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TESIS

Estratigrafía de la parte superior de la formación Lomas de la Virgen, sierra de

los Filos del Treinta y Cinco, Baja California Sur, México

Que como requisito para obtener el título de:

Geóloga

Presenta:

Denisse Aurora García Figueroa

Director:

Dr. Tobias Schwennicke

La Paz, Baja California Sur, mayo de 2016

UNIVERSIDAD AUTÓNOMA

DE BAJA CALIFORNIA SUR

Área de Conocimiento de Ciencias del Mar y de la Tierra Departamento Académico de Ciencias de la Tierra

Agradecimientos

Le agradezco a Dios por haberme acompañado en este largo camino, por mantener cerca de mí a las personas que con sus palabras alientan mi vida. Gracias Dios por ser siempre mi fortaleza y por brindarme una vida llena de aprendizajes, experiencia y sobre todo felicidad.

Agradezco a mis padres Aurora y Atanasio por apoyarme en todo momento y dejarme estudiar lo que hoy es mi fascinación. Gracias por forjarme desde pequeña a perseverar en lo que se quiere, por dejarme tomar decisiones y aceptar las consecuencias de las mismas (gracias por hacerme fuerte, los amo). A mis dos grandes orgullos mis hermanos Alejandro y Samuel, gracias por estar cuando los necesito (ILY).

Un agradecimiento especial a mi esposo Raúl por estar a mi lado apoyándome e impulsándome a continuar, gracias Raúl por el tiempo y paciencia pero sobre todo por el amor. Gracias a mi hija Sofía porque ella me da las fuerzas para seguir avanzando, te amo Princesa.

A todas las personas y amigos (Rosario, Abril, Agustín, Rosy, Magda, Dennis, Dulce, David, Claudia, Rosio, Diana, Manuel, Misael) que de una u otra forma han estado a lo largo de este largo camino muchas gracias por su tiempo y cariño. A mis amigos Mayra, Francisco y Samara gracias niños por estar siempre presente alentándome a siempre seguir luchando (gracias por aguantarme toda la carrera y por quererme tanto, saben que los amo como mis hermanos).

Araceli Moncayo gracias por siempre estar dispuesta ayudarme con todo el papeleo durante la carrera y ahora al final de la tesis. Te quiero bonita, eres la mejor secretaria del mundo.

Gracias inmensas a las familias Agúndez Arce, Agúndez Leal y Estrada Agúndez por apoyarme y sobre todo ayudarme cuando necesite tiempo para escribir, ellos estuvieron al cuidado y atención de mi Sofía, gracias por el gran amor que le brindan. Gracias a todos: Lucia, Ismael, Jenika, Sintia, Julio, Jhans, Iram, Cesar, Lamberto y Claudia.

Agradezco infinitamente al Dr. Tobias Schwennicke por su generosidad al brindarme la oportunidad de recurrir a su capacidad y experiencia en un marco de confianza, afecto y amistad, fundamentales para la culminación de este trabajo. A los maestros revisores de la tesis la Dra. Mara Yadira Cortez y al Dr. José Antonio Pérez Venzor por sus acertados y oportunas correcciones, muchas gracias.

Pero un último esfuerzo, uno más, tal vez sea el último, hay que proceder cada vez como si fuera la última, es el único medio de no retroceder. Samuel Beckett

Resumen

En el escarpe geomorfológico conocido como Cordón de la Virgen o sierra Los Filos del

Treinta y Cinco, ubicado al Oeste de la ciudad de La Paz, Baja California Sur, aflora un

paquete de rocas sedimentarias clásticas denominadas formación Lomas de la Virgen. El

nombre refiere a la localidad Lomas de la Virgen cerca del km 34.5 en la carretera

transpeninsular. Esta unidad, con un espesor total de aproximadamente 480 m, sobreyace

concordantemente al Grupo Comondú del Mioceno inferior, producto del arco volcánico

miocénico en el noroeste de México en aquel tiempo. La edad de la formación Lomas de

la Virgen abarca desde finales del Mioceno inferior a Mioceno medio.

En su parte inferior la formación Lomas de la Virgen se compone predominantemente de

arenisca de origen eólico, el resto de la unidad está constituido por arenisca y

conglomerado de origen fluvial.

El presente trabajo se enfoca hacia la parte superior de la formación Lomas de la Virgen.

En la mayor parte de estas capas predominan areniscas, las cuales texturalmente varían

de limosas a medias. Es común la presencia de abundante bioturbación, principalmente

rizolitos, pero también de otros icnofósiles (Coprinisphaera y Termitichnus). La

estratificación incluye laminación paralela y cruzada así como también estratificación

cruzada. Se observan algunos canales y se intercalan lentes de lodolita con grietas de

desecación, con escasa presencia de capas y lentes conglomerádicos. En total, estas

capas sugieren un régimen sedimentario fluvial de energía moderada en un ambiente

semidesértico. Los lentes de lodolita evidencian la existencia de cuerpos de agua

temporales. Hacia la cima del paquete que aflora en las Lomas de la Virgen, aumenta la

proporción de conglomerado y existe un paquete sumamente conglomerádico, que

sugiere un aumento en el nivel de energía en el ambiente fluvial, comparable con un

régimen de río trenzado.

Es notable la escasa presencia de materiales volcanoclásticos y la unidad ha sido

interpretada como producto de la transición sin arco a post arco, generado por la erosión

del arco. Hacia el Suroeste y Oeste, en Conquista Agraria y Reforma Agraria, la formación

Lomas de la Virgen se interdigita con los depósitos marinos de la Formación Salada.

Índice

1 Introducción ................................................................................................................ 1

1.1 Marco geológico .................................................................................................. 3

1.1.1 Formación ó Grupo Comondú ...................................................................... 3

1.1.2 Formación Lomas de la Virgen ..................................................................... 7

1.1.3 Marco Tectónico ......................................................................................... 11

1.2 Justificación y objetivos ..................................................................................... 13

1.3 Metodología ....................................................................................................... 14

2 Sedimentología y estratigrafía .................................................................................. 17

2.1 Columna ............................................................................................................ 17

2.2 Facies ................................................................................................................ 17

2.2.1 Facies arenisca (FA) ................................................................................... 18

2.2.2 Facies alternancia lodolita con arenisca (FL) .............................................. 26

2.2.3 Facies conglomerado (FC) ......................................................................... 28

2.2.4 Facies toba (FT) ......................................................................................... 35

2.2.5 Concreciones.............................................................................................. 36

2.2.6 Paleosuelos ................................................................................................ 38

2.3 Icnología ............................................................................................................ 39

2.3.1 Descripción ................................................................................................. 39

2.3.2 Icnofacies ................................................................................................... 44

3 Interpretacion y Discusión ......................................................................................... 45

3.1 Modelo de depósito ........................................................................................... 45

3.2 Implicaciones regionales.................................................................................... 51

4 Conclusiones ............................................................................................................ 54

5 Bibliografía ................................................................................................................ 56

Anexo

Introducción

García-Figueroa, D.A 1

1 Introducción

Desde La Paz hasta la región del volcán Tres Vírgenes, la parte este de la península de

Baja California está dominada por la cadena montañosa de la sierra La Giganta (Provincia

Geológica de la Faja Volcánica de la Giganta, Ortega-Gutiérrez, 1992), conformada

principalmente por rocas volcanoclásticas y volcánicas. Estos depósitos genéticamente

están relacionados con el arco volcánico del Oligoceno tardío al Mioceno medio

(Hausback, 1984; Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1986; Aranda-Gómez y Pérez-Venzor,

1988; Bigioggero et al., 1996; Umhoefer et al., 2001). Estas rocas han sido agrupadas en

una unidad estratigráfica llamada Formación Comondú (Heim, 1922; Beal, 1948; Mina-

Uhink, 1957; Hausback, 1984) o bien en un Grupo Comondú (McFall, 1968; Umhoefer et

al., 2001; Schwennicke y Plata-Hernández, 2003; Drake, 2005).

En la zona de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco (conocido popularmente como “la

subida al treinta y cinco”, figura 1), ubicado al noroeste de la ciudad de La Paz, afloran

estratos, los cuales según Hausback (1984) forman la parte superior de la Formación

Comondú. No obstante, autores posteriores (García-Figueroa y Schwennicke, 2008; Cota-

Castro, 2011) reconocieron diferencias litológicas importantes y establecieron este

paquete estratigráfico informalmente como formación Lomas de la Virgen. El nombre hace

referencia al lugar en el kilómetro 34.5 de la carretera transpeninsular. Cota-Castro (2011)

investigó la parte inferior de esta nueva unidad estratigráfica, dejando pendiente un

estudio litoestratigráfico detallado de las capas correspondientes a la parte superior de la

formación Lomas de la Virgen, la cual aflora en el escarpe morfológico de la sierra Los

Filos del Treinta y Cinco (llamado Cordón de la Virgen en mapas más antiguos).

El acceso a esta zona es por la carretera transpeninsular. Los afloramientos principales

estudiados se encuentran a lo largo de la carretera entre los kilómetros 31 y 34.5; otros

afloramientos se localizan en arroyos cercanos.

Introducción


Figura 1.- Localización del área de estudio. A.- Baja California Sur. B.- región de La Paz y Alfredo V. Bonfil. C.- Sierra Los Filos del Treinta y Cinco, Lomas de la Virgen y ubicación del área de estudio.

Introducción


1.1 Marco geológico

La porción oriental del estado de Baja California Sur (figura 2) está constituida en la mayor

parte por rocas volcanoclásticas denominadas Formación Comondú o Grupo Comondú

con una edad del Oligoceno superior al Mioceno medio (Mina-Uhink, 1957; Hausback,

1984; Sawlan y Smith, 1984; Bigioggero et al., 1996; Umhoefer et al., 2001; Drake, 2005).

En la parte occidental del estado se distribuyen distintas unidades litológicas de origen

marino tales como la Formación Tepetate (Paleoceno - Eoceno; Heim, 1922), la

Formación Bateque (Eoceno; Mina-Uhink, 1957), las Formaciones San Gregorio e Isidro

(Oligoceno superior a Mioceno inferior; McLean et al., 1987), la Formación El Cien

(Oligoceno superior - Mioceno inferior; Fischer et al., 1995), la Formación Salada

(Mioceno; Schwennicke et al., 2000a). La Formación/el Grupo Comondú está compuesta

por areniscas, conglomerados, brechas andesíticas y basálticas, tobas de caída de

ceniza, ignimbritas y lavas; estos depósitos genéticamente están relacionados con el arco

volcánico del Oligoceno – Mioceno del noroeste de México (Hausback, 1984).

1.1.1 Formación/Grupo Comondú

El nombre de Formación Comondú fue propuesto por Heim (1922) para areniscas y

conglomerados que afloran en el poblado de Comondú, proporcionando una descripción

breve de estas rocas (figura 3). En esta misma formación incluyó, tentativamente, también

conglomerados y brechas volcánicas aflorando en las partes altas de la sierra La Giganta,

al Este de Comondú. Autores posteriores utilizaron el nombre de Formación Comondú en

un sentido más amplio y reconocieron la distribución de sus rocas volcanoclásticas

(principalmente areniscas, conglomerados, brechas andesíticas y basálticas, tobas

silíceas) en toda la cadena montañosa a lo largo del lado este del estado de Baja

California Sur, desde Tres Vírgenes hasta la región de La Paz (Beal, 1948; Mina-Uhink,

1957; Demant, 1975; Hausback, 1984, figura 3). Algunos autores, por ejemplo Mina-Uhink

(1957), también consideraron derrames volcánicos máficos del Mioceno superior al

Plioceno como parte de esta Formación Comondú.

Introducción


No obstante, Hausback (1984) delimitó la unidad Comondú a las rocas relacionadas al

volcanismo silíceo del arco volcánico del Mioceno temprano a medio, excluyendo los

derrames basálticos afines principalmente con el rifting del golfo de California.

Figura 2.- Mapa geológico generalizado de la porción sur de la península de Baja California (tomado y modificado de Hausback, 1984 y Plata-Hernández, 2003).

Introducción


Figura 3.- Localidades donde se ha estudiado la Formación/el Grupo Comondú.

El uso del término Comondú en sentidos variados ha provocado que algunos autores

hayan propuesto abandonar este nombre (Sawlan y Smith, 1984) o simplemente

descontinuaron su uso (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor, 1986; Aranda-Gómez y Pérez-

Venzor, 1988).

Según Hausback (1984), en la región de La Paz se registra una transición de una facies

de núcleo en el extremo este (isla Espíritu Santo) a una facies proximal (San Juan de la

Introducción


Costa) hasta una facies distal más al oeste (figura 4). Esta sucesión de facies

genéticamente está relacionado con el arco volcánico miocénico, el cual se ubicaba en el

actual golfo de California, migrando hacia oeste durante el Mioceno temprano a medio.

Las direcciones principales de transporte fueron hacia el sur y suroeste (Hausback, 1984,

Figura 4).

Umhoefer et al. (2001) observaron en la región de Loreto la misma tendencia de

migración del arco, desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno medio.

Figura 4.- Facies volcánicas en la Formación Comondú. A. Distribución de las facies núcleo (lavas, tobas y depósitos fluviales), proximal (brechas volcánicas, tobas, conglomerados y areniscas), distal (areniscas y conglomerados). Tomado y modificado de Hausback (1984). B. Dirección de transporte en la Formación Comondú en la región de La Paz (modificado de Hausback, 1984).

La unidad Comondú es compleja, de gran diversidad litológica, lo cual fue motivo para

McFall (1968) de proponer elevarla al rango de un grupo estratigráfico, por lo menos en la

región de la bahía Concepción (figura 3). Dentro de este Grupo Comondú definió varias

formaciones, desde el contacto con el basamento cretácico hasta los derrames basálticos

sobreyacientes. Esta idea fue retomada por Umhoefer et al. (2001) quienes propusieron

un Grupo Comondú en la región de Loreto, Schwennicke y Plata-Hernández (2003) en la

región de Timbabichi (figura 3). Estos autores no definieron formalmente formaciones

Introducción


estratigráficas dentro del grupo. En Timbabichi, el Grupo Comondú sobreyace

transicionalmente a las rocas marinas del miembro Timbabichi de la Formación El Cien

(Plata-Hernández, 2003). Posteriormente, Drake (2005) estudió la zona entre Los Dolores

y Punta Coyote (figura 3). Reconoció un Grupo Comondú y definió varias formaciones

litoestratigráficas, además nombró algunas tobas intercaladas importantes y realizó varios

fechamientos radiométricos. Este Grupo Comondú sobreyace en la isla San José a la

Formación Salto (misma que McFall incluyó en su Grupo Comondú). En la isla Espíritu

Santo la Comondú sobreyace el basamento cretácico (Aranda-Gómez y Pérez-Venzor,

1986), mientras que en San Juan de la Costa sobreyace las rocas marinas de la

Formación El Cien (Fischer et al., 1995).

Existe un gran número de datos radiométricos que revelan la edad de la unidad Comondú

(figura 5). La Formación Salto, la cual McFall (1968) incluyó al Grupo Comondú y

Umhoefer et al. (2001) y Drake (2005) excluyeron, tiene una edad de Oligoceno superior

(McFall, 1968), y localmente un posible rango hasta el Mioceno muy temprano (Hausback,

1984; Schwennicke et al., 2000b; Plata-Hernández, 2003). El Grupo Comondú en Loreto

tiene un rango de edad del Oligoceno superior al Mioceno medio (Umhoefer et al., 2001).

En Timbabichi abarca desde finales del Oligoceno superior al Mioceno inferior (Plata-

Hernández, 2003; Drake, 2005). Entre Punta Coyote y Los Dolores la edad es de finales

del Oligoceno superior al Mioceno inferior (Drake, 2005). En San Juan de la Costa, la

Comondú probablemente inicia cerca del límite Oligoceno-Mioceno (Hausback, 1984;

Drake, 2005) y la toba más joven intercalada ha sido reportada con una edad de finales

del Mioceno inferior (Hausback, 1984). Sin embargo, este mismo autor fechó una lava

andesítica la cual se encuentra en las partes altas de la sierra Tarabillas (localizada

aproximadamente a 15 km de San Juan de la Costa, figura 1) en 12.5 m.a. (finales del

Mioceno Medio) y por lo tanto concluyó (erróneamente) que su Formación Comondú tiene

una rango de edad hasta el Mioceno medio. Esta lava probablemente ya no forma parte

de la Comondú sino es producto de la apertura del golfo de California.

1.1.2 Formación Lomas de la Virgen

Hausback (1984) dividió informalmente la Formación Comondú en dos partes: la “Lower

Comondú” va desde el contacto basal de la unidad hasta la base de la toba San Juan, la

“Upper Comondú” inicia en la base de la toba San Juan y abarca la parte superior de la

Introducción


formación. Sin embargo, existe una discrepancia entre la columna y su mapa geológico

(figura 5) ya que a pesar de mostrarse en mapa la “Upper Comondú” con amplia

distribución, la columna estratigráfica no presenta la mayor parte de dichos depósitos

(García-Figueroa y Schwennicke, 2008; Cota-Castro, 2011). Estas capas afloran en la

sierra Los Filos del Treinta y Cinco.

García-Figueroa y Schwennicke (2008) y Cota-Castro (2011) reconocieron importantes

diferencias litológicas entre el Grupo Comondú y los estratos aflorantes cerca y en el

escarpe morfológico de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco. Como consecuencia, estos

autores establecieron la formación Lomas de la Virgen como una nueva unidad

estratigráfica la cual abarca este paquete de capas. Cota-Castro (2011) propuso la cima

de un conglomerado regional como el límite estratigráfico entre las unidades Comondú y

Lomas de la Virgen y describió la estratigrafía de la parte inferior de esta última. Según

esta autora, la parte inferior de la formación Lomas de la Virgen se compone de

aproximadamente 100 m de areniscas de origen eólico, las cuales hacia arriba

gradualmente cambian a areniscas y conglomerados de origen fluvial. Estas capas

inclinan con pocos grados hacia suroeste. Según García-Figueroa y Schwennicke (2008)

y Schwennicke et al. (2009), la parte superior de la formación Lomas de la Virgen está

compuesta principalmente de areniscas con intercalaciones delgadas y lentes de lodolita y

conglomerado; hacia la cima aparecen rocas conglomerádicas. Es notable que con

excepción de una toba retrabajada no se encuentren rocas volcánicas intercaladas en la

formación Lomas de la Virgen.

La edad de la formación Lomas de la Virgen se revela considerando algunos datos de

autores anteriores. Hausback (1984) presentó un gran número de fechamientos

radiométricos, entre ellos de la toba San Juan (correspondiendo a la base de su “upper

Comondú”) con una edad de 18.7+ 1.1 m.a. y una toba soldada cerca de la cima de la

columna la cual reveló por medio del método 40Ar/39Ar (plagioclasa) una edad de 17.2 +

0.6 m.a. (finales del Mioceno inferior). Drake (2005) realizó un nuevo fechamiento de la

toba San Juan, obteniendo una edad de 19.29 + 0.16 m.a. (40Ar/39Ar, biotita) y de 19.37 +

0.06 m.a. (40Ar/39Ar, sanidino).

Introducción


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Introducción


Figura 6.- Mapa geológico del área de la sierra Filos del Treinta y Cinco. El rectángulo marca el área de estudio (tomado y modificado de SGM, 1999).

Esto sugiere que la toba soldada mencionada también tenga una edad ligeramente mayor

que la obtenida por Hausback (1984), pero desafortunadamente Drake (2005) no

determinó nuevamente la edad de esta toba. Por otro lado, Hausback (1984) fechó,

también por el método 40Ar/39Ar (plagioclasa), un derrame andesítico llamado lava San

Hilario en 12.5 + 1.4 m.a., el cual se encuentra coronando la cima del Grupo Comondú al

noroeste de San Juan de la Costa. Este derrame probablemente tiene relación con la

apertura del golfo de California (Cota-Castro, 2011; Schwennicke et al., 2013). Estos

datos a su vez marcan el rango máximo de edad de la formación Lomas de la Virgen. La

unidad inicia finales del Mioceno Inferior (alrededor de 17 m.a.) y termina en el Mioceno

medio, antes de 12.5 m.a.

El área de estudio se encuentra en una zona que marca un cambio geomorfológico

brusco, llamado sierra Los Filos del Treinta y Cinco (figura 1). Por un lado, al este y

Introducción


noreste existe un área topográficamente baja, dominada por colinas y planicies (Llano de

la Virgen); por otro lado, al oeste y suroeste se encuentra un escarpe morfológico con

altitudes topográficas hasta 300 m en su cima, intersectado por arroyos profundos. Este

escarpe y los puntos más elevados en su cima corresponden a la sierra Los Filos del

Treinta y Cinco. El área de estudio abarca entonces la transición entre estas dos regiones

de diferente elevación topográfica.

En la parte baja al este y noreste del área de estudio predominan sedimentos jóvenes del

Cuaternario (figuras 5 y 6). En las partes bajas del escarpe morfológico empiezan aflorar

los estratos de la formación Lomas de la Virgen. Al norte del área de estudio, al oeste del

pueblo de Alfredo V. Bonfil, debido a la inclinación general de los estratos hacia suroeste

(Hausback, 1984; Cota-Castro, 2011) aparecen por debajo de la formación los estratos

del Grupo Comondú (Drake, 2005). El contacto entre ambas unidades corresponde a la

cima de una capa de conglomerado (Comondú), sobreyacida por arenisca eólica (Lomas

de la Virgen; Cota-Castro, 2011).

Varios investigadores han mostrado evidencia para la existencia de un sistema de fallas

importantes a lo largo de la base de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco, nombrada falla

Carrizal (Gaitan-Moran, 1986; Umhoefer et al., 2014) o falla La Giganta (SGM, 1999). Este

sistema de falla marca el límite oeste de la Provincia Extensional del Golfo y existen

evidencias que la falla El Carrizal ha estado activa al menos desde el Mioceno tardío

(Umhoefer et al., 2014) y probablemente desde finales del Mioceno Temprano (Cota-

Castro, 2011). La existencia de la falla El Carrizal al parecer ha sido crucial para la

formación del escarpe geomorfológico la sierra los Filos del Treinta y Cinco.

1.1.3 Marco Tectónico

La evolución geológica de la península de Baja California está influenciada por los

procesos tectónicos que han ocurrido desde el Mesozoico hasta la actualidad. A partir del

Cretácico y hasta el Mioceno el noroeste de México se caracterizó por un límite

convergente, donde la extinta placa Farallón se subducía bajo la placa Norteamericana,

formando un arco magmático (Atwater, 1970). Este arco generó los cuerpos graníticos

cretácicos aflorantes en la península de Baja California (Schaaf et al., 2000) y las rocas

Introducción


volcanoclásticas y volcánicas oligocénicas y miocénicas de la Formación/el Grupo

Comondú (Hausback, 1984).

El término de la subducción entre la placa Farallón y la Norteamericana empezó

gradualmente a los 29 Ma cuando la dorsal del Pacífico colisionó con la trinchera

Norteamericana. Entre los 28.5 y 25 m.a. la placa Farallón se fragmentó y dio paso a la

formación de los puntos triples Rivera y Mendocino (Atwater, 1970). El punto triple Rivera

a los 16 m.a. comenzó a migrar hacia el Sur y se posicionó frente a la boca del futuro

golfo de California a los 12 m.a. Debido a esta migración, el límite entre la placa del

Pacífico y la Norteamericana cambió por un límite transformante lateral derecho, llamado

sistema de fallas Tosco-Abreojos, ubicado al oeste de la actual península (Atwater, 1970;

Fletcher et al., 2007). Como resultado del cambio del régimen tectónico progresivamente

terminó la actividad del arco magmático (Stock y Hodges, 1989).

La separación de la península de Baja California del continente inició en el Mioceno. En el

modelo tradicional (Stock y Hodges, 1989), la apertura se dio en dos etapas extensionales

principales: la primera de manera ortogonal (12 – 6 m.a.) y la segunda con un patrón

transtensional (6 – 0 m.a.). Sin embargo, parece probable que la extensión desde el

principio se dio de manera oblicua y por lo tanto transtensional (Fletcher et al., 2007;

Umhoefer, 2011; Weber, 2012). Fletcher et al. (2007) propusieron que la extensión

transtensional empezó desde el Mioceno Medio, continuando hasta el presente. Esta

extensión dio origen a la Provincia Extensional del Golfo la cual abarca desde el oeste de

la sierra Madre Occidental hasta el escarpe principal del golfo de California (Stock y

Hodges, 1989; Martín-Barajas, 2000). En la Provincia Extensional del Golfo se formó una

serie de cuencas extensionales en donde se depositaron sedimentos terrestres y marinos,

estos últimos producto de las primeras intrusiones marinas (Oskin y Stock, 2003). El

medio graben de La Paz se considera una de estas cuencas (Fletcher et al., 2003),

formado debido a la activación del sistema de fallas Carrizal (Umhoefer et al., 2014).

Dicha estructura es un conjunto de fallas normales, marcando el límite entre la microplaca

Baja California y la Provincia Extensional del Golfo (Fletcher et al., 2003; Umhoefer et al.,

2014).

Este modelo de evolución del noroeste de México, con la presencia del arco volcánico

Comondú en una primera etapa debido al régimen convergente y la extensión en la

Introducción


Provincia Extensional del Golfo en una segunda fase, recientemente fue cuestionado por

Duque et al. (2014) quienes proponen un inicio más temprano del rifting desde el

Oligoceno tardío y por lo tanto contemporáneo con la última etapa de la subducción,

disputando la existencia del arco Comondú.

1.2 Justificación y objetivos

En la zona de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco afloran rocas sedimentarias las cuales

forman parte de la formación Lomas de la Virgen (García-Figueroa y Schwennicke, 2008;

Schwennicke et al., 2009; Cota-Castro, 2011; Schwennicke et al., 2013). Mientras que

Cota-Castro (2011) estudió a detalle la parte inferior de la unidad, quedó pendiente la

descripción e interpretación detallada de la parte superior de la formación.

El presente trabajo tiene como objetivo general proporcionar dicha información a partir de

un reconocimiento litoestratigráfico detallado de la parte superior de la formación Lomas

de la Virgen.

Este objetivo general incluye:

Documentar la litología de las capas aflorantes en los Filos del Treinta y Cinco

Interpretar el origen de las capas

Discutir los resultados en el contexto regional

Contribuir al conocimiento geológico regional

Introducción


1.3 Metodología

Para la realización de este trabajo de investigación fue necesario llevar a cabo varias

actividades, las cuales fueron divididas en las siguientes etapas.

Etapa I.

Esta etapa consistió en la recopilación bibliográfica referente al área de estudio, así como

la organización de dicha información.

Etapa II.

Esta etapa consistió de seis salidas al campo. Se levantaron nueve columnas

estratigráficas, esto con el uso de una regla plegable (“regla de carpintero”), con la cual se

midieron los espesores de las capas (figura 7). A su vez se obtuvo la inclinación de las

capas usando una brújula geológica. Las columnas fueron descritas de manera detallada

por paquetes constituidos de capas, utilizando un formato (Coe, 2010). Se registraron los

rasgos litológicos y paleontológicos de los estratos y se tomaron muestras de cada capa

que aflora en el área de estudio. Los icnofósiles fueron observados y descritos en campo

en los afloramientos de las columnas estratigráficas, su clasificación informal en los

diversos tipos se basa en criterios morfológicos (Rindsberg, 2012). Dentro de este trabajo

de campo se utilizó un posicionador satelital (GPS) para obtener las coordenadas y las

altitudes de los afloramientos en los cuales se levantaron las columnas.

Etapa III.

En esta última etapa se integraron todos los datos obtenidos en campo. Se elaboraron y

dibujaron las columnas estratigráficas, en ellas se vació la información y las

características de cada capa.

Trigonométricamente se determinó la relación estratigráfica entre las columnas levantadas

en campo, para construir una columna compuesta del paquete aflorando en el área de

estudio. Para el cálculo del espesor no expuesto se realizó el siguiente procedimiento: En

un plano topográfico de escala 1:10,000 se vació la siguiente información obtenida en

campo: la ubicación de columnas con base en sus coordenadas UTM, la elevación, el

espesor levantado, el rumbo y la inclinación de las capas. Posteriormente, entre dos

columnas se obtuvo la distancia (en dirección del acimut de las capas), fungiendo esta

Introducción


como la hipotenusa de un triángulo. Utilizando los grados del echado promedio entre dos

columnas y el teorema de Pitágoras se calculó el valor del cateto adyacente, el cual es el

espesor entre dos columnas (figura 8). A este valor se suma la diferencia en altitud entre

las bases de columnas y se resta el espesor medido en la primera de las dos columnas.

El resultado es el espesor no expuesto entre dos columnas (ver columnas estratigráficas

en el Anexo). La figura 9 muestra la relación entre las columnas levantadas, donde se

pueden observar los espesores medidos en dichas columnas y los espesores no

expuestos.

A su vez se estudiaron muestras bajo el estereoscopio para conocer mejor la textura de

las rocas. Finalmente se redactó el presente documento con base en los datos

recopilados del área de estudio y apoyado por información bibliográfica.

Figura 7.- Levantamiento de columnas A.- Regla plegable (regla de carpintero). B.- Uso de una regla plegable durante el levantamiento de las columnas en campo.

Introducción


Figura 8.- Ubicación de columnas estratigráficas en campo.

Figura 9.- Esquema del cálculo trigonométrico con el que se obtuvo el espesor de las capas no aflorantes.

Sedimentología y estratigrafía


2 Sedimentología y estratigrafía

2.1 Columna

Los estratos se encuentran expuestos en el escarpe

geomorfológico de la sierra Los Filos del Treinta y Cinco

(Cordón de la Virgen) y se levantaron nueve columnas

estratigráficas en el área de estudio (figura 10). Se calcularon

el espesor total y los espesores no aflorantes

trigonométricamente, considerando el rumbo y la inclinación

de las capas, la altitud de cada base de columna y los

espesores expuestos en éstas. El espesor total, desde la

base de la columna 1 hasta la estación de microondas en el

lugar conocido como Lomas de la Virgen, es de 303 m. De

este espesor total, las nueve columnas medidas tienen un

espesor acumulado de 153 m, dejando el espesor restante

de 150 m como no aflorante.

Como producto del levantamiento y la descripción de estas

nueve columnas estratigráficas (Anexo) se distinguen cuatro

facies: arenisca, lodolita, conglomerado y toba. En el

siguiente subcapítulo se describen las características de

cada una de estas facies.

2.2 Facies

En este subcapítulo se describen las características de las

facies presentes en el área de estudio y se da una

interpretación genética. Se reconocen cuatro facies

principales: arenisca, lodolita, toba y conglomerado; a su vez

algunas de estas facies se dividen en subfacies para una Figura 10.- Columna compuesta con columnas levantadas en campo y espesores no aflorantes.



mejor descripción e interpretación. La facies arenisca es la más abundante. En general,

las facies reflejan ambientes terrestres, predominando un régimen fluvial.

2.2.1 Facies arenisca (FA)

En general, la facies arenisca está caracterizada por un color gris claro hasta café claro.

Presenta fractura irregular; tiene una resistencia y dureza regular y no contiene carbonato.

El tamaño de grano generalmente varía desde arena muy fina a fina, además hay

arenisca de grano medio a grueso y algunas rocas son conglomerádicas. Las areniscas

en su mayoría exhiben estratificación interna de varios tipos, aunque también es común la

presencia de bioturbación y algunas rocas ya no exhiben estructuras de estratificación

debido a la perturbación del sedimento (figura 11). Para una mejor descripción se

subdivide esta facies en varias subfacies.

Figura 11. Vista panorámica del afloramiento de la columna 2 (ver figura 8), compuesta primordialmente por arenisca. Es notable la estratificación en una parte del paquete (FA-1), aunque también existen capas internamente homogenizadas (FA-4).



2.2.1.1 Subfacies arenisca con laminación y estratificación paralela (FA- 1)

Descripción:

Es la subfacies más común. El tamaño de grano predominante varía de arena muy fina a

fina con buena selección a arena media con selección regular (figura 12). En algunos

niveles aparece también arenisca más gruesa. Solo en algunos niveles es posible

observar lentes de gránulos (granules) y de grava fina (pebbles), marcando la transición

hacia la subfacies conglomerado lenticular (figura 12). Algunos clastos se encuentran

también en forma dispersa en la roca. La forma de estos clastos va desde sub-angulosos

hasta subredondos y sus tamaños alcanzan 1 cm y excepcionalmente hasta 4 - 5 cm. Los

clastos que lo componen generalmente son de toba aunque a veces se observan también

otros clastos de composición volcánica efusiva (figura 12). Otra característica de esta

subfacies es la presencia de laminación y estratificación paralela bien marcada, la cual en

algunas partes se vuelve burda y poco visible. También es posible observar estratificación

cruzada de escala media a grande con ángulos bajos (figura 12).

En esta subfacies la bioturbación está ausente o es escasa. Los icnofósiles son de tipo

rizolitos (raíces de plantas) y son de color gris claro hasta café claro. Están expuestos de

forma vertical y algunos están horizontales. Parcialmente estos icnofósiles son

“fantasmas” (estructuras poco visibles), debido a su pobre preservación. Los rizolitos

presentes en su mayoría son del tipo A (ver capítulo 2.3.1).

Interpretación:

En general, la subfacies es semejante a la facies Sh de Miall (1978, 2006) y sus

características señalan que fue depositada en un ambiente fluvial de moderada a alta

energía. El tamaño de grano y la regular a buena selección indica un transporte bajo

condiciones poco variables a corto plazo durante el depósito. La marcada estratificación

paralela muestra un bajo gradiente del terreno y la existencia de superficies bastante

planas al depositarse estos sedimentos. Al parecer fueron flujos de avenida (sheet floods),

los cuales, por su poca profundidad, resultaron en flujos laminares del régimen inferior o

superior (Miall, 1978). Por otro lado, la presencia de estratificación cruzada refleja la

migración de pequeñas barras, revelando corrientes más turbulentas, con cambios de

energía y dirección de la corriente (Miall, 2014). Los escasos lentes de gránulos hacen



notar que hubo ciertas variaciones de la energía durante el depósito de estos sedimentos.

La poca bioturbación presente es un indicador de que la sedimentación fue constante o

sin pausas prolongadas, lo que generalmente no permitió la colonización del terreno por

plantas y animales.

Figura 12. Subfacies FA-1. A.- Vista general. B.- Con estratificación cruzada de bajo ángulo. En la parte inferior presencia de clastos de toba formando lentes de gránulos (granules). C.- Con laminación paralela y estratificación cruzada de bajo ángulo. D.- Laminación paralela, en la parte superior estratificación cruzada. En el medio un nivel delgado con clastos pequeños de toba (tamaño de la escala: 13 cm).

2.2.1.2 Subfacies arenisca con estratificación cruzada (FA-2)

Descripción

El tamaño de grano generalmente varía de arena fina a gruesa, con buena a mala

selección. Algunas rocas contienen también clastos dispersos de grava fina. Esta



subfacies está caracterizada por exhibir marcada a difusa estratificación cruzada de

escala media a grande , la cual es generalmente cruzada planar (figura 13). Es común la

presencia de pequeños lentes de conglomerado fino. También se observan paleocanales,

en su mayoría con anchos menores a 0.5 m. Algunos canales alcanzan hasta 1.5 - 2 m de

ancho aproximadamente y están rellenos de arenisca y arenisca conglomerádica con

estratificación cruzada o conglomerado.

Interpretación

En general, la subfacies es semejante a las facies Sp y Ss de Miall (1978, 2006) y fue

depositada en un ambiente fluvial de moderada a alta energía. La estratificación es

producto de la acreción en barras o dunas acuáticas y las variaciones texturales reflejan

condiciones de depósito variables. En total, las corrientes fueron más turbulentas, con

cambios en el nivel de energía y en la dirección de transporte (Miall, 2014). La escasa

Figura 13.- Subfacies FA-2. A.- Paquete expuesto sobre el arroyo. B.- Arenisca con estratificación cruzada. En la parte inferior se observa un lente de conglomerado fino, en el centro hay un paleocanal. C.- Estratificación cruzada y paralela. La escala mide 13 cm.



presencia de lentes de gránulos hace notar que hubo ciertas variaciones de la energía

durante el depósito de estos sedimentos. La poca bioturbación en esta subfacies es un

indicador que la sedimentación fue constante o sin pausas prolongadas y no permitió la

colonización del terreno por plantas y animales.

2.2.1.3 Subfacies arenisca con laminación cruzada (FA-3)

Descripción

El tamaño de grano generalmente varía de arena fina a media, la selección es buena a

moderada. El rasgo esencial de la subfacies FA-3 (figura 14) es la presencia de

laminación cruzada marcada a difusa. Ocasionalmente se registra también laminación

ondulada. La bioturbación está ausente o escasa.

Figura 14.- Subfacies FA-3, caracterizada por laminación cruzada. La escala mide 13 cm.

Interpretación

La subfacies es semejante a la facies Sr de Miall (1978, 2006) y refleja la acción de

corrientes turbulentas, produciendo rizaduras en el lecho sedimentario. La velocidad de



las corrientes fue moderada, considerando el tamaño de las estructuras. A su vez, su

formación requiere una cierta profundidad mínima en el agua (Reineck y Singh, 1980).

2.2.1.4 Subfacies arenisca bioturbada (FA-4)

Descripción

En esta subfacies el tamaño de grano generalmente varía de arena fina a media, la

selección es regular a muy buena (figura 15). Es posible observar abundantes lentes de

gránulos y grava. El largo de estos lentes comúnmente varía de 5 cm hasta 30 cm,

algunos alcanzan 2 m. Se componen de clastos de toba, sus tamaños generalmente van

desde unos pocos milímetros hasta 3 cm aproximadamente y pocos clastos exhiben

tamaños hasta de 10 cm (figura 16). También es posible observar que los clastos de toba

no solo se encuentran en forma de lentes si no también dispersos en las diferentes capas

que conforman esta subfacies. En general la textura de esta subfacies es semejante a la

FA-1 a FA-3, con la diferencia que en la FA-4 el sedimento está parcialmente o totalmente

homogenizado.

La estratificación en esta subfacies es poco visible, esto aparentemente es a causa de la

abundante bioturbación. La estratificación que se llega a observar en algunas capas es

laminación ondulada hasta curvada, estratificación cruzada de bajo ángulo, estratificación

paralela y laminación.

Esta subfacies se caracteriza por la presencia de abundante bioturbación y los icnofósiles

se encuentran en la mayoría de las capas que conforman esta subfacies (figura 16). Los

icnofósiles más comunes en esta subfacies son los del tipo A y C (rizolitos) y D

(Coprinisphaera isp.), aunque también se pueden encontrar del tipo B (rizolito) y los más

escasos son los del tipo E (Termitichnus isp., ver subcapítulo 2.3.1). No se observaron

madrigueras o rastros con rellenos activos.



Figura 15. Vista general de la subfacies FA-4 en afloramiento (columna 2, ver figura 8). Se observa una capa internamente homogénea, debido a la bioturbación interna.

Interpretación:

El sedimento de la subfacies arenisca bioturbada fue depositado en un ambiente fluvial de

energía moderada (al igual que la subfacies arenisca estratificada). El indicador de esto

es el tamaño de grano, que es predominantemente arena fina y ésta generalmente tiene

selección moderada a muy buena. Se interpreta que la dispersión de los clastos, por lo

menos en parte, se debe a la bioturbación y como consecuencia de ésta, lentes de

gránulos fueron mezclados con el sedimento arenoso, produciendo un sedimento

homogenizado. La estratificación en esta subfacies está poco visible debido a la

abundante bioturbación presente, la cual borró las estructuras primarias. La intensa

bioturbación señala que hubo un tiempo considerable entre depósito y depósito

(posiblemente algunos años o hasta décadas), lo que permitió que plantas y otros

organismos colonizaran sedimentos. Las partes con mayor visibilidad de estratificación

sugieren una sedimentación más continúa, dejando menos pausas y por lo tanto menos

tiempo para la bioturbación. Los icnofósiles reflejan la icnofacies de Coprinisphaera



(MacEachern et al., 2007) y el modo de preservación de los rizolitos (presencia de

carbonato de calcio y minerales de sílice) sugiere un ambiente semidesértico o alternando

seco-húmedo (Hasiotis et al., 2007). La subfacies FA-4 es la combinación de varias facies

de Miall (1978, 2006, 2014), antes de ser bioturbados los sedimentos fueron semejantes a

las subfacies FA-1 a FA-3. El sedimento bioturbado actual (subfacies FA-4) es

comparable con la facies Fr de Miall (1978, 2006), la cual se caracterizada por la

presencia de rizolitos.

Figura 16.- Facies FA-4. A.- Lente de gránulos en la Facies FA-4 (flecha). B.- presencia de abundantes icnofósiles del tipo A (ver capítulo 2.3). C.- Presencia de abundantes rizolitos del tipo C y D. D.- icnofósiles del tipo A y D. La escala mide 13 cm.



2.2.2 Facies alternancia lodolita con arenisca (FL)

Descripción:

Esta facies está caracterizada por una alternancia de lodolita y arenisca, con colores que

varían de rojizo a rojizo claro (figura 17). La resistencia y dureza de esta facies es de

regular a buena y no contiene carbonato. El espesor de las capas individuales de lodolita

alcanza 6 cm. El tamaño de grano va de lodo (mezcla de arcilla y limo) hasta lodo

arenoso. El espesor de las capas de arenisca varía de 2 - 5 cm, y a veces un poco más.

La arenisca es muy fina y parcialmente limosa. En los límites entre cada alternancia de

lodolita y areniscas se observan grietas de desecación, bien preservadas y marcadas en

todos los niveles de esta facies (figura 18). Esta facies forma cuerpos lenticulares y la

mayor extensión lateral observada es > 100 m. Algunos lentes pequeños y de poco

espesor se componen solamente de lodolita, sin presencia de arenisca intercalada.

Figura 17.- Vista panorámica de la facies FL (columna 3, ver figura 8 y Anexo). A.- Paquete expuesto a un costado de la carretera. B.- Paquete expuesto sobre el arroyo (columna 1).

Frecuentemente también es posible observar en las capas de arenisca pequeños

intraclastos de lodolita (figura 18 C). El tamaño de estos clastos va de unos pocos

milímetros hasta 2 cm y su forma es angulosa a subredonda. En la columnas 2 aflora esta

facies rellenando un paleocanal. En toda la facies se puede observar laminación paralela

en la roca y no exhibe bioturbación.



Interpretación:

La facies corresponde a la facies Fl de Miall (2006) y fue depositada en aguas estancadas

y tranquilas, permitiendo la sedimentación de lodo. Las capas de arenisca reflejan pulsos

de agua inundando estas suaves depresiones en una planicie, trayendo consigo arenas,

causando el retrabajamiento de los depósitos lodosos existentes; esto produjo los

intraclastos de lodolita las cuales se encuentran en las capas de arenisca. Posteriormente

a estos pulsos de agua, los cuerpos de agua y planicies de inundación se secaron debido

a la evaporación y/o infiltración. Prueba de esto es la presencia de abundantes grietas de

desecación. La facies sugiere un clima árido a semiárido, aunque depósitos lodosos y

grietas de desecación también ocurren en climas más húmedos.

Figura 18.- Facies FL. A.- Alternancia de lodolita y arenisca. B.- Grietas de desecación bien marcadas. (tamaño de la escala 13 cm). C.- Intraclastos de lodolita (flecha) en la arenisca. La escala mide 13 cm.



2.2.3 Facies conglomerado (FC)

Esta facies se caracteriza por un color gris oscuro hasta gris claro. La dureza es buena y

la resistencia es regular, sin contener carbonato. En general, son paraconglomerados

finos a gruesos (figura 19). La forma de los clastos varía de subangulosos hasta

redondeados y éstos se componen de rocas volcánicas efusivas y piroclásticas,

incluyendo basalto, andesita, riolita, riodacita y toba soldada (figura 20). La facies abarca

desde lentes hasta capas e internamente es posible reconocer varios tipos de

estratificación incluyendo estratificación paralela y cruzada; algunos depósitos son

caóticos y se observan contactos transicionales, erosivos y canales. Para una mejor

descripción se divide en varias subfacies (figura 20).

Figura 19.- Vista general de una parte de la facies conglomerado. Columna 8, parte superior (ver Anexo 1). A.- Vista del afloramiento principal de la facies conglomerado. B.- Columna 8 (ver figura 8) donde la facies conglomerado abarca la parte superior de la misma.

2.2.3.1 Subfacies conglomerado fino y arenisca conglomerádica (FC-1)

Descripción:

La subfacies consiste en conglomerado fino arenoso, gradando hacia arenisca

conglomerádica y está expuesta en forma de capas y lentes alargados (figura 21). El

tamaño de la grava alcanza pocos centímetros y en su mayoría son de gránulos y de

grava fina. Sin embargo, es posible observar algunos clastos más grandes, con tamaños

de hasta aproximadamente 5 cm de diámetro. Es común encontrar lentes delgados de



grava más gruesa en esta subfacies y algunas capas exhiben verticalmente estratificación

gradada. La arena es gruesa a muy gruesa, de selección regular a mala.

Se observa estratificación paralela hasta cruzada planar de escala media de ángulos

bajos a marcados (figura 21). La estratificación está bien visible debido a variaciones

granulométricas. Es posible encontrar bioturbación y las pocas estructuras son rizolitos de

los tipos A y C (ver capítulo 2.3.1), se distribuyen de forma irregular.

Interpretación:

La subfacies FC-1 no tiene un equivalente claro en la clasificación de facies de Miall

(1978, 1996), la más semejante es la facies Gm de Miall (1978), quien interpreta su facies

Gm como producto de acreción en barras, lags y depósitos tamizados (sieve deposits). La

subfacies FC-1 fue depositada en un ambiente de mayor energía, en comparación con la

facies arenisca, esto por el tamaño de grano y la mala selección que presenta. El depósito

Figura 20.- Facies conglomerado (FC). A.- Diversidad de clastos volcánicos en la facies (escala: 13 cm). B.-Conglomerado y arenisca conglomerádica con estratificación cruzada en un paleocanal. C.- Arenisca conglomerádica y conglomerado formando lags.



se dio por corrientes de agua en superficies planas o casi planas. Este tipo de

conglomerado ha sido interpretado por Blair y McPherson (1994: figura 18) y Blair (2000)

como producto de flujos de avenida (sheet flood).

2.2.3.2 Subfacies conglomerado canalizado (FC-2)

Descripción:

Esta subfacies corresponde a paraconglomerado soportado por clastos y en algunas

partes por matriz y se puede observar rellenando paleocanales, los cuales generalmente

tienen anchos menores de 1 m (figura 22). El tamaño de los clastos de esta subfacies es

variable; el diámetro máximo es aproximadamente de 15 cm (cobbles). La forma que

exhiben los clastos es subangulosa a subredonda (figura 22). Parcialmente el arreglo es

caótico, especialmente en la parte profunda de los canales. Se observa estratificación

Figura 21.- Subfacies FC-1. A.- Conglomerado fino y arenisca conglomerádica con estratificación paralela. B.- Estratificación gradada y poca presencia de icnofósiles. C.- Estratificación paralela y cruzada de bajo ángulo. La escala mide 13 cm.



gradada y conglomerado más arenoso puede exhibir estratificación cruzada y planar de

escala media, de visibilidad regular (figura 22). La bioturbación en esta subfacies es nula.

Interpretación:

Ninguna de las facies de Miall (1978, 2006) concuerda totalmente con esta facies. La

facies Gt es la más semejante, la cual se forma en canales. Las características de la FC-2

señalan que los fueron depositados en canales, bajo condiciones de alta energía. Los

conglomerados muy gruesos y de arreglo caótico probablemente son producto de

corrientes turbulentas y una acumulación rápida. La presencia de estratificación gradada

refleja la disminución de la corriente conforme como fue rellenado el canal.

Figura 22.- Subfacies FC-2. A.- Subfacies conglomerado canalizado con canales menores a 1 m. B.- arreglo caótico y forma subredondeada de los clastos. C.- Estratificación cruzada de visibilidad regular. La escala mide 13 cm.



2.2.3.3 Subfacies lentes de conglomerado (FC-3)

Descripción:

La subfacies consiste en paraconglomerado soportado por clastos y matriz y se encuentra

en forma de lentes con largos de pocos decímetros hasta 2 m aproximadamente (figura

23). La matriz se compone de arenisca mal seleccionada. La forma de los clastos varia de

subanguloso hasta subredondeado y su tamaño alcanza 15 cm. Los lentes más pequeños

son agrupaciones de pocos clastos, generalmente con tamaño de pebbles. Algunos de

estos clastos exhiben imbricación. Los lentes alcanzan espesores de hasta 40 cm,

aunque normalmente el grosor es menor. Algunos exhiben una base horizontal y una

superficie superior curvada, otros muestran una base erosiva. Todos los tipos anteriores

contienen clastos volcánicos efusivos y piroclásticos. No obstante, en arenisca fina a

media se observan lentes los cuales se componen principalmente de clastos de toba,

además de clastos de pómez y algunos efusivos. Los clastos son pequeños y

generalmente no sobrepasan los 3 – 4 cm de diámetro. Algunos de estos lentes forman

parte de conjuntos cruzados (cross-sets) y por lo tanto están inclinados (figura 24). El

conglomerado presenta un arreglo interno caótico. No se observa bioturbación.

Interpretación:

Esta facies sugiere su formación bajo condiciones de alta energía. Algunas agrupaciones

de clastos grandes podrían reflejar su acumulación por obstrucción. Otros, por su forma,

son producto de pequeñas barras y los lentes observados en conjunto con arenisca con

estratificación cruzada sugieren condiciones energéticas variables, donde grava fina se

acumuló en la parte frontal de barras o en depresiones entre barras o dunas acuáticas.

También parece posible que algunos lentes se formaron a partir de flujos de escombro,

donde eventos posteriores lavaron la matriz fina (winnowing), dejando los clastos más

grandes en forma de lentes (Blair, 2000).

2.2.3.4 Subfacies conglomerado tipo lag (FC-4)

Descripción:

Esta subfacies consiste en horizontes delgados compuestos por clastos gruesos. El

espesor típicamente es de algunos centímetros. La forma de los clastos varía de



subangulosos hasta subredondeados y redondeados. Alcanzan tamaños variados desde

5-10 cm y en algunos casos hasta 20 cm (figura 25).

Interpretación:

Esta subfacies corresponde a la facies Gh de Miall (2006) y los depósitos se forman en

superficies planas. Los conglomerados pueden reflejar condiciones de muy alta energía

que no permitieron la acumulación de matriz arenosa (traction carpet; Postma, 1986; Miall,

2006), así mismo pueden reflejar procesos secundarios. La matriz puede ser lavada por

corrientes menores o por lluvia, dejando un depósito condensado (lag; Blair y McPherson,

1992,1994).

Figura 23.- Subfacies FC-3. A.- Pequeño lag de conglomerado en arenisca conglomerádica con algunos rizolitos. B.- Agrupación de clastos en arenisca conglomerádica con algunos rizolitos. C.-Pequeño lente de conglomerado fino a grueso. Algunos clastos muestran imbricación. La escala mide 13 cm.



Figura 24.- Subfacies conglomerado tipo lag (FC-4). A.- Lente de conglomerado con clastos subagulosos. B. lente de conglomerado con clastos de tamaño no mayor a 4cm. C. lente de comglomerado con clastos de tamaño homogéneo. D.- Variedad de lentes de conglomerado ricos en material tobáceo de tamaño no mayor a 4 cm. La escala mide 13 cm.

Figura 25.- Subfacies FC-4. A.- Conglomerado tipo lag con clastos no mayores a 10cm. B.- Lag con clastos excepcionales de hasta 20 cm. La escala mide 13 cm.



2.2.4 Facies toba (FT)

Descripción

Esta facies es escasa y consiste de toba de ceniza retrabajada, expuesta en la parte

basal de la columna 3 (figura 26 y Anexo). Se caracteriza por un color gris claro hasta

blanco.

El espesor es variable y alcanza 1 m aproximadamente, lateralmente se interdigita con

arenisca y en algunas partes se acuña (figura 27). La roca exhibe una fractura irregular,

además tiene una resistencia y dureza buena. En la matriz fina de ceniza se observan

pequeños cristales de cuarzo y biotita, evidenciando una composición félsica. Es una toba

retrabajada ya que es posible observar estratificación paralela, laminación cruzada hasta

estratificación cruzada de bajo ángulo y de visibilidad regular.

Figura 26.- Mosaico fotográfico de la parte basal de la columna 3 en una curva de la carretera. Las rocas de color claro corresponden a la facies toba.

Existe bioturbación abundante y se observan rizolitos que penetran y atraviesan la toba

retrabajada. Están expuestos en forma de tubos alargados de forma vertical; sus tamaños

varían y alcanzan hasta > 10 cm de largo y exhiben diámetros desde unos cuantos

milímetros hasta aproximadamente 1 cm. Son del tipo A principalmente (ver capítulo

2.3.1) y están regularmente preservados. El tipo de materia del que están rellenos es

arena muy fina a fina proveniente de la capa sobreyacente (figura 27). La bioturbación

afectó a los límites inferior y superior de la toba, borrando parcialmente contactos

marcados.



Interpretación:

Esta toba no es un depósito in situ, sino el material piroclástico aún no consolidado fue

redepositado por procesos fluviales. La evidencia es la estratificación interna, el espesor

variable, la parcial interdigitación con otros sedimentos y la presencia de rizolitos que la

atraviesan. Por lo tanto, la facies refleja un evento volcánico contemporáneo al depósito

de los sedimentos. La abundante bioturbación indica que posteriormente a su depósito la

superficie fue colonizada por vegetación y probablemente también por animales. La poca

presencia de esta facies sugiere que los eventos volcánicos fueron muy escasos.

2.2.5 Concreciones

En varios niveles a lo largo de la columna estratigráfica se encuentran concreciones

inmaduras de carbonato de calcio (figura 28). Su forma generalmente es bastante

irregular, son comunes las estructuras extendidas lateralmente y hasta alargadas.

Figura 27.- Facies toba (FT). A.- Facies Toba (color claro) intercalada con arenisca (color café). B.- Vistas de la abundante bioturbación en la facies toba. C.- Madrigueras y rizolitos atraviesan la toba (tamaño de la escala 13 cm).



Algunas tienen formas más circulares; además, en cortes se observan líneas concéntricas

de crecimiento. Las concreciones se concentran en ciertos niveles y pueden seguir a la

estratificación interna de las capas. En las columnas 9 y 3 afloran concreciones con

dichas formas alargadas. Además, en diversas localidades éstas tienen una dirección de

inclinación variando de 160° a 340°, predominando SW.

Figura 28.- Concreciones. A.- Concreciones alargadas hasta tabulares expuestas en la facies FA-2. B.- Concreción con forma tabular en la facies FA-4. Concreciones alargadas en la facies FA-2. D.- Concreciones en diferentes niveles de la facies FA-4.

Interpretación:

Las concreciones señalan un crecimiento bajo un régimen de flujo de agua subterránea,

mostrando la dirección del desplazamiento del agua e indicando también un nivel freático

no tan profundo (Mozley y Davis 2005). Su concentración en ciertos niveles sugiere que la

superficie sedimentaria para un tiempo se quedó estable y como consecuencia también el

nivel freático, donde preferentemente se formaron estas estructuras diagenéticas. La



forma alargada de muchas concreciones, con una orientación NE – SW, refleja una

percolación del agua subterránea hacia SW, lo que sugiere que la superficie terrestre

tenía una inclinación con esta dirección.

2.2.6 Paleosuelos

Paleosuelos reflejan pausas en la sedimentación y pueden expresarse de manera

variada. En el área de estudio se observaron en varios niveles evidencias para

paleosuelos. En la columna 1, el límite entre los paquete 7 y 8 está remarcado por la

presencia de un horizonte de caliche (figura 29). Esta capa, con un espesor que alcanza

10 cm, exhibe una continuidad lateral irregular lo que refleja una paleosuperficie no muy

regular. El sedimento por debajo del horizonte de caliche (paquete 7) es poco bioturbado.

Otro horizonte de caliche existe en la cima del paquete 5 de la columna 1. En este caso,

el sedimento por debajo del caliche está fuertemente bioturbado, principalmente por

rizolitos.

La presencia de caliche es una evidencia para paleosuelos en un clima desértico.

Además, la pausa en la sedimentación comúnmente es evidenciada por un alto grado de

bioturbación de los sedimentos ubicados por debajo de la paleosuperficie. A su vez, la

bioturbación, la cual puede ser abundante y que fue causada principalmente por

vegetación, sugiere un clima no completamente seco sino más bien semidesértico (ver

subcapítulo 2.2.5).

Figura 29.- Paleosuelos. A.- Columna 1, contacto entre los paquetes 7 y 8. La cima del paquete 7 exhibe intenso reemplazamiento por calcita (caliche), indicando un paleosuelo. B.- Acercamiento al contacto (flecha).



2.3 Icnología

2.3.1 Descripción

En este subcapítulo se describen los diversos icnofósiles encontrados en el área de

estudios. Estos icnofósiles están presentes en la mayoría de las facies, aunque se registra

una abundancia variable. En algunas facies están prácticamente ausentes y en otras son

muy abundantes (ver columnas en Anexo). La terminología utilizada en la descripción se

basa en Savrda (2007) y Buatois y Mángano (2011). La mayoría de las estructuras son

rizolitos con diferentes características morfológicas. No obstante, hasta el momento no

existe una clasificación formal de los rizolitos en icnogéneros e icnoespecies, como en

caso de las estructuras generadas por animales (Rindsberg, 2012). Por este motivo se

optó por una clasificación informal del material encontrado en los tipos A – E.

Icnofósil Tipo A

Descripción:

El tipo A son rizolitos (huellas de raíces de plantas). Los rizolitos del tipo A son los más

abundantes y frecuentemente están bien preservados. Son de color gris claro hasta café

claro y están expuestos de forma vertical a subvertical. La longitud de las estructuras

comúnmente alcanza 8 cm y excepcionalmente 20 cm; su diámetro varia de 0.5 cm hasta

3 cm, algunos hasta 6 cm (figura 30). Tienen una superficie irregular hasta porosa y están

poco ramificados. Las ramificaciones comúnmente son horizontales y más delgadas que

la estructura vertical. El tipo de material que compone el relleno es arenoso, cementado

por carbonato de calcio y parcialmente por minerales de sílice al interior. El grado de

cementación puede aumentar hacia el centro del tubo.

Interpretacion:

Estos rizolitos, por su tamaño, probablemente fueron originados por arbustos hasta

pequeños árboles. La orientación vertical del tallo principal sugiere que la disponibilidad

de agua o de humedad en el subsuelo estaba limitada a niveles mas profundos.



Figura 30.- Rizolitos tipo A. A.- Rizolitos bien preservados (flechas). B.-Rizolitos con pobre preservación. Tamaño de la escala 13 cm.

Icnfósiles Tipo B

Descripción:

Son rizolitos y se encuentran en menor abundancia que el tipo A. Su color varia de café

claro hasta gris claro y su estado de preservacion varia. Están expuestos de forma

subvertical a vertical; su largo llega a medir hasta 15 cm y va desde 3 mm hasta 5 cm

(figura 31). Exhiben una superficie irregular, porosa hasta fibrosa. Estan rellenos de

arenisca bien cementada, con evidencia de calcificación y también silicificación hacia el

centro.

Interpretacion:

Por la estructura de la superficie probablemente pertenezca a plantas con raíces con

superficies fibrosas como posiblemente algunos arbustos o cactacéas.



Figura 31.- Rizolitos del tipo B. A. Preservación variable. B. Estructura fibrosa. El tamaño de la escala es 13 cm.

Icnofósiles Tipo C

Descripción:

Es un tipo de rizolito. Su preservación es variable y se observan de un color gris claro

hasta café claro. Son más delgados y más largos que los tipos A y B; además están

ramificados. El largo de estos rizolitos alcanza 20 cm y su de diámetro varía de unos

pocos milímetros hasta 1 cm máximo (figura 32). La orientación que presentan es diversa,

pueden encontrarse inclinados, verticales y horizontales. Están expuestos de manera

solitaria, pero en otros casos son abundantes y pueden encontrarse de forma aleatoria.

Su superficie es irregular y porosa por carbonato de calcio. El tipo de material de relleno

es arena calcificada en su parte exterior, hacia el interior también es carbonato de calcio o

también minerales de sílice. Este tipo de icnofósil solo está presente en algunas capas

(ver Anexo).

Interpretación:

Esta forma de rizolito probablemente pertenezca a plantas con raíces delgadas como

pequeños arbustos, zacate u otras plantas de tamaño menor.



Figura 32.- Rizolitos tipo C, distribuidos aleatoriamente. La escala mide 13 cm.

Tipo D

Descripción:

Son icnofósiles puntualmente muy abundantes, aunque en algunas capas están ausentes.

Su forma es esferoidal, están bien preservados y exhiben un color gris claro hasta café

claro, semejante al color de la roca. El tamaño de estos varía de unos pocos milímetros

de diámetro hasta 1.5 cm (figura 33). Están compuestos del material de la roca en la que

se encuentran, algunos son porosos y poco carbonatados.

Interpretación:

Este tipo de icnofósil, por la estructura esferoidal y el tamaño que presenta,

probablemente sea Coprinisphaera, icnofósil creado por insectos (Genisse et al., 2000;

Buatois y Mángano, 2007). En general es un icnofósil común en paleosuelos.



Figura 33.- Icnofósiles tipo D. A.- Vista general. B.- Vista más a detalle. Tamaño de la escala 13 cm.

Figura 34.- Icnofósil tipo E. En las imágenes A – C se observa su forma variada, desde estructuras alargadas hasta compactas con divisiones internas.



Tipo E

Descripción:

Generalmente son icnofósiles mal preservados, debido a su estructura delicada. Son

comunes en algunas capas. Su color es semejante al color de la roca, variando de café

claro hasta gris claro. Se pueden encontrar con formas variadas, desde alargadas hasta

más compactos y se caracterizan por la presencia de divisiones internas con forma de

laminillas (figura 34). Las estructuras varían de 1 a 2 cm de diámetro y de largo hasta de

varios centímetros aproximadamente. Están formados del mismo material de la roca en la

que se encuentran expuestos (figura 34).

Interpretación:

La forma y estructura que presenta este icnofósil indica que fueron originados por

termitas, el icnofósil es Termitichnus (Hasiotis, 2003; MacEachern et al., 2007).

2.3.2 Icnofacies

La presencia de rizolitos (icnofósiles tipo A, B y C) señala que el ambiente de depósito fue

terrestre. Los icnofósiles Coprinisphaera y Termitichnus son miembros de la icnofacies

Coprinisphaera (MacEachern et al., 2007). Esta icnofacies se encuentra en área

terrestres de baja energía donde la abundancia de vegetación es variable, abarcando

ambientes húmedos hasta secos (MacEachern et al., 2007). Es notable la ausencia de

otros icnofósiles comunes en esta icnofacies, específicamente madrigueras con rellenos

activos (MacEachern et al., 2007; Counts y Hasiotis, 2009). A su vez, los especímenes

encontrados del icnofósil Termitichnus isp. exhiben una morfología típica para climas

semiáridas (MacEachern et al., 2007). La morfología de los rizolitos apoya esta

interpretación: la mayoría de los rizolitos son estructuras delgadas y los rizolitos de mayor

tamaño muestran una orientación preferentemente vertical.

Interpretación y Discusión


3 Interpretación y Discusión

La descripción detallada de la parte superior de la formación Lomas de la Virgen permite

reconocer e interpretar los procesos sedimentarios y se propone el siguiente modelo de

depósito.

3.1 Modelo de depósito

La mayor parte del paquete de rocas expuestas en el área de estudio es arenisca

(columna 1 hasta la parte inferior de la columna 8, ver figuras 8,10 y Anexo). Solamente

en la parte superior de la secuencia (correspondiendo a la parte superior de la columna 8)

predominan rocas conglomerádicas. En total los sedimentos señalan un ambiente fluvial.

Considerando la variación textural, se puede dividir el desarrollo del ambiente de depósito

en dos etapas, la primera dominada por la acumulación de sedimento arenoso, la

segunda por el depósito de grava y arena.

En la columna compuesta, desde la base de la columna 1 hasta los 248 m, la litología es

relativamente uniforme, integrada predominantemente por arenisca muy fina a fina hasta

media a gruesa, algunas areniscas conglomerádicas, poco conglomerado lenticular o

como relleno de canales y varios lentes pequeños a grandes de lodolita. Además, aflora

una capa de toba retrabajada.

En los depósitos arenosos se reconocen varias subfacies (ver capítulo 2.2) donde

predomina arena fina, aunque se registra también arena de grano muy fino y medio a

grueso. La estratificación comúnmente es paralela y laminación paralela y cruzada de

bajo ángulo. La estratificación y laminación paralela son producto de flujos de avenida,

corrientes no confinadas (North y Davidson, 2012), donde agua corriente en forma de una

capa transporta el sedimento pendiente abajo. Esto probablemente señala un gradiente

bajo de la superficie sedimentaria. Por otro lado, la estratificación cruzada de mayor

ángulo refleja la migración de pequeñas barras las cuales muestran cambios de energía y

dirección de flujo (Miall, 1996). Sin embargo, la estratificación cruzada de mayor ángulo es

escasa, indicando que barras elevadas con forma marcada no fueron muy comunes. En

general, en esta parte de la columna se observan escasos canales, reforzando la

interpretación anterior.



La poca bioturbación en algunas capas de arenisca es un indicador de que

frecuentemente la sedimentación fue relativamente constante, dificultando la colonización

del terreno por plantas y animales. A su vez, la presencia de abundante bioturbación en

otras capas, hasta la perturbación completa del sedimento, indica pausas considerables

entre depósito y depósito, lo que permitió la colonización por plantas y animales. La

presencia de algunos niveles con caliche es otro indicador de pausas en la

sedimentación. Los icnofósiles encontrados predominantemente son rizolitos, orientados

en su mayoría verticalmente. Dicha orientación sugiere una limitada disponibilidad de

agua. Cabe mencionar que los rizolitos están preservados por calcificación o también con

un relleno silíceo, lo que sugiere suelos porosos y condiciones químicas variables en un

clima semi árido a árido (Rodas et al., 1994; Kraus y Hasiotis, 2006). Otros icnofósiles

fueron originados por insectos (Coprinispheaera isp.; Genisse et al.. 2000; Buatois y

Mángano, 2007) y termitas (Termitichnus isp.; Hasiotis, 2003; MacEachern et al., 2007).

Dependiendo del clima, los nidos de termitas varían en tamaño y forma, estructuras

pequeñas y someras son típicas para un clima seco (Hasiotis et al., 2007). En conjunto,

los icnofósiles encontrados en este estudio y su preservación apuntan hacia un clima semi

árido.

Como ya se ha mencionado, en esta parte de la secuencia estudiada pocas rocas son

conglomerádicas, presentes como rellenos de canal o lentes, y escasamente contienen

clastos mayores a 1 - 2 cm. Además, la mayoría de los clastos son de toba y pómez. Las

características de estos sedimentos en conjunto sugieren corrientes moderadas.

Los sedimentos lodosos fueron depositados en una ambiente de baja energía, en aguas

estancadas y tranquilas, permitiendo la sedimentación de lodo. A su vez,

esporádicamente hubo pulsos de agua corriente que transportaban arena hacia estas

depresiones inundadas. Debido a la evaporación e infiltración estos cuerpos de agua se

secaron, formando y dejando como prueba de estos procesos las grietas de desecación.

Una característica más en los estratos estudiados es la presencia de concreciones

alargadas que generalmente siguen en su orientación a los planos de estratificación. Este

tipo de concreciones son producto de un crecimiento bajo un régimen de flujo orientado

de agua subterránea (Mozley y Davis, 2005) y esto sugiere un nivel freático no tan

profundo al momento de formarse las concreciones.



En total, las características sedimentológicas y paleontológicas de la mayor parte de la

columna compuesta (desde la base de la columna 1 hasta la parte inferior de la columna

8) sugieren un ambiente de planicie aluvial con corrientes intermitentes y pocas corrientes

canalizadas (figura 35 A). La superficie sedimentaria tenía una morfología casi plana y en

esta planicie aluvial se acumuló predominantemente sedimento arenoso, por corrientes no

confinadas (Alexander y Fielding, 2006). En algunas depresiones en la planicie aluvial se

acumuló lodo como consecuencia de eventos esporádicos de inundación (figura 35 B). El

clima era cálido y semi árido. El tipo de ambiente fluvial corresponde a ríos efímeros de

bajo gradiente donde las inundaciones en la planicie aluvial son escasas. Esto permite el

crecimiento de vegetación y la colonización por animales (Fielding et al., 2009, 2011). En

general, el ambiente de depósito propuesto era similar a las condiciones actuales en

áreas de bajo gradiente y con sedimentación fluvial en la región (figura 36).

Figura 35. Modelo del ambiente de depósito. A y B. Modelo para la mayor parte de la columna compuesta. A. Planicie aluvial colonizada, una depresión con lodo seco y un canal en tiempo de sequía. B. Evento de inundación en la planicie aluvial. C. Modelo para la parte superior de la columna, en tiempo de sequía.



Un cambio litológico marcado se registra en la parte inferior de la columna 8,

correspondiente a la porción superior de la columna compuesta (figura 10). Este último

paquete de la columna compuesta se caracteriza principalmente por arenisca

conglomerádica y conglomerado, predominando la primera. El conglomerado grueso está

presente en forma de lentes, lags y rellenos de canales. Predomina estratificación

paralela y estratificación cruzada planar y los canales son comunes. Algunos depósitos

conglomerádicos gruesos no exhiben estratificación. La bioturbación es poca hasta

ausente, alcanza su mayor abundancia en arenisca conglomerádica.

Figura 36. Ambiente sedimentario actual en Baja California Sur (región de La Paz), comparable con el ambiente de depósito de los estratos de la mayor parte de la columna compuesta. A. La abundante vegetación y la colonización por animales genera una intensa bioturbación en el sedimento arenoso. B. Pequeño canal (flechas).

Esta parte superior de la columna compuesta sugiere un aumento en el nivel general de

energía, lo que permitió el acarreo de materiales más gruesos. Otra diferencia notable con

la parte inferior es la mayor abundancia de canales en los cuales, debido a corrientes

fuertes, se acumularon sedimentos gravosos y parcialmente gruesos (figura 35 C). Otros

depósitos de conglomerado al parecer son producto de flujos de escombro, resultando en

acumulaciones caóticas. Por lo menos algunos lags de grava gruesa podrían estar

relacionados con flujos de escombro de paso, dejando solamente el material más grueso

(Blair y McPherson, 1992, 1994). Otros lags posiblemente se formaron por el lavado

(winnowing) temporal del sedimento fino, dejando un tapete de clastos gruesos. En

cualquier de los casos, los lags reflejan condiciones de muy alta energía. La estratificación

presente sugiere por un lado un transporte por tracción sobre superficies planas,



produciendo estratificación paralela. Por otro lado existían barras, evidenciadas por la

estratificación cruzada planar, la cual marca la acreción lateral en las barras. La mayoría

de estas barras tenían una morfología suave, que se refleja en la estratificación cruzada

de bajo ángulo. La escasa bioturbación señala que fue un ambiente dinámico, sin pausas

importantes en la acumulación de material ya que no se dio la colonización por

organismos.

A partir de las características sedimentológicas de la parte superior de la columna se

interpreta un ambiente semejante al de un río trenzado (braided river), con abundantes

barras y canales (Blair y McPherson, 1994, Miall, 2006). No obstante, es probable que el

régimen fluvial ha sido efímero ya que parece poco probable que el clima haya cambiado

de seco (la mayor parte de la columna compuesta) a uno más húmedo en la parte

superior. Una evidencia son los rizolitos presentes en estas capas, que revelan el

crecimiento de vegetación sobre barras y canales y por lo tanto la escasez de

escurrimientos (Alexander y Fielding, 2006; Fielding et al., 2011). Sin embargo,

comparando con la parte inferior de la columna compuesta se propone para la parte

superior un cambio en el gradiente general de la superficie de depósito, lo cual permitió

corrientes más rápidas con mayor capacidad para transportar materiales gruesos.

Las características sedimentológicas de las capas apuntan hacia un ambiente de depósito

fluvial. Durante décadas, tres modelos fluviales han dominado en la literatura sobre

depósitos fluviales: río con meandros, ríos trenzados y ríos anastomosados. No obstante,

en los últimos años varios autores han notado que estos modelos no abarcan todos los

ambientes fluviales actuales y no explican plenamente todos los depósitos del pasado

geológico (Alexander y Fielding, 2006; Fielding et al., 2009, 2011; Gulliford, 2014),

problemática discutida detalladamente en Gulliford (2014). Estos autores constan que el

ambiente sedimentario y los depósitos de ríos efímeros en regiones áridas y cálidas no se

ven reflejados por los tres modelos anteriormente señalados, a pesar de que los ríos

efímeros representan un ambiente sedimentario común. Por lo tanto, Alexander y Fielding

(2006) y Fielding et al. (2009) propusieron un nuevo modelo fluvial para los ríos efímeros.

Las características sedimentológicas de las capas en el área de estudio revelan que no

tienen rasgos litológicos de los ríos con meandros. Para mencionar solamente algunas

diferencias importantes, en los depósitos estudiados no se encontraron capas de carbón,



no existen depósitos extensos de rocas lodosas con paleosuelos bien definidos, no se

encontraron secuencias de puntos de barra. Por otro lado, los depósitos formados en un

ambiente de río trenzado (Miall, 2006; Miall 2014) generalmente se componen de

sedimentos gruesos, abarcando arena gruesa y grava con abundante estratificación

cruzada; la presencia de bioturbación es moderada a escasa. Solamente la parte superior

de la columna compuesta concuerda con estas características de ríos trenzados. Así

mismo, los depósitos formados por ríos anastomosados son predominantemente

arenosos en los canales y lodosos en la planicie aluvial, con poco desplazamiento lateral

de los canales. Las capas estudiadas no exhiben características de los ríos

anastomosados.

Por otro lado, los rasgos sedimentológicos de los estratos estudiados son semejantes a

los de ríos efímeros en regiones cálidas, semi áridas y áridas. Dos características

importantes de este ambiente sedimentario son la dominancia de sedimentos arenosos en

la planicie de inundación y la abundante vegetación en dicha planicie. Por lo tanto, para la

mayor parte de la columna compuesta se propone un ambiente sedimentario de un río

efímero de bajo gradiente en un clima semi árido. Los sedimentos corresponden a una

planicie fluvial efímera colonizada por vegetación y fauna con escasas eventos de

Figura 37.- Contacto erosivo en la parte superior de la columna compuesta (correspondiente a 4 m en la columna 8, ver Anexo 1). La escala mide 13 cm.



inundación, había pocos canales pequeños y en depresiones se depositó lodo durante

eventos esporádicos de inundación (figura 36).

La parte más alta de la columna se compone de sedimentos más gruesos. El cambio

hacia esta parte de la columna compuesta fue brusco, evidenciado por un contacto

erosivo (figura 37). Esta última parte de la columna refleja un aumento del nivel general de

energía, donde las corrientes fueron turbulentas y existían más barras. En suma, estos

depósitos se asemejan a los de ríos trenzados, aunque la presencia de rizolitos revela

que el caudal fue bastante variable y probablemente efímero.

3.2 Implicaciones regionales

La presente investigación, basada en la recopilación detallada de datos de campo, ha

permitido interpretar la evolución estratigráfica en el área de estudio, correspondiente a la

parte superior de la formación Lomas de la Virgen. La parte inferior ya fue estudiada por

Cota-Castro (2011); así, los resultados del presente trabajo complementan el

conocimiento sobre dicha unidad estratigráfica.

En la parte inferior de la formación, estudiada por Cota-Castro (2011), aflora un paquete

de aproximadamente 100 m dominado por arenisca de origen eólico, indicando

condiciones semi áridas y áridas. Además, este paquete sugiere que no hubo un aporte

fluvial de sedimentos. Posteriormente y de manera gradual aumentó la influencia fluvial y

la parte superior de la columna, objeto de la presente investigación, está conformada por

depósitos fluviales. Para la mayor parte de la columna estudiada se propone un ambiente

sedimentario fluvial efímero de bajo gradiente en un clima semi árido. Los sedimentos

corresponden a una planicie fluvial efímera colonizada por vegetación y fauna con

escasas eventos de inundación, había pocos canales pequeños y en depresiones se

depositó lodo durante eventos esporádicos de inundación (figura 36).

La parte más alta de la columna se compone de sedimentos más gruesos. Esta última

parte de la columna refleja un aumento del nivel general de energía, donde las corrientes

fueron turbulentas y existían más barras. En suma, estos depósitos se asemejan a los de

ríos trenzados, aunque la presencia de rizolitos revela que el caudal fue bastante variable

y probablemente efímero.



En el área de estudio, correspondiendo a la parte superior de la formación Lomas de la

Virgen, se encontró una sola toba, con evidencias de retrabajamiento del material recién

caído. Otras tobas no existen en la formación lo cual sugiere, comparando con el

Figura 38.- Columna estratigráfica de la formación Lomas de la Virgen. El presente estudio corresponde a la parte superior (parte inferior tomado y modificado de Cota-Castro, 2011).



vulcanismo activo durante el depósito de la Formación/el Grupo Comondú, que el

vulcanismo había casi terminado. Se propone que por lo menos la mayor parte de los

materiales de la formación Lomas de la Virgen provienen de la erosión de la Comondú en

la región del futuro golfo de California. El abombamiento de la corteza en esta región del

golfo, como primera etapa en la formación de un rift continental activo, posiblemente

aceleró la erosión en esta área (Cota-Castro, 2011). A su vez, dicho abombamiento pudo

ocasionar subsidencia al Oeste del área de estudio, evidenciado por la interdigitación de

los depósitos terrestres de la formación Lomas de la Virgen con la Formación Salada de

origen marino en el área de Reforma Agraria y Conquista Agraria (Schwennicke et al.,

2000a; Schwennicke et al., 2009). El inicio de fallamiento normal en la Provincia

Extensional del Golfo (Stock y Hodges, 1989), acompañado por la formación de cuencas

sedimentarias, finalmente cortó el aporte de sedimentos y terminó la acumulación de la


Recientemente, algunos autores cuestionan el modelo de un arco Comondú en el

noroeste de México como producto de la subducción de la placa Farallón (Duque et al.,

2014) y proponen el inicio de la extensión desde mucho antes, incluso desde el Oligoceno

Tardío. No obstante, esta propuesta no puede explicar el origen de la formación Lomas de

la Virgen ya que estos sedimentos provienen de un área más elevada, la cual

experimentó intensa erosión, dando origen al grueso paquete de la formación. Se

propone, en acorde con autores anteriores (Cota-Castro, 2011; Schwennicke et al., 2013),

que esta área elevada fue precisamente el arco volcánico ya casi apagado.

En suma, la formación se formó en la transición del régimen con existencia de un arco

volcánico activo (Formación/Grupo Comondú) hacia uno extensional (Provincia

Extensional del Golfo). Sus materiales provienen de la erosión del arco ya casi apagado,

los cuales fueron transportados hacia el Suroeste y Oeste.

Se recomienda cartografiar a detalle la extensión de la formación Lomas de la Virgen y

estudiar sus variaciones estratigráficas laterales. En particular, el estudio de la

interdigitación con los sedimentos marinos de la Formación Salada potencialmente puede

agregar información bioestratigráfica y precisar el conocimiento sobre la edad de la


Conclusiones


4 Conclusiones

Se estudió la parte superior de la formación Lomas de la Virgen, completando la

investigación realizada por Cota-Castro (2011). Se levantaron varias columnas

estratigráficas en el área conocido como “la subida al 35” y sierra Los Filos del Treinta y

Cinco, cerca de las Lomas de la Virgen.

El análisis detallado de la columna estratigráfica, incluyendo sus facies y subfacies

expuestas, permitió interpretar el ambiente de depósito de los sedimentos. La mayor parte

del paquete estudiado corresponde a areniscas, las cuales en su mayoría texturalmente

varían de finas y limosas a finas a medias. La estratificación incluye laminación paralela y

cruzada y también estratificación cruzada. Además, se observan pocas rocas

conglomerádicas, con grava fina, en forma de lentes y hasta capas. Se observan algunos

canales y se intercalan lentes de lodolita con grietas de desecación. Es común la

presencia de abundante bioturbación, principalmente rizolitos (clasificados informalmente

en tipos A, B, C), pero también de otros icnofósiles (Coprinisphaera, Termitichnus). El

conjunto de icnofósiles apunta hacia un clima seco. En total, las capas estudiadas

sugieren un régimen sedimentario fluvial de energía moderada en un ambiente

semidesértico. Los lentes de lodolita evidencian la existencia de cuerpos de agua

temporales.

Hacia la cima del paquete, aflorante cerca a las Lomas de la Virgen, aumenta la

proporción de conglomerado y existe un paquete sumamente conglomerádico, que señala

un aumento en el nivel de energía en el ambiente fluvial, comparable con un régimen de

río trenzado.

La edad de la formación Lomas de la Virgen abarca desde finales del Mioceno inferior a

Mioceno medio. Es notable la escasa presencia de materiales volcanoclásticos y la unidad

ha sido interpretada como producto de la transición sin arco a post arco, siendo producto

de la erosión del arco. Hacia el Suroeste y Oeste, en Conquista Agraria y Reforma

Agraria, la formación Lomas de la Virgen se interdigita con los depósitos marinos de la

Formación Salada. Por lo tanto, se recomienda extender el estudio estratigráfico de la

formación Lomas de la Virgen y cartografiar su distribución. Por último se considera de

Conclusiones


gran importancia investigar más a detalle las relaciones estratigráficas con la Formación

Salada, ya que podría aportar datos adicionales sobre la edad de la unidad y la evolución

estratigráfica en la región.

Bibliografía


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