en la Cuenca Las Delicias (McKee et al., 1990).

Figura 16. Sección geológica que ilustra el fallamiento vertical en el suroeste del Valle San Marcos. Las rocas de pizarra del Paleozoico Superior son yuxtapuestas contra las del Jurásico Superior (Capas Las Palomas) y éstas, a su vez contra las del Cretácico Superior (Formaciones Cupido, La Peña y Tamaulipas Superior (modificada de McKee et al., 1990). Ver la localización de la sección en la Figura 15a.

Figura 17. Sección geológica simplificada de la parte media del Valle San Marcos que ilustra la geometría del anticlinal geométrico desarrollado sobre la traza de la Falla San Marcos. Se interpreta que esta geometría fue controlada principalmente por la inversión tectónica del sentido de movimiento de la Falla San Marcos durante la deformación laramídica (modificada de Chávez-Cabello et al., 2005). Ver la localización de la sección en la Figura 15a.

Figura 18. Afloramiento de pizarra pérmica en el Valle San Marcos.

3.4.2 ROCAS TRIÁSICAS CRISTALINAS Al norte de la FSM (Figura 15a; Figura 19) existen ocho afloramientos pequeños de

rocas ígneas parcialmente milonitizados que, al parecer, son los únicos lugares conocidos

que presentan aparentemente un fallamiento del basamento en el valle. El granito es la roca

más abundante, pero también hay diques aplíticos, diorita cloritizada y microtonalita. La

edad de estos granitoides fue establecida por métodos isotópicos (Rb-Sr) dando una edad

aproximada de 237 ± 27 Ma (McKee et al., 1990). Por otro lado, Arvizu-Gutiérrez (2003)

estudió paleomagnéticamente estos afloramientos encontrando que aparentemente no

pertenecen a un bloque de basamento homogéneo ya que las direcciones paleomagnéticas

de cuatro afloramientos distintos no muestran direcciones e inclinaciones paleomagnéticas

consistentes ni corresponden a las direcciones esperadas para este tiempo (Triásico).

Arvizu-Gutiérrez (2003) propuso que pudieran ser bloques caídos del escarpe de la FSM

cuando fue activa durante el Mesozoico, estos a su vez se encuentran en contacto con el

aluvión.

Figura 19. Afloramientos de rocas triásicas cristalinas expuestos al N de la Falla San Marcos.

3.4.3 JURÁSICO Las rocas del Jurásico son conglomerado, arenisca conglomerática y arenisca

expuestas en el bloque hundido al norte de la FSM: estas rocas han sido agrupadas en tres

unidades informales según McKee et al. (1990).

3.4.3.1 Capas Las Palomas Los afloramientos de los estratos del Jurásico Superior más antiguos corresponden a

las Capas Las Palomas. Estas rocas afloran en la parte sureste del VSM en un anticlinal con

buzamiento hacia el norte (Figura 15a y b). Están en contacto con la Formación Tamaulipas

Superior mediante una falla de alto ángulo (Figura 20). Las Capas Las Palomas son la

unidad inferior y consisten de depósitos gruesos de conglomerado polimíctico que

representan flujo de detritos (Figura 21) soportado en una matriz muy fina, y los clastos en

el conglomerado no presentan una orientación definida, el tamaño de los clastos decrece

estratigráficamente hacia arriba, la clasificación es pobre y la estratificación varía de burda

a bien definida y corresponde a depósitos de gravedad. El ambiente de depósito es marino.

Figura 20. Falla inversa de alto ángulo que pone en contacto rocas jurásicas con cretácicas.

En el área de muestreo paleomagnético las capas de arenisca conglomerática tienen

espesores de 50 cm a un metro y estratificación bien definida. La arenisca es de grano

medio a fino. Los clastos en el conglomerado son angulares a subredondeado indicando

poco transporte; consiste de fragmentos con tamaños de gravas compuestos por pizarra

tabulares de color azuloso, y de guijarros tabulares de arenisca de grano fino. Una capa

delgada de pizarra azulosa adherida a algunos clastos de arenisca dentro del conglomerado

sugiere que la pizarra y la arenisca fueron componentes de una secuencia turbidítica. Los

clastos aislados de rocas volcánicas y plutónicas hasta de un metro de diámetro, sugieren

que los componentes provienen del Pérmico de la cuenca Las Delicias.

Figura 21. Conglomerado polimíctico de las Capas Las Palomas. 3.4.3.2 Capas Sierra El Granizo Las Capas Sierra El Granizo sobreyacen a las Capas Las Palomas (Figura 15b), y

afloran en dos localidades, una cerca al Ejido Palomas y la otra en la parte NW del valle a

lo largo de la base de la Sierra El Granizo, que a su vez están en contacto por falla con la

Formación Tamaulipas Superior (Figura 15a y Figura 17). El afloramiento cerca de la

comunidad de las Palomas tiene un espesor de 500 m de arenisca con capas discontinuas de

conglomerado (McKee et al., 1990; Figura 19). Las capas de conglomerado presentan

clastos volcánicos principalmente, clastos alcanzan hasta de dos m de diámetro cerca de la

base. El tamaño de los clastos decrece hacia arriba, donde conglomerados de gravas y

guijarros son comunes, y el conglomerado esta ausente hacia la cima del depósito. En los

afloramientos del noroeste (sitio de muestreo), a lo largo del frente noreste de la Sierra El

Granizo (Figura 15a), la parte más baja de la sección consiste de cuerpos lenticulares de

arenisca color rojo ladrillo con capas de conglomerado de un metro o más de espesor. Los

clastos son de roca volcánica y plutónica (gabros, granitos), filitas, pizarras (Figura 22).

Algunos clastos de rocas plutónicas presentan halos de reacción (Figura 23). En la figura

22, se observa la estratificación (S0) ligeramente inclinada hacia el noreste en dirección al

VSM, además presenta un desarrollo de foliación (S1) casi vertical.

Figura 22. Capas Sierra El Granizo que afloran al noroeste del Valle San Marcos. Obsérvese los planos S0 y S1.

De acuerdo a McKee et al. (1990) las capas de arenisca fueron depositadas como

flujos de gravedad marinos. Los fósiles reportados para esta unidad son almejas Pinna y

algunos amonites que sugieren una edad del Jurásico Superior (McKee et al., 1990).

Figura 23. Halos de reacción alrededor de un clasto de roca volcánica contenido en las Capas Sierra El

Granizo. 3.4.3.3 Capas Tanque Cuatro Palmas Las Capas Tanque Cuatro Palmas son las rocas jurásicas marinas más jóvenes en el

VSM al NNE del ejido Las Palomas al pie de la SSMP (Figura 15a). Consisten de cerca de

100 m de arenisca marina de grano fino sin capas de conglomerado (Figura 24), pero con

estratos de limolita calcárea y lutita con concreciones calcáreas >0.5 m de diámetro, y

fósiles abundantes de almejas, caracoles y amonites, todos con material de la concha color

negro. Las Capas Tanque Cuatro Palmas son transicionales con la Formación San Marcos.

Este contacto, se estima que está 100 m estratigráficamente arriba de dichas capas. Los

amonites de las Capas Tanque Cuatro Palmas fueron identificados como Proniceras y

Substeueroceras, y asignados al Titoniano (Capas Proniceras) de Imlay (1939).

Figura 24. Capas Tanque Cuatro Palmas indican una inactividad de la Falla San Marcos.

3.4.4 CRETÁCICO 3.4.4.1 Formación San Marcos La Formación San Marcos consiste principalmente de arenisca inmadura gruesa,

cementada por hematita. Los granos están pobremente clasificados y soportados por matriz

de arena y limo muy fino. Las capas conglomératicas son comunes y muchos de los clastos

son gravas o guijarros de rocas volcánicas con algunos fragmentos de cuarzo, caliza y rocas

plutónicas. Presenta estratos burdamente lenticulares interpretados como depósitos de canal

(Figura 25), con texturas de grano de fino a medio. El contacto con la Formación Cupido es

transicional. La Formación San Marcos tiene un espesor de 1,000 m (en realidad es menos

como se mencionará adelanten la sección 5.3), reconocidos en la esquina norte del VSM

(McKee et al., 1990) (Figura 15a y 26).

La Formación San Marcos es predominantemente de planicie aluvial y fluvial. Por

el cambio de ambiente de depósito (marino a continental), McKee et al. (1999)

interpretaron que la FSM debió tener una reactivación con componente normal importante a

escala regional, sugiriendo un ajuste isostático como causa principal. Goldhammer (1999) y

Eguiluz (2001) definieron un cambio eustático global que coincide con este evento, el cual

es reconocido en todo el noreste de México (alrededor del bloque de Coahuila y dentro de

la Cuenca de sabinas) y define el límite de una supersecuencia deposicional de segundo

orden (Goldhammer, 1999). En el Potrero Colorado, el cual es otra localidad al noroeste del

VSM en donde también aflora la FSM se reconoció fallamiento normal muy evidente para

el Cretácico Temprano (González-Naranjo, 2006), para el Valle de San Marcos no tenemos

una evidencia clara de cómo se comportó la FSM en durante ésta primera reactivación.

Figura 25. Cuerpo burdamente lenticular de la Formación San Marcos en el norte del VSM. Nótese el acuñamiento del depósito de canal hacia el lado derecho de la fotografía. 3.4.4.2 Formación Cupido Aflora en la SSMP al norte del VSM (Figura 15a y 26). En el VSM, la Formación

Cupido (Aptiano, en el área de estudio) se presenta en facies lagunares de plataforma semi-

restringida; incluye depósitos cíclicos de wackestone y packestone peleoide y esqueletal.

Los depósitos presentan bioturbación y laminación horizontal. Tiene un espesor de ~50 m

haciéndose más gruesa hacia el norte.

Figura 26. Relaciones de contacto concordantes entre las Formaciones San Marcos, Cupido, La Peña (banda oscura) y la Tamaulipas Superior en la parte norte del Valle San Marcos en la Sierra San Marcos y Pinos.

En su base los estratos son medianos y culmina con estratos masivos hacia el

contacto con la Formación La Peña que la sobreyace en las partes altas de la Sierra San

Marcos y Pinos (SSMP) (Figura 26). La Formación Cupido también fue deformada durante

la reactivación de la FSM durante el Terciario Temprano en el SW del VSM (McKee, et.

al, 1984, 1990; Chávez-Cabello et al., 2005).

3.4.4.3 Formación La Peña La edad de la Formación La Peña es Aptiano medio-Tardío y aflora en el área como

estratos delgados calcáreos, con intercalaciones de capas de lutita y limolita. El ambiente de

depósito es de facies de cuenca en ambiente pelágico somero con aporte de terrígenos. Una

característica importante para identificarla en la parte norte del VSM, es el crecimiento

denso de vegetación debido a su contenido arcilloso (espesor de menos de 5 m). En sus

relaciones estratigráficas es subyacida por la Formación Cupido y sobreyacida por la

Formación Tamaulipas Superior (Figura 26).

3.4.4.4 Formación Tamaulipas Superior Esta formación consiste de caliza micrítica color gris claro que corresponde a

mudstone y packstone de estratificación mediana a gruesa. Además, presenta fauna de

rudistas. Su espesor varía desde 50 a 150 m, su ambiente de depósito es de cuenca. En el

VSM se encuentra principalmente en las partes altas de la Sierra El Granizo y la SSMP

(Figura 15a y 26).

3.4.4.5 Formación Indidura La Formación Indidura aflora en la parte sureste de la Sierra El Granizo en lo que se

conoce como Cerro el Granizo, al sur de la traza de la FSM (Figura 15a). Este paquete está

compuesto por sedimentos clásticos como arenisca, lutita, y marga, su color al

intemperismo es de amarillo a verdoso (Figura 27). Estas rocas se encuentran fuertemente

plegadas debido a la presencia de una falla inversa de alto ángulo local (Figura 27), que

pone en contacto rocas de la Formación Tamaulipas Superior sobre estas rocas.

Estratigráficamente la Formación Indidura representa a las rocas marinas más jóvenes

expuestas en la región del VSM (Figura 15b).

Figura 27. La Formación Indidura representa las rocas más jóvenes reconocidas en el Valle San Marcos y se encuentran fuertemente plegadas por una falla de alto ángulo, están ubicadas al sur de la traza de la FSM.

CAPÍTULO IV METODOLOGÍA Y BASES PALEOMAGNÉTICAS-ESTRUCTURALES 4.1 METODOLOGÍA Y MUESTREO

Se muestrearon en total 27 sitios claves (182 muestras orientadas) repartidos en

cada una de las unidades clásticas dentro del Valle de San Marcos (Figura 28). El muestreo

incluye conglomerado y arenisca fluvial de la Formación San Marcos del Cretácico

Inferior (13 sitios), arenisca y limolita calcáreas de las Capas Tanque Cuatro Palmas del

Titoniano (2 sitios), capas discontinuas de conglomerado polimícticos menores y flujos de

detritos, además de areniscas de grano fino de las Capas Sierra El Granizo (Jurásico

Superior; 7 sitios) y, por último, depósitos gruesos de flujos de detritos gruesos de las

Capas Las Palomas (Jurásico; 5 sitios). En general cada sitio incluye de 5 a 7 muestras, y

un sitio paleomagnético está generalmente restringido a un solo nivel estratigráfico (i.e. una

sola capa).

Las muestras paleomagnéticas fueron perforadas en campo usando una perforadora

portátil y fueron orientadas in situ utilizando tanto brújula magnética como solar. En el

laboratorio se prepararon especimenes de tamaño estándar (2.5 cm de diámetro y 2.1 cm de

alto) para las mediciones de la magnetización remanente natural (MRN) y los procesos de

desmagnetización. La actitud estructural de las capas fue determinada para cada una de las

unidades estratigráficas para realizar las correcciones estructurales subsecuentes a los

análisis.

Figura 28. Mapa geológico-estructural generalizado del VSM (modificado de McKee et al., 1990) que muestra la ubicación de las muestras empleadas para el estudio paleomagnético. Clave FSM = Formación San Marcos; TCP = Capas Tanque Cuatro Palmas; FSG = Capas Sierra El Granizo y CLP = Capas Las Palomas.

La mayoría de las muestras fueron sujetas a desmagnetización de campos alternos

(usando un desmagnetizador AF LDA-3A con tres capas de aislamiento con metal “mu”) y

a desmagnetización térmica (usando un horno tipo Termal–Modelo TD-48SC), a

inducciones máximas de 120 mT o temperaturas de 660°C, respectivamente. Para la

medición de la MRN se utilizó un magnetómetro de giro comercial AGICO-JR-5A. Parte

de las muestras fueron también desmagnetizadas por el autor en una estancia de una semana

en el laboratorio de la Universidad de Nuevo México, E.U.A. utilizando un magnetómetro

criogénico (2G-Enterprise Super Conducting), un desmagnetizador AF (2G-Enterprise

three-axis automated sample handler) y por último un desmagnetizador térmico

(Schonstedt-D Furnace and 2G Controllers). La composición vectorial de la MRN fue

analizada de forma visual mediante diagramas ortogonales de desmagnetización

(Zijderveld, 1967) y las componentes de magnetización fueron determinadas usando el

análisis de componentes principales (Kirschvink, 1980). Algunas direcciones medias fueron

calculadas usando los análisis de trayectorias de círculos mayores (McFadden y

McElhinny, 1988).

Un número grande de muestras fue afectado por descargas eléctricas (rayos), las

cuales dan magnetizaciones de baja estabilidad y direcciones erráticas, por lo tanto no

fueron tomadas en cuenta en los cálculos finales. Estos corresponden a 5 sitios de las Capas

Las Palomas (es por ello que se utilizaron los datos de 5 sitios de esta misma unidad del

trabajo de Arvizu-Gutiérrez, 2003), la mayoría tienen magnetizaciones de baja

coercitividad y direcciones dispersas. Se pudieron rescatar algunas muestras de algunos

sitios usando la técnica de círculos mayores mencionada anteriormente.

El análisis de laboratorio consiste en la medición de la magnetización remanente

natural (NRN) y la desmagnetización progresiva de la muestras. La desmagnetización por

campos alternos consiste en la aplicación de campos magnéticos alternos progresivamente

más altos y la medición de la magnetización después de cada paso. La aplicación de esta

forma de desmagnetización se realiza generalmente hasta campos alternos de 100 mT. La

desmagnetización térmica consiste en el calentamiento de las muestras en un horno no

inductor y la medición de la magnetización después de cada paso de calentamiento. Los

resultados de la desmagnetización se interpretan a partir de diagramas ortogonales de

desmagnetización (Zijderveld, 1967). Para el cálculo de la dirección característica y las

magnetizaciones secundarias en cada muestra se utiliza el método de mínimos cuadrados en

tres dimensiones de Kirschvink (1980). La dirección media de cada sitio se calucla usando

el método de estadística sobre una esfera de Fisher (1953). Cuando el proceso de

desmagnetización no permite la separación clara de las componentes vectoriales de la

MRN, la técnica de intersección de círculos mayores (Bailey y Halls, 1984) permite

calcular la dirección media del sitio. Para la dirección media de una formación, las

direcciones de los sitios se combinan usando la estadística de Fisher. Se reportan así la

dirección media, una medida de dispersión (k) y el intervalo de confianza (α95). El valor de

k debe ser en general mayor de 15 si hay una concentración aceptable de direcciones y para

interpretaciones significativas el intervalo de confianza de la dirección media debe ser

menor de 15°. La interpretación final de direcciones medias se realiza de acuerdo a lo

explicado en la sección 4.5.2. 4.2 INTRODUCCIÓN AL PALEOMAGNETISMO El Paleomagnetismo es una herramienta relativamente reciente que fue inicialmente

empleada en Inglaterra, Francia, Estados Unidos de América y Japón en la década de los

50´s del siglo XX. En la actualidad, ha crecido enormemente su campo de aplicación en las

investigaciones dentro del área de las Ciencias de la Tierra.

El Paleomagnetismo es la ciencia que estudia el magnetismo fósil inscrito en

materiales geológicos. Algunas rocas tienen la capacidad de grabar las características del

campo magnético existente en el momento de su formación y los paleomagnetistas tienen la

posibilidad de leer ese magnetismo fósil registrado en las rocas. A partir de dicha lectura se

pueden descifrar aspectos que tienen que ver con la evolución estructural y tectónica,

además de estudiar la variación del campo magnético en términos de intensidad y dirección.

Entre muchas otras aplicaciones del Paleomagnetismo se encuentran: la determinación de la

edad relativa de una formación geológica, realizar correlaciones estratigráficas entre

diferentes formaciones, evalúa movimientos relativos de fallas, estimar la edad de depósitos

minerales y en la arqueología como herramienta de fechamiento, relativo.

También, esta herramienta permitió interpretar el patrón de anomalías magnéticas

observadas en el piso oceánico que luego confirmarían en forma independiente el concepto

de la expansión de los fondos oceánicos. Por otro lado, permitió conocer las posiciones

geográficas de los continentes en tiempos pasados definiendo para ello las latitudes de

origen. Posteriormente esta técnica se aplicó al estudio de evolución de terrenos alóctonos

permitiendo cuantificar el desplazamiento de estos y su relación con la tectónica de placas.

4.3 MODELO DEL DIPOLO GEOCÉNTRICO AXIAL

El dipolo magnético M geocéntrico y axial se sitúa en el centro de la Tierra y está

alineado con el eje de rotación; la latitud geográfica es λ; el radio medio de la Tierra es re;

las direcciones del campo magnético en la superficie de la Tierra producidas por el dipolo

geocéntrico axial son esquemáticamente mostradas en la Figura 29, las inclinaciones se

incrementan del ecuador hacia los polos. La dirección del vector de campo magnético se

define por la declinación (D) y la inclinación (I). La inclinación (I) del campo magnético

puede ser determinada por:

tan I = (Hv / Hh) = (2 sen λ / cos λ) = 2 tan λ

La relación entre I y λ es esencial para el entendimiento de varias aplicaciones

tectónicas y paleogeográficas del paleomagnetismo; las componentes Hv y Hh son el campo

magnético vertical y horizontal, respectivamente. Para el dipolo geocéntrico axial el valor

de D (Declinación) es igual a cero en cualquier lugar. El modelo corresponde al promedio

del campo geomagnético para un intervalo de cientos de miles de años (Butler, 1998).

Figura 29. Modelo del dipolo geocéntrico axial. (Butler, 1998).

4.4 TIPOS DE POLOS El campo geomagnético presente cambia con el tiempo y esta compuesto de un

campo dipolar dominante y de un campo no dipolar. Debido a estas complicaciones

espaciales y temporales, existen diferentes tipos de polos que brevemente se describirán a

continuación.

a) Polo geomagnético. Se obtiene de observaciones distribuidas globalmente en las

cuales se calcula el dipolo geocéntrico de mejor ajuste del campo geomagnético presente,

esto se hace promediando el campo no dipolar (Butler, 1998). Este polo no tiene aplicación

paleomagnética.

b) Polo geomagnético virtual (PGV). Se define como cualquier posición del polo

que es calculada de una observación de la dirección del campo geomagnético, es un polo

obtenido en un instante de tiempo en una localidad (Butler, 1998).

c) Polo paleomagnético. Es una posición del polo que se encuentra de promediar un

número determinado de observaciones de PGV, para promediar la variación secular de las

componentes dipolares y no dipolares del campo geomagnético en un sitio. La variación

secular se define como las variaciones temporales de la intensidad, inclinación y

declinación del campo magnético de la Tierra. Estas ocurren en periodos de ~100 a 105 años

(Morris, 2003). Un número determinado de PGV derivados de sitios paleomagnéticos

magnetizados aproximadamente sobre 104-105 años provee un muestreo adecuado de

variación secular. El polo paleomagnético resultante da la posición del eje de rotación de la

Tierra con respecto al área de muestreo en el tiempo de la magnetización.

4.4.1 Curva de vagabundeo polar aparente (Apparent Polar Wander Path: APWP) Es una secuencia en el tiempo de polos paleomagnéticos que registra orientaciones

paleolatitudinales y azimutales de una placa tectónica asumiendo un campo geomagnético

dipolar (Irving, 1977; 1979), donde cada polo representa la localización del eje de rotación

de la Tierra en un tiempo en particular. Esta secuencia se muestra en un marco angular

geográfico de movimiento presente (Butler, 1998). Esta curva es útil para conocer la

velocidad y dirección del desplazamiento de las placas y, por lo tanto, es fundamental para

los análisis cinemáticos de las placas, desplazamientos de terrenos y paleogeografía (May y

Butler, 1986).

Figura 30. Curva de vagabundeo polar aparente (APWP) para Norteamérica basada en la complicación de los polos paleomagnéticos más confiables. Se muestran los límites de confianza (95%) para cada polo. Mio = Mioceno (Hagstrum et al., 1987); O = Oligoceno (Diehl et al., 1988); E = Eoceno y P = Paleoceno (Diehl et al., 1983); K = Cretácico Medio (Globerman e Irving, 1988); UM and IM = Formación Morrison Inferior y Superior, respectivamente; GC = Conglomerado Glance; CC = Corral Canyon; NT2 and NT1 = Intrusivos

Newark grupo 2 y 1; KY = Formación Kayenta; MO = Formación Moenave; C = Formación Chinle; MI = Estructura de impacto Manicoagan; M = Formación Moenkopi; SB = Formación State Bridge; RP1 and RP2 = Formación Red Peak; para las referencias de los polos del Triásico y Jurásico, ver Ekstrand y Butler (1989); para la interpretación del las trayectorias y cúspides ver el diagrama superior. (Tomada de Butler, 1998).

La APWP está formada por segmentos largos y ligeramente curvos llamados

trayectorias (tracks) y de segmentos cortos que son agudamente curvos llamados cúspides

(cusps) (Gordon et al., 1984), estos últimos son debido a la reorganización de las placas que

se reflejan por procesos tectónicos a gran escala. Los segmentos corresponden a intervalos

de tiempo cuando la dirección de movimiento de la placa fue aproximadamente constante,

mientras que las cúspides a cambios abruptos en el movimiento de las placas fue

cambiando, lo anterior se puede observar en la Figura 30 donde se muestra la curva de

vagabundeo polar aparente para Norteamérica.

4.4.2 Desarrollo histórico de la interpretación de los conceptos de los paleopolos y APWP en general. Los paleopolos fueron primeramente usados por J. Hospers (1954, 1955), quién usó

paleodirecciones de rocas cenozoicas y los paleopolos que calculó fueron situados muy

cerca del polo geográfico actual (Irving y Irving 1982). La primer APWP fue realizada por

Creer et al. (1954), hecha de una serie de paleopolos en una secuencia de tiempo

conectados mediante una línea dibujada a mano libre.

De las primeras investigaciones paleomagnéticas realizadas (Runcorn, 1956; Irving,

1956) para Norteamérica y Europa se infería algo ya acerca de la movilidad de los

continentes, pero no fue sino hasta 1962 cuando Hess (1962) comparó la escala de tiempo

de polaridad geomagnética (Cox et al. 1963) con las anomalías magnéticas (Vine y

Matthews, 1963) dando como resultado el reconocimiento de las curvas de vagabundeo

polar aparentes (APWP). Conforme se tenían más datos en ese tiempo, los paleopolos

fueron entonces agrupados de acuerdo a los periodos de tiempo geológico y al cálculo del

promedio de dichos paleopolos (Irving, 1964).

Para 1967, Hospers después de realizar renovados análisis aceptó la idea de

Runcorn (1956) quién comparó las APWP de Norteamérica y Europa en términos de

la apertura del océano Atlántico Norte. Otros autores como Wells y Verhoogen (1967),

concluyeron que las reconstrucciones continentales de cierre para el Atlántico fueron

consistentes con los datos paleomagnéticos. Después, se han obtenido secuencias de tiempo

de polo ponderadas referidas a una escala de tiempo geológico uniforme (Irving, 1977).

Van der Voo (1990) realizó una reconstrucción de mejor ajuste para construir una

APWP común para Norteamérica y Europa que sirve de alguna manera como referencia

para los análisis de los movimientos de los terrenos que son desplazados. En otras palabras,

él propuso que cuando los datos paleomagnéticos son seleccionados apropiadamente en

espacio y tiempo, de acuerdo a la confiabilidad paleomagnética, la resolución se incrementa

notablemente.

Van der Voo (1990) también propuso un índice de calidad de los polos de acuerdo a

7 criterios principales, para escoger los polos que son confiables y así utilizarlos para las

APWP:

1) Edad bien determinada de las rocas (de forma radiogénica y estratigráfica) y que

la magnetización sea de la misma edad.

2) Cantidad suficiente de muestras y precisión estadística. El número de muestras

usadas para determinar el polo debe ser mayor a 24, el parámetro de precisión K

(o k para el promedio de las direcciones promedio del sitio) debe ser mayor a 10

y el A95 (o α95) debe ser menor a 16.

3) Desmagnetización. Todas la muestras deben ser tratadas por técnicas de

desmagnetización por campos alternos, térmica y química, para poder

diferenciar la magnetización remanente característica.

4) Pruebas de campo. Estas pruebas incluyen la de pliegue, conglomerado y

contacto para establecer la edad de la magnetización de la roca.

5) Coherencia tectónica. Control estructural para la inclinación y rotación

tectónica, incluyendo la coherencia que existe con el cratón o bloque tectónico

involucrado.

6) Inversiones. La presencia de inversiones no asegura que la magnetización es

primaria, es una garantía que ha pasado suficiente tiempo durante el proceso de

adquisición de la magnetización.

7) No sospecha de remagnetización. Si esta presente en las muestras, no deben de

ser consideradas para análisis.

En su análisis Van der Voo (1990) tomó los paleopolos de Norteamérica y Europa

descartando a los de Groenlandia. Los paleopolos son clasificados dentro del índice de

calidad anteriormente explicado y son escogidos de afloramientos claves, considerando las

orogenias presentes en cada uno de los continentes. En otras palabras, considerando las

reconstrucciones continentales de manera global, en especial de la reconstrucción de

Bullard et al. (1965).

Los paleopolos para Norteamérica y Europa han sido promediados en periodos de

25 Ma y las APWP han sido construidas atendiendo a esos periodos. El promedio de los

paleopolos de cada continente deben ser contemporáneos ya que deben reflejar porciones

similares dentro de las APWP.

En la reconstrucción de Bullard et al. (1965) entre Norteamérica, Europa y

Groenlandia se tiene un periodo de validación muy bueno entre el Paleozoico-Jurásico

Temprano donde los polos paleomagnéticos disponibles pueden ser combinados dentro de

una APWP común de referencia. El tiempo entre el Jurásico Temprano y el Cretácico

Temprano más tardío (Aptiano) es de acuerdo a Savostin et al. (1986), un periodo en el cual

los márgenes continentales en Norteamérica fueron extendidos sin haberse formado un

nuevo piso oceánico, por lo tanto para este tiempo los paleopolos no han sido comparados

debido a que es un tiempo de un vagabundeo polar aparente muy rápido.

4.4.3 Desarrollo histórico de las APWP del Jurásico. Los primeros datos paleomagnéticos del Jurásico fueron descritos por Collinson y

Runcorn (1960), estos fueron obtenidos de las formaciones Kayenta y Carmel sobre la

Meseta de Colorado (Colorado Plateau). El cálculo de los polos fue basado solamente en

las direcciones de la magnetización remanente natural (MRN) sin utilizar técnicas de

desmagnetización, por lo cual estas estimaciones fueron erróneas y pobres. Posteriormente,

estos autores construyeron la primera APWP que consistía de una trayectoria simple (track)

que consideraba a los polos de las Formaciones Chugwater y Moenkopi del Triásico

Temprano, al polo de la Formación Newark del Triásico Tardío y por último a los polos del

Jurásico de las Formaciones Kayenta y Carmel (Figura 31a; May y Butler, 1986).

Posteriormente, Irving (1964) concluyó que los polos calculados por Collinson y

Runcorn (1960) no eran confiables, y más tarde Park e Irving (1972) calcularon un polo

Jurásico (Figura 31b) que fue obtenido de un promedio de polos de varias localidades

como: la Serie de Magmas “White Mountains”, diabasa de la isla Anticosti, Intrusiones Isla

y la Formación Kayenta.

Figura 31. APWP para Norteamérica del Triásico Tardío al Jurásico. a) Collinson y Runcorn (1960); Trc, Formación Chugwater del Triásico; Trm, Formación Moenkopi del Triásico; Trn, rocas del Grupo Newark del Triásico; Jk, Formación Kayenta del Jurásico; Jc, Formación Carmel del Jurásico. b) Irving y Park (1972); TR, Triásico; J, Jurásico; y K, polos promedio para el Cretácico con círculos de confianza A95. c) Harrison y Lindh (1982). d) Irving y Irving (1982), las figuras 31c y 31d fueron construidas con la técnica de la ventana deslizante y muestran las localizaciones del polo con círculos de confianza A95. Las edades se muestran en Ma (May y Butler, 1986). McElhinny (1973) incluyó solo dos paleopolos dentro de su polo promedio del

Jurásico, este polo obtenido fue usado para definir una trayectoria (track) desde el Triásico

al Cretácico. Los trabajos de Steiner y Helsey (1972, 1974, 1975), Smith (1976), Steiner

(1978), Smith y Noltimier (1979) mejoraron considerablemente el entendimiento de las

APWP del Jurásico, cuyas curvas no pasaban por el polo geográfico sino que pasaban a

través de un a banda de latitud de entre 60 y 70ºN en coordenadas presentes (Steiner, 1975)

considerando polos del Triásico al Cretácico. Más tarde, una segunda generación de APWP

(Irving, 1977, 1979; Van Alstine y de Boer, 1978; Harrison y Lindh, 1982; Irving y Irving,

1982) aproximaron más a detalle la anterior banda latitudinal (Figura 31c y d).

4.4.4 Técnicas y Críticas en la construcción de la APWP. Conforme más datos paleomagnéticos estaban disponibles para todos los

continentes, las técnicas de construcción de APWP cambiaban (May y Butler, 1986). De

1956-1977, la técnica estándar fue la de agrupar todos los polos paleomagnéticos de

acuerdo al periodo geológico y al cálculo de los polos de referencia. Van Alstine y deBoer

(1978) utilizaron una técnica que incluía la delimitación de intervalos de igual tiempo

dentro de los cuales los polos serían promediados. Ésta técnica no fue muy atractiva ya que

consideraba periodos de tiempo muy largos y de duración dudosa por problemas de

calibración de la escala de tiempo geológico. Por otra parte, Irving (1977) usó también una

técnica en la que consideraba una ventana de tiempo estándar en la que promediaba los

polos devónicos de Norteamérica, a diferencia de la ventana de Van Alstine y deBoer

(1978) con duración de 22 Ma la de Irving (1977) usaba una ventana con una duración de

40 Ma que se reducía a intervalos de 10 Ma.

Posteriormente, Irving (1979) e Irving e Irving (1982) mejoraron su técnica anterior

considerando ahora una ventana con una duración de 30 Ma Esta ventana era muy útil para

ilustrar las características de primer orden de las APWP (Figura 32), de esta manera no

permitía la visualización de cúspides ya que las formas de las trayectorias eran más suaves

y promediaban el ruido asociado a los paleopolos que eran pobremente determinados o

fechados (Kent y May, 1987).

Harrison y Lindh (1982) basaron su modelo principalmente al darle peso a los

paleopolos individuales, de acuerdo a la información de edad, APWP rápidas y densidad de

polo baja. De esta manera parte de ésta técnica involucraba darle peso a los polos

dependiendo de la cantidad de traslape entre el rango de edad asociado y el polo además de

una ventana de determinada duración (Figura 31c).

Figura 32. APWP para Norteamérica. La curva es mostrada en intervalos de 10 Ma los símbolos rellenos muestran intervalos en cada 50 Ma. Los triángulos representan la APWP de Irving y Irving (1982). Los cuadros, es la APWP esperada si se considera que los hot-spots han estado fijos con respecto al eje paleomagnético (determinado de las rotaciones de los hot-spots de Norteamérica dentro del modelo de Morgan, [1983]). Nótese que la APWP de Irving y Irving (1982) se divide en tres trayectorias curvilíneas que corresponden a: 300-180 Ma, 180-90 Ma y 90-0 Ma (Gordon et al. 1984).

Una importante contribución al entendimiento de los movimientos de placas en

función de las APWP fue hecha por Gordon et al. (1984). Dichos autores evaluaron y

cuantificaron los modelos anteriores de Francheteau y Sclater, (1969) e Irving y Irving,

(1982) y sugirieron que las APWP están compuestas de trayectorias (tracks) que

corresponden a periodos largos de movimiento constante de las placas en cuanto a su

dirección. Formando así segmentos de círculos menores (Figura 33), que definen un polo

paleomagnético de Euler (PEP) en la misma forma que lo hacen las trayectorias de los hot-

spots (Figura 32) y fallas transformes que pueden también ser usadas para determinar polos

de Euler. Como se mencionó anteriormente, las trayectorias sucesivas son unidas mediante

cúspides (cusps) las cuales registran reorganizaciones mayores que se refleja en los

cambios de dirección (velocidad angular) del movimiento de las mismas.

Figura 33. APWP para Norteamérica en intervalos de 10 Ma, y en intervalos de 100 a 300 Ma. Los triángulos muestran la APWP de Irving e Irving (1982). Cuadros muestran la APWP de Gordon et al. (1984).

Gordon et al. (1984) analizaron polos del Carbonífero al Cretácico para construir la

APWP para Norteamérica. Ellos reconocieron una trayectoria mediante el análisis de 26

polos paleomagnéticos del Carbonífero al Triásico, una cúspide del Jurásico Temprano, una

segunda trayectoria del Jurásico al Cretácico Tardío considerando 13 polos

paleomagnéticos y por último una tercera trayectoria la cual no esta bien definida para el

Terciario. Fundamentada en una base de datos ligeramente diferente que también incluía un

nuevo polo de referencia del Jurásico Medio, Butler y May (1985), May y Butler (1986)

reconocieron la misma cúspide del Jurásico Temprano la cual nombraron como J1, además

fueron capaces de demostrar estadísticamente una segunda cúspide en el Jurásico Tardío

llamada J2. A diferencia de Gordon et al. (1984), estos autores encontraron tres trayectorias

bien definidas: trayectoria del Triásico-Jurásico (Tr-J), la del Jurásico Temprano-Tardío

(J1-J2) y por último la del Jurásico-Cretácico (J-K) (Figura 34). Ambas cúspides (J1 y J2)

se correlacionan temporalmente con eventos de deformación de placas e intra-placa, siendo

la J1 asociada al cambio en el movimiento absoluto de Norteamérica asociado al rifting del

Atlántico Central y del Golfo de México mientras que la J2 se correlaciona temporalmente

con la anomalía magnética marina M21 quién registra una reorganización de placas varios

eventos tectonomagmáticos de intra-placa de Norteamérica (May y Butler, 1986).

Figura 34. APWP revisada para Norteamérica. Las proyecciones muestran los polos de referencia más confiables considerados por May y Butler, 1986. Los símbolos para los polos del Jurásico son W, Formación Wingate; K, Formación Kayenta; NTI, Grupo Newark 1; NTII, Grupo Newark 2; CC, Corral Canyon; G, Conglomerado Glance (Canelo Hills); LM, Formación Morrison Inferior; UM, Formación Morrison Superior. Otros polos son RP, Formación Red Peak del Grupo Chuwater (dos polos); SB, Formación State Bridge; M, Formación Moenkopi; MI, Estructura de impacto Manicougan; C, Formación Chinle; y KA; polo promedio del Cretácico de Mankinen (1978). Las localizaciones del polo promedio están mostrados por círculos sólidos y asociados a regiones a límites confianza A95. En el diagrama de la derecha se muestran las trayectorias y cúspides de ésta APWP. (Modificada de May y Butler, 1986).

Recientemente Beck y Housen (2003), propusieron que el movimiento absoluto de

Norteamérica cambió abruptamente durante el inicio y fin de la APWP del Cretácico (125-

88 Ma) en lo que se conoce como el periodo de calma (stillstand) en el cuál la APWP se

restringe a un simple punto, implicando rotación en un polo de Euler que coincide con el

eje de rotación (Figura 35). Posteriormente estos mismos autores proponen que el intervalo

88-80 Ma es un periodo de tiempo en el cual disminuyó rápidamente la paleolatitud de

Norteamérica, donde los movimientos de terrenos fueron en dirección al norte.

Como fue ilustrado por Gordon et al. (1984) y aplicado por May y Butler (1986), la

distancia angular a lo largo del círculo menor de mejor ajuste graficado en función de la

edad, refleja la velocidad angular de la placa asociada al PEP, este análisis puede ser

interpretado como una prueba del modelo del PEP de que no solo las placas sufren rotación

a lo largo de un polo de Euler fijo en algún periodo de tiempo haciéndolo de esta forma con

una velocidad angular cercanamente constante (Kent y May, 1987).

Figura 35. APWP para Norteamérica de 250-30 Ma (Modificada de Beck y Housen, 2003).

Gordon et al. (1984) encontraron que las velocidades angulares para Norteamérica

son muy similares a las calculadas por Schult y Gordon (1984) usando trayectorias de hot-

spots y datos de dispersión del piso oceánico. May y Butler (1986) también encontraron

que las trayectorias de la APWP del Jurásico Temprano al Tardío (J1-J2) y la del Jurásico

Tardío al Cretácico Medio (J2-K) se describen muy bien mediante velocidades angulares

(Kent y May, 1987). Tales resultados apoyan fuertemente la validez del modelo PEP

(Gordon et al., 1984) de que el modelo de mejor ajuste puede ser usado para generar polos

de referencia sintéticos para el uso en otros análisis como la comparación con datos de

terrenos sospechosos.

Los análisis realizados por el PEP (Gordon et al., 1984) (Figura 33) proveen una

lista de polos de referencia los cuales difieren significativamente de los generados por la

técnica de la ventana deslizante promedio (Irving y Irving, 1982) (Figura 33) en la cual la

selección es menos rigurosa, y considera que la mejor estimación del polo de referencia se

hace de una infinidad de datos (Kent y May, 1987).

Un aspecto relevante en el desarrollo de las APWP es la consideración de la tan

controversial rotación de la Meseta de Colorado (Colorado Plateau) con respecto a otras

partes de Norteamérica ya que muchos de los datos pertenecen a ésta área. Livaccari (1979)

y Hamilton (1981) basados en los patrones estructurales a escala regional, propusieron que

la Meseta de Colorado sufrió una rotación horaria (~4º) con respecto al cratón de

Norteamérica durante la Orogenia Laramide. De manera similar Bryan y Gordon (1985)

obtuvieron el mismo resultado considerando el método del PEP. Por otra parte Steiner

(1986) y Kent y Witte (1993) utilizando comparaciones polo-polo obtuvieron un valor de

10º. Molina-Garza et al. (1998a) propusieron una rotación de 7º. En un un estudio reciente

Hamilton (1988) incrementó su estimación anterior a 8º. La estimación de la rotación es

aun más compleja ya que varios autores (Molina-Garza et al., 1991; Hagstrum et al., 1994)

han sugerido también rotaciones horarias afuera de la Meseta de Colorado.

May y Butler (1986) evaluaron el efecto de la rotación horaria de la Meseta de

Colorado (~4°) sobre la APWP del Jurásico para Norteamérica. Sus resultados mostraron

que no hubo un cambio significativo de las trayectorias y cúspides en términos generales,

pero notaron que la agudeza de la cúspide (J1) disminuye considerablemente. Por otra parte

Beck y Housen (2003) consideraron que la rotación horaria de la Meseta de Colorado fue

de 10.5°, que aplicada a la APWP, no resulta en cambios significativos después de hacer la

corrección.

4.4.5 Discusión sobre los polos paleomagnéticos controversiales del Jurásico Medio-Tardío Los paleopolos promedio (Jurásico Temprano y Medio más temprano-Cretácico

Temprano) para Norteamérica, Europa, Sudamérica y África están bien agrupados en las

reconstrucciones continentales, pero los polos del Jurásico Medio y Tardío de las APWP

están pobremente definidos y son controversiales.

Van Fossen y Kent (1990) realizaron un estudio paleomagnético de rocas plutónicas

y volcánicas del Jurásico Medio en Nueva Inglaterra (noreste de E.U.A.) que produjo polos

de latitud alta para Norteamérica (Figura 36). Los plutones, tienen un polo promedio de

latitud alta de 88.4°N, pero su polaridad normal aislada puede ser de un origen reciente. Por

otra parte, en la rocas volcánicas Moat, se obtuvo una magnetización remanente

característica de polaridades normal e inversa, ambas son secundarias y son

estadísticamente anti-paralelas entre sí con una edad de magnetización de 168 Ma La

magnetización de la polaridad normal es reciente: en cambio la polaridad inversa da un

polo paleomagnético de referencia para Norteamérica de 78.7°N, 90.3°E hace 165 Ma el

cual es de latitud alta. Los polos paleomagnéticos del Jurásico Medio de Gondwana

transferidos a un marco de referencia de Norteamérica, también dan polos de latitud alta

para Nortamérica para ese tiempo. Estos polos paleomagnéticos usados por Van Fossen y

Kent, (1990) son diferentes a los polos establecidos años atrás como lo son el polo Newark

Trend N2 y el de Corral Canyon, estos difieren de 15-20° con los determinados por Van

Fossen y Kent, (1990). Estos autores proponen que son polos de latitud baja, y muestran

magnetizaciones secundarias que fueron adquiridas tiempo después.

A raíz del trabajo de Van Fossen y Kent (1990) surgió una opinión en contra por

parte de Butler et al. (1992), quienes argumentan que los polos paleomagnéticos del

Jurásico Medio de Van Fossen y Kent (1990) son inexactos y mal fundamentados. Van

Fossen y Kent (1990) argumentan que el polo que determinaron en las rocas volcánicas de

Moat es muy confiable para el Jurásico Medio, mientras que Butler et al., (1992) dicen que

no es confiable.

La validez de los resultados jurásicos obtenidos de las rocas del sureste de Arizona

(Corral Canyon) y de las rocas de New Hampshire (rocas volcánicas Moat) (Butler et al.

1992; Van Fossen y Kent, 1990, 1992a; Figura 36), aún es controversial para considerarla

en la construcción de la APWP mesozoica para Norteamérica. Dichos paleopolos difieren

20° entre sí y ambos son considerados de 170 Ma, Por lo tanto no pueden ser

representativos del campo de tiempo del Jurásico Medio de Norteamérica (Van der Voo,

1992).

Esta controversia es causada parcialmente por el método empleado en la

construcción de las APWP (Van der Voo, 1992; Hagstrum, 1993). Los paleopolos de las

rocas Corral Canyon y Moat Volcanics no se ajustan con los modelos de Gordon et al.

(1984), ni con el de May y Butler, (1986) (Figura 35). En vez de ello se ajustan a una

APWP sinuoso e irregular.

Figura 36. Controversia del polo de referencia del Jurásico Medio para Norteamérica ilustrando la discordancia entre los dos polos de referencia publicados [Polo de “White Mountains” de Opdyke y Wensink (1966) y el polo de “Corral Canyon” de May et al. (1986)], ambos son nominalmente del Jurásico Medio pero están separados 24º de distancia de arco y por último se tiene el Polo de “Moat Volcanics” de Van Fossen y Kent (1990). Este problema contribuye a diferentes versiones de la APWP del Jurásico [línea negra sólida, Irving y Irving (1982); línea gris tenue, Gordon et al. (1984); línea punteada, May y Butler, 1986)]. Los círculos rellenos representan los polos de referencia del Jurásico para Norteamérica usados por May y Butler: W, polo Wingate (Reeve, 1975); K, polo Kayenta (Steiner y Helsley, 1974); N1 y N2, polos Newark 1 y 2, respectivamente (Smith y Noltimier, 1979); G, polo Conglomerado Glance (Kluth et al., 1982; LM2 y UM2, polos de la Formación Morrison Inferior y Superior usando los datos seleccionados (Steiner y Helsley, 1975). Otros polos (círculos abiertos): KA, promedio del Cretácico Medio (Mankinen, 1978); As, Mount Ascutney (Opdyke y Wensink, 1966); Ab y Ag, plutones Triásicos de Abbott y Agamentiscus, respectivamente (Wu y Van der Voo, 1988). (Van Fossen y Kent, 1990).

Van der Voo (1992) realizó un intento por resolver la controversia, con base en las

localizaciones de los paleopolos de 150 y 170 Ma determinados a partir de datos obtenidos

en España, Italia, Andes de Chile, etc. que posteriormente fueron rotados con parámetros

apropiados para dar las intersecciones en sitio en coordenadas de Norteamérica. La mejor

estimación del paleopolo para el Jurásico Medio más tardío (Caloviano Temprano) y está

localizado a 70°N, 135°E y para el Jurásico Tardío (Kimmerdgiano) está en 70°N, 155°E.

La APWP resultante del Jurásico-Cretácico Temprano sigue una trayectoria paralela en la

latitud 70°.

4.5 APLICACIONES PALEOMAGNÉTICAS A LA TECTÓNICA

El paleomagnetismo aplicado a problemas tectónicos es ampliamente utilizado hoy

en día. Desde el descubrimiento de la tectónica de placas, se ha considerado a la litosfera de

la Tierra como un sistema dinámico que incluye varios límites de placas ya conocidos

(Butler, 1998). Cuantificar la deriva continental es una de las aportaciones del

paleomagnetismo a la tectónica. Así mismo, el término de terrenos tectonoestratigráficos

(Coney et al., 1980) fue aplicado principalmente al oeste de la Cordillera de Norteamérica

para explicar diferencias notables en cuanto al basamento, cubierta sedimentaria y

estructuras principalmente de regiones vecinas. Es por ello que una de las principales

aplicaciones del paleomagnetismo es descifrar las historias de movimiento de dichos

terrenos.

4.5.1 Principios Generales El paleomagnetismo aplicado a movimientos de bloques corticales se fundamenta

en la naturaleza del dipolo geocéntrico axial del campo geomagnético que fue

anteriormente explicado, es por ello que se basa en la determinación de movimientos de

tipo latitudinal y rotaciones. Los fundamentos teóricos utilizados para detectar movimientos

de bloques corticales son ilustrados en la Figura 37. En la Figura 37a se muestra un corte

meridional de la Tierra donde se ilustra un polo paleomagnético PP, además de las

inclinaciones esperadas del campo magnético que se encuentran en la superficie de la

Tierra respecto a el punto PP. Si un bloque cortical fue magnetizado en latitudes

intermedias y subsecuentemente fue movido (con una distancia angular de p) a una latitud

más alta, la inclinación observada del bloque será menor que la inclinación esperada en su

nueva ubicación. De esta manera el movimiento latitudinal hacia un polo paleomagnético

produce el aplanamiento de la inclinación (flattening o inclinación) mostrado por el ángulo

F en la Figura 37a, Nótese que el ángulo F no es igual al ángulo p, que es el ángulo de

transporte hacia el polo.

En la figura 37b, se muestra el caso en donde ocurre una rotación en el eje vertical

dentro del bloque cortical, sin haber un movimiento latitudinal significativo. Originalmente

la declinación esperada del bloque cortical indicará hacia el polo paleomagnético PP,

después de proceder una rotación con un valor angular (R) sobre un eje vertical se obtendrá

una declinación radicalmente distinta diferente.

Figura 37. Direcciones paleomagnéticas discordantes resultantes de movimientos tectónicos. a) Corte meridional de la Tierra. b) Rotación de la declinación paleomagnética por rotación tectónica a través de un eje vertical dentro del bloque cortical. b) Rotación de un bloque cortical mediante un polo de Euler externo al bloque. (Butler, 1998).

Otra forma de visualizar los movimientos de las placas litosféricas es mediante las

rotaciones considerando el polo de Euler (Cox y Hart, 1986). El principio de éste método es

describir el movimiento de un bloque cortical por medio de una rotación considerando un

polo que se encuentra afuera de los límites del bloque. En la figura 37c se muestra lo

anterior donde un bloque cortical es rotado por un ángulo Ω con el punto de rotación. La

rotación produce que el bloque tenga un movimiento latitudinal (distancia angular = p) y

una rotación en el eje vertical (ángulo = R), aplanamiento (flattening) y rotación de la

declinación, respectivamente.

4.5.2 Métodos de Análisis Existen dos métodos básicos para el análisis tanto de rotaciones en el eje vertical

como movimientos latitudinales de direcciones paleomagnéticas (Beck, 1976, 1980;

Demarest, 1983; Beck et al. (1986): a) aproximación dirección-espacio y b) aproximación

polo-espacio.

La utilización de los polos de referencia dentro del paleomagnetismo es muy

importante, ya que con ellos podemos determinar los movimientos que pudo experimentar

un bloque cortical cualquiera. Estos polos de referencia se calculan a partir de las curvas de

vagabundeo polar aparente, donde cada polo representa un análisis paleomagnético de rocas

de una edad en particular o un promedio de varios polos. De este modo, el principio del

polo de referencia puede ser utilizado para calcular la dirección paleomagnética esperada

para rocas de alguna edad en cualquier punto sobre el continente.

En la aproximación dirección-espacio (Figura 38a) se compara la dirección esperada

(Ix, Dx) con la dirección paleomagnética observada (Io, Do). El aplanamiento de la

inclinación F está dado por: F = Ix - Io y la rotación de la declinación por: R = Do - Dx. La R

se define como positiva cuando la Do es horaria con respecto a Dx. Tanto la dirección

esperada como la observada tienen límites de confianza asociados, así que F y R tienen

límites de confianza del 95% de ∆F y ∆R, respectivamente. Los resultados de los análisis

de dirección-espacio comúnmente son reportados como R ± ∆R y F ± ∆F. Cuando una

dirección observada se desvía significativamente de una dirección esperada (F > ∆F y/o R >

∆R) se dice que es una dirección paleomagnética discordante. Y por lo contrario cuando no

se desvía significativamente se dice que es una dirección paleomagnética concordante.

En la aproximación polo-espacio (Figura 38b) se hace la comparación entre el polo

de referencia (RP) de un continente en particular y el polo observado (OP) determinado de

un bloque cortical localizado en un punto geográfico S. El análisis se basa en el triángulo

formado en las esquinas RP, OP y S. La distancia angular entre S y OP es po, mientras que

la distancia angular entre S y RP es pr, la comparación entre estas distancias indica si el

bloque se movió acercandose o alejándose del polo de referencias según sea el caso. El

transporte hacia el polo, p, esta dado por: p = po - pr, si p es positivo se dice que el bloque

se movió en dirección al polo de referencia (Figura 38b). La rotación en el eje vertical, R,

indicada por la desviación del polo observado a partir del polo de referencia es el ángulo

del triángulo esférico del ápice S. Los límites de confianza de los polos de referencia y

observados son los límites ∆p y ∆R sobre p y R, respectivamente. Así que los resultados de

los análisis de polo-espacio están dados por p ± ∆p y R ± ∆R. El polo observado es

discordante si es estadísticamente diferente significativamente desde el punto de vista

estadístico del polo de referencia.

Figura 38. Aproximaciones dirección espacio a), y polo-espacio b). (Butler, 1998).

Un aplanamiento positivo de la inclinación F ± ∆F, indica un movimiento hacia el

polo paleomagnético. Aunque, la cantidad de movimiento indirectamente esta dado por el

ángulo F debido a que la inclinación esta relacionada a la paleolatitud a través de la

ecuación del dipolo. Pero un transporte del polo positivo, p ± ∆p, es una medida directa del

movimiento hacia el polo de referencia. Comúnmente se usa más el acercamiento polo-

espacio para determinar el transporte hacia el polo, p ± ∆p, en los análisis de movimientos

paleolatitudinales. Para las rotaciones tectónicas en el eje vertical, la cantidad de rotación

del eje vertical, R ± ∆R, puede ser determinada ya sea por cualquiera de los dos

acercamientos métodos descritos.

4.6 APLICACIONES GEOCRONOLÓGICAS

Como se mencionó anteriormente, el paleomagnetismo tiene diferentes

aplicaciones. Entre ellas está la magnetoestratigrafìa. Esta técnica se basa en correlaciones

estratigráficas y geocronológicas de una secuencia de rocas entre edades del Pleistoceno-

Precámbrico (Butler, 1998).

4.6.1 Escalas de Tiempo de Polaridad Magnética.

Para poder emplear la magnetoestratigrafía se emplea la escala de tiempo de

polaridad geomagnética. Esta es el registro del inicio y duración de las inversiones de

polaridad geomagnética de la Tierra. La escala de tiempo de polaridad geomagnética se

desarrolló a través del estudio de rocas distribuidas alrededor del mundo, en las cuales fue

observado que las rocas de periodos de un tiempo específico contienen minerales

magnéticos con orientación opuesta al campo magnético actual de ese tiempo. Las edades

aproximadas de las rocas pueden ser establecidas comparando los patrones de inversiones

magnéticas con los de las edades de rocas conocidas.

Otra forma de construir escalas de tiempo de polaridad magnética es mediante el

análisis de anomalías magnéticas registradas en los basaltos del piso oceánico, en donde

estas se comparan con las inversiones de polaridades magnéticas conocidas y fechadas en el

continente (Opdyke y Channell, 1996). Los perfiles de anomalías magnéticas marinas

constituyen la información más importante que se ha obtenido acerca de las secuencias de

intervalos de polaridad geomagnética desde el Mesozoico Medio a la actualidad (Butler,

1998). En general, las anomalías positivas representan periodos en los cuales el campo

magnético de la Tierra apuntaba hacia el norte como lo hace hoy en día, mientras que las

anomalías negativas representan periodos cuando el campo magnético apuntaba hacia el

polo sur. La primera escala de tiempo de polaridad magnética fue desarrollada por Heirtzler

et al. (1968). Mas recientemente, estas escalas de tiempo se calibran considerando las

variaciones orbitales de la Tierra y parámetros climáticos. La escala de tiempo más

utilizada en la actualidad es la de Cande y Kent, (1995).

La terminología asociada a las escalas de tiempo de polaridad magnética es la

siguiente (Bradley, 1999): a) época de polaridad: es una unidad cronológica caracterizada

por la presencia de un polaridad geomagnética del orden de 105-106 años, se nombra de

acuerdo a los pioneros del paleomagnetismo b) evento de polaridad: unidad cronológica en

la cual una orientación geomagnética esta presente en un periodo de 104-105 años, se

nombran de acuerdo al lugar donde fueron descubiertas y por último c) excursión de

polaridad: son periodos breves en los cuales no existe una inversión completa, también son

nombradas de acuerdo a donde fueron descubiertas.

4.6.2 Magnetoestratigrafía. La magnetoestratigrafía utiliza los cambios de polaridad del campo geomagnético

preservados en las secuencias de rocas para realizar correlaciones y fechamientos

estratigráficos. Los intervalos individuales de polaridades normal e inversa (crones) están

en un rango de tiempo de aproximadamente de 10 mil a 10 Ma de duración (Hailwood,

1989).

Como las inversiones de polaridad geomagnética son globalmente sincrónicas, sus

registros representan planos de tiempo “absoluto” en las secuencias sedimentarias las

cuales pueden proveer un patrón de correlación estratigráfica muy completo. Lo anterior es

muy útil en las interpretaciones de las secuencias muestreadas. Más aún, las inversiones

frecuentemente llevan registros completos, los cuales pueden ser relacionados y

comparados con la escala de tiempo de polaridad geomagnética para contrastar la edad del

sedimento a considerar (Hailwood, 1989).

Las mejores rocas sedimentarias para el muestreo son lutita, limolita y arenisca de

gran muy fino, esto es debido a que los granos magnéticos son mucho más finos que en los

conglomerados y areniscas gruesas y esto facilita la orientación con el campo magnético

durante la acumulación, de esta manera aumenta la posibilidad de tener una señal

paleomagnética confiable (Reynolds, 1999).

Para poder evaluar los datos paleomagnéticos de los sitios muestreados se grafican

las latitudes de los polos virtuales geomagnéticos de dichos sitios contra el nivel

estratigráfico en el cual fueron recolectados dentro de la secuencia estratigráfica, donde las

regiones negras representan las polaridades magnéticas normales y las blancas las

polaridades inversas del campo magnético (Figura 39; Reynolds, 1999).

Figura 39. Muestreo magnetoestratigráfico de una columna estratigráfica (a la izquierda) en metros, esta produce los resultados de la columna del centro que es una gráfica considerando el nivel estratigráfico vs la latitud del PGV. (Reynolds, 1999).

Debido a que la polaridad de un estrato puede ser normal o inversa, las variaciones

de la velocidad en la cual el sedimento fue acumulado puede causar que el espesor de una

zona de polaridad dada varíe de un lugar a otro, esto causa un problema para diferenciar la

zonación magnética entre diferentes secciones estratigráficas. Para evitar este problema y

confusiones se sugiere que se obtenga al menos una edad isotópica (o edad basada en un

dato paleontológico) sea determinada en la sección estratigráfica. De esta manera, la

columna magnetoestratigráfica local se puede correlacionar con la escala de tiempo de

polaridad geomagnética global (Figura 40; Cande y Kent, 1995).

Si la edad de cada inversión presente en la escala de tiempo de polaridad

geomagnética global esta bien establecida, es entonces claro que la correlación establece

numerosas líneas de tiempo a lo largo de la sección (Reynolds, 1999).

Para determinar la tasa de sedimentación en una secuencia estratigráfica se grafica

la edad de cada inversión (en Ma) versus el nivel estratigráfico en el cual la inversión fue

encontrada (en metros). La tasa de sedimentación resultante se obtiene en metros por Ma,

pero comúnmente se reporta en términos de mm por año.

Figura 40. Correlación de la columna paleomagnética local de la Figura 39, con la escala de tiempo de polaridad geomagnética global. Esta correlación sugiere que las rocas fueron depositadas hace 8.2 y 1.7 Ma.

4.7 ORIGEN DEL MAGNETISMO DE LAS CAPAS ROJAS En los últimos años se ha incrementado la discusión acerca de las capas rojas, en

cuanto al tiempo de adquisición de la remanencia y origen de la hematita (el principal

mineral magnético presente en las capas rojas), es por ello que diversas investigaciones han

sido realizadas para resolver esta controversia, la cual aun no tiene una solución

satisfactoria.

Las capas rojas generalmente son el tipo de roca sedimentaria más fuertemente

magnetizadas, teniendo intensidades de su MRN de ≥ 10-5 G ó 10-2 A/m (Butler, 1998). Por

este motivo son usadas ampliamente en los estudios paleomagnéticos (Walker et al., 1981).

La remanencia de éstas capas rojas refleja cercanamente al campo geomagnético en el

tiempo de la depositación y puede proveer además, direcciones medias del campo para el

uso en los cálculos de paleopolos y un registro detallado de eventos tales como variación

secular y polaridades inversas (Helsley, 1969; Helsley y Steiner, 1974; Khramov, 1967;

Van Den Ende, 1970).

Los dos puntos extremos por los cuales la controversia de las capas rojas esta en

discusión son:

1) Por una parte, algunos investigadores (Elston y Purucker, 1979) dicen que las

componentes de alta estabilidad de la MRN en las capas rojas se deben a

hematita especular detrítica que es magnetizada por procesos MRD durante el

depósito). A partir de esto se asume que la adquisición de ésta remanencia en las

capas rojas fue contemporánea al tiempo de depositación, es por ello que se

pueden analizar con un grado alto de confiabilidad los registros de variación

secular (Baag y Helsley, 1974), transiciones de polaridad geomagnética

(Herrero-Bervera y Helsley, 1983; Shive et al., 1984). Por último, las secuencias

de polaridad inversa que pueden ser usadas para establecer líneas de tiempo para

correlaciones locales y a gran escala, además de relaciones cronológicas entre

facies sedimentarias. A esto se le conoce como “magnetoestratigrafía de capas

rojas” (Helsley, 1969; Helsley y Steiner; 1974; Shoemaker et al., 1973;

Shoemaker y Purucker, 1974; Steiner y Helsley, 1974; Turner y Ixer, 1977;

Elston y Purucker, 1979).

2) Por el contrario, otros proponen componentes múltiples de MRQ son adquiridas

en largos intervalos de tiempo durante la diagénesis y después de la depositación

de las capas rojas (Chamalaun y Creer, 1964; Alkhafaji y Vincenz; 1971; Roy y

Park, 1972; Steiner y Helsley, 1972; McGlynn et al., 1974; Hoblitt et al. 1974;

Larson y Walker, 1975; Turner y Archer, 1975; Johnson, 1976; Turner, 1979,

1980; Walker et al., 1981; Larson et al., 1982), en lapsos que van desde 10 Ma

(Butler, 1998) hasta 35 Ma (Beck y Housen., 2003). Si esto es cierto, no se

pueden realizar estudios de variación secular ni estudios de transiciones de

polaridad geomagnética (Butler, 1998) en las capas rojas.

El mineral ferromagnético predominante en los lechos rojos es la hematita y puede

ocurrir principalmente en dos formas: 1) como cristales opacos de hematita especular o

especularita que tiene un tamaño de grano mayor a 1 µm (Walker et al., 1981) y 2) como

pigmento hematítico de grano fino y es el responsable de la coloración roja de las capas y

que se forma por procesos químicos post-deposicionales. La magnetización generalmente

no es estable sobre periodos de tiempo geológico largos y tiende a adquirir magnetizaciones

subsecuentes debido a los procesos químicos a los que están sometidas. Por lo tanto, no se

conoce el tiempo de adquisición de dicha remanencia.

Se ha visto que en depósitos sedimentarios recientes, frecuentemente no tienen

especularita como mineral ferromagnético dominante, siendo la magnetita el mineral

predominante (Van Houten, 1968). Se piensa entonces que mucha de la especularita debe

ser formada debido a oxidación post-deposicional de magnetita detrítica (Butler, 1998).

Debido a esta controversia del modo y tiempo de adquisición de la MRN de las

capas rojas, se ha propuesto que una manera de obtener esa información es por medio de

pruebas de campo aplicadas a estructuras sedimentarias (Bulter, 1998).

Los procesos de magnetización de las capas rojas pueden operar en diversos

periodos de tiempo y estos se dividen en dos tipos:

a) Magnetización remanente deposicional (detrítica): ésta se podría formar si una

porción de especularita es detrítica. Los sedimentos mineralógicamente maduros contienen

más probablemente especularita detrítica que los sedimentos inmaduros que provienen de la

erosión de una fuente ígnea cercana. Aunque aún está en debate, algunos dicen que la MRD

es el principal origen de la magnetización característica en las capas rojas.

b) Magnetización remanente química: esta se adquiere durante la martitización de

magnetita detrítica, la formación de especularita a partir de silicatos con Fe y de la

producción autigénica de pigmentación hematítica. Se puede dividir esta MRQ en dos

subregiones: 1) una remanencia química cercana formada dentro de un rango de tiempo de

102 a 105 de depositación, 2) una remanencia química prolongada formada durante periodos

de tiempo largos. Esta subdivisión tiene una utilidad paleomagnética, la MRQ temprana

puede ser aplicada a estratigrafía de polaridad magnética cuando la adquisición de la MRN

característica esta dentro de los 105 años de la depositación, en cambio la MRQ formada

durante periodos de tiempo largos puede ser usada para la determinación de polos

paleomagnéticos principalmente.

4.8 ESTUDIOS PALEOMAGNÉTICOS EN MÉXICO Los estudios paleomagnéticos en el noreste de México han sido realizados

principalmente para resolver problemas en cuanto a la evolución tectónica y deformación

en la Sierra Madre Oriental (Nairn, 1976; Belcher, 1979; Kleist et al., 1980; Gose et al.,

1982; Nowicki et al., 1993; Böhnel et al., 1990) y también a estudios

magnetoestratigráficos (Clement et al., 2000). Las rocas analizadas en dichos estudios

incluyen a capas rojas (Grupo Huizachal, Nazas) y a algunas secuencias de caliza

(principalmente a la Formación Cupido), siendo estas muy importantes ya que

estructuralmente fueron deformadas durante la Orogenia Laramide.

Los resultados paleomagnéticos obtenidos por Belcher (1979) y Gose et al. (1982)

de rocas del Triásico-Jurásico al norte de la Sierra Madre Oriental (SMO) cerca de Cd.

Victoria, sugieren rotaciones antihorarias grandes (~130º) que pudieran estar relacionadas a

fallas mayores con una dirección NW-SE y E-W en el noreste de México (De Cserna, 1976;

Anderson y Schmidt, 1983). Posteriormente, varios estudios paleomagnéticos (Kleist et al.,

1980; 1984) en el Cañón de Arteaga cerca de Saltillo fueron realizados en la Formación

Cupido del Cretácico Temprano. Estos autores encontraron que las muestras analizadas en

esta formación fueron aparentemente remagnetizadas en un tiempo post-Aptiano Medio,

antes de la deformación Laramídica. Los datos obtenidos sugieren una rotación antihoraria

(35-40º) que pudo deberse a pliegues que cubrieron la esquina sureste del Bloque de

Coahuila, el cual sirvió como una barrera geológica a la deformación Laramídica por

decollement. Resultados similares fueron obtenidos por Bonfiglio (1982).

Otro estudio similar realizado también en rocas plegadas del Cretácico Inferior

cerca de Torreón, fue realizado por Nowicki et al. (1993), tres de cuatro sitios analizados

tienen remanencias que fueron adquiridas durante el plegamiento Laramídico. El sitio

restante la adquirió después del plegamiento. Estos sitios han sufrido rotaciones locales

después de adquirir su magnetización. Se concluye que sufrieron una rotación antihoraria

(10-15º) después del Eoceno con respecto al resto de Norteamérica. En un estudio realizado

por Clement et al. (2000) se encontró que rocas del Cretácico Medio en algunas localidades

de Nuevo León tienen magnetizaciones anteriores al plegamiento de la Orogenia Laramide.

En la parte sur de la SMO, Bönhel et al. (1990), analizaron paleomagnéticamente

rocas del Triásico Tardío, Jurásico Temprano-Tardío y Cretácico Temprano. Encontró que

la mayoría de estas fueron remagnetizadas por el mismo evento, ya que coinciden en un

mismo punto al ser analizadas conjuntamente, solo algunas sitios en los Grupos Huizachal

y Huayacocotla tienen magnetizaciones primarias las cuales no han sufrido ningún tipo de

rotación, lo que es contrario a lo obtenido a Belcher, (1979) y Gose et al. (1982).

En cuanto a las rocas jurásicas, Nairn, (1976) analizó algunas capas rojas

(Formación Huizachal y Formación Nazas) y en rocas del Cretácico Superior (Grupo

Difunta). Un resultado importante de este estudio que tiene que ver en la interpretación de

los polos del Jurásico de algunas unidades estratigráficas de esta tesis. Las direcciones

paleomagnéticas obtenidas por Nairn, (1976) de dec=330.4º e inc=28.9° en la localidad la

Murella (Formación Huizachal) del Jurásico? y las de esta tesis (que en el siguiente capítulo

se discutirán) tienen similitudes, lo que podría deberse a que estas unidades sean las

mismas ya que se encuentran relativamente cercanas una de las otras. Hay que señalar que

el resultado de Nairn (1976) de la Formación Huizachal fue obtenido de muy pocas

muestras y es por ello que no se puede considerar en sentido estricto confiable para hacer

interpretaciones tectónicas regionales.

4.9 ASPECTOS TECTÓNICOS Y ESTRUCTURALES GENERALES A continuación se describen algunos términos empleados con relación a fallas

regionales presentes dentro del área de estudio, con base en estos conceptos se evaluarán

cada uno de los modelos propuestos en el Capítulo VI. Los conceptos principales son el de

zonas de doblez de falla, donde puede haber transpresión o transtensión, y el concepto de

inversión tectónica.

4.9.1 “Restraining Bend” y “Releasing Bend” Estas estructuras se presentan en ambientes tectónicos continentales y oceánicos,

asociados a fallas de desplazamiento lateral y fallas transformantes (Cunningham, 2005).

Los planos de falla raramente son rectos, y es más común que sus trazas sean irregulares.

En la Figura 41, se muestran diagramas de bloque de falla de desplazamiento lateral

derecho que a lo largo de su traza muestra irregularidades en cuanto a la dirección de la

misma (Crowell, 1974). El salto a la izquierda genera los “restraining bend” por lo que hay

compresión dentro de esta zona (Figura 41b). Por el contrario, el salto a la derecha (Figura

41b) se genera una extensión produciendo una zona esto que se denomina “releasing bend”.

El “restraining bend” produce una estructura en flor la cual es una serie de fallas de tipo

duplex compresionales (Figura 42a). Por otra parte, el “releasing bend” produce una

estructura igual que la anterior. Este tipo de estructura genera cuencas tipo pull-apart

(Figura 42b).

Figura 41. A. Falla de desplazamiento lateral planar. B. Movimiento de desplazamiento lateral a lo largo de fallas curveadas de manera irregular produciendo huecos en los releasing bends y apilamiento en los restraining bends (Crowell, 1974).

El origen de estos curvamientos ha sido relacionado (Cunningham, 2005) a: 1)

estructuras de basamento pre-existentes (particularmente en la corteza continental); 2) el

grado de transpresión o transtensión a lo largo del plano de falla lateral relacionada a

tectónica regional y 3) cambios complejos en el estado de esfuerzos cercanos al plano de

falla. El significado de los dobleces incluye: 1) las cuencas pull-apart forman zonas de

flujo de calor alto y dilatación cortical que pueden ser explotadas como fuentes de energía

geotérmica, hidrocarburos y mineralización con valores económicos; 2) las zonas de

“restraining bends” forman levantamientos topográficos mayores que están expresados

geomorfológicamente en el registro geológico y estratigráfico; 3) ambos tipos de

curvamientos actúan como barreras o sitios de rupturas sísmicas mayores tanto en las fallas

laterales continentales como oceánicas.

a)

b)

Figura 42. a) Restraining bend con un dúplex compresional (Twiss y Moores, 1992). b) Dúplex extensional en los releasing bends (Twiss y Moores, 1992).

4.9.2 Rotación Tectónica en términos Paleomagnéticos y Estructurales.

En varios ambientes tectónicos de fallamiento lateral, se han reconocido por

evidencias estructurales y paleomagnéticas, rotaciones grandes de bloques, desde 20-45º en

un ambiente de campos de esfuerzos estacionario hasta rotaciones mayores a 70º e incluso

100º que requieren más de un arreglo de fallas para acompañar esta cantidad de rotación

(Nur y Helsley, 1971; Greenhause y Cox, 1979; Fagin y Gose, 1983; Ron et al., 1984;

Calderone y Butler, 1984; Brown y Golombek, 1985; Hudson y Geissman, 1985; Terres y

Luyendyk, 1985; Ron y Nur, 1985; Kamerling y Luyendyk, 1985; Hornafius, 1985; Wells y

Coe, 1985).

Estudios paleomagnéticos de Christie-Blick y Biddle, (1985) han mostrado de forma

convincente rotaciones de bloques corticales en ambientes de fallamiento lateral.

Rotaciones paleomagnéticas horarias predominan en sistemas dextrales mayores (Figura

43a) pero en detalle los aspectos cinemáticos de rotación pueden ser muy complejos

(Woodcock y Schubert, 1994). Modelos recientes favorecen lo dispuesto por Freund (1970)

apoyando la idea de bloques alargados, separados por fallas antitéticas sinestrales (Figura

43). Por otra parte, algunas zonas de fallamiento lateral y sus antepaíses tienen un dominio

claro de tipo dominó, con áreas discretas de fallas sinestrales colindantes y áreas de fallas

dextrales y bloques que rotan de manera antihoraria (Freund, 1974, Ron et al., 1984).

Existen otros ejemplos más complicados en los cuales se involucra dominios llamados

anidados a pequeña escala que podrían ocurrir dentro de dominios de desplazamiento

laterales regionales (Figura 43b), produciendo de esta forma rotaciones opuestas que

podrían oscurecer la rotación paleomagnética finita (Woodcock, 1987).

Ron (1987) propuso un modelo geométrico simple que muestra que el margen de

placa a lo largo de un segmento de “restraining bend” en un límite de placa transforme

puede ser deformado para acomodar el traslape de la corteza. Este modelo predice tanto el

ancho máximo de la zona deformada y la magnitud de la deformación cuando la geometría

general del margen de placa es conocida, así como también el vector de deslizamiento de

placa y la cantidad de desplazamiento acumulativo.

Figura 43. Vistas de mapa de bloques rotados y estructura dominó (Woodcock y Schubert, 1994).

4.9.3 Inversión tectónica El término inversión en un sentido teórico y cinemático es usado para describir

regiones que han experimentado inversión en el levantamiento o subsidencia (Coward,

1983). Esto es, áreas que han cambiado de ser regiones de subsidencia a regiones de

levantamiento (inversión positiva), o viceversa (inversión negativa). Inversión tectónica, en

términos más estrictos, puede ser definida como un cambio en la elevación estructural a

nivel regional debido a una fase de deformación tardía (Cooper et al., 1989). Más

específicamente, la inversión de una cuenca se refiere a la inversión de los patrones de

subsidencia tal es el caso de un levantamiento de la base de la cuenca (Ziegler, 1987). Es

generalmente aceptado que durante la inversión, la reactivación (deslizamiento-inclinación)

de fallas de extensión influenciará profundamente la geometría de las estructuras

contraccionales (Welbon, 1988). Hoy en día, hay aún poco entendimiento de los procesos y

controles involucrados en su formación (Koopman et al., 1987; Biddle y Rudolph, 1988).

De acuerdo a Coward (1983) el origen de las inversiones puede ser atribuido a a)

relacionada a fuerzas isostáticas y de flotabilidad; y b) relacionadas a movimientos

horizontales de placa.

4.9.3.1 Controles de la geometría de la inversión tectónica

1) Resistencia de la corteza: La parte superior de la corteza se comportará de

manera quebradiza (frágil), por lo tanto la resistencia se incrementará conforme

aumenta la profundidad y presión confinante. La corteza inferior se comportará

dúctilmente y la resistencia decrecerá con el incremento de la temperatura

conforme se va profundizando (Coward, 1983).

2) Reactivación de fallas: La capacidad de una falla normal de reactivarse depende

de cual es su orientación con relación al esfuerzo compresivo principal. Las

fallas normales con inclinaciones fuertes son difíciles de reactivar por una

inversión frontal total, a menos que tengan coeficientes de fricción y de

cohesión muy bajos o por movimientos laterales u oblicuos especialmente

donde el esfuerzo compresivo mínimo sea horizontal (Gillcrist et al., 1987). Por

otro lado las fallas normales con inclinaciones suaves son fáciles de invertir. Las

fallas normales lístricas, las cuales cambian a inclinaciones suaves durante la

extensión, son reactivadas preferentemente durante la inversión. En el caso de

que una falla cuya inclinación cambie a deslizamiento hacia abajo (falla lístrica),

la parte plana podría fallar durante la inversión formándose así estructuras de

fallas secundarias y pliegues en el pie del plano inclinado. Asumiendo una

compresión horizontal, las fallas normales con inclinaciones entre 40-60°

solamente se reactivarían si el coeficiente de fricción fuera bajo. Durante el

desarrollo de una cuña cabalgante, el esfuerzo compresivo máximo estaría

inclinado respecto a la horizontal y por lo tanto las fallas normales antiguas

estarían formando un ángulo grande respecto al esfuerzo compresivo y por lo

tanto disminuiría la posibilidad de ser reactivado. Una falla pre-existente por lo

general tiende a tener una cohesión más baja que las rocas intactas, pero en

algunas salbandas de fallas podrían ser mucho mas fuertes y la depositación de

cuarzo en el plano de falla podría hacerlas muy resistentes.

CAPÍTULO V PALEOMAGNETISMO

5.1 RESULTADOS DE DESMAGNETIZACIÓN 5.1.1 Formación San Marcos La magnetización remanente (MRN) de las rocas de la Formación San Marcos es de

intensidad moderada (10-3 A/m) y normalmente consiste de dos componentes vectoriales

(Figura 44). La temperatura de desbloqueo baja tiene una dirección hacia el norte ó norte-

noreste y una inclinación moderadamente positiva; en cambio, la de temperatura alta se

dirige hacia el norte-noroeste con inclinación muy similar a la anterior (Figura 44a). La

dirección in situ promedio de la componente de baja temperatura es de D=8.5º, I=51.7º

(n=33 muestras) (Tabla 1), la componente baja es removida principalmente a los 400-

450ºC, e inducciones de 120mT no remueven una fracción de la MRN (Figura 44b). Pocas

muestras fueron desmagnetizadas por campos alternos, pues en general este método no

remueve ni separa las magnetizaciones presentes en nuestras muestras. En cambio la

componente característica está en un rango aproximado de 625-660ºC, lo que indica que la

magnetización reside principalmente en hematita. En algunas muestras se calcularon

trayectorias de círculos mayores para determinar la dirección de magnetización

característica (Figura 44c). Estas muestras corresponden a direcciones de polaridad inversa,

dirigidas al SE y con inclinaciones negativas (Figura 44e).

Se distinguió solamente un sitio con tres componentes, es el FSM5 (Figura 44d y

44e). Los sitios FSM5 (Figura 44e) y FSM13 dentro de la Formación San Marcos son de

polaridad inversa. De hecho, el sitio FSM5 tiene direcciones de la magnetización

característica de ambas polaridades. Cerca del 50% de las muestras obtenidas fueron útiles

en los análisis paleomagnéticos. La dirección media de esta localidad, corregida

estructuralmente, para la componente característica es D=355.5º, I=43.5º (N=35 muestras,

k=10.8, α95=8.2º; Tabla 2).

Las direcciones promedio de cada uno de los sitios fueron calculadas usando la

estadística de Fisher (1953) y se presentan graficadas en redes estereográficas en el

hemisferio inferior. Algunos de los problemas encontrados y por lo que algunas muestras

fueron excluidas incluyen destrucción de las muestras durante la desmagnetización, un

número insuficiente de muestras por sitio para calcular una dirección media confiable y, en

pocos casos, comportamiento inestable.

Figura 44. (a,b,d,e) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de la Formación San Marcos. La temperatura esta dada en grados Celsius (ºC) y las inducciones en militeslas (mT). af = Desmagnetización por campos alternos, th = Desmagnetización térmica. La Figura 44c ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra FSM1F (z) y por último la Figura 44f es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de la Formación San Marcos. Los triángulos rellenos son direcciones de polaridad normal y los triángulos huecos son direcciones de polaridad inversa.

Tabla 1. Resumen de los resultados paleomagnéticos obtenidos en muestras del VSM. Direcciones

promedio de cada formación con igual peso a cada muestra (in situ).

Formación n D I k α95FSM (alta temp.) 35 350.7° 50.1º 10.8 8.2º

FSM (baja temp.) 33 8.5º 51.7º 12.8 7.3º TCP 14 328.4º 43.9º 13.7 11.9º

FSG(I) 7 45.6º 34.4º 101.4 8.6º FSG(II) 18 335.9º 45º 11.4 12.5º

CLP (alta temp.) 19 87.3º 7.3º 130.9 6.7º CLP (baja temp.) 18 65.8º 17.4 36.2 12.9º

Prom. TCP y FSGII 32 332.15º 44.45º 12.55 12.2º n: es el número de muestras utilizadas; D y I son la declinación e inclinación, respectivamente; k es el parámetro de precisión de Fisher, α95 es el radio del intervalo de confianza alrededor de la media.

Tabla 2. Resumen de los resultados paleomagnéticos obtenidos en muestras del VSM. Direcciones

promedio de cada formación (corregida estructuralmente).

Formación n D I k α95FSM (alta temp.) 35 355.5º 43.5º 10.8 8.2º

FSM (baja temp.) 33 11.1º 44.1º 12.8 7.3º TCP 14 342.3º 39.6º 13.7 11.9º

FSG(I) 7 49º 5.7º 101.4 8.6º FSG(II) 18 334.6º 25.1º 11.4 12.5º

CLP (alta temp.) 19 86.4º -4.2º 130.9 6.7º CLP (baja temp.) 18 65.2º 5.4º 36.2 12.9º

Prom. TCP y FSGII 32 338.45º 32.35º 12.55 12.2º n: es el número de muestras utilizadas; D y I son la declinación e inclinación, respectivamente; k es el parámetro de precisión de Fisher, α95 es el radio del intervalo de confianza alrededor de la media.

5.1.2 Capas Tanque Cuatro Palmas Las rocas de esta unidad tienen una intensidad de la MRN relativamente baja, de 10-

4 A/m para el sitio TCP14, y de 10-2-10-3 A/m para el sitio TCP15. Al igual que en la

formación anterior se reconocen principalmente dos componentes de magnetización (Figura

45). La componente con temperatura de desbloqueo baja tiene una dirección hacia el

noroeste con una inclinación moderadamente positiva y es removida principalmente a los

300-450ºC (Figura 45b) y/o ~20mT (Figura 45a). La componente característica de

temperatura alta está entre 580-660ºC (Figura 45a-b) y es de alta coercitividad

(probablemente reside en hematita) y se dirige hacia el noroeste con una inclinación similar

a la componente anterior. Se utilizaron las trayectorias de círculos mayores para obtener la

componente característica (Figura 45c). Se encontraron algunas muestras con polaridad

inversa (Figura 45d) dentro del sitio TCP15. La mayoría de las muestras de estas capas

fueron utilizadas incluyendo las polaridades inversas, produciendo una dirección media

característica corregida estructuralmente de D=342.3º, I=39.6º (N=14 muestras, k=13.7,

α95=11.9º; Tabla 2).

Figura 45. (a,b,d,) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de las Capas Tanque Cuatro Palmas. La Figura 45c ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra TCP15E(y) y por último la Figura 45e es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Tanque Cuatro Palmas. Los simbolos son iguales a los de la Figura 44. 5.1.3 Capas Sierra El Granizo Estas capas se muestrearon en dos localidades diferentes dentro del VSM al pie de

la Sierra El Granizo. En una localidad se muestreó debido a la importancia que tiene la

FSM al cambiar de rumbo y en la otra localidad debido a que se encuentra en un segmento

de la FSM que presenta un rumbo constante y de esta manera compararlas para determinar

si fueron afectadas de igual manera.

Primera Localidad En total se muestrearon tres sitios en esta localidad, de cuyas muestras se obtuvo

una MRN con intensidad moderada de 10-2-10-3 A/m. La determinación de la componente

característica se obtuvo en su mayor parte de trayectorias de círculos mayores (Figura 46a)

ya que solo en algunas muestras se determinaron dos componentes, siendo la característica

de una dirección 45.6º (Figura 46b) y con una inclinación positiva moderada de 34.4º que

es clara desde 500-665ºC (hematita) pero cuando se hace la corrección estructural cambia

de 34.4º a 5.7º (Tabla 1 y 2), la mayoría de las muestras se encuentran afectadas por

inducción de rayos (MRI; Figura 46c). La dirección media característica corregida

estructuralmente es de D=49º, I=5.7º (N=7 muestras, k=101.4, α95=8.6º; Tabla 2).

Segunda Localidad Aquí se muestrearon cuatro sitios, el 60% de las muestras fueron utilizadas para los

cálculos finales. La magnetización es principalmente univectorial (Figura 47) y es de una

intensidad muy variable de 10-3-10-1 A/m. La componente tiene una dirección al noroeste

(335.9º) y su inclinación positiva es de baja a moderada (45º) ocupando hasta 655ºC

(Figura 47a) con temperaturas de desbloqueo distribuidas. Una gran cantidad de muestras

están afectadas por rayos (MRI) (Figura 47b). Para definir la dirección media, trayectorias

de círculos mayores fueron utilizadas, combinadas con direcciones estables (Figura 47c).

La dirección media característica corregida estructuralmente es de D=334.6º, I=25.1º (N=18

muestras, k=11.4, α95=12.5; Tabla 2).

Figura 46. b,c) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de las Capas Sierra El Granizo (I). 46c y d (muestra FSG18D (z) y FSG18D (y)) estan afectada por rayos. La Figura 46a ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra FSG16F (z) y por último la Figura 46e es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Sierra El Granizo (1º). Los símbolos son iguales a los de la Figura 44.

Figura 47. (a) Diagrama de desmagnetización ortogonal de una muestra representativa de las Capas Sierra El Granizo (II). En el diagrama ortogonal 47b se muestra una muestra con la componente de baja coercitividad y esta probablemente afectada por rayos (MRI). La Figura 47c ilustra un ejemplo de una trayectoria de desmagnetización de un círculo mayor de la muestra FSG26A (z) y por último la Figura 47d es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Sierra El Granizo (I). Los símbolos son iguales a los de la Figura 44. 5.1.4 Capas Las Palomas Los datos utilizados de estas capas son prácticamente retomados de un estudio

anterior realizado en esta misma localidad de Arvizu-Gutiérrez (2003) debido a que en los

cinco sitios muestreados se encontraron muy afectadas por descargas eléctricas (Figura

48a). La intensidad de la MRN de esta localidad está en el orden de 10-2 A/m, y es

observada en casi todos los sitios de estas rocas. Se muestrearon cinco sitios cuyos

resultados son muy estables tanto dentro del mismo sitio como entre sitios colectados. Se

distinguen dos componentes (Figura 48). La componente de baja temperatura se encuentra

en un rango de temperatura de entre 0-580 °C y esta dirigida hacia el noreste (Figura 48b),

con una inclinación somera, pero la componente de alta temperatura está en un rango entre

580-660 °C (Figura 48b-c) la cual en este rango de temperatura se dirige hacia el este y se

vuelve más somera estacionada prácticamente en el este. Se sugiere que la componente de

alta temperatura es muy estable a temperaturas >580° y se interpreta que reside

principalmente en hematita especular (especularita). La dirección media característica

corregida estructuralmente es de D=86.4º, I=-4.2º (N=5 sitios, k=130.9, α95=6.7; Tabla 2).

Figura 48. (a-c) Diagramas de desmagnetización ortogonales de muestras representativas de las Capas Las Palomas (componentes de alta y baja temperatura) (Arvizu-Gutiérrez, 2003). La Figura 48a en particular ilustra un ejemplo de una muestra afectada por rayos (MRI) debido a que decrece muy rápido en los primeros campos de la secuencia y por último la Figura 48d es una proyección estereográfica mostrando las direcciones de las muestras obtenidas (in situ) de las Capas Las Palomas (I). Los simbolos son iguales a los de la Figura 44.

5.2 CONCORDANCIAS Y DISCORDANCIAS PALEOMAGNÉTICAS Para evaluar los resultados de las mediciones paleomagnéticas de los sitios

obtenidos, las direcciones medias fueron comparadas con las direcciones esperadas (Tabla

3) calculadas a partir de polos de referencia del cratón de Norteamérica. Se utiliza el polo

de referencia del Cretácico (Van Fossen y Kent, 1992), que cubre el periodo de 125-88 Ma,

derivado de un promedio de polos para este tiempo para comparar con la Formación San

Marcos. El polo de referencia para el Jurásico Tardío es obtenido de la Formación Morrison

Inferior y Superior corregidas por la rotación de la Meseta de Colorado considerando 3.8º

(May y Butler, 1986) y 10.5º (Beck y Housen, 2003) esta parte de la formación se compara

con las Capas Tanque Cuatro Palmas del Titoniano ya que es la única unidad con fósiles

con valor bioestratigráfico (amonites) dentro del VSM. Las Capas Sierra El Granizo se

comparan con la Formación Morrison Inferior por simple posición estratigráfica. Por

último, las Capas Las Palomas se comparan con polos de referencia del Jurásico, pero

también con la Serie Acatita del Triásico Tardío y con la Formación Nazas del Triásico-

Jurásico. Estas unidades están en el bloque de Coahuila y el sector transversal de la Sierra

Madre Oriental, respectivamente. La rotación (R) y el aplanamiento (F) fueron calculadas

por el método de Beck (1980) y Demarest (1983). La Tabla 4 muestra los datos de latitud y

longitud de los polos obtenidos y de las direcciones esperadas de las unidades

estratigráficas del VSM.

5.2.1 Formación San Marcos La dirección promedio (componente de alta temperatura) corregida estructuralmente

de esta formación registra una rotación horaria del área de muestreo con respecto al cratón

de Norte América. La rotación es estadísticamente significante de 15.3º±9.7º, en cambio el

aplanamiento (F) es estadísticamente insignificante -8.9º±11.6º (Tabla 5). La componente

de baja temperatura se ha interpretado ser de un origen reciente, aunque no se descarta por

completo que sea una componente post plegamiento pero de edad Terciaria que esta rotada

en sentido horario (Tabla 5). En campo, no se logró identificar deslizamientos ni

acuñamientos entre capas, al parecer la rotación es de carácter regional dentro del VSM y

es de edad laramídica

Tabla 3. Polos paleomagnéticos de referencia (direcciones esperadas) utilizados para compararlos con los

observados.

Referencia Edad Latitud Longitud α95 Dx, Ix Unidad comparablea) Promedio del Cretácico 125-88 Ma 71.4 194.9 3 340.2, 52.4

Formación San Marcos

b) Fm. Morrison Sup. del Titoniano Tardío (3.8º CP) 145 Ma 64.6 164.2 3.9 332.6, 38.6

Capas Tanque Cuatro Palmas

c) Fm. Morrison Sup. (10.5º CP) Titoniano 60.2 162.3 3.8 328.3, 35.5

Capas Tanque Cuatro Palmas

d) Fm. Morrison Inf. del Kimmerdgiano (3.8º CP) 149 Ma 58.6 146.2 4.2 330.4, 22.2

Capas Sierra El Granizo (I)

e) Fm. Morrison Inf. (10.5º CP) Kimmerdgiano 53.3 152.9 5.3 323.8, 23.4

Capas Sierra El Granizo (II)

f) Serie Acatita del Triásico Tardío 220 m.a 65.3 87.3 10.7 356.1, 3.2 Capas Las Palomas g) Formación Nazas Triásico 76.4 119.2 8.2 350.6, 28.4 Capas Las Palomas h) Prom. de b y d (3.8º) Jurásico 61.6 155.2 4.05 331.5, 30.4 TCP y FSGII i) Prom. de c y e (10.5º) Jurásico 56.75 157.6 4.55 326.05,29.45 TCP y FSGII

Dx y Ix, son la declinación esperada e inclinación esperada, respectivamente; α95 es el radio del intervalo de confianza alrededor de la media. Referencias: a) Van Fossen y Kent, 1992, b)-e) Steiner y Helsley, 1975, f) Molina-Garza, 2005, g) Nairn, 1976. Tabla 4. Polos paleomagnéticos obtenidos del VSM con sus respectivas direcciones observadas.

Unidad Estratigráfica Edad Latitud Longitud α95 Do, Io (corregida) en (º)Formación San Marcos (alta

temp.) Neocomiano 85.9 160.3 8.2 355.5, 43.5 Formación San Marcos (baja

temp.) Neocomiano 80 346.4 7.3 11.1, 44.1 Capas Tanque Cuatro Palmas Jurásico 73.5 159.4 11.9 342.3, 39.6 Capas Sierra El Granizo (I) Jurásico 37.6 5.8 8.6 49, 5.7 Capas Sierra El Granizo (II) Jurásico 62.9 144.6 12.5 334.6, 25.1 Capas Las Palomas (alta temp.) Jurásico??? 2.3 351.5 6.7 86.4, -4.2 Capas Las Palomas (baja temp.) Jurásico??? 23.4 356.9 12.9 65.2, 5.4 Prom. de TCP y FSGII Jurásico 68.2 152 12.2 338.45, 32.35

Do y Io, son la declinación observada e inclinación observada, respectivamente; α95 es el radio del intervalo de confianza alrededor de la media.

En la proyección estereográfica (Figura 49) se puede observar la dirección media

observada calculada de los 13 sitios obtenidos de la Formación San Marcos, y la dirección

de referencia (D=340.2º, I=52.4º) calculada con referencia al polo de Van Fossen y Kent

(1992) del Cretácico.

Figura 49. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de la Formación San Marcos tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante) del Cretácico (125-88 Ma) de Van Fossen y Kent (1992). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983). 5.2.2 Capas Tanque Cuatro Palmas La comparación entre direcciones esperada y observada de esta área indica que

existe una rotación horaria del área de muestreo con respecto a Norte América. La rotación

es pequeña y no es estadísticamente significativa; el cálculo de R es de 9.7°±13.6°

considerando la rotación de 3.8° del CP, y de 14°±13.5° contra 10.5° de rotación del CP

(Figura 50; Tabla 5). Similarmente, el aplanamiento de la inclinación es insignificante

(Tabla 5). Se puede decir que estas capas no sufrieron deformación durante su depositación

en el Jurásico Tardío (Titoniano) como lo propone McKee et al. (1990) ya que durante este

tiempo la FSM registra un periodo de inactividad tectónica. En cambio, la observación de

rotación en la Formación San Marco sugiere que la pequeña rotación en las Capas Tanque

Cuatro Palmas ocurrió durante la orogenia Laramide.

Tabla 5. Comparación de las direcciones paleomagnéticas observadas y esperadas en términos de rotación y aplanamiento.

Unidad Estratigráfica Dx, Ix en (º) Do, Io en (º) R±∆R en (º) F±∆F en (º) Formación San Marcos (alta temp.) 340.2, 52.4 355.5, 43.5 15.3±9.7 - 8.9±11.6 Formación San Marcos (baja temp.) 340.2, 52.4 11.1, 44.1 30.9±8.8 -8.3±10.5 Capas Tanque Cuatro Palmas 332.6, 38.6 con 3.8º CP 342.3, 39.6 9.7±13.6 1±16.3 328.3, 35.5 con 10.5º CP 342.3, 39.6 14±13.5 4.1±16.2 Capas Sierra El Granizo (1°) 330.4, 22.2 con 3.8º CP 49, 5.7 78.6±9.6 -16.5±7.1 323.8, 23.4 con 10.5º CP 49, 5.7 85.2±10.1 -17.7±7.9 Capas Sierra El Granizo (2°) 330.4, 22.2 con 3.8º CP 334.6, 25.1 4.2±13.5 2.9±14.4 323.8, 23.4 con 10.5º CP 334.6, 25.1 10.8±13.9 1.7±14.8 Capas Las Palomas (alta temp.) 356.1, 3.2 (Serie Acatita) 86.4, -4.2 90.3±12.6 -7.4±6.8 350.6, 28.4 (Fm Nazas) 86.4, -4.2 95.6±11.4 -33.2±11 Capas Las Palomas (baja temp.) 356.1, 3.2 (Serie Acatita) 65.2, 5.4 69.1±16.8 2.2±10.4 350.6, 28.4 (Fm Nazas) 65.2, 5.4 74.4±15.30 -23.6±12.6

Promedio de las Capas Tanque Cuatro Palmas y Sierra El Granizo (II)

331.5, 30.4 con prom. 3.8º CP

326.05, 29.45 con prom. 10.5º CP

338.45, 32.35

338.45, 32.35

6.95±13.55

12.2±13.7

1.95±15.35

2.9±15.5

Do y Io, son la declinación observada e inclinación observada, respectivamente; Dx y Ix, son la declinación esperada e inclinación esperada, respectivamente. R es la rotación y ∆R es el límite de confianza de la rotación; F es el aplanamiento (flattening) y ∆F es el límite de confianza del aplanamiento. (Demarest, 1983). Los resultados paleomagnéticos de las formaciones del Jurásico Superior y

Cretácico Inferior, fuera del área inmediata de la FSM se pueden entonces resumir como

rotación horaria del orden de 10 a 15° y la edad máxima de esa rotación es Cretácico

Temprano.

Figura 50. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Tanque Cuatro Palmas tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Morrison Superior del Jurásico Superior (Titoniano) de Steiner y Helsley (1975) considerando la rotación de 3.8° (diamante) y 10.5° (cruz) de la Meseta de Colorado. Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotacion y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983). 5.2.3 Capas Sierra El Granizo Comos se mencionó anteriormente, estas capas fueron muestreadas en dos

localidades diferentes. En la localidad cercana a la zona del doblez de falla (Figura 28) es

donde existe una dirección altamente discordante comparando con la rotación de la Meseta

de Colorado de 3.8º y de 10.5º con respecto a la dirección esperada con una rotación

horaria de 78.6º±9.6º y de 85.2º±10.1º, respectivamente (Figura 51; Tabla 5). El

aplanamiento es significante (Tabla 4). El valor de aplanamiento -16.5º±7.1º y -17.7º±7.9º

puede explicarse por: 1) compactación posterior al depósito de las rocas, de esta manera

hace rotar los minerales en los que reside la magnetización, pero se ha visto que en las

capas rojas esto no es probable ya que solo ocurre en rocas que tienen contenido arcilloso

alto (Arvizu-Gutiérrez, 2003); 2) otra opción, que es poco probable, es que hayan sido

transportadas desde posiciones cercanas al Ecuador, pero con base en las configuraciones

tectónicas y paleogeográficas para este tiempo, se considera geológicamente poco probable.

Existen otras opciones más viables como: 3) que las rocas son más antiguas como Jurásico

Temprano o Triásico para entonces explicar la inclinación tan somera y, por último, 4) que

hayan sido remagnetizadas después de una primera fase de plegamiento con una inclinación

más fuerte y que durante una segunda etapa de plegamiento haya sido rotadas en un eje

horizontal por un basculamiento hacia el sur.

Estas mismas características en cuanto a la discordancia de la declinación e

inclinación son muy parecidas a las Capas Las Palomas (componente de alta temperatura)

la cual también se encuentra en la zona del doblez o cambio de rumbo de la FSM (Figura

28) y se discute más adelante.

Por otra parte, la segunda localidad se encuentra más hacia el oeste, en donde la

falla tiene curvatura importante. Aquí no existe una discordancia paleomagnética

significativa; la rotación registrada considerando también las dos rotaciones del CP de 3.8°

y 10.5° comparando con la dirección esperada para el Jurásico Tardío Temprano

(Formación Morrison Inferior) dan rotaciones de 4.2°±13.5° y de 10.8°±13.9°,

respectivamente (Figura 52; Tabla 5). El aplanamiento de la inclinación es insignificante

(Tabla 5). Vemos que esta misma unidad en la localidad anterior es muy diferente, esta

última prácticamente no tiene discordancias importantes lo que puede deberse a que en la

primera localidad fue afectada de manera local por la deformación compleja en la zona

cercana a la FSM.

Figura 51. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Sierra El Granizo (I) tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Morrison Inferior del Jurásico Superior (Kimmerdgiano) de Steiner y Helsley (1975) considerando la rotación de 3.8° (diamante) y 10.5° (cruz) de la Meseta de Colorado (CP). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

5.2.4 Capas Las Palomas Los datos de estas capas son prácticamente retomados del trabajo anterior de

Arvizu-Gutiérrez (2003) ya que como se mencionó antes los 5 sitios muestreados en este

trabajo dan datos erróneos por estar afectadas por rayos (Figura 48a). Se distinguieron dos

componentes tanto de alta como de baja temperatura. La componente de alta temperatura

fue comparada con la dirección esperada para el Jurásico Tardío usando el polo de

referencia de Norteamérica dando como resultado una rotación horaria significante de

90.3°±12.6° y 95.6°±11.4°, respectivamente (Figura 53, Tabla 5), aquí la inclinación es

significativamente importante al igual que la segunda localidad de las Capas Sierra El

Granizo. Por otra parte, datos paleomagnéticos de la Serie Acatita (Triásico Tardío) y de la

Formación Nazas (Jurásico) sugieren que la rotación no es regional. La componente de baja

temperatura es solo significativamente discordante en cuanto a la rotación (Tabla 4) siendo

de menor magnitud comparada con la de alta temperatura. En el trabajo anterior Arvizu-

Gutiérrez (2003) consideró que la rotación horaria local de estas capas se debía a la zona de

doblez de falla (aparente restraining bend), considerando los análisis paleomagnéticos

anteriormente explicados se llega a que la rotación es un poco más regional dentro del

VSM, esto se discutirá más en detalle en la interpretación y discusión.

Figura 52. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Sierra El Granizo (2°) tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Morrison Inferior del Jurásico Superior (Kimmerdgiano) de Steiner y Helsley (1975) considerando la rotación de 3.8° (diamante) y 10.5° (cruz) de la Meseta de Colorado (CP). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

En la Figura 54 y Tablas 1-5, se muestran los resultados de promediar los datos de

la Capas Tanque Cuatro Palmas y Capas Sierra El Granizo (II) las cuales no registran una

rotación estadísticamente significativa dentro del Jurásico.

Figura 53. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Las Palomas tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) de la Formación Nazas del Triásico (cruz) de Nairn 1976 y de la Serie Acatita del Triásico Tardío (diamante) de Molina-Garza (2005). Los ovalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

Figura 54. Proyección estereográfica (hemisferio inferior) de la dirección media de la componente característica de las Capas Tanque Cuatro Palmas y Capas Sierra El Granizo (II) tanto in situ (círculo) y corregida (estrella) comparada con la dirección media de referencia (diamante y cruz) del promedio de los polos de referencia utilizados para esas capas tanto 3.8º y 10.5º de la rotación del CP (respectivamente). Los óvalos pequeños son las áreas de confianza del 95% de la media. Se muestra además las estadísticas de Fisher (1953) y los parámetros de rotación y aplanamiento de Beck (1980) y Demarest (1983).

5.3 MAGNETOESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN SAN MARCOS En la localidad del valle de San Marcos donde se muestreó la Formación San

Marcos, esta unidad aflora de forma continua por aproximadamente 100 metros. Los

núcleos se colectaron en 13 sitios restringidos cada uno a una sola capa. La sección

muestreada se encuentra en la parte noroeste del VSM (Figura 55) por lo que representa la

parte media de la formación, pero no muy alejado de su base. Al este de esta localidad la

base de la sección está cubierta, pero afloramientos de las Capas Tanque Cuatro Palmas en

una cota muy cercana a la de la base de la sección muestreada (Figura 28) sugiere que no es

un espesor considerable el que subyace la columna muestreada. Estimamos por la

geometría y la actitud general de las capas que ese espesor es del orden de 100 a 150

metros.

Con este tipo de muestreo se realizó un estudio magnetoestratigráfico. Los objetivos

principales de esta magnetoestratigrafía fueron: 1) tener una edad más precisa de la

Formación San Marcos, ya que actualmente se puede acotar su edad entre el Titoniano por

el contenido de amonites (McKee et al., 1990) en las Capas Tanque Cuatro Palmas que la

subyacen y el Aptiano por la Formación Cupido que le sobreyace. Según Lehmann et al.

(1999) por estudios bioestratigráficos y quimioestratigráficos, la Formación Cupido es una

unidad diacrónica del Barremiano-Aptiano (Cretácico Inferior). Al sobreyacer a la

Formación San Marcos, como podemos observar, existe un periodo de tiempo muy grande

en el cual se puede ubicar estratigráficamente a la Formación San Marcos que se supone es

del Neocomiano (McKee et al., 1990); y 2) para conocer la tasa de sedimentación y así

inferir las condiciones tectónicas que dieron lugar a la depositación de la Formación San

Marcos durante la primera reactivación de la FSM en el Cretácico Temprano.

Figura 55. Mapa general de la parte noroeste del VSM donde se muestra la localización del área de muestreo de la Formación San Marcos (Modificada de McKee et al., 1990).

En la figura 56a se observa una panorámica lejana de la localidad muestreada de la

Formación San Marcos, la cuál es sobreyacida concordantemente por la secuencia

transgresiva carbonatada del Cretácico Medio-Superior (Formaciones Cupido, La Peña y

Tamaulipas Superior), posteriormente se hace un acercamiento (Figura 56b) de la localidad

donde se aprecia la alternancia de capas de conglomerado y arenisca gruesa intercaladas

con limonita y arenisca fina; conforme se asciende estratigráficamente van desapareciendo

el conglomerado.

Figura 56. a) Panorámica de la secuencia transgresiva carbonatada (Formación Cupido, Formación La Peña, Formación Tamaulipas Superior) sobreyaciendo a la Formación San Marcos en contacto concordante. En el acercamiento b) se puede observar la alternancia de capas de conglomerado y arenisca gruesa con la limolita y arenisca fina de la sección muestreada. Nótese el basculamiento de la formación hacia el norte-noreste. Nótese que las fotos fueron tomadas desde distintos ángulos.

Los sitios de muestreo se ubicaron en capas de arenisca gruesa a media lo que se

ilustra en la sección estratigráfica esquemática de la Figura 57. Los datos obtenidos

corresponden a un periodo de polaridad normal relativamente largo entre dos polaridades

inversas, en los intervalos marcados por los sitios FSM5 y FSM13 (Figura 57). La

presencia de polaridades inversas confirma que la sección es del Aptiano o más antigua, es

decir, anterior al intervalo normal largo del Cretácico.

Reconocemos que el sitio FSM5 contiene ambas polaridades. Esta observación se

interpreta en el contexto de una adquisición lenta de la magnetización remanente química

durante un período en que hubo cambio de polaridad. Esta observación es común cuando

ocurren eventos cortos de polaridad durante el proceso de adquisición de la remanencia en

lechos rojos (Elston y Purucker, 1979).

Al interpretar el intervalo de polaridad normal en las capas de la Formación San

Marcos como del Barremiano, esto indica que la sección muestreada se ubica dentro del

cron normal M1 entre M1r y M0r, este último en la parte basal del Aptiano Temprano

(Figura 57). La duración similar de crones de polaridad normal e inversa y la corta duración

de los crones de la secuencia del Hauteriviano y del Valanganiano, sugieren que el

intervalo muestreado en el valle San Marcos es difícil de insertar dentro de esos pisos (Ogg,

1995). La comparación de la zonación magnética de la Formación San Marcos con la escala

magnética permitiría por ejemplo correlación con los crones M10, de la base del

Hauteriviano, o M16, del Berriasiano, pero solo asumiendo que la tasa de sedimentación de

la zona de polaridad normal en la Formación San Marcos registra una tasa de

sedimentación más alta que las zonas de polaridad inversa.

De esta forma, la correlación preferida (Figura 57) permite acotar la edad de manera

más precisa de esta parte de la sección. Asimismo, los crones de polaridad inversa M1r y

M0r tienen una edad de 124 Ma y 121 Ma (Ogg, 1995), respectivamente. Con lo anterior,

podemos calcular la tasa de sedimentación de la Formación San Marcos durante la primera

reactivación de la FSM en el Cretácico Temprano, siendo de aproximadamente 19 m/Ma ó

0.019 mm/año. Cabe señalarse que ésta interpretación no es única y el intervalo de

polaridad normal muestreado podría corresponder al Aptiano en cuyo caso la tasa de

acumulación sería de 9.82 m/Ma ó 0.00982 mm/año. Estudios adicionales podrán evaluar

interpretaciones alternativas, pero dada la edad bioestratigráfica aceptada para la Formación

Cupido pensamos que la correlación obtenida es correcta, sobre todo considerando que la

inundación de los bordes del bloque Coahuila por la Formación Cupido se registra de forma

diacrónica (cf. Figura 9 de Lehmann et al., 1999). La correlación obtenida con la escala

magnética de polaridad global significa que durante el depósito de la Formación San

Marcos sugiere que la parte alta de la Formación San Marcos en la zona de estudio es del

Aptiano Medio y que existe un hiatus importante entre esta unidad y las Capas Tanque

Cuatro Palmas. La correlación también sugiere que hubo una tasa de sedimentación muy

baja en comparación a las que existen para ambientes extensionales y de tectónica activa

típicos. Se concluye que la depositación de la Formación San Marcos se debió

principalmente a una subsidencia diferencial entre el Bloque de Coahuila y la Cuenca de

Sabinas durante el Cretácico Temprano, producto de los ajustes isostáticos en ese tiempo

que resultó en reactivación de la falla, como se puede observar en la localidad del Potrero

Colorado hacia el noroeste del Valle San Marcos por donde también aflora la Falla San

Marcos (González-Naranjo, 2006).

Según McKee et al. (1990), el espesor de la Formación San Marcos (Cretácico

Superior) dentro del Valle San Marcos es de aproximadamente 1000 metros en la esquina

norte del mismo. Nuestras mediciones no están de acuerdo con esa estimación. En la

localidad de muestreo de las Capas Tanque Cuatro Palmas se encuentra a una altura de 980

m.s.n.m., así que considerando una inclinación promedio de aproximadamente 16º de éstas

capas podemos inferir un espesor para la Formación San Marcos, que las sobreyacen, de

aproximadamente 320 metros. Para este cálculo reconocemos que el límite superior de la

Formación San Marcos, en su contacto con la Formación Cupido, esta a 1140 ms.n.m. en la

Sierra San Marcos y Pinos. Extrapolando por rumbo hacia la localidad de muestreo de la

Formación San Marcos, en la parte oeste del valle, se infiere que el espesor que aflora de la

misma es aproximadamente de un poco más de 220 m. La cota a la cual se encuentra la

base de la sección muestreada es aproximadamente 920 m.s.n.m. y el límite con la

Formación Cupido es de 1140 m.s.n.m. Por lo tanto si extrapolamos la tasa de

sedimentación de la Formación San Marcos (de aproximadamente de ~19 m/m.a) al resto

de la unidad en esta localidad, la cima de la Formación San Marcos tiene una edad

aproximada de 118 Ma, aun el Aptiano Inferior. Como mencionamos anteriormente, el

contacto inferior con las capas Tanque Cuatro Palmas no aflora, pero si el espesor es más o

menos uniforme en el valle estimamos que el contacto esté unos 100 metros por debajo de

la superficie expuesta. Todo esto lleva a sugerir que la tasa de sedimentación es

relativamente lenta para ambientes continentales tectónicamente activos, pero consistente

con el medio de depósito fluvial (Kumar et al., 2003). Reconocemos que la base de la

Formación San Marcos puede incluir ambientes de depósito de abanico aluvial (McKee et

al., 1990) donde la tasa de sedimentación puede ser relativamente más rápida. No obstante,

una tasa de sedimentación relativamente baja, derivadas de las estimaciones de la

magnetoestratigrafía, es consistente con la propuesta de varios autores (McKee et al., 1990;

Chávez-Cabello et al., 2005) de que la etapa de reactivación de la Falla de San Marcos en el

Cretácico Inferior se debe principalmente a un ajuste isostático.

Figura 57. Columna estratigráfica esquemática de parte de la Formación San Marcos donde se indica la ubicación de los sitios paleomagnéticos. A la derecha se colocó la Escala de Polaridad Magnética de Berriasiano y Aptiano (Cretácico Inferior) además de los crones de polaridad y por último los crones de polaridad inversa encontrados de M1r y M0r que se ubican en los 124 y 121 Ma, respectivamente (Ogg, 1995).

CAPÍTULO VI INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN

Con base en los datos paleomagnéticos obtenidos y a concordancias y discordancias

respecto a los paleopolos esperados para cada unidad litoestratigráfica se discute dos

modelos tectónicos que mejor expliquen los resultados paleomagnéticos del valle de San

Marcos apoyados con lo dicho por Arvizu-Gutiérrez (2003) y con algunos datos

estructurales obtenidos en colaboración con varios autores dentro del artículo de Chávez-

Cabello et al. (2005), donde el autor de la tesis colaboró activamente.

6.1 ¿EXISTE UNA CINEMÁTICA LATERAL IZQUIERDA EN LA

FSM? Aparentemente en el Valle San Marcos solo se obervan estructuras originadas

durante la orogenia Laramide. Es por ello la importancia de realizar el muestreo

paleomagnético en el resto de las unidades litoestratigráficas para poder comprobar la zona

aparente de restraining bend o descartarla proponiendo otros modelos acorde a los

resultados paleomagnéticos y estructurales disponibles.

En la discusión referente al origen de las estructuras al pie de la Sierra el Granizo

durante la Orogenia Laramídica hay que considerar que ésta generó en el VSM la inversión

tectónica de la cuenca de Sabinas y la reactivación de la FSM, levantándose el bloque norte

con respecto al Bloque de Coahuila al sur (McKee et al., 1990; Chávez-Cabello et al.,

2005). La inversión de la falla de San Marcos se manifiesta en al menos tres estructuras

paralelas a la traza principal de la falla y que ponen en contacto rocas Jurásicas con rocas

Pérmicas, rocas Jurásicas con rocas Cretácicas y rocas Pérmicas con rocas Cretácicas. Estas

se pueden interpretar como una serie de cuñas tectónicas con vergencia al sur (Figura 59c).

Los resultados en términos de polos paleomagnéticos son mostrados en la Figura 58,

se puede observar que en todos hay una ligera discordancia con respecto a la curva de

vagabundeo polar aparente para Norteamérica. Los polos significativamente discordantes

son: el polo de la Formación San Marcos, indicando una rotación horaria de ~15°; el de las

Capas Sierra El Granizo (I) y por último el de las Capas Las Palomas (tanto la

magnetización de baja como alta temperatura).

Figura 58. Curva de vagabundeo polar aparente para Norteamérica con los polos de referencia utlizados para compararlos con los polos obtenidos del VSM (Modificada de Van der Voo, 1992; Arvizu-Gutiérrez, 2003).

En general, todos los resultados paleomagnéticos muestran una rotación horaria ya

sea estadísticamente significativa o no. Las rotaciones más significativas están cercanas al

curvamiento de la FSM la cual cambia de dirección abruptamente de ~45º a ~90º. Aquí los

datos paleomagnéticos indican rotación horaria de ~70 a 90º e inclinaciones mas bajas de lo

esperadas por unos ~20º. Las unidades estratigráficas presentes dentro del VSM pueden ser

considerados que están sobre un bloque que fue afectado por la deformación Laramide, esto

se mencionará mas adelante dentro de los modelos propuestos.

Para las unidades [Formación San Marcos; Capas Tanque Cuatro Palmas; y Capas

Sierra el Granizo (II)] en la parte norte del valle y en las faldas de la Sierra El Granizo los

datos paleomagnéticos indican una rotación horaria pequeña, de 5 a 15º, con inclinaciones

esencialmente idénticas a la esperada.

6.2 MODELOS ESTRUCTURALES PARA EL VALLE SAN MARCOS

A continuación presentamos 2 modelos que intentan explicar la tectónica del Valle

San Marcos, basados en datos estructurales, estratigráficos y paleomagnéticos.

Modelo 1: Este modelo retoma la idea de que los pliegues locales (Capas Las

Palomas) presentes en la zona aparente de “restraining bend” fueron generados durante la

instauración de la FSM. Así, durante el Jurásico Tardío se propone una rotación horaria de

30º (60º menos que lo que se propuso por Arvizu-Gutiérrez, 2003) debido al curvamiento

siendo aparentemente de una cinemática izquierda, adquiriendo la magnetización en este

tiempo con una inclinación somera (Figura 60a). Posteriormente, durante la primera

reactivación de la FSM, el bloque norte (Cinturón Plegado de Coahuila) bajó con respecto

al BC estos pliegues se bascularon sin sufrir rotaciones significantes en el eje vertical

(Figura 60b). Esto explicaría las bajas inclinaciones observadas en las capas Las Palomas y

el Granizo. Durante la segunda reactivación dentro de la Orogenia Laramide (Cretácico

Tardío-Terciario) el bloque norte se levantó con respecto al BC de esta manera rotó el

estado de esfuerzos compresivos provocando la rotación en el eje vertical (rotación final de

~90°) y el posterior levantamiento de los pliegues a su posición actual. Además en la parte

noroeste del VSM existe un levantamiento asimétrico de un bloque de basamento en donde

el campo de esfuerzos giró de forma horaria con la compresión Laramide (Figura 60c). Esto

implicaría que el movimiento relativo entre la Sierra el Granizo y el bloque al norte de la

FSM es la principal causa de la curvatura aparente en la falla y de la rotación horaria.

Modelo 2: A diferencia del modelo anterior este propone que la FSM se instauró

con una cinemática de carácter normal durante el Jurásico Tardío prosiguiendo hasta el

Cretácico Temprano (Figura 61a). Durante la Orogenia Laramide se reactivó la falla normal

lístrica generando una serie de bloques cabalgados y plegados que podrían haber generado

los pliegues anticlinales de las Capas Las Palomas del Jurásico Superior (Arvizu-Gutiérrez,

2003; Figura 61b). Un caso parecido a este modelo se presenta en el suroeste de Estados

Unidos donde ocurrieron levantamientos laramídicos reactivándose de anteriores fallas

normales debido al acortamiento horizontal de la placa convergente (Farallón) (Bump,

2003). En otras palabras este modelo se genera debido a la interrelación que existe entre el

patrón de fallas antiguas (normales) y las nuevas condiciones de esfuerzos tectónicos

durante la Orogenia Laramide.

Figura 59. a) Esquema general del VSM mostrando las relaciones estratigráficas antes de la deformación Laramide (Cretácico Tardío), asi como el truncamiento de las unidades estratigráficas del Jurásico Tardío (Jt) y Cretácico Temprano (K-temp.). b) Etapa de la primera fase de deformación por cizalla y deslizamiento flexural de la Orogenia Laramide donde se puede observar los pliegues por despegue (thin-skinned). c) Sección esquemática idealizada del VSM mostrando la relación de cortes entre los pliegues por doblez de falla y los generados en la segunda etapa de la Orogenia Laramide donde incluye la reactivación de las fallas de basamento (thick-skinned), también se puede observar un pliegue tipo “drape” típicos de la reactivación de fallas de basamento (Modificada de Chávez-Cabello, 2005).

Figura 60. Modelo 1 geológico esquemático para explicar la evolución del VSM en términos de rotaciones tectónicas. a) Instauración de la FSM durante el Jurásico Tardío (Jt) con una aparente cinemática lateral izquierda esto dió como resultado la formación de los pliegues en la zona aparente de restraining bend. b) Primera reactivación de la FSM durante el Cretácico Temprano (Ktemp.) con una carácter normal de la FSM sin rotaciones en el eje vertical y c) Segunda reactivación de la FSM durante el Cretácico Tardío-Terciario donde se tiene una inversión tectónica positiva y un cambio de orientación del tensor de esfuerzos, lo que generó la rotación horaria de la zona aparente de restraining bend asi como del bloque norte de la falla, cabe hacer notar que en la parte noroeste del VSM existió durante ese tiempo una reactivación y posterior levantamiento que genera la rotación un poco mas ligera que la anterior. Dx y Do son la declinación esperada y observada, respectivamente.

Figura 61. Modelo 2 geológico esquemático para explicar la evolución del VSM en términos de rotaciones tectónicas. a) Durante el Jurásico Tardío (Jt) y Cretácico Temprano (Ktemp.) la cinemática de la FSM fue de carácter normal donde existió un fallamiento lístrico extensional, sin generación de pliegues. b) Durante la segunda reactivación tenemos la inversión tectónica en el Cretácico Tardío-Terciario que da el inicio de la formación de los pliegues debido al levantamiento irregular de los bloques de fallas de este modo tenemos la rotación horaria del bloque norte en mayor magnitud en la zona de restraining bend que hacia el NW del VSM. Dx y Do son la declinación esperada y observada, respectivamente.

Distinguir entre estos modelos no es fácil con los datos disponibles. Sin embargo,

notamos que la inclinación corregida estructuralmente para las capas Palomas y las capas

Granizo (I), es decir los resultados discordantes, no son consistentes con la inclinación

esperada para el Jurásico Tardío; las inclinaciones son muy someras por algo así como 15°-

20°. Además, la inclinación in situ de la magnetización observada en la capas Granizo 2

(34.4+/- 8.2) es cercana a la inclinación esperada para el Terciario (~43°). Si la

magnetización es primaria, además de una rotación respecto a un eje vertical se requiere

una rotación respecto a un eje horizontal para explicar la discordancia. Esa rotación debería

manifestarse en la actitud de las capas, pero no es evidente. La explicación más probable de

las inclinaciones bajas es que la magnetización en las capas Palomas y Granizo es de origen

secundario, posterior al plegamiento local. Esto implica que la rotación ocurrió

principalmente durante la orogenia Laramide y favorece el Modelo 2.

CONCLUSIONES Los resultados paleomagnéticos de los sitios estudiados de cada una de las

formaciones muestreadas contienen principalmente dos componentes de magnetización

(primaria y secundaria). Todas las formaciones están afectadas por una rotación horaria

pero de menos magnitud en los sitios de muestreo que se encuentran afuera de una zona de

curvamiento de la Falla San Marcos en el Valle San Marcos. Las rotaciones varían entre un

máximo de ~69-95º y un mínimo ~4-30º.

El resultado de la magnetoestratigrafía realizada en parte de la Formación San

Marcos puede acotar la edad de ésta formación de edad entre 121-124 Ma dentro del

Barremiano, que corresponden a los crones de polaridad inversa M1r y M0r,

respectivamente dentro del cron de polaridad normal M1.

Los polos discordantes que se encuentran fuera de la curva de vagabundeo polar

aparente para Norteamérica corresponden a los de las siguientes formaciones: Capas Sierra

El Granizo (I) y Capas Las Palomas que registran rotaciones significativas grandes cercanas

a la zona de curvamiento de la Falla San Marcos presente en el Valle San Marcos.

La interpretación tectónica y paleomagnética de las rotaciones horarias presentes en

el Valle San Marcos pueden explicarse mediante los dos modelos propuestos. El primero

involucra que parte de la rotación horaria registrada es debido a la zona aparente de

“restraining bend” durante el Jurásico Tardío con un desplazamiento lateral izquierdo y

debido al curvamiento de falla giró de manera horaria. Posteriormente, en el Cretácico

Tardío-Terciario, ocurrió la Orogenia Laramide que giró al tensor de esfuerzos de manera

horaria provocando el giro final a lo largo de las zonas de fallas pre-existentes. Por último,

el segundo modelo propone que toda la rotación horaria registrada fue producida por el giro

del tensor de esfuerzos compresivos durante la Orogenia Laramide, además del

levantamiento de algunos bloques asimétricos de basamento al NNW dentro del Valle San

Marcos.

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