PROBLEMAS TECTÓNICOS DEL SECTOR SAN PEDRO DEL GALLO, EN LOS ESTADOS DE CHIHUAHUA Y DURANGO

Samuel Eguiluz de Antuñano* María Fernanda Campa Uranga*

R E S U M E N

Las montañas que existen al Norte y Noroeste de Torreón, Coah., aisladas e individualizadas por efecto de la morfología de sierras y llanuras, están formadas por sedimentos mesozoicos que pueden arreglarse en un modelo paleogeográfico de clásico geosinclinal; éste es susceptible de dividirse en cua­tro secuencias estratigráficas diferentes, separadas entre sí por contactos tectónicos que limitan cuatro franjas subparalelas con un estilo propio de deformación. Las franjas estructurales y secuencias estrati­gráficas identifican cuatro terrenos tectóno-estratigráficos ubicados en la región que aquí denominamos Sector San Pedro del Gallo.

Al Oriente de la región afloran las rocas que identifican a la Zona más externa a la que se conoce como Plataforma de Coahuila; ésta, está constituida por sedimentos marinos cretácicos de ambiente somero, que descansan discordantes sobre un basamento paleozoico apalacheano. Los estratos meso­zoicos tienen pliegues suaves en el Oriente y son más o menos simétricos, pero hacia el Poniente intensi­fican gradualmente su deformación hasta llegar a convertirse en escamas imbricadas complejas.

Desde Villa Juárez, Dgo., al sur, hasta la Sierra de San Felipe al norte, añora otra franja orientada NNW-SSE con rocas del Triásico-Jurásico Tardío y del Cretácico, que corresponden a sedimentos en facies someras al oriente y profundas al poniente y sin basamento conocido aún, afectados por pliegues recostados y cabalgaduras que son la continuación morfotectónica hacia el noroeste del Sector Trans­versal y de la Sierra Madre Oriental. Los límites entre la Plataforma de Coahuila y este cinturón al que se ha llamado Mar Mexicano son tectónicos, donde este último cabalga sobre la plataforma con un estilo complejo de imbricaciones empujadas hacia el oriente.

El fin occidental de la sedimentación miogeosinclinal se encuentra al poniente de la franja de San Pedro del Gallo y está constituida por otro cinturón de rocas formadas por turbiditas, que pueden observarse desde la región de Nazas, Dgo., hasta Parral, Chih. Dentro de la sedimentación rítmica de terrígenos y cahzas de cuenca existe escasa fauna índice que ha situado a estas rocas en el Jurásico Tar­dío y Cretácico Inferior. Su deformación presenta phegues métricos y micropliegues con abundante cizallamiento, recostados y cabalgados hacia el oriente pero aún poco estudiados.

En las estribaciones de Santa María del Oro Dgo., por debajo de las ignimbritas y lavas dacíticas del Terciario Temprano que forman a la Sierra Madre Occidental, afioran depósitos de eugeosinclinal cons­tituidos por una secuencia de lavas almohadilladas interestratificadas con fili ta, que incluye lentes de ca­liza con crinoides probablemente paleozoicos, que corresponden, sin lugar a dudas, a depósitos comple­jos de un arco volcánico submarino cuya edad aún no ha sido establecida. La deformación de esta franja es más intensa que la deformación en las franjas mencionadas con anterioridad.

* Suptcia. Exploración Distrito Frontera Noreste. Pemex

* Gerencia de Planeación de Producción Primaria. Pemex

BOL. ASOC. MÉX. GEOL. PETR.

A B S T R A C

The Mountain ranges situated North and Northwest of Torreón, Coah. isolated by effects of Basin and Range morphology, are formed by mesozoic sediments wich are fixed in a paleogeographic model of a classic geosyncline; this may be divided in four stratigraphie sequences, disjointed among themselves by tectonic contacts that isolate four belt sub parallels with a mere style of deformation. The structu­ral belts and stratigraphie secuences identify four tectonostratigraphic terranes located on the region that, in this paper, we call Sector San Pedro del Gallo. East of these region rocks are outcropping wich identify the most external zone known as Plataform of Coahuila. It is formed by Cretaceous shallow waters that unconformably overlain a paleozoic basa­ment. The mesozoic beds in the eastern portion have gently and simetric folds; westwards they gradually become more deformed until forming complex overthrusting.

From Villa Juarez in the South up to San Felipe Range in the North, other belt outcroups orien­ted in a NNW-SSE direction with triassic-Late Jurassic and Creataceous beds. The sediments were de­posited in shalow water on the east and deep water on the west over unknown basament. This belt has very complex overturned folds and thrust faults that are the norwesthern morphotectonic con­tinuation of the Transversal Sector and the Sierra Madre Oriental. The contact between the Plataform of Coahuila and this belt called Mar Mexicano is tectonic, where the last is thrusting over the platform in a complex form of folds and imbricate complex faults eastwards.

The miogeoclinal sedimentation ends west of San Pedro del Gallo belt. In that place there are ano­ther belt formed by turbidites that outcroups from Nazas in the south to Parral in the north. In the rithmic sedimentation of hmestones and terrigenous of basinal water there are scarce fauna from late Jurassic to Early Cretaceous ages. Their deformation expose metric and micrometric folds with cleavage overturned and overthrusted eastward: being poorly studied.

Near Santa Maria del Oro there are ignimbrites and dacitic flows of Early Tertiary time, thar form the Sierra Madre Occidental; underneath there are some autcropping eugeosynchnal sequences formed by pillow lavas stratified with phyllites containing lenses of limestones with crinoids of probably Pa­leozoic age.

Doutless, these sequences belong to a submarine volcanic arc whose age is not well determined at present. Their deformation is stronger than the belts mentioned before.

INTRODUCCIÓN

El Sector San Pedro del Gallo com­prende una franja orientada noroes­te-sureste, situada entre los parale­los 25°00' a 27°30' de latitud norte y ios meridianos 103°00' a 106°30' de longitud oeste, está enclavado en la porción sur de Chihualiua y noro­este de Durango (Fig. 1 ) y por sus rasgos morfotectónicos es la conti­nuación, hacia el noroeste, del Sec­tor Transversal de la Sierra Madre Oriental.

La región que cubre este trabajo es relativamente poco conocida en la literatura geológica; la mayoría de los estudios que se han publica­do acerca de ella se restringen a la parte más oriental denominada Pla­taforma de Coahuila, en donde des­tacan los trabajos de Bósse (1923) , Kellum (1932-1936), Kelly (1936) , Garza (1973) etc., quienes estable­cieron la estratigrafía de esa región caracterizada por depósitos del Aptiano-Albiano, de ambiente so­mero o plataforma, que descansan

V O L . X X X r V . N U M . 2 , 1 9 8 2

L O C A L I Z A C I Ó N D E L

Á R E A

h25

< •

o 1 . ' < 1 z !

w 1

o \

107

FIGURA- 1

BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.

sobre un basamento (ss. lat.) de naturaleza apalacheana (Fig. 2) o sobre rocas triásicas e infrajurásicas-volcánicas.

La región central del área, cono­cida como Mar Mexicano, ha sido menos estudiada, aún cuando desde 1912 Burckhardt y posteriormente Imlay (1936) establecieron la estra­tigrafía de esta región; el primero de ellos (1930) indicó incluso la existencia de una secuencia flysch occidental de edad albiana, correla-cionable con los sedimentos repor­tados posteriormente por Enciso (1963), Pan toja (1963) , Eguiluz (1976), Flores et.al. (1981) , Cserna (1976), Cantú (1974), etc.

La parte occidental del Sector San Pedro del Gallo es aún más po bre en información geológica y ésta es en su mayoría de carácter local, económico-minero. Main (1950) , Carrasco (1980), Pacheco et.al. (1981.) y Flores et.al. (1981), han reportado que abajo de la cubierta de ignimbritas de la Sierra Madre Occidental de edad cenozoica, exis­ten afloramientos aislados formados por micaesquistos, fihtas y sedimen­tos volcanoclásticos con lavas almo­hadilladas intercaladas, estos últi­mos pertenecientes a un arco volcá­nico marino de naturaleza compleja (Fig. 2).

Este artículo ha sido posible ela­borarlo gracias a la integración de la información recabada en expedien­tes de Petróleos Mexicanos y a los trabajos de campo realizados por los autores y tiene como objetivo

presentar el análisis de cuatro te­rrenos tectonoestratigráficos(Fig. 3)

ESTRATIGRAFÍA

La región estudiada muestra di­versas columnas estratigráficas que corresponden a secuencias de am­bientes distintos, que afloran en franjas subparalelas y que pueden ser interpretadas como cambios de facies laterales, de acuerdo a un mo­delo paleogeográfico reconstruido, pero que actualmente muestran lí­mites tectónicos que no permiten observarlos, sino solo inferirlos. Por estas razones en este capítulo se describen los diversos tipos de lito-logia y su contenido faunistico de­jando la descripción de las estructu­ras y su interpretación para el análi­sis posterior de los mismos.

Los afloramientos de la región comprendida entre Torreón, Coah., y Santa María del Oro, Dgo., pue­den ordenarse de acuerdo a conjun­tos estratigráfícos, que aquí deno­minamos, de oriente hacia occi­dente, las secuencias de Coahuila, Parras, Parral y Santa María del Oro, (Fig. 2); el nombre de las dos pri­meras es derivado de las series Coa-huilense y Parrense propuestas por Tardy (1972).

1. SECUENCIA DE COAHUILA

Este terreno se caracteriza por tener un basamento pre-mesozoico

8

S E C U E N C I A S

C R E T A C I C O

S U P E R I O R

A L B I A NO

A P T 1 A N O

N E O C O M I A Ñ O

J U R Á S I C O

T R I AS i c o

P A L E O Z O I C O

S A N T A MARIA

DEL ORO

( B O U N E A U

GIN

I N D E p - ^ ' ^ ( M A I N 1950) ¡ V L ^

feci?

P A R R A L

3 5 0 m. o.

P A R R A S

I N T E R N A

F CARACOL

F. AGUA 'y^^ NUEVA '

I ~ i

F L A P E N A ) - (3 - (

1

L T A M A U L I P A S i —

¡ 1 ^ 1

r T A R A I S E S S' ^1

F. L A C A S I T A

F LA G L O R I A

F N A Z A S

E X T E R N A

LO

F. INDIDURA

F T R E V I Ñ O

F. LA P E N A

F. C U P I D O

F . C A R B O N E R A

F. L A C A S I T A

F. L A GLORI

F, N A Z A S V

C O A H U I L A

GPO. D IFUNTA

F PARRAS

F. INDIDURA

F . T R E V I N O

F . A C A T I T A

R L A S U V A S 1 • - • (

SASAMENTC

APA L A - ) x \ ' \ Í 5

C H E A N O U '

F I G U R A - 2

T A B L A DE CORRELACIÓN ESTRATIGRAFICA EN LOS TERRENOS DEL SECTOR SAN PEDRO DEL G A L L O

f / Z Z l NC DEPOSITO

r

MAPA DE TERRENOS TECTONOESTRATIGRAFICOS DEL SECTOR SAN PEDRO D E L G A L L O . D G O .

L E Y E N D A

ARCO VOLCÁNICO SUBMARINO EUGEOSINCLINAL SECUENCIA VOLCÁNICA S E D I M E N T A R I A .

CINTURÓN DE TURBIDITAS TIPO FLYSH DEL J U R A S I C O - C R E T A C I C O Í C O N BASAMENTO D U D O S O )

CINTURÓN DE PLIEGUES Y CABALGADU­RAS DEL JURASICO-CRETACICOÍSIN B A S A M E N T O CONOCIDO)^

PLATAFORMA 0E COAHUILA DEL CRE­TACICO DISCORDANTE SOBRE BASA MENTO APALACHEANO PALEOZOICO,

SIERRA MADRE OCCIDENTAL DEPOSI TOS VOLCÁNICOS DEL TERCIARIO TEMPRANO-CRETÁCICO TARDÍO

2 5 °

^ S T r f , 'DOMINGO

\à

FIGURA -3

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

de naturaleza apalacheana; sobre él se efectuó una transgresión tardía, en el Aptiano Superior, representada por un horizonte delgado de terrí­genos a los que se denomina forma­ción Las Uvas (Humprey 1956) ; éstos subyacen a un espesor potente ( 8 0 0 metros) de carbonatos y eva-poritas de la formación Acatita (Humprey op.cit . ) del Albiano Infe­rior y Albiano Medio, que a su vez son cubiertas por un paquete de aproximadamente 2 5 0 m, de calizas biógenas y dolomías de ambiente somero, de la Formación Treviño (Garza 1973) del Albiano Superior al Cenomaniano Inferior (Figura 2).

Es importante mencionar que pa-leogeográficamente estas rocas me­sozoicas const i tuyen a la Plataforma de Coahuila (Garza op.cit .) y que sedimentológicamente ésta se com­portó progradante, creciendo en t iempo y espacio hacia mar abierto, motivo por el cual al poniente de esta plataforma, en la periferia ex­terna de la Secuencia Parras, aparece la base del Albiano en facies de pla­taforma abierta, formada por calizas con fauna de planctónicos, que Im­lay ( 1 9 3 7 ) correlacionó con la For­mación Aurora y aquí denomina­mos Fromación Paila (Garza 1973) y sobre ésta descansan calizas bió­genas de plataforma somera equiva­lentes en l itologia a la Formación Treviño.

Los sedimentos descritos anterior­mente subyacen a rocas marinas del Cretácico Superior formadas por una columna potente de sedimentos

arcillo-carbonatados en la base y are-noarcillosos en la cima, c o m o se ob­serva en el Pozo Mayrán-l (Fig. 4).

Sobre la secuencia arriba indica­da, las rocas mesozoicas, a su vez, son cubiertas en discordancia por sedimentos continentales y esporá­dicas rocas volcánicas del Ceno­zoico.

2. SECUENCIA PARRAS

En el área que cubre este trabajo, a la secuencia Parras no se le cono­cen rocas más antiguas al Mesozoico (Fig. 2) . Los sedimentos básales que afloran aquí son lechos rojos conti­nentales con derrames volcánicos intercalados conocidos c o m o For­mación Nazas, cuya edad Burck­hardt ( 1 9 3 0 ) la consideró Dogger y Pantoja ( 1 9 7 2 ) Triásico Tardío ( 2 3 0 ± 2 0 m.a. por el m é t o d o p lomo-alfa); estas rocas continentales i+ 7 0 0 m) subyacen a una secuen­cia marina transgresiva precoz, ini-cialmente somera (Fig. 5) represan-tada por las formaciones La Gloria (600 m) y La Casita (Imlay 1937) del Jurásico Superior ( 3 0 0 m). Al área inundada para este t iempo se le ha nombrado Mar Mexicano (Se­cuencia Parras), en relación con el borde oriental de la Península de Coahuila (Fig. 6 ) ; aquí la migra­ción transgresiva se efectuó de po­niente a oriente, iniciando en el Oxfordiano (Guzman 1982) y cul­minando en el Cretácico Superior.

La Secuencia Parras puede divi­dirse en dos zonas: una externa o

11

BOL. ASOC. MÉX. GEOL. PETR.

SECCIÓN ESTRUCTURAL DEL POZO MAYRAN I

L O C A L I Z A C I Ó N

Sn. P«dro

199 m o "by^r

-1

LUTITAS Y ARENISCAS «HUPO DIFUNTA

-1 LUTITAS Y CALIZAS FORMACIONES PARRAS E INDIDURA -1 LUTITAS Y CALIZAS FORMACIONES PARRAS E INDIDURA • 1 -1 LUTITAS Y CALIZAS FORMACIONES PARRAS E INDIDURA

o

<

m

<

CALIZA , OOLOMIAS Y EVAPORITAS

FORMACIONES T R E V I Ñ O Y ACATITA

1 * 1 o

<

m

<

CALIZA , OOLOMIAS Y EVAPORITAS

FORMACIONES T R E V I Ñ O Y ACATITA V ¥ V

V V

Si

* «

ARENISCAS CONOLOMERATICAS

FORMACIÓN LAS UVAS

o • • • • • • • Si

* «

ARENISCAS CONOLOMERATICAS

FORMACIÓN LAS UVAS

Rb/Sr 1 9 9

t z o R O C A S VOLCÁNICAS C O N METAMORFISMO

C O M P L E J O BASAL

F I 6 U R A - 4

12

A M B I E N T E S D E D E P O S I T O

P A R A L A F O R M A C I Ó N L A GLORIA

EN LA S E C U E N C I A PARRAS

T R A N S G R E S I Ó N

PLATAFORMA

E

I S L A DE B A R R E R A

D

L A G U N A D U N A S P L A N I C I E _ _ C O S T E R A

C B ^ FIGURA-5 A f i~,u¿MAN 1 9 8 2

r

BOL. ASOC. MÉX. GEOL. PETR.

C R O Q U I S I D E A L I Z A D O DE L A P A L E O G E O G R A F Í A D E L J U R Á S I C O S U P E R I O R

\ \ ̂

- < j> -CH IHUAHUA- ) ^ \ DURANO 0 -1

CEBALLOS-1

O

L A S

DELICIAS A

• T O R R E Ó N

O F I 8 U R A - 6

14

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

marginal y otra interna o distal. La primera, además de los sedimentos jurásicos, se caracteriza por la pre­sencia de depósitos clásticos coste­ros del Neocomiano Temprano de la Formación Carbonera (Imlay 1940) y carbonatos de plataforma somera del Neocomiano Tardío y Bedouliano de la Formación Cupido (Imlay 1936) , ambas formaciones depositadas al margen de la antigua Península de Coahuila, convertida en isla para el Neocomiano .

Sobreyaciendo a la Formación La Peña están las rocas del Albiano que, como se mencionó con anterio­ridad, presentan una litologia infe­rior constituida por carbonatos con plactónicos que representan a facies de cuenca de la Formación Paila (Garza 1973) , sobreyacidas por car­bonatos biógenos de ambiente de plataforma restringida, del borde de la Plataforma de Coahuila y cuya edad se asigna al Albiano Medio y Cenomaniano Inferior (Tardy 1974). La columna estratigráfica bosqueja­da con anterioridad subyace a rocas supracretácicas y está claramente expuesta en los alrededores de Villa Juárez. Dgo.

La zona distal o interna de este Terreno (Fig. 2), además de las ro­cas jurásicas, está constituida por sedimentos que indican ambientes extralitorales representados por las formaciones Taraises (Imlay 1936) , Tamaulipas (Tamaulipas Inferior de Muir 1936) , La Peña redefinida por Humprey 1949) y Cuesta del Cura (Imlay 1937) . El cambio de facies

entre las zonas externa e interna de la Secuencia Parras se puede obser­var en las Sierras del Rosario y San Lorenzo, extremo sureste del Sector San Pedro del Gallo.

El Cretácico Superior en esta franja descansa en discordancia pa­ralela sobre el Albiano, con la posi­ble ausencia de una parte del Ceno­maniano Inferior, pero este contacto aún no ha sido estudiado adecuada­mente. Las rocas supracretácicas consisten en una litologia tipo flysch que migrò en t iempo y espacio de poniente a oriente, conforme a lo postulado por Tardy ( 1 9 7 4 ) en el Sector Transversal. Eguiluz ( 1 9 8 1 ) confirmó este hecho, pues mientras en la Sierra de Yerbanís, Dgo., la sedimentación flysch aparece en el Turoniano, en la Sierra de San Lo­renzo, Dgo., esta misma facies llegó hasta el Santoniano y en la Sierra de la Peña, Coah. en el Campaniano terminal (Tardy op.cit .) .

3. SECUENCIA PARRAL

Al poniente de los Terrenos Coa­huila y Parras existe un paquete se­dimentario potente, indiferenciable hasta hoy en formaciones estratigrá­ficas, formado esencialmente por tubiditas (Fig. 2) que semejan frag­mentos de las secuencias de Bouma, estas facies varían de calcáreo pelí-ticas en el oriente, a areno pelíticas e incluso sedimentación salvaje grue­sa (conglomerática) al poniente (Eguiluz 1981); en la posición más occidental dentro de esta secuencia

15

BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.

se tienen evidencias indirectas de la presencia cercana de un arco de ac­tividad magmàtica occidental , repre­sentado por conglomerados deriva­dos de andesitas y diorTtas interca­lados entre la secuencia areno-arci-llosa. La variación lateral de facies de esta secuencia (Fig. 7) puede indicarnos la asimetría de la cuenca de depósito bosquejada en la sección A-A' (Fig. 8) y la migración de éstas en t iempo y espacio de la zona in­terna hacia la zona externa, es m u y similar al modelo de variación de los flysch propuesto por Vassoevich (in Aubouin 1965) .

La edad de las lutitas que afloran en Parral fue establecida con los fósiles colectados por Friedlaender en las cercanías de la Mina Palmilla. Burckhardt ( 1 9 3 0 ) consideró que estas rocas son facies flysch con las mismas amonitas de México Central características del Albiano; hacia el sur, en las rocas de esta secuencia Flores et.al. ( 1 9 8 1 ) encontraron amonitas del Jurásico Superior; Eguiluz ( 1 9 7 6 ) Eodesmocerátidos del Neocomiano, Ent'iso ( 1 9 6 3 ) y Concyt ( 1 9 7 9 ) amoni .is y micro-fauna del Albiano y Cenomaniano, sin que hasta la fecha se conozcan reportes de faunas más jóvenes den­tro de estas rocas sedimentarias. En las cercanías de Fresnillo, Z a c , Cantú ( 1 9 7 4 ) y De Cserna ( 1 9 7 6 ) han reportado faunas y l itologías que concuerdan con parte de lo des­crito para la Secuencia Parral.

4 . SECUENCIA S A N T A M A R I A DEL ORO

La estratigrafía de la región más occidental del área mostrada en la Fig. 3 , fué bosquejada en un breve pero importante resumen publicado por Main ( 1950) : dicho autor realizó un estudio del área situada entre Inde y Cieneguillas, Dgo. , reconoci­endo un basamento formado por filítas fuertemente crenuladas que consideró del Paleozoico Superior, conglomerados y aglomerados ocu­rridos en una etapa de actividad vol­cánica que Main (op.ci t . ) asignó al Jurásico: sobreyaciendo a estas ro­cas, dicho autor reconoció una se­cuencia marina formada por lutitas con capas de caliza y areniscas del N e o c o m i a n o — Aptiano y una serie potente de conglomerados gruesos y calizas impuras del Albiano.

Diferentes trabajos mencionan que dicho autor propuso varios nombres formacionales que no re­fiere en su resumen, pero la litera­tura geológica en Carrasco ( 1 9 8 0 ) , Flores et.al. ( 1 9 8 1 ) , contratistas de Petróleos Mexicanos (INDI 1981) , etc. , menc ionando referencias bi­bliográficas imprecisas, denominan Formación Gran Tesoro a las rocas del Paleozoico, Formación Tres Va­rones ó Nazas a los conglomerados y aglomerados que Main (op.cit.) asignó al Jurásico. Los trabajos re­cientes indican que las rocas marinas cretácicas fueron nonibradas por Davis (in Carrasco 1981) formacio-

16

S I E R R A D E

S A N F R A N C I S C O

P R E S A

E L P A L M I T O

L Y T O C E R A S S P

R U D I S T A S

E O D E S M O C E R Á T I D O S —

C U C H I L L A S

D E L A Z A R C A

C A L C I E S P H A E R U L A I N N O M I N A T A , S T O M I O S P H A E R A S P H A E R I C A , E T C . ( C O N C Y 1 9 7 9 ) ,

A C A N T O C E R A S S P

S T O M O H A M I T E S S P

S C A P H I T E S S P

P T Y C H O C E R A S S P

L A 3 A C E R A S S P .

H A M I T E S S P

S. D E B A L U A R T E

Ar

(DE L A V E G A Y V P A N T O J A 1 9 6 3

VARIACIÓN LATERAL DE TURBIDITAS DE LA SECUENCIA PARRAL

FACIES SALVAJES AL PONIENTE Y PELITJCOARENGSAS AL ORIENTE

FIGURA -7

o r

X

z

os M

SECCIÓN ESQUEMÁTICA IDEALIZADA DEL MAR MEXICANO PARA

EL JURÁSICO - CRETÁCICO.

r

0 0

SECUENCIA VOLCÁNICA

A'

P E N Í N S U L A DE C O A H U I L A

§ r

F I 6 U R A . - 8

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

nes Colorada (la inferior) y Guada­lupe (la superior), mientras que Alba ( / A ? INDI 1981) dividió a la forma­ción Cieneguillas en dos miembros, el conglomerado Matrarcal el infe­rior y la caliza Guadalupe el superior.

Sobre las rocas aquí descritas sobreyace una gruesa cubierta de rocas volcánicas del Cenozoico.

Las rocas de la Formación Gran Tesoro pueden ser divididas en dos litologías, una formada por esquisto y la otra constituida por filita y pi­zarra con lentes de caliza.

La primera de ellas aflora en el Arroyo el Picacho, al noreste de Santa María del Oro, Dgo. , ésta se compone de esquisto de muscovita, grafitado, sericitizado, foliado y crenulado, en color gris verdoso, café amarillento y con brillo platea­do, representativo de la facies de esquistos verdes y datado con 3 5 0 m.a. (Damon, comunicación verbal). El contacto estratigráfico con la roca encajonante no es claro, pero parece subyacer discordante a los lechos rojos conglomeráticos y continenta­les, que transicionalmente pasan a estratos rítmicos de lutita y arenisca con capas delgadas de caliza, que pueden correlacionarse con la parte inferior de la Secuencia Parras. Los autores consideramos que los sedi­mentos descritos arriba pueden ser el basamento de la Secuencia Parral o de lo contrario un pedazo de la base de la Secuencia Parras incluida aquí.

Al poniente de Santa María del Oro, Dgo., en el Arroyo Las Cuevas

existen sedimentos formados por fi­ntas y pizarras que otros autores han incluido en la Formación Gran Tesoro; estas rocas están constitui­das por volcanoclásticos micáceos, de grano fino a medio, con lustre brillante y aspecto ceroso, en color gris violáceo, rojo y verde, que in­cluyen almohadas en lava, estratifi­cación gradual que conserva rasgos de estructuras primarias relictas y que corresponden, sin lugar a dudas, a depósitos complejos de un arco volcánico submarino.

La existencia de bloques alócto­nos de caliza con tallos de crinoides y briozoarios posiblemente paleozoi­cos (Pacheco 1981) dentro de los volcanoclásticos, ha sugerido a dife­rentes autores asignar estas rocas al Paleozoico Tardío; sin embargo, es conveniente mencionar que al occi­dente del Sector San Pedro del Ga­llo, en San José de García, Sinaloa, Malpica ( 1972) describió un potente espesor de caliza paleozoica, con li­tologia semejante a la que forma los bloques intercalados entre las rocas volcanoclásticas de edad dudosa des­critas aquí y existe la alternativa de pensar que esas calizas de dife­rente ambiente a los terrígenos, pue­dan aparecer como bloques deriva­dos de áreas continentales, sujetas a erosión e incluidas entre los volca­noclásticos, que pueden ser meso-soicos, correlacionables con aflora­mientos similares descritos por Ort-ga et.aL (1979 ) , Rangin ( 1 9 7 7 ) y Bouneau (1970) . La hipótesis ante­rior ocurre en Baja California, en

19

BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.

donde se han encontrado bloques de rocas asignables al Paleozoico, intercaladas entre el Flysch de edad mesozoico (Gastil et.al. 1981) , o s e a en el Terreno Oriental de Baja Cali­fornia Norte (Campa et.al. 1983) .

Estructuras

El primer problema al que se en­frenta el estudio de las deformacio­nes estructurales de la región es la presencia de vastas llanuras cubiertas por aluvión cuaternario, que enmas­caran las complejas relaciones geoló­gicas existentes aquí; los rasgos de morfología estructural de valles y sierras muestran una tendencia a desaparecer de oriente hacia occi­dente. En la Comarca Lagunera las sierras de la Campana, Tlahualilo, Las Delicias, Acatita, etc., son edi­ficios altos, amplios y separados por valles, caracterizados por una mor­fología de rasgos semicirculares que contrasta con las sierras de Mapimí, El Rosario, La Cadena, San Felipe, etc. (Fig. 9) , que son cordones alar­gados, altos y angostos, que paula­tinamente van incrementando su altitud con respecto a la planicie de la Comarca Lagunera, de la que forma parte el Bolsón de Mapimí.

Al occidente de las anteriores se­rranías y valles, entre Nazas, La Zar­ca y Parral, se presenta una franja con morfología de mesetas y coli­nas altas, que culmina con los últi­m o s grandes valles orientados noro­este-sureste y que hacia el occidente , desde las inmediaciones de Santiago

Papasquiaro, Santa María del Oro y San Francisco del Oro, cambian hacia la alta Sierra Madre, caracteri­zada por mesetas elevadas y grandes barrancas hasta de 1 ООО metros de profundidad.

Los rasgos morfo lógicos descritos se deben, entre otros factores, a las diferentes deformaciones sufridas por esas rocas a lo largo de su his­toria, pero la importancia de su in­fluencia es inversamente proporcio­nal a la edad de las rocas y sus es­tructuras, o sea que los rasgos estruc­turales más obvios son los más re­cientes y activos, y las rocas y estruc­turas que han sido fundamentales en la evolución geológica de la región son más antiguas y p o c o evidentes. Así , por ejemplo, los anticlinales, sinclinales, pliegues invertidos, fa­llas inversas, clivaje, etc. , son es­tructuras muy importantes dentro de cada una de las sierras y dan cuen­ta de su gran deformación compre-sional sufrida: en ellas hay que ana­lizar su l i tologia y estructuras indi­vidualmente y después compararlas con la estratigrafía y estructuras de otras sierras, para intentar posterior­mente hacer correlaciones e inter­pretaciones genéticas.

Para seguir el m é t o d o de análisis lo más objetivamente posible, pri­meramente los autores describire­mos las estructuras tal c o m o se muestran en los afloramientos y después intentaremos un ordena­miento acorde con el s istema o estilo de deformación característico de cada franja, para procurar al final

2 0

V O L . XXXIV. NUM. 2, 1982

P L A N O G E O L O G I C O L E Y E N D A

5 g INTRUSIVO -

È EXTRUSIVO -

SEOJENOA DE C O A H U I L A -

21

BOL. ASOC. MÉX. GEOL. PETR.

dar una explicación o interpreta­ción coherente con la otra parte fun­damental del problema que es la estratigrafía.

El obstáculo más serio para seguir sistemáticamente esta secuela es la falta de estudios estructurales, que contrastan comparativamente con la rica información estratigráfica que existe en ciertas regiones; sin embargo, la información estructural de las sierras de las Delicias, Acatita, Mapimí, La Cadena, San Felipe, etc., puede ser un argumento válido para la interpretación que aquí se propone.

La morfología estructural descri­ta anteriormente guarda cierta rela­ción con la deformación caracterís­tica de cada sierra; así pues, se puede hacer una primera clasificación de cuatro estilos de deformación es­tructural diferentes, acomodados en franjas subparalelas, según se mues­tra en las figuras 3 y 9 y la sección regional de la Fig. 3 , descritas de oriente a poniente como: las sie­rras de la Campana, Acatita, Las Delicias, etc. , de la llamada Plata­forma de Coahuila; la? sierras y va­lles entre San Felipe y Mapimí de la Franja San Pedro d«l Galli, las mesetas de Parral a Baluarte de la Franja Parral y las estribaciones de la Sierra Madre Occidental de lo que aquí denominamos la Franja de Santa María del Oro.

a) Franja de Santa María del Oro

Por debajo de los depósitos vol­cánicos cenozoicos de la Sierra Ma­

dre Occidental, en las barrancas y arroyos de sus estribaciones orien­tales, existen rocas afectadas c o n distintos grados de metamorf ismo regional de bajo grado que las plegó, folió y recristalizó a nuevos minera­les y rocas tales c o m o pizarras, fi-litas, esquistos, mármol, metarenis-cas, metalavas, así c o m o gabros, etc. , que dependiendo del grado de defor­mación contienen minerales de clo-rita, epidota, muscovita, sericita, grafito, cuarzo, etc. , que llegan a representar desde un metamorf ismo bajo hasta la facies de esquistos verdes; es la única área conocida hasta hoy con rocas metamórficas en la región estudiada.

La foliación es la principal defor­mación que las afecta, así c o m o los micropliegues disarmónicos, asimé­tricos y anisotrópicos, acompañados de planos de desprendimiento c o n milonit ización, claramente alineados con una tendencia regional de aplas­tamiento recostado hacia el oriente.

A pesar del intenso plegamiento que sufrieron las rocas, según lo atestiguan los pliegues descritos, se conservan r a ^ o s de estructuras pri­marias relictas que pueden obser­varse bajo un minucioso análisis, almohadas de lava, estratificación gradual en volcanoclásticos, fósiles en caliza, etc.

La etapa incipiente en la explo­ración de estas latitudes no ha ob­servado la relación estructural entre las rocas de los terrenos vecinos y estos metasedimentos están separa­dos de las mesas de Parral, La Zar-

22

VOL. XXXrV. NUM. 2,1982

са у Baluarte por la cubierta de lavas dacíticas cenozoicas.

b) Franja Parral

La morfología de colinas y mese­tas que caracteriza a esta franja se orienta con dirección nor-noroeste a sur-sureste, corre desde la Sierra de la Mezcalera y proximidades de la Ciudad de Parral, Chih., al norte, hasta mas alia de Nazas, Dgo. , al sur. A la Franja Parral la const i tuye una secuencia monótona de arenisca calcárea y caliza interestratificada con lutita, similar a un depósito de turbiditas o flysch, que por la na­turaleza incompetente de su litolo-gía muestra una gran deformación en pliegues recostados, anisotrópicos y rotos comúnmente con planos de cizallamiento subhorizontal; las rocas que aquí afloran poseen dos direcciones preferentes de esfuerzos, el principal es de orientación Lara-mide noroeste-sureste con vergencia hacia el noroeste y ocasionalmente con inversión hacia el suroeste, que puede ser más aparente que real. El otro sistema de pliegues, está subor­dinado al anterior y posee una orien­tación nor-noreste sur-suroeste.

La relación tectónica de esta fran­ja está expuesta claramente en el extremo sureste del área; aquí la cabalgadura de la Sierra de Baluarte (Pérez et.al. 1981) forma una media ventana estructural, en donde la se­cuencia flysch monta sobre la zona interna de la secuencia Parras, repre­sentada por el anticlinal recostado

de Yerbanís (Fig. 10). Esta estruc­tura de media ventana es clave en la descripción del propio estilo de de­formación del cinturón cabalgante Parral — Baluarte, contrastante con el estilo de deformación de la Se­cuencia Parras cabalgada, así como su mutua relación sin lugar a dudas de superposición tectónica.

Otro ejemplo de la superposición tectónica aún mayor entre los terre­nos de esta región se observa en la Sierra Mezcalera, Chih. En esa loca­lidad, en superficie, se aprecia que las turbiditas de la Secuencia Parral, están montadas tectónicamente so­bre la zona externa de la Secuencia Parras, formada aquí por varias uni­dades de rocas albianas ( 1 0 8 9 m), arcillas equivalentes a la Formación La Peña (193 m) , calizas (231 m), evaporitas ( 1 0 3 4 m) y clásticos bá­sales (-1- 3 0 0 m) intrusionados por un plutón cenozoico como lo de­mostró el Pozo Toronto-1.

La deformación del cinturón de Parral a Baluarte es cualitativamente menor que la de la Franja Santa Ma­ría del Oro, pero comparativamente mayor que la del cinturón de Mapi­mí a San Felipe en donde aflora la Secuencia Parras.

c) Franja San Pedro del Gallo

Dentro de la morfología de sierras y llanuras rellenas de aluvión, en es­ta franja emergen sierras aisladas for­mando estructuras alargadas con buzamiento nor-noroeste sur-sureste que afloran desde Cuencamé, Dgo.

2 3

BOL. ASOC. MEX. GEOL. PETR.

L E Y E N D A

H T H U S I V O

C R E T A C I C O S J P E R I O R - V////^

N E O C O M I A N O - A L B I A N O - l ' I ' . ! • • • • • I

T E R R E N O P A R R A S

~ r - r J 4 X

F, T A M A U L I P A S F, L 4 P C N A F. P A I L A C R E T A C I C O S U P E R I O R

FIGURA - 10

24

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

y Torreón, Coah., en el extremo su­reste, hasta las cercanías de Camar-go, Chih., al noroeste, las rocas me­sozoicas muestran un estilo de de­formación caracterizado por phe­gues anticlinales y sinclinales rotos, con planos de cabalgadura que des­pedazan a las estructuras haciendo difícil interpretar su reconstrucción, la vergencia general es al oriente, pero posee importantes oposic iones al occidente que pueden ser más aparentes que reales c o m o lo mues­tran las estructuras de Atotoni lco , La Muerte y La Esperanza (Fig. 9) . Los pliegues de esta franja poseen una Htología anisotrópica formada por niveles estratigráfícos compe­tentes, intercalados entre rocas in­competentes que favorecen pliegues disarmónicos y corrimientos subho-rizontales. Las estructuras más im­portantes que se reconocen en esta franja son las siguientes: a) El Anticlinal Yerbanís (Fig. 9 y 10) es un pliegue laramídico for­mado por calizas infracretácicas, con una longitud de 15 km y una amplitud de 3 0 0 m., está orientado noroeste-sureste con su flanco no­roeste truncado por fallamiento in­verso en esa misma dirección; sus extremos noroeste y sureste son bu­zamientos bien definidos; su extre­mo noroeste está afectado por un plutón granodiorítico cenozoico que le imprimió un levantamiento fisiográfico con un desnivel de más de 300 m sobre la planicie del te­rreno. En esa latitud se aprecia de manera irrefutable la media ventana

estructural que pone en evidencia el traslape tectónico sobre la Secuen­cia Parras representada por este an­ticlinal. b) La Sierra de San FeUpe es sin duda alguna la mejor exposición es­tructural de esta franja; ésta es re­presentada por una serie de phegues métricos y micropliegues acostados que en conjunto definen un anticli-norio de naturaleza compleja, total­mente alóctono (Eguiluz 1976) . Fisiográficamente es un cordón montañoso de más de 30 km. de longitud por 5 0 0 m de ampUtud, con desnivel mayor de 1000 m. so­bre la planicie del Bolsón de Mapimí, pero esta diferencia de elevación re­sulta de un incremento paulatino hasta el pie de la sierra en una dis­tancia proximada de 20 km. La se­rie de estructuras que forman al An-ticlinorio de San Felipe están orien­tadas noroeste-sureste, recostadas al noroeste; toda la estructura esta desplegada en rocas suprajurásicas que cabalgan a rocas tipo flysch del Cretácico Superior y constituyen una "cuchara estructural", rodeada por el plano de cabalgadura (Fig. 11 ). Este alóctono posee ventanas tectó­nicas que confirman su naturaleza; las antiformas y sinformas hacen más difícil aún la reconstrucción estructural; sus buzamientos no es­tán reconocidos y quedan truncados por una serie de fragmentos alócto­nos que flotan sobre rocas del Cre-tácido Tardío. La relación tectónica que guarda el conjunto estructural de San Felipe con el Anticlinal del

2 5

0 \

I N 60° E s e c w r

CABALGADURA DE LA SIERRA DE SAN FELIPE

FIGURA

ed O

r >

r

- I l

V O L . XXXIV. NUM. 2, X982

Toro pone en evidencia irrefutable el traslape del Terreno Parras sobre el Terreno Coahuila al cual perte­nece la segunda estructura, c o m o lo confirmó el pozo Chihuahua 1 (Fig. 12). c) En el área existen otros comple­jos estructurales menos espectacula-rc s que el anticlinorio de San Fehpe y que demuestran el carácter alóc­tono de las sierras en esta área. El conjunto estructural de las sierras de la Muerte-El Mimbre da forma a una prominencia fisiográfica de 8 0 0 m. sobre la superficie del terreno con 800 m de amplitud. La Sierra del Mimbre está ubicada en el flanco oriental de este complejo estructual y es un antichnal recostado al noro­este, orientado noroeste-sureste, con fallamiento inverso entre rocas infracretácicas que cabalgan a rocas supracretácicas; el flanco suroeste de este anticlinal pasa a formar par­te del sinclinal de topografía inver­tida que const i tuye a la Sierra de La Muerte cuyo plano axial es ligera­mente asimétrico, inclinado al suro­este y orientado noroeste-sureste; este flanco posee fallas inversas im­bricadas al poniente que son escamas de pliegues de retrocarga. T o d o el conjunto está empujado hacia el oriente y cabalga a rocas del Cretá­cico Superior formando una estruc­tura limitada por el plano de cabal­gadura (Eguiluz 1976) ; su carácter de aloctonía es patente e irrefutable con la existencia de dos ventanas estructurales situadas en su flanco suroeste (Fig. 9 y 13a).

d) El Sinclinal LaEsperanza está in­cluido en un cordón fisiográfico de topografía baja, const i tuido por lomas y cerros que dan cuerpo a las serranías de Agua Puerca y Cañada Honda; la amplitud de estas sierras varía de 2 0 0 a 5 0 0 m y su longitud es mayor de los 20 km. La deforma­ción del Sinclinal La Esperanza es de vital importancia para extender su interpretación a otros complejos es­tructurales de mayores dimensiones, ya que el fallamiento inverso hacia el poniente de su flanco suroeste ha traído como consecuencia interpre­taciones erróneas cuando se ha ana­lizado la polaridad de deformación en esta región.

El Sinclinal La Esperanza tiene un relieve topográfico de 150 m. sobre el valle, posee una longitud de 15 km. una amphtud de 3 0 0 m., es una estructura casi simétrica, orientada NW 25°SE, con echados suaves que varían de 12° a 45° , y su núcleo está abierto en rocas del Jurásico. Este sinclinal de topografía inverti­da tiene en su flanco oriental varias fallas inversas imbricadas hacia el no­roeste, pero también, y esto es muy importante, en su flanco occidental posee fallas inversas hacia el suroes­te, todas ellas desarrolladas entre rocas con variaciones de Htología y por lo tanto con diferente compe­tencia. Este sinclinal forma parte de un conjunto tectónico de mayores dimensiones, totalmente a lóctono, desplazado hacia el noroeste, rodea­do por el plano de cabalgadura que define otra estructura de "cuchara

2 7

C H I H U A H U A - 1 L E Y E N D A

- C ^ ( P r o y e c t a d o ) CRETACICO S U P E R I O R -

FORMACIÓN T R E V I Ñ O

FORMACIÓN ACATITA

FORMACIÓN PAILA

Ks

J U R Á S I C O S U P E R I O R -

P O Z O

C A B A L G A D U R A S -

N A P A

M E T R O S

FIGURA- 12

Ka

Kp

Js

B 9

I .X

O

r

VOL. XXXIV. NUM. 2 , 1982

tectónica", donde las rocas de la Formación Nazas cabalgan a los se­dimentos del Cretácico Superior (Eguiluz 1976) , como se ilustra en la Figura 13b.

El l ímite occidental de la Franja San Pedro del Gallo está formado por rocas albianas que subyacen a las rocas supracretácicas; aquí se observan pliegues e imbricamientos de "retrocarga" contrarios a la ver­gencia general. Esta secuencia de ro­cas albianas y supracretácicas cabal­gadas por rocas del Jurásico Superior tienen una explicación estructural difícil ya que falta información para reconstruir su mecánica de plega­miento. Se infiere que forman parte de grandes pliegues a lóctonos com­plejos, arrastrados hacia el oriente sobre rocas del Cretácico Superior de la manera propuesta para el Sin­clinal La Esperanza; esas estructuras son el l ímite occidental de la Franja San Pedro del Gallo c o m o se ilustra en las figuras 3 , 9 y 14. e) Las serranías de Atotoni lco y Ce­rro Gordo son las más conocidas por los geólogos que han trabajado esta región, forman un cordón fisio­gráfico cuya máxima elevación de 300 m está situada en la Sierra de Atotonilco. La estructura es discon­tinua, pero alcanza a seguirse por más de 50 km de longitud, su am­phtud es variable pudiendo alcanzar hasta 3 0 0 m. Este complejo estruc­tural puede dividirse en dos partes: una franja oriental y otra franja oc­cidental; la primera franja es el flan­co suroeste de una estructura orien­

tada noroeste-sureste, constituida por las formaciones Nazas y La Glo­ria que descansan en contacto tec­tónico sobre rocas del Cretácico Superior; este flanco da la falsa im­presión de ser empujado hacia el oc­cidente creando confusión al inter­pretar la polaridad de esta estruc­tura, pero con los antecedentes des­critos para la Sierra de la Muerte y el Sinclinal La Esperanza se infiere que la vergencia general es congruen­te con el modelo de deformación de

. esta región de empuje hacia el noro­este (Eguiluz 1976).

La franja occidental de las serra­nías de Atotonilco-Cerro Gordo po­see la misma orientación descrita para su franja oriental, sus rocas per­

tenecen a carbonatos del borde de plataforma del Albiano Superior y la base del flysch supracretácico, im­bricados entre sí, armando pliegues estrechos aparentemente recostados al occidente (Fig. 14). f) La Sierra de Santo Domingo es una prominencia topográfica de 100 m. de altura sobre el terreno; es un anticlinal cuyo eje es casi simé­trico y burdamente orientado noro­este-sureste, con buzamiento en esta última dirección; está formado por rocas del Jurásico Superior y se con­sidera que puede ser la continuación del conjunto estructural de Atoto­nilco-Cerro Gordo; su límite norte y occidental está truncado por fa­llas de gravedad que lo dejan en con­tacto con rocas del Cretácico Supe­rior; se infiere que es una estructura alóctona similar a los conjuntos des-

2 9

o Km 2

r

Sí m X O w o r

i L E Y E N D A

S I N C L I N A L LA ESPERANZA

C R E T A C I C O S U P E R I O R

A L B I A N O —

A P T I A N O S U P E R I O R

N E O C O M I A N O

F O R M A C I Ó N L A C A S I T A -

F O R M A C I Ó N L A G L O R I A

F O R M A C I Ó N N A Z A S —

C A B A L G A D U R A

- Ks

- K a

- Kn

• Jlc

- J l g

- J n

FIGURA- 13

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

critos en párrafos anteriores (Fig. 14). g) Otra de las estructuras importan­tes que definen las relaciones tectó­nicas entre los Terrenos Parras y Parral está representada en la Sierra de la Mezcalera. Este pliegue es el flanco suroeste de un anticlinal de 15 km. de longitud y 2 0 0 m de am­plitud, recostado al noreste y trun­cado por fallamiento inverso en esa misma dirección; está orientado noroeste-sureste y armado en rocas albianas de plataforma, sus sedi­mentos son característicos de las fa­cies marginales de la Secuencia Pa­rras Externa, el flanco suroeste tiene rocas del Cretácico Superior en con­tacto normal, pero sobre éstas, por traslape tectónico , se encuentran rocas de la Secuencia Parral, por lo que se infiere que a la latitud de la Sierra de La Mezcalera el Terreno Parral se adelanta y traslapa tectó­nicamente al Terreno Parras Inter­no; esta estructura es la más boreal del cinturón de pliegues y cabalga­duras de México (Campa 1983) . h) Oti"a estructura importante que merece ser mencionada para com­prender a esta franja es la Sierra de los Alamos (Ziga 1982) . Allí se apre­cia una prominencia topográfica, alta, angosta, alargada y orientada nornoroeste-sursureste, que está constituida por rocas competentes del Neocomiano , montadas sobre sedimentos flysch del Cretácico Su­perior; el plano de falla rodea a las rocas neiocomianas y forma una isla tectónica. La raíz estructural de ésta

se encuentra en el Cerro del Volcán (Burckliardt 1930) el cual es un an­ticlinal recostado al oriente, fuerte­mente fracturado y fallado y cabalga a las rocas del Cretácico Superior.

La margen oriental de esta franja estructural está delimitada por las Sierras de la Cadena, El Rosario y Mapimí. i) La Sierra de la Cadena está for­mada por una prominencia fisiográ­fica que alcanza 1500 m de altura sobre la planicie del Bolsón de Ma­pimí, posee una longitud mayor de 15 km y una amphtud de 3 0 0 m., forma parte de un complejo estruc­tural de mayores dimensiones, cons­t i tuido por anticlinales y sinclinales angostos y alargados, muy apretados entre sí, que se extienden hacia el poniente. La importancia de la Sie­rra de la Cadena es que pone en evi­dencia, de manera inobjetable, las relaciones tectónicas del Terreno Parras. La estructura es un anticlinal orientado norte-sur, formado por el flanco occidental de un pliegue ar­mado en rocas del Cretácico Infe­rior, que cabalgan a rocas del Cretá­cico Superior; su extremo norte está cubierto por rocas molasse (Forma­ción Ahuichila), mientras que su extremo sur y sureste buza en esa misma dirección y pasa a formar parte de un conjunto de pliegues angostos, alargados, recostados, con fallas inversas imbricadas al oriente, a manera de escamas en esa misma dirección y que están dispuestos en­tre el flanco occidental del complejo estructural del Rosario y el frente

3 1

BOL. ASOC. MEX. GEOL. PETR.

N 6 0 ° E C E R R O GORDO

S 6 0 ° W

N e^E S I E R R A DE A T O T O N I L C O

K a Jn J l g

S63°W

N S S - E S I E R R A DE S A N T O DOMINGO

J l g K t 4

J l g . J l c .

S85°W

L E Y E N D A

F L Y S H D E L C R E T A C I C O S U P E R I O R

A L B I A N O

F O R M A C I Ó N T A R A I S E S K t

K a

F O R M A C I Ó N L A C A S I T A J l c

F O R M A C I Ó N L A G L O R I A J l g

F O R M A C I Ó N N A Z A S J n

K I L Ó M E T R O S

FIGURA- 14

32

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

oriental de la Cabalgadura de Baluar­te; algunos de estos pliegues están modificados por plutones cenozoi­cos emplazados en rocas mesozoicas que forman estructuras semicircula­res. j) La Sierra del Rosario se localiza entre las estructuras de la Cadena al poniente y Mapimí al oriente, está separada de ambas por valles angos­tos. La elevación de esta estructura excede los 1000 m sobre la superfi­cie del terreno, posee una longitud de más de 7 0 km., y una amplitud máxima de 10 km.; la c o m p o n e un apilamiento de anticlinales y sincli­nales angostos y alargados, orienta­dos nornoroeste-sursureste, asimétri­cos e imbricados hacia el oriente; su extremo noroeste buza en esa mis­ma dirección, mientras que su extre­mo sur se abre en una serie de anti­clinales pequeños, angostos y alar­gados orientados casi norte-sur, que en ocasiones están recortados por fallas inversas hacia el oriente y que paulatinamente van cambiando su orientación para formar un arco cóncavo al noreste que se une al Anticlinorio de San Lorenzo, el cual es una estructura oriente-poniente, característica del Sector Transversal de la Sierra Madre Oriental, k) La Sierra de Mapimí (Fig. 15) es una estructura prominente con 1 200 m de elevación sobre el nivel del terreno, tiene 50 km de longitud y 10 km. de amplitud y está com­puesta por un apilamiento de plie­gues orientados noroeste-sureste, asimétricos, recostados e imbricados

hacia el noreste de la manera descri­ta por Alvarez (1949) .

Su núcleo al Sur de Torreón, Coah., es el combamiento de Villa Juárez, que está aparentemente poco deformado y conserva burdamente una orientación noroeste-sureste, abierto en rocas de la Formación Nazas. Su extremo noroeste buza en esa misma dirección y se sumerge en el valle; su parte media es un se­micírculo de ocho kilómetros de diámetro, originado por un plutón cenozoico de composición grano-diorítica denominado Dinamita.

La continuación sureste de este anticlinorio se une el Antichnorio de Jimulco, que es una estructura característica del segmento fisio­gráfico del Sector Transversal.

En los puertos longitudinales que dividen a la Sierra de Mapimí, entre las denominadas Bufa Grande y Bufa Chica, pasa la traza de uno de los principales planos de cabalgadura de las escamas que deforman a este Terreno y que lo sobrepone tectó­nicamente a las estructuras de la Franja de la Plataforma de Coahuila.

4. FRANJA DE LA PLATAFORMA DE COAHUILA

La secuencia estratigráfica que se describe para el sector que constitu­ye a la Plataforma de Coahuila en su porción más oriental posee un estilo de deformación en estructuras braquianticlinales amplias, de aspec­to dómico, simétricas y relativa­mente simples, descritas por Tardy

33

BOL. ASOC. MEX. GEOL. PETR.

KILÓMETROS

L E Y E N D A

MAPIMÍ

ALUVIÓN -

INTRUSIVO-

ü , CRETACICO SUPERIOR INDIR ( K s ) -

KILOMETROS

^ ^FORMACIÓN TREVINO

^¿FORMACIÓN PAILA

z o «FORMACIÓN LA PENA

orSpORMACION CUPIDO te

K FORMACIÓN CARBONERA-

Igi

ra:

F IGURA-15

3 4

VOL. XXXIV. NLM. 2. 1982

(1980) , en donde los efectos tardi-tectónicos у neotectónicos dan for­ma a los rasgos más sobresalientes. Las estructuras occidentales cerca­nas o traslapadas por el frente de la franja de pliegues y cabalgaduras del Sector San Pedro del Gallo, se van complicando y su deformación llega a participar de una complejidad tectónica similar a la del Terreno Parras. Sin embargo, la deformación de la Plataforma de Coahuila es siempre comparativamente menor y la relación entre ambos terrenos está dada por una discontinuidad tectónica c o m o lo demuestran las relaciones estructurales de la Sierra de San Fehpe y la Sierra del Toro, apoyados con la perforación del Pozo Chihuahua — 1 c o m o a conti­nuación se describe. • El Anticlinal del Toro es una pro­minencia fisiográfica de 2 0 km. de longitud, 4 0 0 m de amplitud y 3 0 0 m de elevación sobre el bolsón; está formado por cahzas del Albiano Su­perior y Cenomaniano Inferior y es una serie de pliegues orientados noroeste-sureste, imbricados y recos­tados al noroeste. En el subsuelo es­tán presentes niveles de evaporitas características de la secuencia sedi­mentaria de la Plataforma, c o m o lo demostró el Pozo Chihuahua-1. Esta estructura al seranalizada en relación con el Anticlinorio de San Felipe pone en evidencia que es una semi-ventana estructural, pues en superfi­cie está rodeada por rocas de la Se­cuencia Parras y proyectando los afloramientos a lóctonos del Jurásico

hacia el pozo se confirman las rela­ciones mencionadas ( Fig. 1 2 ).

Las estructuras de las Pampas. Remedios, Bermejillo y de Te.xas son pliegues anticlinales orientados noroeste-sureste, recostados al no­reste, angostos y alargados, compli­cados por un sistema de fallas inver­sas imbricadas al noroeste que ponen en relación tectónica a los sedimen­tos albianos con evaporitas. sobre sedimentos del Cretácico Superior. Este tipo de estructura ha sido reco­nocido en el subsuelo por los Pozos Ceballos-1, (Fig. 16), D u r a n g o - 1 , etc. , y evidencian una tectónica de despegue favorecida por el potente espesor evaporítico característico de la Secuencia Coahuilense. Su de­formación contrasta notablemente con un decremento en la compleji­dad estructural presente en las sie­rras de el Diablo, Acatita, etc., en dirección al noreste.

Las estructuras de Tlahualilo, la Campana, El Diablo, Acatita, etc., son elevaciones topográficas de 3 0 0 a 500 m., de altura que se levantan suavemente del bolsón. Presentan una forma un tanto semidómica, semejando el caparazón enorme de una tortuga, su plano axial es poco definido pero alcanza a observarse una orientación preferente norte-sur y sus echados varían de 5° a 20° como máximo, en algunos de los cuales alcanzan a aflorar rocas triá­sicas y paleozoicas de naturaleza apalacheana.

Se infiere que la orientación de estos phegues es posterior a la de-

3 5

BOL. ASOG. MEX. GEOL. PETR.

SIERRA SIERRA EL MIMBRE ACEBUCHES-EL PICACHO

TERCIARIO INFERIOR [ |

CRETÁCICO SUPERIOR

O SUPERIOR z - MEDIO

—mi |][|;_IU " Y " ^ 7 T DrSCORDANCIA ^

C LEMUS 1978 MODIFICADO POR EGUILUZ

F I G U R A - 1 6

36

V O L . XXXIV. NUM. 2,. 1982

formación Laramide (Tardy, 1980) y que las planicies que los separan son consecuencia de la morfología de "Basin and Range", potestativa de este terreno y desarrollada du­rante el Cenozoico Tardío, c o m o se ilustra en la Figura 17.

Finalmente, hay que hacer notar que el conjunto de estructuras ante­riores está afectado por una defor­mación posterior de movimientos verticales que las rompió y separó a manera de fosas y pilares, c o m o es el caso del Bolsón de Mapimí, pero también existen pliegues de fondo con amplio radio de curvatura (Tar­dy 1980) que modificaron a las es­tructuras laramídicas c o m o en el denominado levantamiento de Villa Juárez y entre las Sierras del Toncon y Yerbanís. La deformación sobre­puesta cenozoica tardía está acom­pañada de magmatismo y un siste­ma de fallamiento transformante norte-sur (Eguiluz 1983) , así c o m o una red de fallas y diaclasas que no ha sido estudiado en microestructu-ras detalladamente, por lo cual aquí solamente se menciona, pero que es necesario tomar en cuenta en la historia de la evolución tectónica del área, que también es tema de otro estudio.

Tectónica

La estratigrafía y las deformacio­nes estructurales descritas en los capítulos anteriores muestran evi­dentemente una extensa e intensa evolución tectónica; sin embargo.

aquí nos interesa llamar la atención solamente acerca de un momento que consideramos clave en la com­prensión de la génesis de la región.

En principio salta a la vista la natural disposición en franjas sub­paralelas de zonas orientadas NNW-SSE con características estratigráfi­cas y estilos de deformación propios en cada una de ellas y contrastan­tes con respecto a las demás. Su síntesis en cuatro zonas bien defi­nidas tectónicamente, separadas por accidentes estructurales mayores, nos han llevado a denominarles Te­rrenos Estratotectónicos, ya que son unidades perfectamente carto-grafiables, de naturaleza diferente a los mapas geológicos y tectónicos (Fig. 3) .

Aquí le denominamos mapa tec-tónico-estratigráfico para seguir con­gruentemente con una nomenclatura única y sistemática, que represente criterios sobre los que descansa el método de análisis aquí utilizado. Este método intenta separar clara­mente la descripción objetiva de la estratigrafía y las estructuras estu­diadas de lo que sería su interpreta­ción. Así, por ejemplo, en términos de tectónica clásica, el Terreno más occidental, denominado Santa María del Oro, corresponderá al eugeosin-cUnal y el Terreno de Parral, que cambia de Facies hacia los terrenos cada vez más externos de Parras y Coahuila, conformará el miogeosin-cHnal.

Sin embargo, en este modelo clá­sico subsisten problemas importan-

3 7

a Km. i

9 o r

S I E R R A OE L A C A M P A N A

P

• 14*W H M * C

S. OC BANDERAS _ 4. BOLSÓN OE MAPI MI

L E Y E N D A

ALUVIÓN INTRUSIVO F . T R E V I K O F A C A T I T A F. L A S U V A S

^ ^ t z l A

A A m I C E N O Z O I C O I - C R E T A C I C O - ) A L B I A N O 1 - A P T I A N O - I P A L E O Z O I C O

S U P E R I O R W A C H E A N O

P L A N O DE L O C A L I Z A C I Ó N

I l O L S O » r ^

TLAHUALILO *2AIU«0ZA

FI6ÜRA-17

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1982

tes entre los que destacan la ausencia del modelo sedimentológico com­pleto, ya que no se han observado hasta hoy los correspondientes cam­bios de facies entre cada terreno.

El desconocimiento de la edad precisa del eugeosinchnal nos remite a una disyuntiva: si la zona interna es paleozoica, este sería el basamen­to de los sedimentos mesozo icos y por lo tanto se podría correlacionar con secuencias eugeosinclinales simi­lares, tanto de la Cordillera Occi­dental de Norteamérica c o m o las del Sistema Apalaches de Oriente.

Otra opoc ión consiste en conside­rar a esta zona interna de edad me­sozoica, correlacionable con secuen­cias similares reportadas por Campa (1974) , Rangín ( 1 9 7 7 ) , Bouneau (1970) , Ortega ( 1 9 7 9 ) , Cuevas (1980) , etc., en el occidente de Mé­xico y contemporánea con el depó­sito de la secuencia miogeosinclinal oriental, lo que nos remite a un mo­delo de tectónica de placas que ex-phca el origen de las zonas internas o magmáticas c o m o partes de arcos volcánicos insulares, o c o m o partes de corteza oceánica y a las zonas externas mioclinales c o m o partes de acreciones de corteza continental. En este mode lo tectónico idealiza­do, el sector San Pedro del Gallo puede situarse en la posición de una cuenca de retroarco (Dickinson et. al. 1979).

En caso de demostrarse su edad mesozoica, n o cabría ninguna duda de ser parte al menos del Sistema Cordillerano Occidental de México

(Cordoba et.al. 1980) . Su base puede ser interpretada c o m o terre­nos sospechosos de aloctonía (Co-ney et.al. 1980) o acreción, con una deformación más caótica que las simples cabalgaduras de poco rango de desplazamiento de un modelo clásico.

La vergencia predominante hacia el noroeste parece colocar a los te­rrenos dentro de la tectónica de pliegues y cerbalgaduras laramídicas (Campa, 1983). Este momento de deformación y su reconstrucción paleogeográfica muestran que la transgresión mesozoica para esta re­gión viene del occidente y apoya las observaciones sugeridas por Burck­hardt ( 1 9 3 0 ) de considerar a las fau­nas jurásicas de dominio "Pacífico" en San Pedro del Gallo y la Cuenca de Chihuahua, lo que equivale a una inversión del paleocontinente reco­nocido por Humphrey ( 1 9 4 9 ) y sos­tenido por numerosos autores c o m o parte de la transgresión caribeña del oriente hacia el occidente, de! mo­delo de márgenes continentales de t ipo atlántico.

El problema a la interpretación de la región queda abierto y se resol­verá en función de los correspon­dientes estudios estructurales, sedi-mentológicos, geofísicos y la carto­grafía detallada, así como la corre­lación más clara con respecto a la reconstrucción más fina de la Pangea en esta región crítica, supuestamente limítrofe entre los actualmente tras­ladados cratones de Norte y Suda-mérica.

39

BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.

Agradecimientos El artículo pr'ísente fué producto

del curso de tectónica impartido en la Zona Noreste de Petróleos Mexi­canos en febrero de 1982. Sin em­bargo, no hubiera sido posible sin los estudios geológicos del área lle­vados a cabo por más de 50 años desde las primeras bases de Bósse (1923) , Burckhardt (1930) y KeUum

( 1 9 3 2 ) , hasta la enorme aportación de la de Tardy en los años setentas y los valisos estudios inéditos de los geólogos de Petróleos Mexicanos y el Instituto Mexicano del Petróleo. Nuestro profundo reconocimiento a todos ellos, pero especialmente a nuestros amigos Marc Tardy y Peter J. Coney cuyas ideas son las guías centrales de este trabajo.

BIBLIOGRAFIA

ALVARES Jr., M. 1949.-Unidades Tectóni­cas de la República Mexicana. Sociedad Geológica Me.\icana. Tomo XIV, p.p. 20.

AUBOUIN, J., 1965.-Geosynclines, Develop­ment in Geotectonics I. Elsevier Pubi. Co.

BOSE E , 1923.-Vestiges of an ancient conti­nent in Northeast Me.xico. Amer. Jurn. Sc., (5), Vol. 6 p.p. 127-136, 196-214, 310-337.

BOUNEAU M., 1970. -Una nueva área cretá­cica fosilífera en el Estado de Sinaloa. Bol. Soc. Geol. Mexicana, V. 32, No. 2 p.p. 159-167.

BUCKHARDT C , 1930.-Etude synthétique sur le Mesozoique Mcxicaine. Mem. Soc. Palcont. Suisse, Vol. 49-50 p.p. 280.

CAMPA M.l'., Campos M., Flores R., Oviedo R.A., 1974.-La secuencia Mesozoica Volcá­nica Sedimentaria metamorfizada de Ixtapan de la Sal, Méx. Teloloapan, Gro. Boletín Sociedad Geológica Mexicana No. 35, p.p. 7-28.

CAMPA Ma. F., 1983.-The Tectonoestratigra-phic Terranes and the thrust Belting Mexican Territory. International Meeting Circum Pa­cific. Tectonoestratigraphic Terranes, Abs­tract. Volume. Stanford, California.

CANTU CH., C , 1974.-Una nueva localidad del Cretácico Inferior en México. Revista del Instituto Mexicano del Petróleo. Vol. VI, No. 4. p.p. 51-55.

CARRASCO CM., 1980.-Carta y provincias metalogenéticas del Edo. de Durango. Con­sejo de Recursos Minerales. Pubi. 22 E, p. 63.

CUEVAS G. Ma.. 1980.-Estudio bioestratigrá-fico del Cretácico Medio en el área de la

Cuenca de Colima Jalisco, Ingeniería Petro­lera. Revista Vol. XXII No. 12, p.p. 5-20.

CONEY P., JONES L.D. AND MONGER H.W., 1 9 8 0 . - Cordilleran Suspect Terranes. Mac-Millan Journals Ltd.

CONACYT, 1979.Informe final del Prospecto Nazab. Petróleos Mexicanos N E - M 1638. (Inédito).

CORDOBA D.A., TARDY M., CARFANTAN C.J., CAMPA Ma. F., RANGIN С. 1 9 8 0 . -Le Mexique mésogéen et le possage au sys­tème cordillérain de type Californie. 26o. Congrès Géologique International Terne-1 p.p. 18-29.

CSERNA Z. 1976. -Geology of FresnUlo área Zacatecas, México. Geological Society Ame­rica Bull. V.87, No. 8. p.p. 1193-1199.

DICKINSON W.R. Y YARBOROUGH H., 1979.-Plate tectonics and Hydrocarbon accumulation, A. A. P.G. continuing education course notes series 1. p.p. 43 .

EGUILUZ DE A.S., 1976. -Estudio geológico del Prospecto Buen Día, Estado de Durango. Petróleos Mexicanos. N E - M 1470 (Inédito).

EGUILUZ DE A.S., 1981. -Detal le estructural del Prospecto San Lorenzo, Estado de Du­rango, Petróleos Mexicanos. N E - M 1723 (inédito). 1983.-Tectónica cenozoica del Norte de México. Bol. Asoc. Мех. Geólogos Petrole­ros, (en prensa).

ENCISO DE LA V.S. 1963 . -Resumen de la geología de la Hoja de San Pedro del Gallo, Estado de Durango, U.N.A.M., Instituto de Geología. Carta Geológica de México, Hoja Nazas 13R-K.(6), 1/100 ООО, México.

4 0

V O L . XXXrV. NUM. 2, 1982

FLORES L.R., PACHECO C , CASTRO R. Y GOMEZ M.A. 1981. -Estudio Tectónico Es­tructural a partir de imágenes de SatéUte del Estado de Chihuahua y Norte de Duigmfio. Inst. Mexicano del Petróleo Proyecto 1124 (inédito). 1981.—Proposición de un nuevo modelo del "Mar Mexicano" con base en el estudio estra-totectónico del área Saltillo-Monterrey-Con­cepción del Oro. Sociedad Geológica Mexi­cana, VI Convención Nal. Resúmenes p. 45 .

GASTIL, R.G., AND MILLER R.H., 1 9 8 1 . - L o ­wer Paleozoic strata on the Pacific Plate of North America. Nature, 292, p.p. 828-830.

GARZA G.R., 1973 . -Modelo sedimentario del Albiano Cenomaniano en la porción sureste de la Plataforma de Coahuila. Bol. Asoc. Mexicana de Geólogos Petroleros, V.25, No. 7-9, p. 311-340.

GUZMAN B.A., 1982. -Estudio estratigráfico-sedimentológico del Jurásico Superior en el Mar Mexicano Petróleos Mexicanos N E - M 1770 (inédito).

HUMPHREY W.E., 1949. -GeoIogy of The Sie­rra de los Muertos Area México. Geol. Soc. Amer. BuU. V. 60 . p.p. 89-176. 1956.-Jurassic and Lower Cretaceous Stra­tigraphy and Tectonic of Northeastern of Mexico. Petróleos Mexicanos NE-M 799 (inédito).

IMLAY W.R., 1936. -Evolut ion of the Coahuila Peninsula, Mexico, Part IV. Geology of the Western Part of The Sierra de Parras. Geol. Soc. Am. BuU. Vol. 47 p.p. 1091-1152.

IMLAY W.R., 1937 . -Geology of The Middle part of The Sierra de Parras, Coah., Mexico-GeoL Soc. Am. Bull. Vol. 48 p.p. 587. 1938.-Studies of The Mexican Geosyncline. GeoL Soc. Am. Bull. Vol. 49 , p.p. 1651-1694. I940 . -Neocomian faunas of northern Me­xico, Geol. Soc. Am. Bull. VoL 5 1 , p.p. 117-190

IN DI (INGENIERÍA DIRIGIDA) 1981. -Estu­dio Geológico Superficial de Reconocimien­to para Mineral de Hierro, Prospecto Inde, Edo. de Durango. Petróleos Mexicanos NE-GSRH 12 (inédito).

KELLUM L.B., 1932.-Reconnaissance studies in the Sierra Jimulco. Mexico. Geol. Soc. Amer. Bull. VoL 4 3 , p.p. 541-564. 1936.-Evolution of the Coahuila Peninsula, Mexico. Part III. Geology of the Mountains West of The Laguna District. Geol. Soc. Amer. Bull. VoL 47 p. 1039-1X)90.

KELLY W.A., 1936.-Evolution of the CoahuUa Peninsula, Mexico Part II. Geology of t h s Mountains Bordering the Valley of Acatita and Las DeUcias. GeoL Soc. Amer. Bull. VoL 47 p. 1009-1038.

LEMUS C , 1978.-Informe Final del Pozo Ceballos 1, Petróleos Mexicanos, (inédito).

MAIN F.H., 1950.-Structure and stratigraphy of the Inde-Cieneguillas District, Durango, Mexico. Geol. Soc. Amer. BuU. VoL 61 No. 12 Abstract p. 1483.

MALPICA C.R., 1972 . -Rocas Marinas del Pa­leozoico Tardío en el área de San José de García, Sinaloa. Sociedad Geológica Mexi­cana, Memoria II Convención Nacional p. 174.

MUIR J.M.; 1936.-Geology of the Tampico Region, Mexico. Am. Ass. Petr. Geol.

ORTEGA G.F., PRIETO V.R., ZUÑIGA Y. Y FLORES S., 1979 . -Una secuencia volcano-plutónica-sedimentaria-cretácica en el norte de Sinaloa, ¿Un complejo ofiolítico? Univ. Nal. Auton. México. Instituto de Geo­logía Revista, Vol. 3, num. 1 p.p. 1-8.

PACHECO G.C., CASTRO M.R. Y GOMEZ G. M., 1981.-Confluencia de terrenos estra­totectónicos en Santa María del Oro, Dgo. al oeste del Mar Mexicano. Sociedad Geológica Mexicana, VI Conven­ción Nacional. Resúmenes p. 44.

PANTOJA A.J. 1972 . -La Formación Nazas del Levantamiento de Villa Juárez, Dgo. Socie­dad Geológica Mexicana. Memoria l i a . Con­vención Nacional, p. 194-196.

PEREZ C , HERNANDEZ A Y CHARLESTON S., 1981 . -La cabalgadura de Nazas, un im­portante fenómeno tectónico del Noreste de Durango y Sur de Chihuahua. Sociedad Geo­lógica Mexicana VI Convención Resúmenes p. 115.

RANGIN C , 1977.-Sobre la presencia del Ju­rásico Superior con amorútas en Sonora Sep­tentrional. U.N.A.M. Inst. de Geol. Revista Vol. 1. p.p. 1-4.

TARDY M., SIGAL J. Y GLACON G., 1 9 7 4 . -Bosquejo sobre la estratigrafía de los Flysch cretácicos del Sector Transversal de Parras. México U.N.A.M. Inst. Geol. Serie Divul. No. 2, p.p. 12-28.

TARDY M., 1972.-Stratigraphie et tectonique de la Sierra Madre Oriental au niveau du secteur transversal de Parras (Etect de Coahuila, Mexique). B.S.G.F. (7), XIV. p.p. 66-76.

4 1

BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.

4 2

TARDY M., SIGAL J, Y GLACON G., 1 9 7 4 . - TARDY M., I980. -Contribut ion al Etude Geo-Bosquejo sobre la estratigrafía y paleogeo- logique de la Sierra Madre Oriental de Mexi-grafía de los flysch cretácicos en el Sector que. Université Pierre et Marie Curie, Mémói-Transversal de Parras, Sierra Madre Oriental re de these de Doctorat d'Etat, de México U.N.A.M. Instituto de Geología, ZIGA R., 1982 . -Deta l le estructural del Pros-Serie Divul. No. 2. p.p. 12-28. pecto San Fermín. Petróleos Mexicanos

(inédito).