60 .. Cf . ., '" migmatita clásica derivada de rocas sed imen- tarias. La Formación Chazu mba es tá forma- da prin c ipalmente por esqu istos de biotita con int erva lo s de cua rcita, metagabro dife- renc iado y es quisto pelítico. La Formación Cosolt pec, que junto con las dos an terior es int egra el Subgrupo Petlancingo, estruc tural· me nt e inf er io r, está co m pu esta d e esqu isto s psam ít icos y pel ít ic os con presencia de roca verd e, esquisto de talco, es quisto c alcáreo, meta pedernal y rocas mangan es íf eras (Orte- ga, 1978): Vista de las calizas de plataforma de la Formación El Doctor, correspondiente al Albiano, El Su bg ru poAca t ecoestá constitu id o por las forma c ion es Xayacatlán, Tecoma t e, Gra- nitoi des Esperanza, así como po r el Tronco de Totoltepec y los Diques San Miguel. La pr i mera formac i ón es tá int eg rada por esquis- tos verd es , a nfi bo lit a, metagabr o, ec logíta , serpentinita, milon ita, esquistos pelí ticos y cua rc ita en un con junto que, según Ortega (op . cit.), pos ibl ement e cons tituyó un com- pl ejo ofiol ítico y tien e gran im por tanc ia, ya que es la p rim era vez qu e en M éx ico se r e- porta la presencia de rocas ec logíticas La Fo rmación Teco mat e está con formada por meta renisca, pe lit as y s mipelitas de orige n pa rcialm en t e tobaceo, as í com o por m etaca- I iza y metacong l ome rado. Lo s Gran i toides Esperanza están fo rm ados po r ro cas gran íti - cas, apl íticas y pegmat ít icas catac lást icas y metamorfoseadas, que en ciertas áreas hab ían sid o consideradas po r Rod r íguez (1970) como pa rt e de l Complejo Oaxaqueño. El Tronco Totoltepec es un intrusivo de com- posición trond hjem íti c a, co n ligera folia - ción, y que pudo hab er sido el r esultad o de la diferen iación de un gabro tol e ítico (Ortega op. ci t.). Fri es et. al_ (1970) señaló una edad de 440± S-O mi ll ones de años pa ra es te cuerpo intrusivo, con lo cual se ubica en el Ordov íc ico . El nombr e de Diques San Mi - guel ha sido ap li ca do a una ser ie de cuerpos in- t ru sivos tabulares de compo sición gran ítica y tonalítica que afectan a algunas unidades del Complejo Acatlán. localidad ubicada en las cercanlas de Tolimán, üuerétaro. Foto Jesús Olvera Spp nal es que d ie r on como r esu lt ado la formación de un sistema d e pliegues anticlinales y sin- eli na l es . En el intervalo Eoceno- Oligoceno ocurrió un intenso fallamiento normal , acom pañ ado de sedimentac i ón elástica con tin ental sobr e las partes bajas de la nueva topograf í a. Esta sedimentación elástica continental se hab ía in i ciado desde mediados del Cr etác ico en las zo na s ubicadas al occident e de esta región . El d epósi to de materia l es co ngl omer át icos fu e conte mporán eodea lgunos derrames lávi- cos de basalto, lo cual di o origen al co nj unto litoestratigráf ico denominado Grupo Balsas (Fries, 1960) Estos depósitos fu er on segu i- dos por importantes misiones volcánicas sil ícieas qu formaron la cu b ierta ignimbr í- tic a del ár ea de Taxco , de n om inada R iolita T il zapot la, y por lo s depósito s volcanoc lás- ti cos y volcánicos de la Fo rmación Tepoz - tlán. Según Campa (1 978 ), es ta reg ió n sufr ió un comba mi e nt o co nsid rabi e durante el Mi oceno, que se exp lica por la inclinación de las capas del Grupo Balsas y por la posi- ción anorma lm ent e elevada de l as ignimb ri- tas del Oligoceno . El Terciario Superior y Cuaternario están caracteri za dos en esta región por la influ en- c ia de la actividad vo lcá nica de l Eje Neovol- cánico y por el desa rr o ll o de fosas t ectón icas qu e produjeron el depósito de los sed imentos elásticos continentalesde la Fo rmación Cuer- navaca. 3.4. Región metamórfica de Acatlán La región que abarca la parte alta de la Cuenca del Balsa s, drenada por lo s ríos Mix- teco y Acateco, ca racteri za por los ex ten- sos af lor amientos de rocas metamórficas de dif erent es tipos que con forman un comp lejo cuya edad co rr espo ndeal Paleoz oico Inf erior (Ortega, 1978 ; ver Fig . 3.4). Esta unidad metamórfica fue denomina- da en un principio como Esquistos Acatlán, por Sa la s (19 49) ; posterio r ment e, Fries y Rincón O rta (196 5 ) la d efi ni er on como For· maclon Acatl án Rec ientemente, Ortega (1 978 ) el ev ó esta un i dad al rango de c om pl e- jo, argu mentando su variedad lit ológ ica y es - tructur'al. Este autor div idió el Compl ejo Aca- tlán en dos subg rup os : El Subgrupo Petla(l cin- go y el Subgrupo Acateco. En la div isión lit oe- estra tigráfi ca que llevó a cabo Orteg a , a n ive l de formación, se emp l ea n al gunos n omb res que ya hab ían sido utili zados po r Rodr íguez (1970) en una subdivisión infor ma l que in- c lu ía al Grupo Acateco y las formac iones Esperan a, AGat l án, Sa lad o y T ecoma t e. La formación que con stituy e la parte estructuralmente inferior del Comp l ejo Aca- tlán es la Migmatita Magdalena que es una plano) de esqu istos del Grupo Acatlán, cubierto por dos unIdades plroclastlcas del Cenozoico Medio en una localidad de Oaxaca, Foto: Jesús Olvera SPP INEGI. Geología de la República Mexicana : 1984. 1985
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Geología de la República Mexicana : 1984internet.contenidos.inegi.org.mx/contenidos/productos/prod_serv/... · Omoa en Honduras; parece no tener relacio ... de un lím ite convergente
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.. Cf . .,
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migmatita clásica derivada de rocas sed imentarias. La Formación Chazu mba está formada princ ipalmente por esqu istos de biotita con intervalos de cuarc ita , metagabro diferenc iado y esquisto pelítico. La Formación Cosolt pec, que junto con las dos ant eriores integra el Subgrupo Petlancingo, estructural· mente infer ior, está com pu esta de esqu istos psam ít icos y pel ít icos con presenc ia de roca verde, esquisto de talco, esquisto calcáreo, metapedernal y rocas manganes íferas (Ortega, 1978):
Vista de las calizas de plataforma de la Formación El Doctor, correspondiente al Albiano,
El Subgru poAcat ecoestá constitu ido por las forma c iones Xayacatlán, Tecomat e, Granitoides Esperanza, así como po r el Tronco de Totoltepec y los Diques San Miguel. La pr imera formac ión es tá integrada por esquistos verd es, anfibo lita, metagabro, ec logíta , serpentinita, milon ita, esquistos pelíticos y cua rc ita en un con junto que, según Ortega (op . cit.), pos iblemente constituyó un comp lejo ofiol ítico y tien e gran im por tanc ia, ya que es la p rim era vez qu e en Méx ico se reporta la presenc ia de rocas ec logíticas La Formación T ecomate está con formada por meta renisca, pelitas y s mipelitas de origen parcialmen t e tobaceo, as í com o por m etacaI iza y metacong lomerado. Los Gran itoides Esperanza están formados por rocas gran íticas, apl íticas y pegmat ít icas catac lást icas y metamorfoseadas, que en c iertas áreas hab ían sid o cons ideradas por Rodr íguez (1970) como parte del Complejo Oaxaqueño. El Tronco Totoltepec es un intrusivo de composición trond hjem ítica, con ligera foliación, y que pudo haber sido el resultado de la d iferen iación de un gabro toleítico (Ortega op. c it.). Fries et . a l_ (1970) señaló una edad de 440± S-O mi ll ones de años pa ra este cuerpo intrusivo, con lo cual se ubica en el Ordov íc ico . E l nombre de Diques San Miguel ha sido apli cado a una ser ie de cuerpos int ru sivos tabulares de composición gran ítica y tonalítica que afectan a algunas unidades del Complejo Acatlán.
localidad ubicada en las cercanlas de Tolimán, üuerétaro. Foto Jesús Olvera Spp
nales que d ieron como resu ltado la formación de un sistema d e pliegues anticlinales y sineli na les.
En el intervalo Eoceno-Oligoceno ocurrió un intenso fallamiento normal , acompañado de sedimentac ión elástica contin ental sobre las partes bajas de la nueva topograf ía. Esta sedimentación elástica continental se hab ía in iciado desde mediados del Cretác ico en las zo nas ubicadas al occ id ente de esta región. El d epósi to de materia les conglomerát icos fu e contemporáneodea lgunos derrames lávi cos de basalto, lo cual dio origen al conjunto litoestratigráf ico denominado Grupo Balsas (Fries, 1960) Estos depósitos fu eron segu idos por importantes misiones volcánicas sil ícieas qu formaron la cu b ierta ignimbr ítica del área d e Taxco , denom inada R io lita T ilzapot la, y por los depósitos volcanoc lásticos y volcánicos de la Formación Tepoztlán. Según Campa (1978 ), esta región sufr ió un combamiento co nsid rabi e durante el Mioceno, que se exp lica por la inclinación de las capas del Grupo Balsas y por la posición anormalmente elevada de las ignimbritas del Oligoceno.
El Terciario Superior y Cuaternario están caracteri zados en esta región por la influenc ia d e la actividad vo lcánica del Eje Neovolcánico y por el desarro ll o de fosas t ectón icas que produjeron el depósito d e los sed imentos elásticos continentalesde la Formación Cuernavaca.
3.4. Región metamórfica de Acatlán
La región que abarca la parte alta de la Cuenca del Balsas, d renada por los ríos Mixteco y Acateco, s~ ca racteriza por los ex tensos af loramientos de rocas metamórficas de diferen t es tipos que conforman un comp lejo cuya edad correspo ndeal Paleozoico Inferior (Ortega, 1978; ver Fig. 3.4).
Esta unidad metamórfica fue denominada en un principio como Esquistos Acatlán,
por Sa las (1949) ; posterio rmente, Fries y Rincón Orta (1965 ) la defi nieron como For· maclo n A catlán Rec ientemente, Ortega (1 978 ) elevó esta un idad al rango de com pl ejo, argu mentando su var iedad litológ ica y estructur'al. Este au t or div id ió el Compl ejo Aca t lán en dos subgrupos : El Subgrupo Petla(l cingo y el Subgrupo Acateco. En la div isión litoeestra tigráfi ca que llevó a cabo Ortega , a n ive l de formación, se emp lea n a lgunos nombres que ya hab ían sido utilizados por Rodr íguez (1970) en una subdivisión informal que inc lu ía al Grupo Acateco y las formac iones Esperan a, AGat lán, Sa lad o y T ecomat e.
La formación que constituye la parte estructuralmente inferior del Complejo Acatlán es la Migmatita Magdalena que es una
Af~oramie~to (~n ~rimer plano) de esqu istos del Grupo Acatlán, cubierto por dos unIdades plroclastlcas del Cenozoico Medio en una localidad de Oaxaca,
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El co njun to del Com plejo Aca tlán se encuentra cub ierto en d iscordancia por numerosas unidad es ígneas y sed imenta rias que cub ren un ran go geocrono lógico que varía de l Paleozoico Superi or al Cuater nario y const ituye el basamento de una ext ensa rregión que abarca parte de los estados de Pueb la, Oaxaca , Guerrero y Morelos Se co rrelaciona co n el Grupo Chacús eje Guat emala y co n las rocas met amórf icas de la Sierra de Omoa en Ho nduras; parece no tener relaciones de semejanza con el Comp lejo Xo la pa eje la Sierra Madre de l Sur, n i con el Com plejo Oa xaqueño (ver F ig 3.4).
Según F. Ortega (op. c it.) , las características del Comp lejo Aca t lán hacen suponer que se t rata de ant iguos d epósi tos mari nos de eugeosincl inal co n u n est il o de deformac ión t ectón ica y de metamorfi smo semejant e al de las zonas internas o profundas de las fajas orogénicas de tipo alpino
3.5 Sierra Madre del Sur y zonas ady acentes
La Sierra Madre del Sur, desde Co lima hasta Oaxaca, y las zonas co ntiguas del noroccidente d e Guer rero, Michoacán y estado de Méx ico, constituyen una reg ión con alta
complej idad estruct u ra I que presenta varios dominios tectó nico s yu xtapu est os.
El segmento más septentrional de la Sier ra Madre del Sur está f ormado por af loramientos de secuencias mesozoicas, ta nto sedi mentarias de p lataforma como volcá nicosedi mentarias de t ipo arco insular vo lcánico- mar marginal. Las zonas correspondient es al norocc id ente de Guerrero , occid ente del estado de Méx ico y sur d e Michoacán, conforma n una reg ió n con afloramientos va lcá n ico-sed imentaríos del Ju rás ico y Cretácico , parcial mente met amorfoseados, que se encuentran cub iertos por las rocas vo lcánicas y sed imentarias co nti nenta les del Cenozo ico . Esta reg ión limi t a al o ri ente, a la altura de la línea Ixtapan de la Sa l-Taxco- Iguala, con la reg ión d e la Platafor ma Cret ác ica de Mo relos y Guerrero. El segmento merid ional de la Sierra Mad re del Sur está formado por ex tensos af lora m ientos de rocas metamórf icas que abarcan u n rango geocro no lóg ico que var ja d el Pa leozo ico al Mesozo ico y que se encu entran afectados por emp lazamientos bato l íticos d el Mesozoico Su peri or y au n del Cenozo ico. La región pacíf ica de la Siérra Madre d el Su r, correspondient e a los estados de Co l ima, M ichoacá n y norte de Guerrero ,
LOS COMPLEJOS METAMORFICOS DE LA PORCION CENTRAL DE MEXICO
Figura 3.4
' 1' " '()" + "-- --- --- ------- ----
I I I
I I I I
1" _ _ + _______ ....... ;;..;::;::,.,::
~ ComplelO T~loloaJJJn - 1 x lapan del MesozOICo
~ Comp lelo Maza l eco del Pal eozolco -MesozolCo
~ Co mp lelo Xo lapa del PaleOZO ICo MpS010 ICO
ITIIIID Comp le 10 A cal I ~n riel PAleOZOICo
~ Co m plelo Oaxaqueño del Precambllco
presenta af lo ramientos extensosde rocas vo lcá nicas andesít icas interest ratificada s, con capas roj as de limo lita , conglomerado volcánico y capas de ca l iza subarreci fal, con una macrofau na del A lbiano. Estos aflo ramient os forman parte de lo que V idal et .a l. (1980) ha llamado el Conjunto Petrot ectón ico de Zih uatanejo , Guerrero, Coa lcomán, M ichoacán. Existen , además, en esta porción septent riona l de la sierra, iJf loramientos extensos de secuenc ias sed imentar ias de cal izas de plataf o rma con fauna del Albiano y secuencias r ít micas de terrígenos pel ít ico-a renosos. En áreas situadas a lrededor de la c iudad de Colima las ca l izas de plataforma presentan interca lados fuertes espesores de evapor itas y subyacen en apa rente contacto t rans icional a terr ígenos continenta les del Cret ácico Su per ior. En gran parte de la Sierra Madre del Sur, desde sus estr ibaciones sept entrionales hasta las cercanías de Zihuatanejo, ha sid o reportada por Campa y Ram l rez (1979). la ex istenc ia de numerosas n,ontai'ías fo rmadas por productos andesíticos interestrati f icados con algunas capas de ca li za y terrígeno d iseminados en pequeiías áreas de la sierra. Este vo lcan ismo mesozo ico continúa bordeando hacia el norte de la costa del Pacífico hasta confundirse con áreas sim ilares de la Cord ill era Pacífica Norteamer icana (Campa y Ram írcL, op, cit.).
Ferrusqu ía y co lauoraeJores (1978) han repor tado la presencia, en el ár ea de Playa Azu l, M ichoacá n, de u na secuencia vo lcán ica-sed imentar ia trans ic iona l, predom inantemente cont inenta l, con huell as de d inosaurios, que ind ican t al vez u na edad Jurásico Medio-Cretác ico Temprano; por otra parte, seña lan que e'S el pr imer regist ro de huellas de dinosau rios en México, lo cual constituye el ha llazgo más au stral d e dinosaurios en Norteamérica.
La mayor parte d e los au tores han reportado como mesozoicas las secuencias volcán ico-sed imentar ia de esta reg ión pacíf ica de Móxico; sin embargo, De Cserna a l. (1978a ) obtuvo u na edad radiométrica Rb-Sr de 311 ± 30 mi llones de años para rocas int rusivas estrechamente ligadas a rocas volcánicas pertenecientes al complejo metavolcánico del área de Zapotillo, al orient e de Zihuatanejo .
Ca mpa y Ramírez (1979 1.así comoVidal y colabo radores (1980). consideran que las secu encias volcánico-sedimentar ias meSQzo icas de u na gra n parte d e la Sierra Madre del Sur son resultado d e la act iv idad magmát ica de un lím ite convergente de placas desarrolladas en esta porció n de Méx ico d urante el Cretácico Tempra no.
La mitad merid ional de la Sierra Mad re del Su r está fo rmada por rocas metamórf icas que const ituyen el Complejo Xolapa (De Cserna, 19 65). el cual se encuentra intrusionado por cuerpos batol íticos d e grani t o (ver Fig . 3.4). De Cserna (op . c it.) reportó el Complejo Xo lapa en la ca rretera Ch ilpancingo-Acapu lco , co mo un conjunto de rocas metaseclimentar ias formadas por esquistos d e biot ita y gneis de biot ita, con algunos hor izontes d e cuarcita , mármol cipolino y presenc ia de pegmatitas; sin embargo, Guerrero y colaboradores (1978) co nsideran que en la
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MODELO TECTONICO ESQUEMATICO DE LA SIERRA MADRE DEL SUR
HONDU RAS ( )
Sierra Madre del Sur
mayor parte de esta región el complejo está formado por ortogneis-cuarzo-feldespático, de composició n granod iodt ica. En el sector más meridional de la Sierra Madre del Sur, correspond iente al sur de Guerrero y occidente de Oaxaca, el Complejo Xolapa presenta esqu istos de facies esqu istos verdes, derivados de rocas sedimentarias y ortogneises, con presencia abundante de migmatites.
De Cserna (1966) considera a este complejo metamórfico como de edad paleozoica. dado que subyace a la secuencia volcano-sedimentaria de la Formación Chapo lapa, probablemente del Triásico, y porque en ninguna localidad Se le encuentra subyaciendo a rocas sedimentarias del Paleozoico; sin embargo, el rango estratig-áfico de este complejo no ha podido ser precisado, dado que los estudiosgeocronológicos han arrojado ajades radiométricas muy dispares, que indican eYentos termales ocurridos en el Paleozoico (Halpern et al., 1974), en el Mesozo ico (Guerrero et al .. 1978) y en el Terciari o (De Cserna. 1965). Guerrero et. al. (1978) apoya la existencia de un evento termal en el Terciario (hace 32 millones de años). en el área de la carretera Chilpancingo-Guerrero, y en sus determinaciones radiométricas no encuentra indicio de edades precámbricas o paleozoicas que han sido sugeridas por otros autores, ya que el evento termal más antiguo fue reconocido en el Jurásico por medio de los métodos uranio-plomo (165± 3 millones de años) y rubidio-estroncio (180± 84 millones de años).
En la región de Tierra Caliente y áreas vecinas, del flccidente del estado de Méx ico y sureste de Michoacán, existen extensos afloramientos de secuencias volcánico-sedimentarias parci~mente metamorfizadas, que se yuxtaponen a los afloramientos, también extensos, de las secuenc ias mar inas cretácicas de plataforma, de las áreas de Morelos y de Huetamo-Coyuca, en los límites de Guerrero y Michoacán.
TZ I - TZIO
HUETAMO
BasamenTO
no Aflorante
TELOLOAPAN
IXTAPAN DE LA SAL
BasamenTO
no Aflorante
En el sector Teloloapan-Arcelia aflora una secuencia de rocas volcánicas andesítica s, roca::; sed imentarias calcáreo-arcillosas foliadas y grauvacas, que constituyen depósitos de un arco volcánico insular y mar marginal. desarrollados en el JUTásico SuperiorCretácico Inferior (Campa y Ram írez, 1979). Estas secuencias volcánico-sedimentarias afloran en forma continua hacia el norte, hasta la zona de Tejupilco, a partir de donde los afloramientos se vuelven aislados y menos extensos; también se llegan a observar las áreas de Ixtapan de la Sal, Zitácuaro y Tlalpujahua.
En ·el sector Huetamo~oyuca se encuentra expuesta una secuencia Jurásico-Cretácica volcánico-sedimentaria . que paulatinamente se vuelve más sedimentaria hacia la cima. La base presenta rocas sedimentarias detríticas interestratificadas. con lavas y tobas andesíticas del Jurásico, que constituyen la Formación Angao (Pantoja. 1959). Sobre esta foro mación descansa una intercalación de lutitas y areniscas. con algunos horizontes de tobas, limolitas y calizas arrecifales, depositados en el Cretácico Inferior (Neocomiano-AptianoAlbiano Inferior); estos depósitos constitu· yen la Formación San Lucas (Pantoja, 1959). Por último. la cima de la secuencia está formada por capas de caliza arcillosa atribuidas a la Formación Morelos. del Albiano (Pantoja, op. cit.).
El sector de Huetamo-Coyuca constituye una zona transicional entre el dominio mesozoico externo, representado por la plataforma Guerrero-Morelos, y el dominio mesozo ico arco insu lar. representado por los afloramientos volcánico-sedimentarios de la Sierra Madre del Sur. Las secuencias volcánico-sedimentar ias de Teloloapan e Ixtapan, situadas al oriente de Huetamo, serían entonces consideradas como alóctonos tectónicos sobre la plataforma del dominio externo (Campa y Ram írez. 1979), y provenientes del dominio arco insular occidental. De
Figura 3.5
PLATAFORMA
GUE R RE RO - MORELOS
Co rteza Continental
(Según Campa y Ramirez. 1979)
Cserna (1978 b) opina que la ausencia de caliza de plataforma en la Formación Morelos. al poniente de Teloloapan. se debe a un cambio de facies por la presencia de una cu enea en este sit io du ra nte el Alb iano-Cenomaniano. Este autor considera que las rocas volcánicas del área Teloloapan·Arcelia, más que formar la secuencia volcánico-sedi· mentaria del arco insular mar marginal, sugerida por Campa y Ram írez, pertenecen a una etapa de volcanismo Cenomaniano-Turon iano (Formación Xochipalal. o bien al basamento de rocas volcánicas antiguas, todo esto en un modelo paleogeográfico que no muestra mayores complicaciones tectó n icas.
3.6. Oaxaca y zonas adyacentes
En la región central de Oaxaca y las áreas adyacentes del sur de Puebla, y este de Guerrero, aflora una importante secuencia mesozoica sedimentaria que atestigua el desarrollo de una cuenca a partir del Jurásico Inferior.
Esta región de afloramientos mesozoicos se encuentra limitada por varios complejos metamórficos que afloran en esta porción del país. Al noreste se localizan I~s rocas metamórficas del Complejo Acatlán. del Paleozoico Inferior. que son resultado del metamorfismo de depósitos marinos de eugeosinclinal (Ortega, 1978); sobre este complejo metamórfico descansan las rocas sedimentarias del Jurásico y Cretácico, y algunas unidades no metamorfi zadas del Paleozo ico . Al oest e y su r.losaf loramientos no sedimentarios mesozoicos están limitados por el Complejo Xolapa. constituido por gneises. migmatitas y esquistos de. biotita con metamorfismo de faciesanfibolita (Ortega, 1976). La edad de este complejo es aparentemente mesozoica, pero se han reportado eventos termales del Paleozoico. Jurásico y Terciario (Halpern. et al .. 1974 ; Guerrero et al., 1978; De Cserna et al .. 1962).
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Al sureste, el I (m ite de la cuenca lo forma el Complejo Oaxaqueño, formado de gneises bandeados y metamorfizados de fa cies que varlan de granulita a transición granulita antibolita, incluyendo charnockitas, anortositas y pegmatitas. Fries y colaboradores (1962) llevaron a cabo estudios radiométricos del Complejo Oaxaqueño, que dieron como resu Itado edades de 110 ± 125, 920 ± 30 y 940 millones de años correspondientes al Precámbrico; por otra parte, estos autores señalan que las pegmat itas y la ultima etapa de metamorfismo que afecto las rocas encajonantes son equivalentes a la provincia metamórfica grenvilliana del oriente de Estados Unidos y Canadá. Los 'afloramientos de este complejo forman una parte considerable de la zona montañosa que está ubicada al poniente de la ciudad de Oaxaca. Para concluir, procede señalar que al noreste la cuenca se encuentra limitada por los afloramientos metamórficos del flanco occidental de la Sierra de Juárez, en un contacto marcadamente rectil rneo que forma la Cañada Oaxaqueña y que puede responder a un rasgo tectónico de dimensiones regionales . Estas rocas metamórficas han sido tradicionalmente asignadas al Predtmbrico (Ortogneis) y Paleozoico (filitas y arcosa s metamorfizadas incipientemente) (López Ramos, 1979); sin embargo, Charleston (1980) reporto la existencia de un amplio complejo metamórfico, derivado de deposito s eugeosinclinales de areniscas, lutitas y derrames volclmicos del Cretácico; estudios radiometricos en estas
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rocas dieron como resu Itado edades, para el metamorfismo, correspondientes al Cretácico Superior y Terciario Inferior (Charleston op. cit.). Segun este autor, este complejo esta formado por bloques alóctOñosprovenientes del oeste y cabalgados sobre los sedimentos miogeosinclinales del Jurásico y Cretácico durante la Orogenia Laramide.
La región de Puebla, Oaxaca, Guerrero y Morelos, subyacida por los complejos Acatlán y Oaxaq u eño, presenta afloram ¡entos ex tensos de unidades sedimentarias del Mesozoico que se encuentra dispuestas en plieges de orientación nor-noreste. Debajo de estas secuencias mesozoicas se han reportad o, en afloramientos aislados, algunas unidades sedimentarias paleozoicas descansando en discordancia sobre el basamento metamórfico. Sobre el Complejo Acatlán, Corona (1981) y Flores y Buitrón (1982) descubr ieron, en el área de Olinalá, una secuencia de rocas detríticas y ca lcáreas con fós il es del Pensilvánico y Pérmico. También han sido reportad os sobre este complejo, descubrimientos de rocas sedimentarias del Paleozoico Superior en Mixtepec, Oax. (Flores y Buitrón, 1984) y en Tuxtepeque, Pue. (Enciso de la Vega, 1984). La Formación Matzitzi, con plantas fósiles del Pensilvánico (De Cserna, 1970) se encuentra aparentemente cubriendo. tanto el Complejo Acatlán, como el Complejo Oaxaqueño, y sus principales afloramientos se encuentran al sur-oeste de Tehuacán.
Figura 3.6
20° _ -- - - +---- - - - ----tGOLFO
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CUERNAVACA
I DE MEXICO
I
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Rocas sedimentarias del Cretácico Superior de la plataforma GuerreroMorelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.
En la región de Nochitlán, sobre el Complejo Oaxaqueño, Pantoja y Robison reportaron en 1967 el descubrimiento de una secuencia marina con trilobites del CambricoOrdov íci co a la cual denominaron Formación Tiñú. Sobre de esta unidad descansa en discordancia una secuencia integrada por las formaciones Santiago, Ixtaltepec y Yododeñe que se encuentran formadas por más de mil metros de elásticos correspondientes al Misisfpico, Pensilvánico y Pérmico (Pantoja,1970).
La base de la secuencia mesozoica que aflora en la Cuenca Tlaxiaco la representan los sedimentos detrlticos de la parte inferior de la Formaci6n Rosario que es de origen continental y contiene horizontes de carbón (Erben, 1956). Segun este autor, los sedimentos de la Formación Rosario fueron depositados en U!la cuenca carbon rfera que se desarrollo durante el Jurásico Inferior en el noroeste de Oaxaca, noreste de Guerrero y suroeste de Puebla, y en cuyos bordes occidental y oriental no se depositaron los estratos inferiores de la formaci6n. Sobre la Formación Rosario descansa el ConglomEl"ado Cualac, que junto con los estratos medios y superiores de la primera, pertenecen al Jurásico Medio; ambas formaciones constituyen el Grupo Consuelo que subyace al Grupo Tecocoyunca, cuyas formaciones afloran en vadas localidades de la Cuenca de Tlaxiaco y pertenecen también al Jurásico Medio.
- Este grupo está formado por sedimentos detr(ticos y carbonatados, tanto continentales como marinos, con presencia de plantas fósiles y amonitas, lo cual atestigua varias invasiones y regresiones marinas. Durante el JurAsico Superior en algunas zonas de la cuenca se depositaron sedimentos francamente marinos como la caliza con cidaris en el área de Mixtepec-Tlax iaco (Erben, op . ciL) y las formacionGs Chimeco y Mapache del Sur de Puebla, formadas por caliza, calizas arcillosas y lutitas calcáreas (Pérez, et. al., 1965) . La Caliza Teposcolula, considerada originalmente como del Jurásico por Salas (1949) y posteriormente por Erben (1956), ha sido recientemente asignada al AlbianoCenomaniano (Ferrusquía, 1970) tomando como base su contenido faunístico; por otro lado la Caliza con Cidaris ha sido confirmada como perteneciente al Jurásico Superior por su contenido de equinoides del Oxfordiano, Calloviano y K imeridgiano (Buitrón, 1970). Hay que hac.er notar que estas unidades jurásicas se encuentran aflorando en la región del Complejo Acatlán y no ha sido reportada la presencia de rocas semejantes sobre el Complejo Oaxaqueño.
El Cretácico Inferior también atestigua sedimentación marina; sin embargo, en algunas localidades el Neocomiano y el Aptiano están ausentes. En el Area de Tehuacán aflora una secuencia de clasticos calcAreos con bancos de caliza que constituyen la Formación Zapotitlén; sobre esta unidad descansan 1 300 m de elásticos calcáreos, finos y gruesos, de la Formación San Juan Raya, del Aptiano. Las formaciones del Neocomiano y Aptiano, det área de Oaxaca central y sur de Puebla, han sido incluidas
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Rocas sedimentarias del Cretácico Inferior de la plataforma GuerreroMorelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.
dentro del llamado Grupo Puebla. Sin embargo. en var ias loca 1 idades este gru po está ausente y las calizas del Albiano descansan en discordancia sobre la secuencia jurasica. Baz~n (1981) menciona que con los pozos Yacuda No. 1 y Teposcolula No. 1 se atravesó una secuencia de más de 2 500 m de evaporitas del Jurtlsico Superior y Cretácico Inferior .
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afloran al sureste de Nochixtllln y con la Formación Mexcala de la Plataforma Guerrero-Morelos.
La secuencia mesozoica plegada de la Cuenca de Tlaxiaco está cubierta en discordancia angular por extensos afloramientos de depositos continentales areno-conglomeraticos y arcillo-arenosos del Terciario, y por rocas volcfmicas silkicas, intermedias y mélicas del Terciario Superior.
Los depósitos continentales terciarios han sido asignados a las formaciones Yanhuitlán y Huajuapan (Salas. 1949). que según Erbern (1956), son facies distintas de la misma unidad. La primera está formada por arcillas co n algunas intercalaciones de arenisca y cen iza volcánica; la segunda está compuesta de arenisca. ceniza volcánica. arcillas arenosas y capas de conglomerados y brechas. Ferrusquía (1976) menciona una edad radiométrica de 49.0 ± 8m. a para una toba interestratificada en la Formación Yanhu itlán de Sayu Itepec. qu e fech a a esta f ormac i6 n como Paleoceno Ta rd io-Eoceno Med io. Este autor seña la que la formación tiene una posición estrat igráfica similar con la Formac ión Tehuacán (Calderón. 1956) y el Grupo Balsas (Fries. 1960).
Para el O ligoceno se desarrolló en varias localidades del estado de Oaxaca un periodo de actividad volcánica que originó inicialmente la emisión de tobas silícicas e intermedias. Y. posteriormente, derrames lávicos andesíticos. La actividad volcánica culminó con algunos derrames basálticos del Terciario Superior_
Figura 3 .8
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Durante el intervalo Albiano-Cenomaniano se deposito en toda la región una secuencia de calizas en capas gruesas desarrolladas en un mar transgresivo. Estas calizas han recibido diferentes denominaciones en áreas distintas. Calderón (1956) designb como Formación Cipiapa a una amplia secuencia de calizas masivas de naturaleza micrltica y biomicrltica, con algunos nódulos de pedernal que afloran en la región de Tehuacán. Ferrusqula (1970) designó como Caliza Teposcolula a una biomicrita masiva Que aflora en el área homÓnima y Que había sido considerada por Salas (1949) como Jurásica; finalmente. Pllrez y colaboradores (1965) aplicaron a estas calizas el nombre de Formación Morelos. en la region de Acatla, al relacionarlas con las calizas Albiano-Cenomani~mo que afloran en la Plataforma Guerrero-Morelos.
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Sobre las calizas del Albiano-Cenomaniano descansa una secuencia de caliza margosa, denominada por Ferrusqula (1976) como Formaci6n Yacunama; presenta fósiles del intervalo Coniaciano-Maestrichtiano y aflora al noroeste de Nochixtlán. Se correlaciona con las Margas Tilantongo (Salas, 1949) Que
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Rocas sedimentarias del Jurásico de la plataforma Guerrero-Morelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.
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3.7. Sector su r de la Sierra Madre Oriental y Llanura Costera del Golfo Sur
E n el flanco este del sector sur de la Sierra Madre Oriental (Sierra de Juárez) está expuesta una gruesa secuencia de rocas sedimentarias mesozoicas que descansan sobre un basamento metamórfico que aflora principalmente en el flanco occidental de la misma sierra. Este basamen to metamórfico, oonstituido por esquistos, gneises y filitas, derivados principalmente de rocas sedimentarias, ha sido tradicionalmente atribuido al Paleozoico y Precámbrico, sin embargo, en una sección ubicada a la altura del paralelo 18, Charleston (1980) reconoció una gruesa secuencia de esquistos y rocas metavolcáni cas que atribuyó al Cretácico Inferior.
La secuencia sedimentaria del flanco oriental, que se encu entra confo rmando pliegu es asimétricos hacia el oriente, tiene como base, en el sect or Zongolica-Tehuacán , a una unidad de pizarras de color obscuro con algunas intercalaciones de areniscas de grano fino y lutitas ca lcáreas que se encuentran ampl iamente expuestas y han sido tentativamente atribuidas al Jurásico Medio (López Ramos, 1979). En el sector ubicado al sur del paralelo 18 , y hasta la región del istmo de Tehuantep8C, la base del Mesozoico la constituye la Formación Todos Santos que es una secuencia de lechos rojos continentales de areniscas, conglomerado y lutita con estrat ificación cruzada. Esta formación ha sido reconocida además en Chiapas y norte de Centroamérica, en donde a su parte inferior se le considera como Jurásico 1 nferior y Medio (Mu ll er ied , 1957); sin embargo, Ló pez Ramos (1979) opina qu e podr(a alcanzar el Triásico.
El Jurás ico Superior se encuentra expuesto en el área de Zongolica (Viniegra, 1965) en forma de secuencias marinas de calizas bituminosas con intercalaciones de calizas areno -arc illosas y con presenc ia de amonitas; sin embargo, en el sector sur del flanco oriental de la Sierra de Juárez no han sido reportados aflorameintos de esta época.
La secuencia marina del Cretácico que aflora en la porción norte de la Sierra de Juárez, está formada principalmente de rocas calcáreas que han sido reconocidas por Petróleos Mex icanos en estudios superfi
ciales y de subsuelo; estas rocas incluyen las formaciones Tuxpanguillo (Neocomiano), Capolucan (Aptiano), Caliza Orizaba (AIbiano-Cenomaniano), Cal iza Maltrata (Turoniano-Coniacianol, Unidad Guzmantla (Turoniano-Senoniano) ,as! como las formaciones Necoxtla y Atoyac del Senoniano-Campa niano y Campaniano-Maestrichtiano (Viniegra, 1965). Por otra parte, el Cretácico Marino está representado en el área del istmo de Tehuantepec por calizas ner(ticas fosil (feras que López Ramos (1979) incluyó dentro de la "Serie de Calizas Cretácicas NizandaLagunas" que ubicó en el Cretác ico Mooio.
En la porción de la Llanura Costera del Golfo que bordea la Sierra de Juárez, Petróleos M ex icanos a llevado a cabo perforaciones exploratorias que han permitido reconocer las unidades mesozoicds en el subsuelo, por lo cual ha sido posible la re-
SITUACION DE LA PLATAFORMA DE COIilDOBA Figura 3.9
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construcción de una paleo plataforma llamada Plataforma de Córdoba que constituyó un algo fondo marino durante la segunda mitad del Mesozoico. La mitad oeste de la plataforma está expuesta en la Sierra Madre Oriental y la mitad este está sepultada en la Llanura Costera del Golfo. Asimismo , se encuentra limitada al poniente por la Paleocuenca de Zongolica y al oriente por la Paleocuenca de Veracruz (González Alvarado, 1'976). Sobre esta plataforma se acumularon más de 5 000 metros de soo imentos de los cuales se ha obten ido producción petrolera, sobre todo de campos ubicados en su porción or iental (González Alvarado, op. cit.).
Durante el Terciario, en el marco de una regres ión marina hacia el este, se depositaron en la Llanura Costera del Golfo los seQimentos terrígenos de las Formaciones Ch icontepec-Velazco (Paleoceno); Aragón, Guayabal y"Chapopote (Eoceno); Horcones y La Laja (Oligoceno); Depósito, Encanto, Concepción, Filisola y Paraje (Mioceno). Estos depósitos se originaron al empezar las deformaciones orogénicas de la Sierra Madre Oriental durante el inicio del Cenozoico.
La actividad Ignea del sector sur de la Sierra Madre Oriental. que a finales del Mesozoico y principios del Cenozoico se manifiesta en forma de intrusiones graníticas, se restringe en el Terciario Superior y Cuaternario a las emisiones basáltica-alcalinas del área de los Tuxtlas. Esta zona volcánica Demant (1978) la relaciona con la provincia alcalina del Golfo de México, más que con el extremo oriental del Eje Neovolcánico como lo hablan señalado algunos autores.
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3.8. Resumen tectónico
La complejidad estructural yestratigrafi ca de la porción centro meridional de México hace difícil una reconstrucc ión paleog€ográf ica y tectó nica que permita una explicac ión c lara sobre el origen de los rasgos de esta porción de Méx ico .
Recientemente la estructu ra de la región ha sido interpretada en términos de un mosaico de terrenos tectonoestratigráficos (ver Fig. 311) que fueron acrecionados en diferentes episodios de la evolución tectónica de esta parte de México (Campa et al., 1981; Campa y Caney, 1983). Cada terreno cuenta con un basamento distinto y sus límites han sido interpretados generalmente com o l ímites tectón icos.
El terreno con el basamento más antiguo es el Terreno Oaxaca que ocupa la parte central del estado homónimo y cuenta con secuencias cám br ico·ordovic ícas y m isisipicopensivlánicas sin metamorfismo. La base metamórfica, formada por el Comp lej o Oaxaqueño del Precámbrico (900-1100 mi ll ones de años), ha sido interpretada como el resultado de la evolución de un rift con sedimentación en corteza continental antigua y el posterior metamorfismo a facies granu lita en una evolución ensiálica o por colisión co ntinental (Or tega, 1981). Este complejo es considerado como una continuación hacia el sur de la faja Grenvil liana (Fries et al., 1962), sin embargo, la fauna de trilobites de su cubierta cambrico-ordovícica, muestra más afinidad con la fauna de Europa y Sudamérica que con la de Norteamérica (Whittintan y Huges , 1974). Bazan (1984) no des-