evolución tectono-volcánica en la mesa central, méxico
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CONTENIDO
CONTENIDO i
RESUMEN iv
RELACIÓN DE FIGURAS vi
RELACIÓN DE TABLAS xiv
AGRADECIMIENTOS xv
I GENERALIDADES 1
I.1 Introducción 1
I.2 Antecedentes generales 3
I.3 Propósito del estudio 7
I.4 Objetivo 8
I.5 Área de estudio 9
I.6 Metodología 9
I.6.1 Gabinete y Campo 9
I.6.2 Fechamiento K-Ar 12
I.6.3 Geoquímica 13
II MARCO GEOLÓGICO REGIONAL 14
II.1 Evolución geológica del Mesozoico de la Mesa Central 14
II.2 Modelos paleogeográficos propuestos para la Mesa
Central 17
II.3 Orogenia Laramide 30
II.4 Sedimentación continental y magmatismo del Eoceno 36
II.5 Vulcanismo félsico y tectónica del Oligoceno-Mioceno 38
III ESTRATIGRAFÍA 53
III.1 Norte de la Sierra de Zacatecas 54
III.1.1 Triásico 54
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III.1.2 Jurásico-Cretácico 58
III.1.3 Terciario 59
III.2 Localidades de la porción oriental de la Mesa Central 62
III.2.1 Triásico 62
III.2.2 Jurásico 68
III.2.3 Cretácico 81
III.2.4 Terciario 99
III.3 Secuencias estratigráficas de la Cuenca de Ahualulco 105
III.3.1 Secuencia cretácica marina 105
III.3.2 Secuencia clástica y volcánica del Eoceno 107
III.3.3 Secuencia volcánica y volcaniclástica del
Oligoceno 109
III.4 Edades de las rocas ígneas terciarias 121
III.5 Geoquímica 122
IV GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 127
IV.1 Estructuras tectónicas de la porción oriente y sur-oriental
de la Mesa Central 127
VI.1.1 Norte de la Sierra de Zacatecas 134
IV.1.2 Bloque Sierra de La Ballena-Peñón Blanco 141
IV.1.3 Bloque de la Sierra de Charcas 145
IV.1.4 Bloque de la Sierra de Coronado 151
IV.1.5 Bloque de la Sierra Las Minas 156
IV.1.6 Cuenca de Ahualulco 158
V EVENTOS TECTÓNO-MAGMÁTICOS Y SEDIMENTACIÓN
CLÁSTICA OCURRIDOS ENTRE LA FASE FINAL DE
OROGENIA LARAMIDE Y LA EXTENSIÓN OLIGOCÉNICA
CUENCAS Y SIERRAS: DISCUSIÓN-PARTE I
170
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VI MODELO TECTÓNICO REGIONAL PARA LA PORCIÓN
ORIENTAL DE LA MESA CENTRAL: DISCUSIÓN-PARTE II
184
VII CONCLUSIONES 189
REFERENCIAS 193
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RESUMEN
De acuerdo a los estudios disponibles de geología estructural, se ha documentado que en la Mesa Central la fase más intensa de la deformación Laramide fue de cobertura. Esta deformación acortó la secuencia depositada en la Cuenca Mesozoica del Centro de México al ENE; el evento de deformación máxima abarcó desde el final del Cretácico tardío hasta al Paleoceno. En base a la geocronología de los intrusivos graníticos no deformados, la edad aproximada del evento final de la orogenia Laramide se estimó al final del Paleoceno tardío-Eoceno temprano.
En la porción centro y sur-oriente de la Mesa Central se observan sierras dispersas que se elevan sobre una planicie de 2000 msnm formadas principalmente por rocas del Cretácico tardío. Algunas de estas sierras contienen núcleos de rocas marinas con basamento Mesozoico del Triásico (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco y Charcas). Los afloramientos de rocas triásicas llegan a exceder la cota de los 2000msnm. Estos núcleos fueron levantados después de la última fase de deformación de la orogenia Laramide. De acuerdo con el fechamiento de rocas graníticas no deformadas de la porción sur de la Mesa Central, ocurrió a fines del Paleoceno-Eoceno temprano.
La porción oriental de la Mesa Central la forman cadenas de montañas truncadas con una orientación NNE, que son la continuación al sur del conjunto de sierras que se derivan de la Curvatura de Monterrey, y que en su parte sur, forman el límite paleogeográfico entre la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM) y la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí (PVSLP). Las sierras más sobresalientes en esta porción son: Catorce, Coronado y Charcas. En la zona del límite CMCM y PVSLP, las sierras forman pliegues en échelon que reflejan movimientos tectónicos lo largo de una zona de cizalla dextral, controlada por la falla Matehuala-San Luis, la cual se desarrolló después de la terminación de la orogenia Laramide (Eoceno temprano).
Las sierras que forman los núcleos levantados (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco y Charcas), fueron seccionadas por fallas normales de orientación NW-SE, que en algunos casos tuvieron una componente lateral derecha menor. Sobre las fallas NW-SE se emplazaron rocas intrusivas y volcánicas de edad 40-55 Ma; estas edades reflejan que las fallas que seccionaron los bloques levantados se formaron al menos en el Eoceno temprano.
Para explicar el levantamiento de núcleos con basamento mesozoico, se dividió la porción poniente del área de estudio en bloques separados por lineamientos NE-SW, que fueron interpretados a partir de una imagen de satélite y de un modelo de elevación digital. A partir de lo anterior se infieren como fallas, por la presencia de rocas volcánicas alineadas a lo largo de su traza. Estos lineamientos se nombraron como La Pendencia y Ahualulco, que se asume deben tener desplazamiento derecho. Estos lineamientos separan a dos bloques denominados Pinos-Moctezuma y Salinas-Charcas. Se utilizó el modelo de Jones y Holdsworth (1998) que involucra zonas de transpresión con cizalla simple y oblicua, para explicar la exhumación de los núcleos que se encuentran alineados a lo largo de los bloques Pinos-Moctezuma y Salinas-Charcas.
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El vulcanismo del Eoceno medio que utilizó las fallas NW-SE de los núcleos levantados, fue principalmente efusivo y de composición dacítica, acompañado inicialmente de actividad piroclástica. En las cuencas contiguas a los levantamientos se dio una depositación clástica continental de lechos rojos, cuya edad está documentada por la asociación con rocas volcánicas andesíticas de edad 37-49 Ma.
La actividad volcánica félsica del norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) se inició a los 32 Ma, con la efusión de lava de composición dacítica, precedida por actividad piroclástica. Estas lavas formaron cadenas de domos exógenos NNW en el periodo 32-31 Ma.
El evento extensional en la parte central, oriental y sur-oriental de la Mesa Central, empezó en el Eoceno tardío de acuerdo a geocronología de las rocas volcánicas. Para el norte del CVSLP, se sugiere que la extensión inició con la emisión de la Andesita Casita Blanca (~44 Ma), a través de diques de orientación NNE. El evento de extensión principal empezó a los 32 Ma acompañado con la emisión de dacitas, traquitas y riolitas formando cadenas de domos NNW y NW y flujos piroclásticos. Este paquete de rocas volcánicas del Oligoceno temprano, fue afectado por el evento de extensión máxima de Cuencas y Sierras a los (28-26 Ma). Al final de este evento de extensión máxima, se dio otra reactivación de las fallas ocasionando vulcanismo fisural, en el cual fueron emitidos flujos piroclásticos (26-25 Ma).
En la porción sur-oriental de la Mesa Central, a partir de la falla Matehuala-San Luis, se desarrolló una franja con anchura entre 30-50 km, donde se aprecia una serie de fallas normales escalonadas. En este trabajo se le asigna el nombre de “Zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luis”. En esta zona los bloques llegan a tener basculamiento entre 20º-50º al NE que fue causado por fallamiento lístrico. Este fallamiento se dio por sectores separados por lineamientos NE-SW. Los basculamientos registrados en la ignimbrita Panalillo fuera de esta franja de extensión máxima, no sobrepasan los 5º y están basculados en direcciones diferentes. De acuerdo al análisis de basculamientos de la secuencia volcánica y clástica del norte del CVSLP (Cuenca de Ahualulco), se encontraron diferencias en la intensidad del basculamiento, lo que sugiere que el sistema de fallas lístricas fue episódico, abarcando desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno tardío.
Dentro de la franja de Extensión Máxima Matehuala-San Luis, en su porción norte, se observan fosas y semifosas que forman el sistema Wadley-Villa de Arista-Villa de Reyes. En la margen oriente de la fosa de Wadley sobresalen las sierras de Catorce y Coronado, en las que también se tienen basculamientos fuertes ocurridos durante el periodo de extensión máxima. Estos basculamientos causaron que en la margen poniente de las sierras de Catorce y Coronado se basculara al oriente, exhibiendo rocas triásicas y jurásicas.
La integración de la información estructural y estratigráfica permitió la elaboración de un modelo vulcano-tectónico para la región centro, oriental y sur oriental de la Mesa Central. Este modelo resume los episodios volcánicos y tectónicos desde la fase final de la orogenia Laramide (Paleoceno tardío-Eoceno temprano), hasta el evento extensional de Cuencas y Sierras (Oligoceno tardío- Mioceno temprano).
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RELACIÓN DE FIGURAS
Figura 1. Mapa índice del área, que muestra las principales estructuras de la parte oriental y sur-oriental de la Mesa Central: 1) Sierra de Catorce, 2) Sierra de Coronado, 3) Sierra de Charcas, 4) Sierra Santa Catarina, 5) Sierra de Guanamé, 6) Sierra Las Minas, 7) Sierra La Ballena-Peñón Blanco, 8) Sierra de Zacatecas, A) Cuenca de Ahualulco, B) Cuenca de Coronado, C) Cuenca de Matehuala-Huizache, D) Cuenca de Arista, E) Cuenca de Peotillos, F) Graben de Aguascalientes, G) Graben de Villa de Reyes, CM) Curvatura de Monterrey, CVSLP) Campo Volcánico de San Luis Potosí. ………………………………………………….11
Figura 2. Ubicación de los rasgos paleogeográficos del Mesozoico en la porción centro-oriental de la Mesa Central y zonas aledañas, y la posición aproximada del límite oriental del Terreno Guerrero (TG). CMCM, Cuenca Mesozoica del Centro de México (Modificado de Carrillo-Bravo, 1971)…………………………………………………………………………………16 Figura 3. Distribución de los terrenos Guerrero y Sierra Madre, que afectan a gran parte de la Mesa Central (Centeno-García y Silva-Romo, 1997)…………………………………………….18
Figura 4. Ubicación de la Mesa Central dentro de las Provincias Morfotectónicas y régimen tectónico de placas de México. Abreviaciones: CVM, Cinturón Volcánico Mexicano; MC, Macizo de Chiapas. La zona achurada en la porción surponiente representa a las fosas de Zacoalco, Colima y Chapala; M, Falla Montagua; P, Falla Polochic; CT, Cayman Trough (tomado de Sedlock et al., 1993)…………………………………………………………………...19
Figura 5. Localización del Terreno Tepehuano en el contexto de terrenos de México. Líneas gruesas- límite de terrenos; líneas punteadas-límites inferidos. CUI, Cuicateco; Z, Zapoteco; M, Mixteco; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Sedlock et al., 1993)……………………….20
Figura 6. Sección tectonoestratigráfica compuesta del Terreno Tepehuano para el norte de México en los estados de Zacatecas, Coahuila y Durango. Tr, Triásico;J, Jurasico temprano y medio Ju, Jurásico tardío; K-Cretácico; T, Terciario volcánico, Q, Cuaternario. La relación de las formaciones Zacatecas y Taray es incierta (tomada de Sedlock et al., 1993)…………….21
Figura 7. Modelo paleogeográfico de la reconstrucción de Pangea durante el Triásico tardío. Los puntos finos representan depósitos continentales asociados a graben. Cuadros pequeños señalan el área de depósito de abanico submarino. Zona achurada corresponde a una posible corteza oceánica donde se depositó la Formación Zacatecas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997, basado en el modelo de Rowley y Pindell, 1989)………………………….24
Figura 8. Modelo de evolución tectónica durante el Mesozoico temprano de la Formación Zacatecas asociada al Terreno Sierra Madre (tomado de Centeno-García y Silva-Romo, 1997)…………………………………………………………………………………………………..25
Figura 9. Evolución paleogeográfica del nororiente de México entre el Triásico tardío y el Cretácico temprano. A) Depósito de la Formación Zacatecas en la margen continental activa del poniente de Norte América durante el Cárnico; B) Depósito de la Formación Nazas, como producto de un arco volcánico a lo largo de la margen activa del poniente de Norte América en el Jurásico temprano; C) Desplazamiento lateral izquierdo de México a lo largo de la
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Mega cizalla Mojave-Sonora y probable vulcanismo de arco interoceánico del Terreno Guerrero, en el Calloviano-Oxfordiano; D) Acreción del Terreno Guerrero y distribución de las rocas del Mesozoico temprano durante la transgresión oxfordiana, en el Aptiano-Albiano (Barboza-Gudino et al.,1998)……………………………………………………………………….27
Figura 10. Distribución de los bloques corticales dominantes formalmente nombrados Terrenos Mexicanos, complementado con los nombres propuestos por Silverling et al. (1992) y Sedlock et al. (1993). Abreviaciones: TCC, Transformante California-Coahuila (deslizamiento Permo-Triásico); TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas (deslizamiento infra-Jurásico; Be, Belice; Gu, Guatemala; Ho, Honduras; Sa, El Salvador; Cz, Cenozoico; Pz, Paleozoico; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Neógeno) (Tomado de Dickinson y
Lawton, 2001)…………………………………………………………………………………29
Figura 11. Reconstrucción geotectónica de México para el Triásico medio (232 Ma) al Jurásico medio (164 Ma). Abreviaciones: BCo, Bloque Coahuila; TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas; BS, Bloque del Sur; BT; Bloque Tampico; JTT, Junta Triple Torreón (Dickinson y Lawton, 2001)………………………………………………………………………….30
Figura 12. Reconstrucción geotectónica de México del limite Jurásico-Cretácico (144 Ma) al Cretácico medio (113 Ma, limite Aptiano-Albiano). Abreviaturas: BCa, Bloque Caborca; Bco, Bloque Coahuila; BS, Bloque del Sur; J/C, Terreno Juárez / Cuicateco; BT, Bloque Tampico (Dickinson y Lawton, 2001)………………………………………………………………………….31
Figura 13. Distribución de la parte oriental de la provincia de Cuencas y Sierra en México, ubicación de la Mesa Central y los campos volcánicos de San Luis Potosí y Río Santa María. (Modificado de Stewart, 1998)………………………………………………………………………40
Figura 14. Columnas estratigráficas de la porción norte y sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) y poniente del Río Santa María (CVRSM), con edades K-Ar obtenidas en este estudio y recopiladas de Tristán-González et al., 2008)………………………………..41 Figura 15, Localización de los campos volcánicos de San Luis Potosí, occidente del Río Santa María y estructuras principales del sur-oriente de la Mesa Central…………………….42 Figura 16. Esquema generalizado en base a la interpretación estructural de una imagen de satélite de las Sierras de Catorce y Coronado, en el norte del estado de San Luis Potosí, (Garduño-Monroy, 1984)…………………………………………………………………………….45 Figura 17. Esquema del modelo de evolución tectónica de transcurrencia propuesto por Vélez-Scholvink (1990) en la región nor-noreste de México, con base en imágenes de
satélite y apoyó de datos de campo. Abreviaturas: CVRSM, Campo Volcánico del Río Santa María; CVSLP, Campo Volcánico de San Luis Potosí; SRC, Sierra de Real de Catorce; SC, Sierra de Coronado (modificado de Vélez-Scholvink, 1990)…………..46 Figura 18. Distribución de las principales estructuras cenozoicas de la Mesa Central. Abreviaciones: GR, graben de Rodeo; LS, Laguna de Santiaguillo; GT, graben de Tepehuanes; GA, graben de Aguascalientes; GC, graben El Cuarenta; GS, graben de La Sauceda; DQ, Depresión de La Quemada; GB, graben de Bledos; GVR, graben de Villa de Reyes; GE, graben de Enramadas; GVA, graben de Villa de Arista; SG, Sierra de Guanajuato; SS, Sierra de Salinas; FBV, Falla Buena Vista; FVH, falla Villa Hidalgo; FO, falla
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El Obraje; FVA, falla Villa de Arriaga; FLP, falla Los Pájaros; FB, Falla del Bajío; ND, Nombre de Dios; SMR, Santa María del Río; SLDP, San Luis de La Paz; SMA, San Miguel de Allende; Q, Querétaro; G, Guanajuato; SLP, San Luis Potosí (tomado de Nieto-Samaniego et al., 2005)………………………………………………………………………………………………49 Figura 19. Mapa geológico regional sintetizado que incluye gran parte del área estudiada. Abreviaciones: TA- Sierra La Tapona, RC- Sierra Real de Catorce, CH- Sierra de Charcas, CO- Sierra de Coronado, GU- Sierra de Guanamé, SC- Sierra Santa Catarina, SM- Sierra Las Minas, B-PB- Sierra La Ballena-Peñón Blanco, SCo- Sierra del Coro, LP- Sierra La Parada, AM- Alto de La Melada, CA- Cuenca de Ahualulco. Las unidades formacionales se agruparon por periodo. (Base geológica sobre un modelo de elevación digital, tomado de la cartografía geológica del Instituto de Geología de la UASLP)…………………………………..51
Figura 20. Columnas estratigráficas de la porción central y sur-oriental de la Mesa Central para los diferentes bloques levantados con rocas mesozoicas. 1) Sierra de Zacatecas (inmediaciones de la ciudad de Zacatecas), 2) sierra La Ballena-Peñón Blanco, 3) sierras de Catorce, Coronado, Charcas y La Tapona, 4) sierras Las Minas, Santa Catarina y La Parada. Para la ubicación de estas sierras véase la Figura 1…………………………………………….52 Figura 21. Mapa geológico generalizado de la zona de la ciudad de Zacatecas (base Carta Topográfica INEGI F13-B58)………………………………………………………………………..55 Figura 22. Mapa geológico generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (modificado de Labarthe-Hernández et al., 1982)………………………………………………………………65 Figura 23. Mapa geológico generalizado de la región de Charcas, que corresponde a la zona del núcleo de rocas triásicas (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1992)..66 Figura 24. Mapa geológico generalizado de la Sierra de Coronado (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1999)……………………………………………………………...67 Figura 25. Las fotografías muestran el aspecto general de la Formación Zacatecas en la Sierra de Charcas, donde su litología más común es de capas de lutitas negra lustrosa (A). Intercalación de capas de arenisca y lutita de espesores variables desde 10 cm a un metro de espesor (B). (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 274 130-2553470, (B) 274945-2552951)……….68
Figura 26. Perfiles medidos en las unidades de roca jurásicas. Se detalló con mayor precisión la litología de la Formación Nazas. A) Flanco oriental de la Sierra La Ballena (220968-2487101 y 222024-2487419), B) Cañón Las Jaras en la margen sur del Intrusivo Peñón Blanco (223763-2491741 y 223502-2491671), C) Ladera poniente de la Sierra de Coronado (299040-2553802 y 299545-2554123), D) Sierra de Charcas, Cerro San José (275902-2552807 y 276595-2552796), E) Sierra de Charcas, El Negrito (27712-2555172 y 277974-2554613). Las coordenadas son UTM, NAD-27, representan los extremos de las secciones. Trz─Formación Zacatecas, Jn─Formación Nazas, Jj─Formación La Joya, Jz─Formación Zuloaga, Jc─Formación La Caja………………………………………………….69 Figura 27. Dos aspectos de las rocas más comunes de la Formación Nazas en la Sierra de Charcas, A) conglomerado donde predominan los fragmentos redondeados de andesita, B) lava andesítica foliada. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276383-2552705, B) 223380-
2491845)……………………………………………………………………………………………….72
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Figura 28. La Formación Zuloaga en la sierras de Charcas y Coronado, se caracteriza por presentar una estratificación de bancos de caliza y en su cima estratificación de estratos de 20-40 cm. (Coordenadas UTM NAD 27, A) Sierra de Charcas, 278458-2555767, B) Sierra de Coronado, 299594-2554141)…………………………………………………………………………………..77
Figura 29. La Formación Taraises en la Sierra de Charcas, A) capas delgadas de caliza arcillosa, B) presenta deformación intensa formando innumerables pliegues dislocados e imbricados. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278706-2555958, B) 278650-2556158)……………….84
Figura 30. La Formación Cupido presenta una litología muy similar en las diferentes localidades estudiadas, predominando los estratos gruesos de caliza micrítica, bandas y lentes de pedernal negro. Las fotografías pertenecen a afloramientos en la Sierra de Charcas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278916-2556058, B) 278991-2555868)…………………..86
Figura 31. A) En todas las localidades estudiadas la Formación La Peña está muy deformada, aquí se observa una secuencia plegada de capas delgadas de caliza micrítica y bandas aisladas de pedernal negro, B) La Formación La Peña presenta en un mismo estrato depósito alóctono y autóctono, la parte alóctona es una brecha calcárea donde abundan los fragmentos de fósiles. Fotografías tomadas en la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276562-2503981 B) 277325-2503485)……………………………………………………………….90
Figura 32. Mapa geológico generalizado de la Sierra Las Minas, base topográfica Carta Moctezuma, F14-A 63 actualizada para este trabajo. (Modificado de Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981)……………………………………………………………………………..94
Figura 33. La litología de la Formación Cuesta del Cura es muy uniforme para la mayoría de las localidades estudiadas. En las fotografías se observa la estratificación rítmica de capas delgadas con pedernal y caliza, y la deformación a que fue sujeta esta formación. Fotografías de los afloramientos de la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276870-2503622, B) 276 791-2503 680)……………………………………………………………………..95
Figura 34. La Formación Indidura se caracteriza por su contenido alto de terrígenos, A) su poción basal consiste de una alternancia de capas de caliza arcillosa y limolita, B) en su parte media abundan las capas de caliza arcillosa y limolita. Fotografías tomadas en la porción sur de la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 277308-2503 409, B) 276736-2503 757)………………………………………………………………………………………………………...96
Figura 35. Mapa geológico generalizado del norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (modificado de Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1981; Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982; Labarthe-Hernández et al., 1985)…….106 Figura 36. Columnas estratigráficas compuestas de cuatro sectores dentro de la Cuenca de Ahualulco, en el norte del campo Volcánico de San Luis Potosí. (Para su ubicación ver el mapa geológico de la Figura 35)………………………………………………………………….107 Figura 37. Sección estratigráfica de los depósitos epiclásticos San Nicolás e ignimbrita Panalillo Inferior, en el interior de la fosa del mismo nombre, que consiste de una secuencia de depósitos vulcanoclásticos, epiclásticos y piroclásticos sin soldar………………………..117 Figura 38. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Inferior medida al oriente del poblado de Valle Umbroso, en la porción oriental de la Cuenca de Ahualulco……………...118
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Figura 39. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Superior formada por tres pulsos de ignimbrita depositada discordante sobre gravas en el interior de la Fosa de San Nicolás (coordenadas UTM, NAD-27, 284531-2490084)………………………………………………..120 Figura 40. Diagrama de edades radiométricas obtenidas por el método K-Ar, para el norte del CVSLP. Las barras de error equivalen a ±1σ. Las claves de abreviaturas en Tabla 1……..123 Figura 41. Diagrama “TAS” (Na2O+K2O vs SiO2), para la clasificación de muestras de rocas volcánicas del norte del CVSLP (Le Maitre et al., 1989)……………………………………….125 Figura 42. Mapa geológico esquemático que muestra las principales estructuras de la porción centro y sur-oriental de la Mesa Central. Los esquemas de la parte inferior de la figura muestran dos tipos de núcleos levantados observados en la región (A y C, levantamiento vertical y C, con basculamiento). Sta, Sierra La Tapona; SdC, Sierra de Catorce; Sch, Sierra de Charcas; SC, Sierra de Coronado; SdG, Sierra Guanamé SSC, Sierra Santa Catarina; SM, Sierra Las Minas; SBP, Sierra La Ballena-Peñón Blanco; SP, Sierra La Parada; Sco, Sierra del Coro; SSP, Sierra San Pedro; CA, Cuenca de Ahualulco; ALM, Alto de La Melada. CVA, Cuenca de Villa Arista. Las secciones A, B, C, son esquemáticas y la sección D-D´, escala original 1:50,000 (Base imagen de Satélite LANDSAT, escala 1:250,000)…………………..131 Figura 43. Secciones representativas de la Cuenca de Ahualulco, que muestran el arreglo estructural de la secuencia que ahí afloran y cuyo espesor promedio alcanza los 800m. Las secciones están marcadas en el mapa de la Figura 35 (escala original 1:50,000)………….134
Figura 44. En la porción norte de la Sierra de Zacatecas, sobre las rocas de la Unidad Vulcano Sedimentaria de edad jurásica-cretácica, se desarrolló un sistema de cuatro vetas principales que muestran movimiento dextral, documentado por el juego resultante de fracturas “R”. (Modificado de Ponce-Sibaja y Clark, 1998)…………………………………….137
Figura 45. A) En la margen norte del domo La Bufa en el alto de la Falla La Cantera, se formó una zona de argilización y oxidación importante, B) En la porción central del domo La Bufa se observan los canales de escape de gases por la actividad fumarólica intensa que depositó óxidos de fierro y causó la silicificación de la roca. (Coordenadas UTM, NAD-27, A)
viendo al norte desde 750127-2520783, B) 750458-2520670)…………………………………………..139
Figura 46. Mapa estructural del la zona de la veta-falla La Cantera. El desarrollo de los patrones de fracturas, muestran un arreglo que resultó de un movimiento dextral generando fracturas R y R´. Los domos riolíticos del Eoceno medio en color rojo, están emplazados sobre el patrón de fracturas resultantes. (Modificado de Pérez-Martínez, 1961)……………140 Figura 47. Panorámicas del Cerro el Peñón Blanco; A) vista del flanco poniente, viendo al
oriente, B) vista del flanco norte viendo al sur………………………………………………142 Figura 48. Mapa geológico-estructural generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, donde se muestran los cinco bloques principales en que fue seccionada la sierra antes del Eoceno medio (modificado de Labarthe-Hernández et al., 1982)……………………………..143
Figura 49. A) Panorámica del flanco norte del Intrusivo Peñón Blanco, B) detalle de la posición vertical de los ejes de pliegues de la Formación Indidura muy cerca del contacto con el intrusivo. (C) representa la actitud de los ejes de rocas cretácicas cerca del contacto con el
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granito, (D) dirección de ejes de pliegues menores en las formaciones cretácicas del bloque 1, en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco fuera de la influencia del intrusivo. K- rocas marinas del Cretácico tardío; X- Localización de la Mina La Víbora, en el contacto intrusivo-rocas cretácicas, donde se tomo la fotografía B. (para el análisis de los polos se utilizó el hemisferio inferior de la red de Schmidt)……………………………………………………………………...145 Figura 50. A) Uno de los dique de granito emplazado sobre la Falla Comanja que separa los bloques 3 y 4 B) Detalle de las estrías que muestran un movimiento lateral derecho sobre el plano de la misma falla, fotografía viendo al norte. Jn─ Formación Nazas; Kit─ Formación Taraises; Tgr─ dique de granito. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 222407-2486356, B) 227766-
2488233)……………………………………………………………………………………………………..146
Figura 51. Sección geológica atravesando la porción media de la Sierra de Charcas, la escala original es 1:50,000. En el flanco occidental de la sierra, se aprecia el desarrollo de un pliegue anticlinal con la formación Nazas en el núcleo y un pliegue sinclinal con la Formación La Peña en el núcleo……………………………………………………………………………….149
Figura 52. Dos aspectos del plegamiento intenso en el núcleo del pliegue sinclinal del flanco oriental de la Sierra de Charcas, A) en la Formación Taraises, B) en la Formación Cupido. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 278706-2555958, (B) 278916-2556058)…………………150
Figura 53. Detalle del pliegue anticlinal recostado, en el flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede ver la Formación La Joya en su núcleo. (Fotografía viendo al sur, coordenadas UTM del punto donde se tomó, NAD-27, 278308-2555656)…………………..151 Figura 54. Mapa geológico-estructural generalizado del flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede apreciar que las rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno medio que se encuentran al oriente de la Sierra de Charcas, se encuentran con burda alineación paralela a las fallas Cementerio y Charcas, lo que sugiere que su emplazamiento pudieran estar asociado a ellas. Los diagramas de rosas de la parte inferior corresponden a direcciones de ejes de pliegues menores, medidos a nivel afloramiento A) representa al bloque sur (1), con N=60 y B) al bloque norte (2), con N=25………………………………………………………...152 Figura 55. En los lechos de los arroyos que disectan la ladera oriental de la Sierra de Charcas, afloran secuencias de conglomerado consolidado (A), que se intercalan con depósito lacustre de limo y arena (B). Ambos paquetes están basculados al SW y NE. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 283747-2561951, (B) 282960- 2562105)………………...153 Figura 56. Vista panorámica del arreglo estructural que se observa en el flanco oriental de la Sierra de Coronado, vista desde el extremo NW de la falla que separa los bloques 3 y 4. Se aprecian los despegues de la Formación Zuloaga y los horizontes estratigráficos que propiciaron despegues intraformacionales durante la deformación Larámide. La deformación que se muestra en la fotografía involucra a las formaciones La Joya (Jj), Zuloaga (Jz), La Caja (Jc), Taraises (Kit) y Cupido (Kic). Las formaciones La Caja y Taraises fueron las más favorables como plano de despegue de las unidades superiores, lo que provocó su “estrangulamiento”………………………………………………………………………………….154 Figura 57. Sección esquemática de la estructura de La Sierra de Coronado, donde se representan los diferentes planos de despegue en la cubierta jurásica-cretácica, la actitud de los pliegues con vergencia al oriente y el despegue de la secuencia de cuenca sobre las
xii
facies de talud de la plataforma. Valles-San Luis Potosí. La sección A-A´ y las claves de las secuencias en la leyenda, están reprensadas en la Figura 24………………………………..155 Figura 58. Mapa estructural de la Sierra de Coronado (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1999)…………………………………………………………………………..157
Figura 59. Mapa geológico estructural de la Sierra Las Minas. La altitud máxima del núcleo de la sierra es de 2250 msnm en su porción central. En su núcleo afloran las formaciones La Peña, Cuesta del Cura e Indidura en su flanco SE. Los lomeríos de sus márgenes tienen 1900 msnm, donde aflora la Formación Caracol del Cretácico tardío………………………..159
Figura 60. Sección levantada en el flanco sur de la Sierra Las Minas, que muestra las múltiples imbricaciones de las formaciones Cuesta del Cura e Indidura. La línea de sección A-A´ está marcada en la Figura 59 entre las coordenadas UTM, NAD-27, A 276562-2503981, A´ 277308-2503409. Escala original de la sección 1:50,000…………………………………..160 Figura 61. En la Sierra Las Minas la secuencia sedimentaria está muy deformada por la orogenia Laramide. A) los pliegues en la Formación Indidura están rotos e imbricados. Fotografías tomadas en afloramientos del flanco sur de la Sierra Las Minas, B) La caliza arcillosa y limolita de la Formación Indidura, fueron las más afectadas por la deformación debido a su contenido alto de arcilla. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276984-2503494, B)
277308-2503366)……………………………………………………………………………………………160 Figura 62. A) Fotografía de un dique de rumbo N 30º W de la andesita Casita Blanca, en el arroyo que pasa por el poblado de San Antonio del Rúl, B) Sedimentos lacustres de la
Formación Cenicera basculados 53º NE. (Coordenadas UTM, NAD 27, A) 279812-2504246, B)
279406-2504205)……………………………………………………………………………………………161
Figura 63. A) estrías horizontales marcadas sobre la roca de la latita Portezuelo en la falla San Nicolás. B) estrías normales en una falla en la dacita Jacavaquero. (Coordenadas UTM-NAD-27, A 282207-2491794, B 277059-2494495)……………………………….163
Figura 64. A) Basculamiento ~35°NE de un afloramiento de los sedimentos clásticos de la Formación Cenicera del Eoceno, B) Basculamiento 20° NE de la ignimbrita Panalillo (Trp) que sobreyace a sedimentos lacustres. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276652-2492211, B)
292454-2485094)……………………………………………………………………………………………164
Figura 65. Mapa geológico-estructural de la porción central de la Cuenca de Ahualulco, donde se formaron fosas tectónicas estrechas afectando la latita Portezuelo. Se aprecia parte del arreglo anastomosado que presenta el sistema de fallas......................................165 Figura 66. Mapa estructural de la Cuenca de Ahualulco mostrando el arreglo anastomosado de fallas. El diagrama 1 y 2 representan la actitud de las fallas normales de alto ángulo NW-SE, de la porción centro y NW de la cuenca. B) Zona de basculamiento de la ignimbrita Membrillo, C) Zona de basculamiento de los depósitos San Nicolás, D) Zona de basculamiento de la ignimbrita Panalillo Superior en el SW de la cuenca, E) Zona de basculamiento de las gravas del Mioceno?. Los círculos en la figura, representan las zonas donde se midieron los basculamientos y las letras C, D y E corresponden a las letras que indican los dominios estructurales en la Figura 67……………………………………………...166
xiii
Figura 67. Simplificación de la intensidad y dirección de basculamiento medidos en el norte del CVSLP, que abarca desde los depósitos clásticos del Eoceno temprano hasta las gravas del Neógeno. Los diagramas de rosas indican dirección de basculamiento, y el de densidades la intensidad del basculamiento. Los polos de los planos de basculamiento se proyectaron en el hemisferio inferior de la red de Schmidt…………………………………….168
Figura 68. A) dique piroclástico de la ignimbrita Panalillo que utilizó para su salida la margen de una fuente de la latita Portezuelo, en el norte del CVSLP, .B) dique piroclástico que utilizó una falla para su salida post-ignimbrita Panalillo (Trp).Tomada en la porción oriente de la Cuenca de Ahualulco. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 283448-2504095, B) 292454-2485094)..169
Figura 69. Esquema que resume los principales eventos tectónicos, vulcanismo, plutonismo y sedimentación ocurridos en la porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central, en el periodo comprendido entre la última fase de la orogenia Laramide y el evento extensional lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno………………………………………………………………………….174
Figura 70. Modelo de transpresión, que se propone como una alternativa para explicar los levantamientos de núcleos que exhiben rocas mesozoicas, en la porción central y oriente de la Mesa Central. El experimento muestra la trasformación homogénea de un cubo. A) zona de transpresión con una componente de cizalla simple en el plano xy paralelo al eje x, B) transpresión que muestra una cizalla simple oblicua. (Jones y Holdsworth, 1998)…………178 Figura 71, modelo de elevación digital donde se aprecia un esquema generalizado de los principales lineamientos, cuencas, bloques, y una sección idealizada en la parte inferior de la imagen a través del Alto de la Melada (ALM). Abreviaciones: CVSLP) Campo Volcánico de San Luis Potosí; CVRSM) Campo Volcánico del Río Santa María; CM) Curvatura de Monterrey; M) Matehuala; W) Wadley; CH) Charcas; MO) Moctezuma; VA) Villa Arista; VR) Villa de Reyes; SLP) San Luis Potosí; GVR) Graben de Villa de Reyes; GA) Graben de Aguascalientes; SdC) Sierra de Catorce; Sco) Sierra de Coronado; Sta) Sierra La Tapona; Spt) Sierra Picachos del Tunalillo; Sch) Sierra de Charcas; Sdg) Sierra de Guanamé; SSC) Sierra de Santa Catarina; SM) Sierra Las Minas; SBP) Sierra La Ballena-Peñón Blanco; Ssa) Sierra El Sabino; SSP) Sierra San Pedro; CA) Cuenca de Ahualulco. Las flechas en rojo representan la dirección de los vectores de extensión para fallas del Oligoceno-Mioceno en la franja de extensión máxima. Las flechas en blanco de la porción norte de la imagen corresponden a la dirección del esfuerzo máximo durante el evento de transcurrencia derecha en la zona de la falla Matehuala-San Luis. (Esta figura se complementa con las Figuras 1 y 42)………………………………………………………………………………………179 Figura 72. Mapa estructural generalizado de la zona de estudio. Las zonas sombreadas en franjas de grises representan los sectores de basculamiento máximo, donde se da la actividad mayor de fallas lístricas. En los cuadros blancos se da la intensidad de basculamiento para la ignimbrita Panalillo. En la zona de Charcas el basculamiento corresponde a gravas post-ignimbrita Charcas. Los cuadros en negro representan el basculamiento de la ignimbrita Panalillo fuera de la influencia de los sectores de máximo basculamiento. Sco-Sierra de Coronado, Sch-Sierra de Charcas, Sgu- Sierra de Guanamé; SSC- Sierra de Santa Catarina, SM- Sierra Las Minas, SB-PB- Sierra La Ballena-Peñón Blanco, SP- Sierra La Parada, CA- Cuenca de Ahualulco, AM- Alto de La Melada. El mapa estructural es el complemento del mapa geológico regional de la Figura 19………………..181 Figura 73. Modelo tectono-magmático para la porción oriente y sur-oriental de la Mesa Central, que abarca desde la fase final de la orogenia Laramide en el Cretácico tardío-
xiv
Paleoceno temprano hasta el evento de fallamiento lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Ver explicación en el texto…………………………………………………………….187
RELACION DE TABLAS Tabla 1. Nuevas edades K-Ar para el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí…….120 Tabla 2. Edades radiométricas de la Mesa Central reportadas por otros autores…………..121 Tabla 3. Análisis químicos de elementos mayores……………………………………………..124
xv
DEDICATORIA
“A quien me amó desde antes de nacer”
DIOS
A mi esposa Blanca Luz y a mis hijos Edgar y Blanca Lizeth
Quienes son el motivo e inspiración de mi vida “Gracias por su apoyo y compresión”
A mis Padres: Ma. Elena y Margarito†
Por darme la vida, por su esfuerzo y ejemplo de superación
A mis hermanos:
Susana, Humberto, Guadalupe, Vicente de Jesús†, Ma Elena, Ma del Pilar, Teresita y Juana
María
A todos mis compañeros del Instituto de Geología de la UASLP
Por su granito de arena que fue muy valioso en la realización de la tesis
A todas aquellas personas que de alguna forma colaboraron en la conclusión
de mis estudios de doctorado
MUCHAS GRACIAS
xvi
AGRADECIMIENTOS
Mi agradecimiento al Dr. Gerardo de Jesús Aguirre Díaz por su atinada dirección en el desarrollo
de esta tesis. Por su paciencia y dedicación para que este proyecto llegara a cumplir con el
objetivo.
Agradezco el apoyo brindado por mi Universidad que “Siempre Autónoma por mi Patria
Educare”, me dio la oportunidad a través del Programa de Mejoramiento del Profesorado
(PROMEP), para llevar a cabo este proyecto doctoral. Desde luego con el apoyo del Ing. Jaime
Valle Méndez, Rector en funciones cuando inicie este trabajo, e igualmente al actual Rector Lic.
Mario García Valdez, y sobre todo, sin dejar a un lado el apoyo en todos los aspectos por parte
del Director del Instituto de Geología de la UASLP, el Dr. Rafael Barboza Gudiño, quien en
ningún momento dejó de motivarme a seguir.
A las autoridades del Centro de Geociencia: Doctores Luca Ferrari y Ángel Nieto, por el apoyo y
facilidades que me prestaron para poder realizar los estudios de grado en el CEGEO.
Muy especialmente agradezco al Ing. Guillermo Labarthe Hernández y al Dr. Alfredo Aguillón
Robles por todo su apoyo a lo largo de las diferentes etapas del desarrollo de la tesis, quienes sin
duda son parte también de este trabajo. Gracias por su amistad y apoyo desinteresado.
También al Dr. José Jorge Aranda Gómez, por su disposición, sugerencias, y sobre todo por la
excelente revisión del manuscrito, el cual fue muy enriquecedor con sus acertados comentarios.
Gracias por estar al pendiente del desarrollo de mi trabajo en el CEGEO y por acceder a formar
parte de mi comité de tesis.
Desde luego a todos los demás miembros de mi comité tutorial: Doctores Dante Morán Centeno,
Víctor Hugo Garduño Monroy, por emplear parte de su valioso tiempo en la asesoría
desinteresada, sugerencias y atenciones en las diferentes etapas del trabajo. Así mismo a los
doctores Eduardo González Partida y Héctor López Loera, por acceder a formar parte del jurado
en mi examen de grado.
† Muy especialmente al Dr. Armando García Palomo (QPD), por su amistad y motivación para
realizar los estudios de doctorado, por ser parte de mi comité, pero sobre todo, por estar al
pendiente de mis avances. Gracias Armando, porque donde estés, me sigues motivando a
continuar en el camino.
Agradezco a todos mis compañeros de trabajo que de alguna forma contribuyeron poniendo su
grano de arena para la realización de esta tesis: Doctores Rodolfo Rodríguez Ríos, Rubén López
Doncel, Ricardo Saucedo Girón, Damiano Sarocchi e Ing. José Luis Mata.
Especialmente a mis amigos los maestros. Jorge Nieto Obregón, Ramón Torres Hernández,
Gildardo González Naranjos, Erasmo Mata Martínez y Melesio Martínez de La Cruz, por la
xvii
contribución que cada quien me proporcionó en algunos de las etapas del trabajo. También
Gracias al Dr. Gabriel Chávez por su amistad, ánimos y sugerencias.
Al personal del Instituto de Geología de la UASLP, que amablemente contribuyeron de una
forma u otra con su apoyo: Evangelina Herrera Sierra, Francisco Ledezma Ríos, Efrén Román
Guerrero y Diana Gómez Pérez. No podría dejar de mencionar a Areldy Herrera, por su gran
ayuda durante su estancia en la Biblioteca del Instituto de Geología de la UASLP.
También a Marta Pereda por estar siempre pendiente dispuesta a ayudar y facilitar todo lo
referente a trámites, gracias Martita. Igualmente a la Lic. Teresa Soledad, por todas las
facilidades que me prestó durante mi estancia en el CEGEO.
A los amigos y compañeros que desde otros lugares siempre estuvieron pendientes y ayudando a
solucionar algún problema durante las etapas del doctorado: Dra. Patricia Julio, Dr. Renato
Castro, a la Maestra Karina y su esposo Guillermo y a la Maestra Lilia Arana.
A todos los estudiantes de licenciatura que en su momento realizando tesis o servicio social bajo
mi asesoría, fueron también parte importante en el desarrollo de este trabajo: Muy especialmente
a la Ing. Ana Lizbeth Quevedo Coronado, Luis Montoya, Natanael y David.
A los compañeros con los que me tocó convivir en el CEGEO: Janett Villareal, Norma Angélica,
Iván Rafael, Oscar, Lupillo, José Luis e Isaac. Especialmente a Rodolfo por su apoyo
incondicional por estar siempre pendiente de ayudar a los compañeros.
A mis amigos que desde fuera del país donde realizan o realizaron sus estudios, estuvieron
animándome desde esos lugares lejanos: Dr. Carlos Pallares Ramos y la Maestra Ma. Guadalupe
Maldonado.
No solo las personas que mencione, tuvieron que ver en el desarrollo del trabajo de tesis, hay
muchas más que estuvieron pendientes, apoyando moralmente, animándome y pidiendo a Dios
por que todo marchara bien. A todas ellas mi más sincero agradecimiento.
MUCHAS GRACIAS
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
1
I. GENERALIDADES
I.1 Introducción
Los estudios sobre estratigrafía volcánica de las rocas del Terciario medio en la
porción sur oriental de la Mesa Central fueron iniciados por Labarthe-Hernández y
Tristán-González (1978) en las inmediaciones de la Ciudad de San Luis Potosí. Estos
estudios se desarrollaron de manera sistemática hasta abarcar todo lo que hoy se
conoce como los campos volcánicos de San Luis Potosí y del Río Santa María
(Labarthe-Hernández et al., 1982). La serie de mapas generados son los primeros con
estratigrafía volcánica en esta porción de México, y han servido como base para
diversos estudios de tipo tectónico, estructural, petrológico, geoquímico, geohidrológico
y de índole económica (i.e. Martínez-Ruiz y Cuellar-González, 1978; Tristán-González,
1986; Labarthe-Hernández et al., 1992; Aguirre-Hernández, 1992; Aguillón-Robles et
al., 1994; Martínez-Ruiz, 1997; Rodríguez-Ríos et al., 2007).
Este trabajo se apoya en el trabajo extenso de cartografía geológica realizada por
el autor y colaboradores en el centro de México, desde los estudios de Labarthe-
Hernández y Tristán-González (1978) hasta la fecha y se ha enfatizado en la geología y
tectónica de la parte norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí y de una serie de
sierras en la parte centro-oriental de la Mesa Central (Labarthe-Hernández et al., 1982;
Labarthe-Hernández y Jiménez-López 1991; Tristán-González y Torres-Hernández,
1994, 1999; 2000; Tristán-González et al., 1995; Barboza-Gudino y Torres-Hernández,
1999; Tristán-González et al., 2002; Barboza-Gudino et al., 2002).
Por otra parte las sierra que conforman la porción centro-oriental de La Mesa
Central en el norte y nor-poniente del estado de San Luis Potosí, han sido motivo de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
2
varios estudios, que se refieren a aspectos sedimentológicos-estratigráficos de las
secuencias marinas y continentales del Triásico tardío-Cretácico tardío (Martínez-Pérez,
1972; Carrillo-Bravo, 1982; Labarthe-Hernández et al., 1982; Jiménez-Camargo et al.,
1982; Martínez-Cardona y Malpica-Cruz, 1983; Aguayo-Camargo et al., 1985; Tristán-
González y Torres-Hernández, 1992; Silva-Romo, 1993; Barboza-Gudino y Torres-
Hernández, 1999, Tristán-González et al., 1999 y Barboza-Gudino et al., 2004). Sin
embargo, son escasos los estudios que integren información acerca del vulcanismo y la
geología estructural de esta región para el periodo comprendido entre el final de la
orogenia Laramide (Paleoceno tardío ~ 40 Ma, Chávez-Cabello, 2005) y el inicio del
vulcanismo félsico voluminoso y del fallamiento de Cuencas y Sierras (Oligoceno
medio), ya que la mayoría de los trabajos se han enfocado en el vulcanismo oligocénico
y en los eventos extensionales relacionados y posteriores a este fenómeno (Labarthe-
Hernández et al., 1982; Tristán-González, 1986; Aranda-Gómez 1989; Henry y Aranda-
Gómez, 1992; Nieto-Samaniego et al., 1997,1999; Aranda-Gómez et al, 2000; Nieto-
Samaniego et al., 1997, 2005; Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández, 2003; Torres-
Hernández et al., 2006). El lapso comprendido entre Paleoceno tardío al Eoceno
temprano es un intervalo con información escasa geológico-estratigráfica-
geocronológica-geoquímica-estructural, para poder deducir los eventos tectónicos
sucedidos posteriores a la orogenia Laramide y previos al paroxismo ignimbrítico y a la
extensión Cuencas y Sierras.
En este trabajo se presentan observaciones de campo y edades radiométricas
nuevas que permiten proponer un modelo alternativo para la porción oriental y sur-
oriental de la Mesa Central, acerca de la evolución tectono-volcánica que abarca desde
la etapa post-laramide hasta el desarrollo del evento tectónico regional conocido como
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Cuencas y Sierras en México, enfocando parte de este trabajo a analizar el aspecto
tectónico de las sierras con sedimentos del Mesozoico que fueron exhumadas durante
el Paleoceno tardío-Eoceno temprano, y el control que estas estructuras jugaron en la
generación del vulcanismo ocurrido en el Eoceno medio.
I.2 Antecedentes Generales
El basamento pre-volcánico Mesozoico de la Mesa Central está conformado por el
ensamble de dos terrenos tectonoestratigráficos: el del occidente conocido como
Terreno Guerrero y el del oriente llamado Sierra Madre (Campa y Coney, 1983), El
Terreno Guerrero es una secuencia del Triásico tardío compuesto por filita, meta-
arenisca, meta-caliza, esquisto, pizarra y cuarcita, que afloran en las inmediaciones de
la ciudad de Zacatecas, McGehee (1976), y en la sierra de La Ballena, Zacatecas,
donde predomina una secuencia de arenisca, filita, cuarcita y conglomerado que
experimentaron metamorfismo regional de bajo grado (Labarthe-Hernández et al., 1982;
Silva-Romo, 1993; Gallo-Padilla et al., 1983). A las rocas triásicas le sobreyace
tectónicamente una secuencia vulcano-sedimentaria de edad Jurásico tardío-Cretácico
temprano, conformada por arenisca, lutita y secuencias calcáreas que se intercalan con
lavas andesíticas almohadilladas. En la Sierra de Veta Grande Zacatecas (Fig. 44), esta
secuencia vulcano-sedimentaria está intrusionada por diques, dique-estratos y apófisis
de composición principalmente diorítica. Este paquete se encuentra ensamblado
tectónicamente sobre las rocas triásicas (Maldonado-Koerdell, 1948; Pérez-Martínez,
1961; McGehee, 1976; Yta, 1992). La porción oriental y central de la Mesa Central está
dentro del Terreno Sierra Madre (Campa y Coney, 1983), donde afloran rocas que se
depositaron en la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Carrillo-Bravo, 1982) y que
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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abarcan desde el Triásico tardío (Formación Zacatecas) hasta el Cretácico tardío
(Formación Caracol). La Formación Zacatecas está compuesta por arenisca, lutita y
conglomerado, depositados en un abanico submarino, que evolucionó a un ambiente
continental en el Jurásico temprano con influencia de un arco volcánico.
En el Calloviano-Oxfordiano la cuenca empezó a profundizar, alcanzando su
profundidad máxima en el Cretácico temprano con el depósito de secuencias calcáreas
con pedernal. Esta sedimentación terminó en el Cretácico tardío con el arribo del
“flysch” de la Formación Caracol, finalizando el depósito marino de la cuenca. Todo el
paquete de rocas fue plegado intensamente durante la orogenia Laramide en el
Cretácico tardío-Terciario temprano. Su fase final de deformación en la porción norte de
México se ha documentado entre el límite del Paleoceno-Eoceno Ye (1997), lo cual está
también documentado en los trabajos de Vega-Vera y Perrillat (1989) que la sitúan más
joven que el Eoceno temprano para la cuenca de La Popa, Nuevo León (< 49 Ma).
Chávez-Cabello (2005) utilizando los fechamientos de los cuerpos intrusivos que forman
el Cinturón de Intrusivos Coahuila-Monclova, con edad promedio de 40 Ma, los clasificó
como post-tectónicos y sugierió que pertenecen a la fase tardía de la deformación
Laramide, que se caracterizó por la reactivación de fallas de basamento facilitando el
ascenso de magmas a niveles someros de la corteza. Propuso que entre los 41 y 39 Ma
la deformación Laramide debió terminar en la región.
Durante el Paleoceno tardío y Eoceno temprano la región estuvo influenciada por
los últimos efectos de compresión asociados al final de la subducción de la Placa
Farallón debajo de la Placa Norteamericana, según el modelo propuesto por Atwater
(1970, 1989), y marca un cambio de ambiente tectónico de acortamiento a extensión
que no se ha estudiado a detalle por falta de información de campo. Todos los estudios
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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referentes al Paleoceno tardío-Eoceno temprano se han basado en el estudio de los
cuerpos intrusivos graníticos post-tectónicos, depósitos de clásticos continentales
(conglomerados rojos) del Eoceno medio, depositados en cuencas pequeñas dispersas
en la Mesa Central, y en el vulcanismo andesítico asociado a estos clásticos. (Edwards,
1955; Labarthe-Hernández, et al., 1982: Aranda-Gómez y McDowell, 1998; Aranda-
Gómez et al., 2007).
En el sur y sur oriente de la Mesa Central sobresalen varios campos volcánicos del
Oligoceno (San Luis Potosí, Río Santa María y Guanajuato) formados por lavas de
composición dacítica a riolítica de alto sílice, ricas en K, con edades que varían de los
33 a los 28 Ma (Labarthe-Hernández et al., 1982, Tristán-González, 1986). Estos
campos volcánicos forman parte de la porción sur-oriente de la Sierra Madre
Occidental, en los cuales se han realizado estudios enfocados a definir la estratigrafía
volcánica, petrología, geoquímica y tectónica, para explicar el significado de los
patrones estructurales que presenta el sistema de fallas tipo Cuencas y Sierras que se
desarrolló en las rocas volcánicas del Oligoceno. La cartografía geológica regional
realizada en estos campos volcánicos, ha ayudado a definir algunos aspectos
relevantes de la evolución tectónica ocurrida principalmente del Oligoceno al Reciente
en las regiones del sur del estado de San Luis Potosí, centro y norte de Guanajuato y
oriente de Zacatecas. Dentro de los trabajos encaminados a estudiar el aspecto
geológico estratigráfico, se encuentra la serie de cartografía geológica escala 1:50,000
generada en el Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí,
publicada en su serie de Folletos Técnicos. Parte de esta geología integra la parte
central, sur y sur-occidental del estado de San Luis Potosí, en donde está expuesta
gran parte de la secuencia volcánica de esta región. Labarthe-Hernández et al. (1982)
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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propusieron nombrar a esta zona de la Mesa Central como Campo Volcánico de San
Luis Potosí (CVSLP) Figura 1 y 15. En la base de la secuencia terciaria del CVSLP hay
rocas clásticas continentales con intercalaciones de lavas andesíticas del Eoceno medio
de 45-44 Ma (Andesita Casita Blanca). La primera etapa de vulcanismo félsico
voluminoso donde predominó la expulsión de derrames de lava, fue en el rango de 33-
28 Ma y una segunda etapa representada por flujos piroclásticos con edad promedio
26-28 Ma (ignimbrita Panalillo). En el aspecto petrológico se han realizado trabajos para
entender las características petrológicas del manto y corteza inferior debajo de la Mesa
Central, para lo cual, se han utilizando los xenolitos del manto y corteza que fueron
extraídos por las lavas basaníticas del Cuaternario (Aranda-Gómez et al., 1991,1993;
Luhr et al., 1995).
Schaaf et al. (1994), de acuerdo al diagrama de la isócrona de Sm-Nd de los
xenolitos del manto del cráter de la Joya Honda, del nororiente de la Ciudad de San
Luis Potosí, determinaron que la edad de formación de la corteza inferior debajo de esta
porción de la Mesa Central es de 1248±69 Ma, (Proterozoico medio).
Hay trabajos de geoquímica encaminados a investigar el origen de los magmas
riolíticos del nor-poniente del Campo Volcánico de San Luis Potosí, que se enfocaron
principalmente al estudio de los domos riolíticos con topacio de la región de Pinos,
Zacatecas (Rodríguez-Ríos, 1997; Leroy et al., 2002), quienes clasificaron a este
vulcanismo como alcalino a calco-alcalino en su fase riolítica rica en K, estos autores
hicieron hincapié en que el vulcanismo de San Luis Potosí estuvo relacionado a una
tectónica extensiva desarrollada durante el Terciario medio.
Orozco-Esquivel et al. (2002) estudiaron las lavas riolíticas de la Mesa Central y
dividieron la secuencia de rocas en dos grupos, inferior y superior. Clasificaron a las
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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lavas de la secuencia inferior como similares geoquímicamente a las riolitas con alto K
de la Sierra Madre Occidental, y de acuerdo a elementos mayores, traza e isótopos,
indican que evolucionaron de magmas que se derivaron del manto por cristalización
fraccionada y contribución variable de material cortical. Los elementos traza de las
riolitas de la secuencia superior sugieren un origen por fusión cortical de granulitas de
rocas de la corteza inferior. Orozco-Esquivel et al. (2002) reafirmaron que el
emplazamiento de los magmas fue controlado por extensión y la distribución espacial
de las lavas fue en forma de domos extravasados a lo largo de fallas.
El aspecto tectónico, para explicar la mecánica del fallamiento extensional tipo
Cuencas y Sierras, sus tiempos de formación, tasas de extensión y sus relaciones con
el vulcanismo, ha sido objeto de varios trabajos para la Mesa Central, en especial para
los campos Volcánicos de San Luis Potosí y Guanajuato, y en general para la región de
Cuencas y Sierras de México (Labarthe-Hernández et al., 1982; Tristán-González,
1986; Aranda-Gómez 1989; Henry y Aranda-Gómez, 1992; Nieto-Samaniego et al.
1997; Nieto-Samaniego et al., 1997,1999; Aranda-Gómez et al., 2000; Alaniz-Álvarez et
al., 2002; Nieto-Samaniego et al., 2005).
I.3 Propósito del estudio
El propósito de este trabajo es integrar la información geológica disponible y
generar nuevos datos acerca de la geología, geocronología y tectónica del área
Con esta información se propone un modelo tectono-volcánico alternativo que
incluye a la última fase de la orogenia Laramide hasta el tiempo en que fueron
expulsados volúmenes grandes de lavas y productos piroclásticos en el Oligoceno y el
desarrollo de la extensión Cuencas y Sierras en esta región. En este trabajo se incluyen
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
8
para su estudio cinco ejemplos representativos de las sierras del oriente y sur-oriente
de la Mesa Central, que contienen el registro geológico sedimentario del Mesozoico y
que son claves para entender los eventos tectónicos que ocurrieron durante y posterior
a su exhumación en el Terciario temprano. Por otro lado, se analizarán las cuencas que
contienen el registro geológico del Eoceno-Oligoceno, y la influencia que tuvieron en el
control del vulcanismo durante el Oligoceno temprano.
Los cinco ejemplos seleccionados en la porción oriental de la Mesa Central, son
estructuras donde afloran secuencias de rocas marinas del Mesozoico con asociación
de rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno temprano-medio, que por sus
características tectono-estructurales son consideradas como representativas para el
modelo que se propone, estas localidades son las sierras de Zacatecas, La Ballena-
Peñón Blanco, Charcas, Coronado y Las Minas (Fig. 1). Por otro lado, las cuencas
representativas para estudiar las secuencias continentales y volcánicas del Eoceno-
Oligoceno son las cuencas de Ahualulco y Villa de Arista-Villa de Reyes.
I.4 Objetivo
Realizar un modelo alternativo que muestre la evolución vulcano-tectónica de la
porción central y sur-oriental de la Mesa Central, que abarque el periodo comprendido
entre la fase final de la orogenia Laramide y la fase extensional de Cuencas y Sierras.
El modelo contempla los siguientes puntos:
1) Mecanismos de deformación post-laramídicos que dieron origen a estructuras
levantadas desarrolladas durante el Paleoceno tardío-Eoceno temprano y su relación
con el vulcanismo contemporáneo.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
9
2) Influencia del basamento sobre la cubierta sedimentaria del Mesozoico y Cenozoico
para producir la serie de bloques basculados que se han reconocido en la parte más
oriental de la Mesa Central.
3) Relación de los procesos de deformación que controlaron el vulcanismo félsico
voluminoso del Oligoceno (Campo Volcánico de San Luis Potosí).
I.5 Área de estudio
Las localidades seleccionadas para este estudio se encuentran en la porción
oriental y sur oriental de La Mesa Central, en un cuadrángulo limitado por las
coordenadas geográficas 100°45´ y 102°35´W - 22°00´ y 23°30´N, perteneciente a los
estados de San Luis Potosí y Zacatecas (Fig. 1). En su parte meridional predominan
afloramientos de la cubierta volcánica oligocénica del CVSLP, en el poniente, centro y
nor-oriente, las montañas elevadas que sobresalen sobre una extensa llanura con
elevación promedio de 2000 msnm, y en el oriente, las cuencas y estructuras
levantadas-basculadas al NE, que corresponden a la estribación occidental de la Sierra
Madre Oriental.
En general el área se encuentra bien comunicada por carreteras pavimentadas y
terracerías que facilitan el acercamiento a las zonas estudiadas.
I.6 Metodología
I.6.1 Gabinete y Campo
Se recopilaron los trabajos de cartografía geológica en Escala 1:50,000, que se
complementó con nueva cartografía de detalle para remarcar algunos aspectos de
importancia para este estudio. Los trabajos de cartografía escala 1:50:000, que fueron
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
10
base para este estudio fueron las hojas Charcas (Tristán-González y Torres-Hernández,
1992), Santa Gertrudis (Tristán-González et al., 1995), Santa Isabel (Tristán-González y
Torres-Hernández, 1999), además se actualizaron las hojas escala 1:50,000 de
Moctezuma, Ahualulco y San Luis Potosí (Tristán-González y Labarthe-Hernández,
2002, 2005).y algunos sitios con interés para este estudio de las hojas de Peñón
Blanco, Zacatecas, Venado, Villa Arista. Otros trabajos importantes fueron los estudios
de las hojas de Santo Domingo (Labarthe-Hernández y Jiménez-López, 1991); Pinos,
(Aguillón-Robles, 1983).
El trabajo de campo se realizó por el método tradicional, y se enfocó en el trabajo de
geología de detalle de los sitios de importancia relevante en las áreas de las sierras de
Coronado, Charcas, Peñón Blanco, Zacatecas, Las Minas y Cuenca de Ahualulco (Fig.
1). Se utilizaron imágenes de satélite TM de los satélites LANDSAT, con la combinación
de las bandas 1, 4, y 7 y píxeles de 50 x 50 m, escala 1:250,000 de las Hojas
Matehuala F14-1 y San Luis Potosí F14-4, editada por el Consejo de Recursos
Minerales (1998). Se usaron fotografías aéreas en blanco y negro (escalas 1:25,000 y
1:50,000), sobre las cuales se realizó una fotointerpretación previa y su verificación
posterior en el campo. Se generaron modelos de elevación digital que sirvieron de base
para delimitar las estructuras y rasgos estructurales sobresalientes. Sobre el modelo
digital se realizó el mapa geológico regional, donde se sintetizó la estratigrafía del área
de estudio. Todos los datos estructurales y muestreo fueron posicionados con un GPS
12XL de la marca GARMIN y se analizaron con el programa Stereo32 versión 094,
utilizando el hemisferio inferior. Para el trabajo de campo se realizaron estaciones de
toma de datos de las áreas estratégicas para obtener la información de apoyo al modelo
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
11
Figura 1. Mapa índice del área, que muestra las principales estructuras de la parte oriental y sur-oriental de la Mesa Central: 1) Sierra de Catorce, 2) Sierra de Coronado, 3) Sierra de Charcas, 4) Sierra Santa Catarina, 5) Sierra de Guanamé, 6) Sierra Las Minas, 7) Sierra La Ballena-Peñón Blanco, 8) Sierra de Zacatecas, A) Cuenca de Ahualulco, B) Cuenca de Coronado, C) Cuenca de Matehuala-Huizache, D) Cuenca de Arista, E) Cuenca de Peotillos, F) Graben de Aguascalientes, G) Graben de Villa de Reyes, CM) Curvatura de Monterrey, CVSLP) Campo Volcánico de San Luis Potosí.
tectónico que aquí se propone. El trabajo de campo se llevó a cabo en periodos
intermitentes, iniciando desde el año 2002 y concluyendo en el verano de 2006.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
12
I.6.2 Fechamientos K-Ar
Se tomaron 12 muestras representativas de las principales unidades volcánicas
presentes en el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí, tres para la Sierra La
Ballena-Peñón Blanco y dos para el norte de la Sierra de Zacatecas, para fecharlas por
el método K-Ar, las muestras fueron pulverizadas en el laboratorio de preparación de
minerales del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí, y
se enviaron para su determinación al laboratorio de la Universidad de Bretaña
Occidental, Francia.
El método analítico utilizado para la obtención de las edades isotópicas K-Ar,
consistió en quebrar y cribar la roca a una fracción del tamaño entre 0.3 a 0.15 m,
fueron lavadas con agua destilada para luego proceder con el método analítico (i) una
parte se reduce a polvo en un mortero de ágata para realizar el análisis de K por
absorción atómica, después de un ataque químico con ácido fluorhídrico, y (ii) los
granos de 0.3 a 0.15 m fueron utilizados para el análisis isotópico de Ar. La extracción
del argón se realizó en alto vacío y por calentamiento de la muestra por inducción en un
crisol de molibdeno. Los gases extraídos fueron purificados en dos filtros de titanio y
finalmente utilizando dos filtros de Al-Zr SAES. La composición isotópica de argón y
concentración de 40Ar radiogénico se midieron usando un espectrómetro de masas de
acero inoxidable con una geometría de 180º, equipado con un amplificador Keithley
642. El método de dilución isotópica se aplicó usando un trazador de 38Ar que fue
implantado como ion en una pequeña hoja de aluminio. Todo el método original es
descrito por Bellon et al. (1981).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
13
El listado de los fechamientos con los parámetros respectivos se muestra en la
Tabla 1. Se utilizaron las constantes recomendadas por Staiger y Jäger (1977), y la
incertitud del error de ±1 se calculó siguiendo la ecuación de Cox y Dalrymple (1967)
para muestras de roca más antigua a 5 Ma, y la ecuación dada por Mahood y Drake
(1982) para las muestras más jóvenes a 1 Ma.
I.6.3 Geoquímica
Se seleccionaron ocho muestras de roca del norte del CVSLP para su análisis
químico, las cuales se analizaron en el LUGIS (UNAM); se obtuvieron elementos
mayores por el método de fluorescencia de rayos “X”, aplicando la técnica en muestra
fundida. La clasificación de las muestras analizadas geoquímicamente se realizó con el
uso del diagrama “TAS” en donde se utiliza el total de álcalis contra el total de sílice
(Na2O+K2O vs SiO2), propuesto por Le Maitre et al. (1989).
Los contenidos de sílice y álcalis fueron ajustados base anhidra, por medio del
programa SINCLAS (Verma et al., 2002). Los análisis químicos de elementos mayores
se reportan en la Tabla 3, los cuales fueron utilizados solo con fines de clasificación de
las unidades principales del norte del CVSLP.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
14
II. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
II 1 Evolución geológica del Mesozoico de la Mesa Central
La Mesa Central fue reconocida como Provincia Fisiográfica por Raisz (1959); esta
provincia se localiza en la región central de la Republica Mexicana, se extiende desde el
Río Nazas, Durango, en el norte, hasta su colindancia con el Cinturón Volcánico
Mexicano, quedando limitada al poniente por la Sierra Madre Occidental y al oriente por
la Sierra Madre Oriental. Comprende parte de los estados de Durango, Zacatecas, San
Luis Potosí, Aguascalientes y Guanajuato. La Mesa Central se caracteriza por ser una
región elevada que internamente puede subdividirse en dos regiones. La región sur
tiene cotas que se encuentran por encima de los 2000 msnm y es una zona montañosa
cubierta en su mayor parte por rocas volcánicas cenozoicas. La región norte es de
mayor extensión formando una planicie extensa donde sobresalen serranías aisladas,
principalmente de rocas marinas del Mesozoico; presenta un estado de erosión más
avanzado que la sur, tiene cuencas continentales grandes parcialmente rellenas por
sedimentos aluviales y lacustres, presenta cotas menores a 2000 msnm. López-Ramos
(1974) reconoció la parte oriental de la Mesa Central como provincia geológica y le dio
el nombre de Cuenca Sedimentaría Central, la cual corresponde a lo que Carrillo-Bravo
(1982) nombró como Cuenca Mesozoica del Centro de México (Fig. 2). Campa y Coney
(1983) la definieron como parte del Terreno Sierra Madre (Fig. 3). Carrillo-Bravo (1982)
definió a la Cuenca Mesozoica del Centro de México, como una gran cuenca
sedimentaria que contiene unos 700,000 km³ de sedimentos marinos con edad del
Triásico al Cretácico. Su registro geológico empieza con la Formación Zacatecas del
Triásico tardío en la porción centro-oriental de la Mesa Central; los sedimentos del
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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abanico Triásico tardío constituido por secuencias marinas turbidíticas provenientes del
oriente (Barboza-Gudino et al., 1998), se interdigitaban con depósitos de secuencias
vulcano-sedimentarias provenientes de un arco de islas de edad triásica situado en el
occidente (Centeno-García y Silva-Romo, 1997), las secuencias acumuladas en esta
porción occidental del tras-arco culminaron con depósitos de sedimentos calcáreos y
terrígenos en el Cretácico medio-tardío. Campa y Coney (1983) en su trabajo de
terrenos sospechosos de aloctonía acrecionados al Cratón Norteamericano, situaron la
mayor parte de La Mesa Central dentro de dos terrenos tectonoestratigráficos. El
terreno localizado en la porción oriental corresponde al Terreno Sierra Madre (Fig. 3) el
cual descansa sobre un basamento Precámbrico cubierto por una secuencia de rocas
sedimentarías del Cámbrico (?) al Pérmico, capas rojas del Mesozoico temprano y
rocas marinas del Mesozoico tardío que muestran estructuras de cabalgaduras al N y E,
y el terreno de la porción occidental denominado Terreno Guerrero (Fig. 3), está
compuesto por rocas volcánicas andesíticas submarinas y sedimentos marinos del
Mesozoico intrusionados por plutones graníticos mesozoicos y cenozoicos. El Terreno
Guerrero muestra una historia diferente al Terreno Sierra Madre durante el Jurásico
tardío-Cretácico medio. El medio ambiente de depósito de los sedimentos de la Unidad
Vulcano-Sedimentaria del Terreno Guerrero durante el Cretácico temprano fue en
aguas de relativamente poca profundidad, lo que sugiere que estos se depositaron en
un ambiente intra-arco o “back-arc” (Yta, 1992). La presencia de magmatismo del arco
Jurásico-Cretácico, sugiere que el Terreno Guerrero no se construyó sobre corteza
continental (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). Sobre los sedimentos triásicos de la
Formación Zacatecas, se depositó la Formación Nazas, que es una secuencia
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
16
Figura 2. Ubicación de los rasgos paleogeográficos del Mesozoico en la porción centro-oriental de la Mesa Central y zonas aledañas, y la posición aproximada del límite oriental del Terreno Guerrero (TG). CMCM, Cuenca Mesozoica del Centro de México (Modificado de Carrillo-Bravo, 1971).
pre-oxfordiana de rocas volcánicas (andesitas, riolitas y dacitas) en forma de flujos
piroclásticos y lavas, con asociación de lechos rojos. Estas rocas volcánicas fueron
derivadas del arco volcánico del Triásico-Jurásico de la margen poniente de
Norteamérica (Grajales-Nishimura et al., 1992; Jones et al., 1995; Barboza-Gudino
et al., 1998).
La Cuenca Mesozoica del Centro de México comenzó su sedimentación marina
con la Formación La Joya en el Jurásico tardío, formada por depósitos fluviales y
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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aluviales, y desarrollo calcáreo secundario que representan los depósitos basales de
la transgresión marina del Calloviano-Oxfordiano. Su depósito continuó en el
Jurásico tardío con secuencias calcáreas y terrígenas de las formaciones Zuloaga y
La Caja.
La subsidencia continúa en el Cretácico temprano con la acumulación de los
sedimentos calcáreo-arcillosos de las formaciones Taraises y con el depósito de las
calizas pelágicas con pedernal pre-cenomanianas correspondientes a las
formaciones Cupido, La Peña y Cuesta del Cura. Su culminación empezó en el
Turoniano, con depósitos terrígenos de la Formación Indidura y finalizó en el
Maastrichtiano con la aparición del “flysch” de la Formación Caracol.
Contemporáneamente, en el oriente de la Cuenca Mesozoica del Centro de
México, empezó el desarrollo de la Plataforma calcárea Valles-San Luis Potosí en el
Cretácico temprano sobre depósitos de anhidritas de la Formación Guaxcamá en el
Valanginiano y continuó hasta el Santoniano con el deposito de un paquete grueso
de rocas carbonatadas pertenecientes a las formaciones El Abra y Tamasopo, que
incluyen sus facies lagunares, arrecífales y turbiditas de talud de la Formación
Tamabra. Esta plataforma finalizó su desarrollo con la acumulación de sedimentos
terrígenos de la Formación Cárdenas en el Maastrichtiano (Carrillo-Bravo, 1971;
López-Doncel, 2003).
II.2 Modelos paleogeográficos propuestos para la Mesa Central
El modelo de Sedlock et al. (1993) ubica a la Mesa Central en lo que hoy se
conoce como la parte oriental de la provincia de Cuencas y Sierras, que es
transicional con la porción occidental de la Sierra Madre Oriental (SMOr).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 3. Distribución de los terrenos Guerrero y Sierra Madre, que afectan a gran parte de la Mesa Central (Centeno-García y Silva-Romo, 1997).
La SMOr está compuesta principalmente por secuencias clásticas y
carbonatadas del Mesozoico, que cubren a rocas con basamento pre-Mesozoico,
estas secuencias sufrieron acortamiento hacia el oriente durante la orogenia
Laramide.
La región situada al poniente y sur de la SMOr se le conoce como Mesa Central
o Altiplano (Fig. 4); el relieve irregular se ha interpretado como consecuencia de la
cubierta de rocas volcánicas cenozoicas y por el fallamiento en bloques durante la
extensión del evento Cuencas y Sierras en el Oligoceno (Stewart, 1978, 1998).
Gran parte de la Mesa Central es parte del Terreno Tepehuano (Fig. 5). El Terreno
Tepehuano incluye los terrenos Sombrerete, Parral y parte de los terrenos Cortés,
Guerrero y Sierra Madre de Coney y Campa (1987). La geología de las rocas del
pre-Jurásico tardío de este terreno es difícil de entender por la falta de información
geológica, debido a lo extendido de la cubierta de rocas marinas del Jurasico tardío,
Cretácico y Cenozoico y solo se tiene una idea general de la composición de la
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 4. Ubicación de la Mesa Central dentro de las Provincias Morfotectónicas y régimen tectónico de placas de México. Abreviaciones: CVM, Cinturón Volcánico Mexicano; MC, Macizo de Chiapas. La zona achurada en la porción surponiente representa a las fosas de Zacoalco, Colima y Chapala; M, Falla Montagua; P, Falla Polochic; CT, Cayman Trough (tomado de Sedlock et al., 1993).
corteza inferior por el estudio de xenolitos extraídos por rocas basálticas
cuaternarias, los cuales demuestran que este terreno está formado parcialmente por
corteza continental proterozoica (Ruiz et al., 1988).
Las secuencias de rocas más antiguas del Terreno Tepehuano se encuentran en
afloramientos escasos y aislados de rocas meta-ígneas y meta-sedimentarías
ligeramente deformadas, que reflejan la presencia de un arco magmático
cordillerano que se desarrolló durante parte del Jurásico, y una o más cuencas tras-
arco, incluyendo corteza de composición máfica y relleno de sedimentos sílico-
clástico (Fig. 6).
Los afloramientos conocidos del pre-Jurásico tardío en el Terreno Tepehuano están
distribuidos pobremente en el norte de México, los cuales se han reportado
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 5. Localización del Terreno Tepehuano en el contexto de terrenos de México. Líneas gruesas- límite de terrenos; líneas punteadas-límites inferidos. CUI, Cuicateco; Z, Zapoteco; M, Mixteco; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Sedlock et al., 1993).
por: Córdoba-Méndez (1965) y Anderson et al. (1991) para la porción más al norte
de Zacatecas; Ledesma-Guerrero (1967) y Mayer-Pérez (1967) para la porción más
meridional de Coahuila y Pantoja-Alor (1963) para el oriente de Durango
Estratigráficamente la formación más antigua conocida en el Terreno
Tepehuano corresponde a la Formación Taray (Fig. 6) que es un “flysch” de aguas
profundas muy deformado, con bloques de pedernal, rocas volcánicas, caliza con
fósiles paleozoicos, serpentinita silicificada, que fueron interpretadas como un
complejo de subducción (Ortega-Gutiérrez, 1994; Anderson et al., 1990; Klein et al.,
1990). La Formación Zacatecas marina del Triásico, cuya relación estratigráfica con
la Formación Taray es incierta, pudo haberse depositado sobre un basamento
continental y penetrado hacia la porción oriental. Se ha sugerido tentativamente, que
la Formación Zacatecas pertenece a los niveles superiores de corteza oceánica, y
que la cubierta sedimentaría que la cubre fue deformada y metamorfoseada durante
la acreción jurásica a Norteamérica, por lo que se puede correlacionar en términos
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
21
de ambiente de depósito y tectónico, con la Formación Taray del norte de
Zacatecas.
Figura 6. Sección tectonoestratigráfica compuesta del Terreno Tepehuano para el norte de México en los estados de Zacatecas, Coahuila y Durango. Tr, Triásico;J, Jurasico temprano y medio Ju, Jurásico tardío; K-Cretácico; T, Terciario volcánico, Q, Cuaternario. La relación de las formaciones Zacatecas y Taray es incierta (tomada de Sedlock et al., 1993).
En algunas de las localidades, sobre la Formación Taray, descansan rocas
metamorfoseadas y rocas volcánicas calco-alcalinas muy deformadas y rocas
vulcano-clásticas de las formaciones Rodeo y Nazas (Pantoja-Alor, 1963; Córdova-
Méndez, 1965). Nuevos datos sugieren que ambas formaciones se pueden
interdigitar lateralmente y que corresponden a facies distales y proximales de un
arco volcánico Mesozoico (Jones et al., 1990). Para este modelo, y de acuerdo a los
datos radiométricos existentes, se piensa que las formaciones Caopas, Rodeo y
Nazas, son parte de un arco que se desarrolló durante el Triásico tardío-Jurásico,
Arco “Caopas-Rodeo-Nazas” (CRN), que se construyó sobre corteza continental
(Fig. 6).
Otro de los modelos para explicar evolución tectónica de la porción occidental
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
22
de la Mesa Central de México, fue propuesto por Centeno-García y Silva Romo
(1997), quienes realizaron un trabajo basado en petrogénesis de las rocas triásicas y
jurásicas para las localidades de Zacatecas y La Ballena ambas de edad Triásico
tardío. Situaron a la Formación Zacatecas de las inmediaciones de la ciudad de
Zacatecas dentro del Terreno Guerrero, y a la Formación La Ballena en el Terreno
Sierra Madre (Fig. 3). Estos afloramientos del centro de México son importantes para
el entendimiento de la evolución tectónica de Norteamérica, ya que se encuentran
en el límite de dos ambientes tectónicos diferentes que estuvieron activos a lo largo
de la margen Norteamericana durante el Mesozoico. El de la porción oriental, fue un
ambiente relacionado con la separación de Pangea y apertura del Golfo de México
acompañado por “rifting” y tectónica extensional durante el Triásico tardío (Pindell,
1985; Moran-Centeno et al., 1988; Molina-Garza et al., 1992) y el de la porción
poniente de México se caracterizó por una tectónica cordillerana con desarrollo de
subducción, fallamiento lateral y acreción de terrenos (Sedlock et al., 1993; Centeno-
García et al., 1993; Saleeby y Busby-Spera, 1992). Se ha planteado que el Terreno
Sierra Madre descansa sobre un basamento Precámbrico que aparentemente se
acresionó a Norteamérica en el Paleozoico tardío por la colisión entre Norte y
Suramérica durante la formación de Pangea (Yáñez et al., 1991; Stewart et al.,
1993), mientras que el Terreno Guerrero se desarrolló sobre un piso oceánico
deformado y secuencias de arco de islas durante el Triásico tardío, Jurásico y
Cretácico temprano. La acreción final del Terreno Guerrero pudo ocurrir en el
Cretácico tardío (Centeno-García, 1994; Tardy et al., 1991; Talavera-Mendoza et al.,
1995).
En la Figura 7 se muestra un mapa que ilustra el modelo paleogeográfico de la
reconstrucción de Pangea durante el Triásico tardío propuesto por Centeno-García y
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Silva Romo (1997), el cual está basado en los conceptos propuestos por Rowley y
Pindell (1989). Este modelo sugiere que el basamento pre-Mesozoico que define
aproximadamente la margen continental de la parte oriente y norte de México, se
extendía sobre el límite poniente del Terreno Sierra Madre antes del ensamble del
Terreno Guerrero. Esta margen pudo estar activa durante diferentes tiempos en su
evolución, lo cual hay evidencias de su actividad desde el Pérmico hasta el Triásico
temprano de acuerdo a firmas isotópicas y geoquímicas de un cinturón de
granitoides (Fig. 7), que corría de norte a sur a lo largo de la porción oriental de
México (Torres-Vargas et al., 1993); este cinturón se formó antes del movimiento del
la Mega Cizalla Mojave/Sonora que de acuerdo a Silver y Anderson (1974) sucedió
hace 220-290 Ma. Este cinturón demuestra que el Terreno Sierra Madre estaba ya
acrecionado a la margen de Norteamérica y no fue colisionado en el Triásico tardío
como lo proponen Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994);
aparentemente, la subducción finalizó antes del Triásico tardío. Esto se sugiere por
la falta de rocas ígneas de esa edad, así como la composición de la arenisca de las
formaciones Zacatecas y La Ballena.
En esta reconstrucción, la Formación La Ballena pudo haberse formado en una
porción distal de un abanico submarino en un ambiente de talud continental (Fig. 7),
mientras que la Formación Zacatecas se estaba depositando probablemente en una
cuenca oceánica cerrada, donde también recibía sedimentos derivados del
continente (Fig. 7).
La deformación en las formaciones La Ballena y Zacatecas, sugiere que el
evento tectónico mayor ocurrido entre el Triásico tardío y Jurásico medio (pre-
Oxfordiano-Kimmeridgiano) implicó un acortamiento considerable en la secuencia.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
24
Figura 7. Modelo paleogeográfico de la reconstrucción de Pangea durante el Triásico tardío. Los puntos finos representan depósitos continentales asociados a graben. Cuadros pequeños señalan el área de depósito de abanico submarino. Zona achurada corresponde a una posible corteza oceánica donde se depositó la Formación Zacatecas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997, basado en el modelo de Rowley y Pindell, 1989).
Este evento causó el cabalgamiento de los sedimentos del talud continental de la
Formación La Ballena sobre la margen continental, en las áreas de Peñón Blanco y
Charcas del Terreno Sierra Madre; esta exhumación ocurrió antes del depósito de
los clásticos continentales de la Formación Nazas. La edad de este evento no se
conoce con exactitud, pero se puede asociar al Jurásico medio-tardío, con base en
fechamientos K-Ar en el complejo Arteaga, localizado dentro del Terreno Guerrero
(Jones et al., 1995).
Centeno-García y Silva-Romo (1997) de acuerdo a las observaciones
anteriores en las formaciones Zacatecas y La Ballena, sugirieron dos modelos para
la evolución del centro de México, que abarcan del Jurásico medio al Cretácico
tardío. En este trabajo se escogió el modelo 1 como ejemplo que sintetiza sus
observaciones (Fig. 8).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 8. Modelo de evolución tectónica durante el Mesozoico temprano de la Formación Zacatecas asociada al Terreno Sierra Madre (tomado de Centeno-García y Silva-Romo, 1997).
Otro modelo para explicar la evolución de la margen continental activa durante
el Triásico tardío y Jurásico temprano que involucra a la Mesa Central y nororiente
de México fue propuesto Barboza-Gudino et al. (1998, 1999).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
26
Este modelo está basado en afloramientos de rocas triásicas y jurásicas que
afloran en los estados de Durango, Zacatecas, San Luis Potosí y Nuevo León, cuyas
características petrológicas y geoquímicas demuestran afinidad de arco. La
presencia de la secuencia marina turbidítica depositada en un abanico submarino
del Triásico en el poniente de la margen continental activa de Norteamérica,
(Formación Zacatecas) Figura 9A, fue parcialmente cubierta por rocas derivadas de
un arco volcánico del Jurásico temprano (Formación Nazas) producto de la
subducción de la Placa Kula. Al mismo tiempo a la sedimentación de la Formación
Nazas, en la cuenca tras arco localizada en el oriente, se depositaba la Formación
Huizachal y lechos rojos de la Formación La Boca (Fig. 9 B).
En el Calloviano-Oxfordiano se inició la transgresión marina representada por el
depósito de la Formación La Joya en la porción nororiental de México y también dio
inicio el desplazamiento lateral izquierdo de México a lo largo de la Mega cizalla
Mojave-Sonora y probablemente el desarrollo de vulcanismo de arco intra-oceánico
del Terreno Guerrero (Fig. 9 C).
Barboza-Gudino et al. (1998, 1999) concluyeron en su modelo, que en el
Aptiano-Albiano se llevó a cabo la acreción al continente del Terreno Guerrero y el
depósito de las secuencias calcáreas del Terreno Sierra Madre (Fig. 9 D). El modelo
más reciente que involucra a los terrenos mexicanos fue propuesto por Dickinson y
Lawton (2001), el cual discute sobre el ensamble y fragmentación de elementos
derivados de Laurencia y Gondwana para el periodo Carbonífero-Cretácico. La
porción de terrenos que forman parte de la Mesa Central, son los bloques Sierra
Madre poniente (Terreno Tepehuano oriente) y Guerrero oriente (Terreno
Tepehuano poniente) (Fig. 10). Las rocas más antiguas de la Mesa Central
corresponden al Triásico tardío con las cuales se propuso una reconstrucción
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
27
para los ensambles Triásico-Jurásico por Dickinson y Lawton (2001).
Figura 9. Evolución paleogeográfica del nororiente de México entre el Triásico tardío y el Cretácico temprano. A) Depósito de la Formación Zacatecas en la margen continental activa del poniente de Norte América durante el Cárnico; B) Depósito de la Formación Nazas, como producto de un arco volcánico a lo largo de la margen activa del poniente de Norte América en el Jurásico temprano; C) Desplazamiento lateral izquierdo de México a lo largo de la Mega cizalla Mojave-Sonora y probable vulcanismo de arco interoceánico del Terreno Guerrero, en el Calloviano-Oxfordiano; D) Acreción del Terreno Guerrero y distribución de las rocas del Mesozoico temprano durante la transgresión oxfordiana, en el Aptiano-Albiano ( Barboza-Gudino et al.,1998).
Para el Triásico tardío-Jurásico temprano, un arco magmático se desarrollaba de
manera continua desde California pasando por la parte sur de Arizona y en la
adyacente Sonora (Fig. 11) donde los plutones del arco magmático cordillerano
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
28
intrusionaron la corteza de Laurencia (Anderson y Silver, 1979). Otros ensambles de
arcos jurásicos contemporáneos están presentes más hacia el sur-oriente sobre el
Bloque Tampico y otros más en la parte central de México (Campa y Coney, 1983;
López-Infanzón, 1986; Wilson, 1990; Grajales-Nishimura et al., 1992; Jones et al.,
1995). El arco desarrollado en el centro de México, se le dio el nombre de “Arco
Nazas” ó Caopas-Rodeo-Nazas (Fig. 11) que se desarrolló al oriente del complejo
de subducción Mesa Central (Sedlock et al., 1993; Dickinson y Lawton, 2001),
abarcando el intervalo del Triásico tardío al Jurásico medio (Barboza-Gudino et al.,
1998, 1999).
La petroquímica confirma que las rocas volcánicas de la Formación Nazas
tienen afinidad de arco y valores de εNd (-1.5) que documenta la influencia de una
corteza continental que se encuentra por debajo o derivada de sedimentos
(Centeno-García y Silva-Romo, 1997).
La subducción de la misma placa oceánica a lo largo de la costa fue la
responsable para la actividad del arco en la Margen Continental Cordillerana; la
dirección del arco fue separada por una triple junta. La placa oceánica nombrada en
este modelo como la “Placa Mezcalera” (Fig. 11), que después se aplicó a las
turbiditas muy deformadas del Jurásico tardío-Cretácico temprano expuestas en la
parte norte y central de México al oriente del Super Terreno Guerrero (Eguiluz de
Antuñano y Campa-Uranga, 1982; Contreras-Montero et al., 1988).
El basamento del arco Triásico-Jurásico del centro y oriente de México está
conformado parcialmente por rocas Grenvilianas del Bloque Tampico y más al
poniente, por turbiditas deformadas del Triásico tardío derivadas de fuente
Grenviliana (Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Barboza-Gudino et al.,
1998,1999). Mas tarde aquí se interpretará como parte del prisma acresional del
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
29
Figura 10. Distribución de los bloques corticales dominantes formalmente nombrados Terrenos Mexicanos, complementado con los nombres propuestos por Silverling et al. (1992) y Sedlock et al. (1993). Abreviaciones: TCC, Transformante California-Coahuila (deslizamiento Permo-Triásico); TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas (deslizamiento infra-Jurásico; Be, Belice; Gu, Guatemala; Ho, Honduras; Sa, El Salvador; Cz, Cenozoico; Pz, Paleozoico; CVM; Cinturón Volcánico Mexicano (Neógeno) (Tomado de Dickinson y Lawton, 2001).
Arco Nazas expuesto por la Placa Mezcalera y nombrado como “complejo de
subducción Mesa Central” (Figs. 10, 11 y 12).
Este substrato sedimentario deformado implica que el frente magmático del
arco se desplazó hacia el poniente, cubriendo los elementos acrecionados del
sistema “arc-trench” como a las rocas volcánicas asociadas.
El carácter no volcánico de las turbiditas deformadas sugiere que la trinchera
del centro de México se juntó con el arco que fue alimentado longitudinalmente
desde fuentes del basamento del norte (Centeno-García y Silva-Romo, 1997) a
través de la transformante Coahuila-Tamaulipas (Fig. 10).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
30
Figura 11. Reconstrucción geotectónica de México para el Triásico medio (232 Ma) al Jurásico medio (164 Ma). Abreviaciones: BCo, Bloque Coahuila; TCT, Transformante Coahuila-Tamaulipas; BS, Bloque del Sur; BT; Bloque Tampico; JTT, Junta Triple Torreón (Dickinson y Lawton, 2001).
Las contrapartes del complejo de subducción de la Mesa Central del centro de
México pueden estar presentes más hacia el poniente, cerca del lado nororiental de
la zona de sutura del Cretácico temprano, situado a lo largo de su rumbo (Figs. 10 y
12).
II.3 Orogenia Laramide
La orogenia Laramide en México ha sido objeto de múltiples estudios sobre
todo en los sitios donde se encuentran las grandes cadenas de montañas de la
Sierra Madre Oriental del norte y nor-oriente de México, en especial sobre los
cinturones plegados de Chihuahua, Coahuila (Cserna, 1956; Tardy, 1980; Padilla y
Sánchez, 1982,1986; Suter, 1984; Eguiluz et al., 2000).
En la Mesa Central se conoce poco sobre actividad de la orogenia Laramide y
en la mayoría de los trabajos se interpola a lo ya estudiado, que es la parte norte y
nororiental de México. Los bloques levantados que se presentan en la porción
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
31
Figura 12. Reconstrucción geotectónica de México del limite Jurásico-Cretácico (144 Ma) al Cretácico medio (113 Ma, limite Aptiano-Albiano). Abreviaturas: BCa, Bloque Caborca; Bco, Bloque Coahuila; BS, Bloque del Sur; J/C, Terreno Juárez / Cuicateco; BT, Bloque Tampico (Dickinson y Lawton, 2001).
oriental de la Mesa Central exhiben un plegamiento fuerte que acortó la secuencia
sedimentaria Mesozoica hacia el ENE, originando “decollements” y cabalgamientos
durante el evento de compresión máxima de la orogenia Laramide.
En la porción norte de México, en particular, se conoce que gran parte de la
deformación se vuelve compleja debido al despegue de la secuencia marina sobre
secuencias de evaporítas, incorporación local de basamento en la deformación, y
por la reactivación de algunas fallas antiguas de basamento (Padilla y Sánchez,
1986; McKee et al., 1990).
Los pliegues formados por el acortamiento en la Sierra Madre Oriental varían
de orientación de nor-poniente-sur-oriente hasta nororiente-surponiente
dependiendo de los bloques de basamento sobre el cual cabalgó la secuencia
(Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000). La Sierra Madre Oriental representa
el ejemplo más sobresaliente del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de México,
de orientación NW-SE en la zona de Torreón -Chihuahua y E-W entre Torreón y
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
32
Monterrey, continuando hacia el sur con dirección ligeramente NNE hasta el
Cinturón Volcánico Mexicano (Padilla y Sánchez, 1982).
El estilo de deformación de la orogenia Laramide en México es principalmente
de tipo de deformación de cobertura, a diferencia del poniente de los Estados
Unidos, donde principalmente es por reactivación de fallas de basamento antiguas.
Chávez-Cabello (2005), menciona que uno de los factores mas importantes que
controlan el estilo de deformación de la orogenia Laramide dentro del Cinturón
Plegado Coahuila, es la distribución de evaporítas en las zonas someras de
basamento dentro de la Cuenca de Sabinas y la reactivación de fallas de basamento
en la fase tardía de la deformación. Chávez-Cabello (2005) utilizando las relaciones
de emplazamiento de los intrusivos del cinturón de Intrusivos Candela-Monclova
versus los rasgos estructurales generados por la deformación Laramide en la zona,
determinó que la mayoría de los intrusivos son posteriores a la fase tardía de la
deformación Laramide, que se caracterizó por la reactivación de fallas de basamento
en la Cuenca de Sabinas. Además, interpretó que la reactivación de estas fallas
durante la deformación Laramide, fue la que facilitó el ascenso de magmas a niveles
someros de la corteza en la región de Coahuila, tanto para magmas con firmas de
subducción como para los tipos intraplaca, ya que existe una asociación muy
cercana entre la distribución de estos dos tipos de magmatismo con las trazas de las
fallas mayores y secundarias del basamento de la región. Propone que entre los 41
y 39 Ma la deformación Laramide debió terminar en la región, debido a que las rocas
volcánicas no basculadas en Chihuahua (≤ 40 Ma), como los intrusivos del Complejo
Candelas, enfriados después de 41 Ma (post-tectónicos) o emplazados después de
esta edad, no presentan rasgos de haberse emplazados bajo esfuerzos regionales
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
33
impuestos, además de que en su mayoría cortan o desvían estructuras generadas
durante la primera o segunda fase de la deformación Laramide.
El cinturón Laramide en México se desarrolló en el norte principalmente sobre
planos de despegue en los yesos de la Formación Minas Viejas, y en la Cuenca de
Sabinas sobre las formaciones Olvido y La Virgen (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz
et al., 2000).
Al sur del paralelo 24°N de la porción oriental de la Mesa Central, la secuencia
evaporítica de la Formación Minas Viejas no se depositó, y entonces los planos de
despegue fueron principalmente sobre los sedimentos de la formaciones Nazas y La
Joya, o bien de las formaciones La Caja y Taraises (Tristán-González y Torres
Hernández, 1994,1999; Tristán-González et al., 1995; Barboza-Gudino y Torres-
Hernández, 1999).Además en esa región, las rocas depositadas en la Cuenca
Mesozoica del Centro de México despegaron sobre los sedimentos del talud de la
Plataforma Valles San Luis Potosí, acortando la secuencia hacia el oriente, durante
la actividad laramídica (Tristán-González y Torres-Hernández, 1999).
En el contexto de tectónica de placas se ha interpretado a la orogenia Laramide
como el resultado de la interacción de la Placa Farallón que se consumió bajo la
Placa Norteamericana con un ángulo de subducción bajo durante el Cretácico tardío-
Terciario temprano. Al disminuir el ángulo de subducción de la Placa Farallón e
incrementarse su velocidad a fines de Cretácico-Oligoceno, ocasionó que la
secuencia marina mesozoica fuera plegada y transportada al oriente (Coney, 1973,
1978, 1983; Coney y Reynolds, 1977; Atwater, 1989; Dickinson et al., 1988).
Referente al tiempo de terminación de la orogenia Laramide, su edad se ha
determinado en la localidad de la Sierra de Peñas Blancas, Chihuahua con edades
K-Ar de 54-44 Ma de rocas volcánicas deformadas, en base a esas edades, Haenggi
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
34
(2002), menciona que la Orogenia Laramide debió terminar entre los 52 y 46 Ma en
esa región.
Para la porción norte de México se ha documentado que la última fase de esta
deformación para el Cinturón Plegado de Coahuila de acuerdo con Ye (1997), está
comprendida entre el límite del Paleoceno-Eoceno, lo cual va de acuerdo con el dato
de Vega-Vera y Perrillat (1989) que la sitúan más joven que el Eoceno temprano en
la cuenca de La Popa, Nuevo León (< 49 Ma).
La edad de la deformación Laramide se puede obtener con edades isotópicas
puntuales de rocas ígneas asociadas a una orogenia, lo que permite establecer
límites temporales del inicio y culminación del evento. Otra fuente de información
son los sedimentos sin-orogénicos y post-orogénicos con presencia de fósiles en las
cuencas. Para ubicar la edad de terminación de la orogenia Laramide en la región
oriental y sur-oriental de la Mesa Central, se cuenta con elementos que ayudan a
situar su edad lo más cercana posible. Por un lado, se cuenta con cuerpos intrusivos
no deformados que afloran en diferentes sitios de la Mesa Central (Comanja, Peñón
Blanco, Charcas y Real de Catorce), cuya edad isotópica los sitúan en el Eoceno
temprano-medio y por otra parte, con sedimentos clásticos del Eoceno medio no
deformados por el evento Laramide, que afloran en diferentes localidades de la
Mesa Central y que están en discordancia angular con los sedimentos mesozoicos
previamente deformados durante el evento Laramide.
En la porción oriental de la Mesa Central hay cuerpos intrusivos graníticos no
deformados que intrusionaron a la secuencia Mesozoica deformada, entre los que
sobresalen los de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, donde el cuerpo mayor es el
intrusivo del Peñón Blanco, con una edad K-Ar con muscovita para este trabajo de
51.5±1.4 Ma. Hay otras edades obtenidas para el Intrusivo Peñón Blanco reportadas
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
35
por Mujica-Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) de 48.0±4.0 Ma; Solé et al. (2007)
de 51±2.0 Ma, ambas con muscovita, y una más reciente por Aranda-Gómez et al.
(2007) de 50.94±0.47 Ma con Ar49/Ar39 en base a muscovita. Otros cuerpos
sobresalientes son el intrusivo Temeroso localizado en la Sierra de Charcas, donde
se reportaron edades K-Ar por Butler (1972) de 46.6±1.6 Ma con biotita y por Mujica-
Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) de 43.0±3 Ma con ortoclasa. Los diques de
granodiorita de la Sierra de Real de Catorce, fueron fechados con K-Ar por Mujica-
Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) con 53±4 Ma. Para el Granito Comanja que
aflora en la localidad de Comanja, Jalisco, Mujica-Mondragón y Jacobo-Albarrán
(1983) obtuvieron dos edades K-Ar con biotita, de 55.0±4.0 y 58.0±5.0 Ma y Stein et
al. (1993) del núcleo del intrusivo con K-Ar obtuvo 51.0±1.3 Ma. Además de los
cuerpos intrusivos mencionados, también hay presencia de rocas volcánicas (lavas e
ignimbritas) que se localizan en las sierras de Charcas y Zacatecas, con edades K-
Ar del Eoceno medio que se reportan en este trabajo (Tabla 1).
Con los datos geocronológicos de las rocas intrusivas y volcánicas no
deformadas, que se encuentran alineadas paralelas a las fallas principales NW-SE,
de algunas de las sierras de la porción sur y oriental de la Mesa Central, se puede
determinar un parámetro que marque con mayor aproximación la última fase de la
orogenia Laramide para esta región. Tomando en cuenta la fecha más antigua que
corresponde al Granito de Comanja de 55 a 58 Ma (Paleoceno tardío-Eoceno
temprano), se puede inferir que la última etapa de la orogenia Laramide pudo ocurrir
muy cercana a esa fecha (Eoceno temprano).
Por otro lado se cuenta con los depósitos clásticos continentales (lechos rojos)
que afloran en sitios dispersos en la Mesa Central, donde se han obtenido edades
de estos depósitos en base a estudios de vertebrados, palinología y edades K-Ar de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
36
andesitas asociadas a los clásticos (Labarthe-Hernández et al., 1982; Ferrusquía-
Villafranca, 1987; Nájera-Garza,1997; Aranda-Gómez y McDowell, 1998; Tristán-
González y Torres-Hernández, 2000)
Estas edades de acuerdo a los métodos utilizados fluctúan desde el Paleoceno
tardío hasta el Eoceno Medio, donde las edades isotópicas de andesitas son las más
confiables para establecer su edad tentativa que los sitúa anteriores y/o
contemporáneos al Eoceno medio.
En la mayoría de las localidades donde afloran estos clásticos continentales, se
encuentran descansando discordantemente sobre rocas del Mesozoico deformadas
durante la orogenia Laramide.
De acuerdo con los fechamientos de rocas ígneas no deformadas y depósitos
clásticos continentales, se sugiere una edad aproximada para la última fase de la
orogenia Laramide al menos Eoceno temprano para la región centro y oriente de la
Mesa Central.
La edad sugerida para la fase final de la orogenia Laramide en esta porción de
la Mesa Central, son muy parecidos a los obtenidos para el Cinturón Plegado de
Coahuila (Vega-Vera y Perrillat, 1989 y Ye, 1997) quienes la sitúan anterior al
Eoceno temprano.
II.4 Sedimentación continental y magmatismo del Eoceno
En cuanto a la sedimentación continental, se conoce que los primeros
depósitos de clásticos continentales comenzaron a acumularse a fines del
Paleoceno (Edwards 1955; Labarthe-Hernández et al., 1982; Nájera-Garza, 1997;
Aranda-Gómez y McDowell, 1998), lo cual ocurrió en cuencas dispersas
irregularmente en la Mesa Central. Edwards (1955) reportó varias localidades con
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
37
Lechos Rojos, entre ellas Guanajuato y Zacatecas. Además de las localidades
mencionadas por Edwards (1955), hay otras dispersas en la Mesa Central (Aranda-
Gómez y McDowell, 1998; Aranda-Gómez, 2007).
Con base en la localidad de Guanajuato, se tiene información de su edad,
obtenida a partir de fósiles de mamíferos (Ferrusquía-Villafranca, 1987) y por edades
K-Ar de una andesita intercalada entre ellos (Aranda-Gómez y McDowell, 1998) los
sitúan en el Eoceno medio. Para la zona de San Luis Potosí por datos de palinología
y edades radiométricas de lavas andesíticas asociadas a ellos, se le ha estimado
como pertenecientes al Paleoceno tardío- Eoceno medio (Labarthe-Hernández et al.,
1982). Para los Lechos Rojos de la localidad de Zacatecas en base a estudios de
palinología se le estimó una edad del Paleoceno tardío al Eoceno medio (Nájera-
Garza, 1997). En la porción occidental del estado de San Luis Potosí, en la localidad
de Hernández, muy cerca al límite con el estado de Zacatecas, con una oleada
piroclástica intercalada entre los lechos rojos se obtuvo una edad de 44 Ma (Tristán-
González y Torres-Hernández, 2000).
Contemporáneamente a la sedimentación de lechos rojos, hay un evento
efusivo que se intercaló en varios niveles de los clásticos continentales de tipo
andesítico. Para el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí estas lavas son
sub-alcalinas de alto K, que se clasificaron como andesita-basalto, y su edad está en
el rango 44-45 Ma. Hay otros eventos piroclásticos y efusivos félsicos del Eoceno
medio que sucedieron a través de fallas. Ponce-Sibaja y Clark (1988) obtuvieron una
edad 46.8 Ma para piroclásticos Los Alamitos que se encuentran subyaciendo a la
lava de la riolita Bufa en la localidad de la ciudad de Zacatecas. Para los domos
dacíticos de las inmediaciones de la población de Charcas en el norte del estado de
San Luis Potosí, se obtuvo una edad para este trabajo de 45 Ma.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
38
Las rocas intrusivas que se encuentran en la Mesa Central, presentan un claro
alineamiento con las fallas NW-SE que seccionan las sierras donde afloran
sedimentos mesozoicos. Estos cuerpos intrusivos se encuentran en forma de “sills”,
diques, apófisis pequeños y “stocks”, con composición que varía de granito a
granodiorita. Los más sobresalientes se localizan en las sierras de Salinas-Peñón
Blanco (51 Ma) y Charcas (46 Ma).
El rango de edad de la sedimentación continental, vulcanismo e intrusión del
Eoceno medio, para el área de estudio en la porción sur-oriental de la Mesa Central,
es de 44 a 51 millones de años. Sin embargo, se puede extender hasta principios del
Eoceno temprano, ya que hay otros cuerpos intrusivos no deformados en la porción
sur de la Mesa Central, como el de Comanja, Guanajuato, que está fechado en 55±4
Ma y el de la Sierra de Catorce, de edad 53±4 Ma fechados por Mujica-Mondragón y
Jacobo-Albarrán (1983).
II.5 Vulcanismo félsico y tectónica del Oligoceno-Mioceno
En el sector sur y sur-oriental de la Mesa Central se encuentran varios campos
volcánicos cuya actividad magmática félsica se inició alrededor de los 33 Ma durante
el Oligoceno. Estos campos volcánicos se localizan principalmente en los estados de
Aguascalientes, Guanajuato, San Luis Potosí y Zacatecas, en la prolongación hacia
el sur de la Provincia Cuencas y Sierras de México (Fig. 13).
Stewart (1978,1998) sugirió que la provincia “Basin and Range” del poniente de los
Estados Unidos puede extenderse hasta el centro de México por unos 1100 km
desde el SW de los Estados Unidos hasta el límite norte de del Cinturón Volcánico
Mexicano (véase también, Henry y Aranda-Gómez, 1992 y Aranda-Gómez et al.,
2000).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
39
Los campos volcánicos más conocidos de la porción sur-oriental de la Sierra
Madre Occidental son los de San Luis Potosí y Río Santa María (Figs 14 y 15),
localizados hacia la parte sur y sur-oriental de la Mesa Central (Labarthe-Hernández
et al., 1982) El Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) está formado por un
paquete de rocas volcánicas félsicas, donde predominan las de carácter efusivo
sobre las piroclásticas, las edades isotópicas disponibles indican que el evento
principal del campo varía de los 32 a los 28 millones de años (Fig. 14).
Para el CVSLP la actividad félsica se inició alrededor de los 32 millones de
años con lavas de composición traquítica-dacítica con promedio de 69% (peso %) de
SiO2 y culminó con domos riolíticos de 29-30 millones de años con un contenido
mayor de sílice (hasta 75% en peso %) de SiO2, Tabla 3 (Labarthe-Hernández et al.,
1982; Burt y Sheridan, 1987; Rodríguez-Ríos, 1997, 2006; Rodríguez-Ríos et al.,
2006).
Además del vulcanismo voluminoso hubo una serie de eventos aislados,
sobresaliendo la emisión de la ignimbrita Panalillo entre los 25-28 millones de años y
que en algunos sitios, como en la Sierra de San Miguelito y en particular en la semi-
fosa de Bledos, tuvo características de vulcanismo bimodal, ya que la ignimbrita
Panalillo se intercala con basaltos, cuyas edades son muy semejantes de 28 Ma
(Torres-Aguilera y Rodríguez-Ríos, 2005).
La ignimbrita Panalillo se ha reconocido en varias localidades asociada a fallas
normales y a fosas en varios sitios del CVSLP; para el norte del campo (en este
trabajo), se reconocieron sobre las fallas de Gonzalitos (coordenadas UTM, NAD-27,
288295-2483855 y 286875-2486880), La Cañada (283360-2503931) y Fosa de San
Nicolás, y en el sur del CVSLP (Fig. 15) en las fosas de Enramadas, Bledos y Falla
del Juachín (Torres-Hernández et al., 2006; Tristán-González et al., 2006).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
40
Hay un evento intraplaca en el Mioceno temprano que se traslapó con el evento
félsico del Oligoceno, que generó rocas basálticas a los 21 Ma, asociado también a
las fallas normales, el cual se localiza en sitios aislados de la porción occidental de
la Sierra de San Miguelito (basalto Cabras).
Figura 13. Distribución de la parte oriental de la provincia de Cuencas y Sierra en México, ubicación de la Mesa Central y los campos volcánicos de San Luis Potosí y Río Santa María. (Modificado de Stewart, 1998).
Al sur oriente del CVSLP, se localiza el Campo Volcánico del Río Santa María
(CVRSM, Fig. 15), formado en su porción occidental por un paquete basal
ignimbrítico de composición riolítica de edad 32 Ma (ignimbrita Santa María), sobre
la cual se emplazaron domos de lava de la traquita Ojo Caliente (31.5 Ma) (Fig.14 y
15). Hacia el centro y oriente del CVRSM la secuencia está formada por un paquete
grueso de ignimbritas riolíticas, lavas riodacíticas, andesíticas e intrusivos sub-
volcánicos, con edades entre los 32 y 30 millones de años (Labarthe-Hernández et
al., 1984, 1989; Tristán-González et al., 2008).
Para el sector central y nor-oriente de la Mesa Central, al norte del estado de
San Luis Potosí el vulcanismo fue escaso y solo se observan afloramientos de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
41
Figura 14. Columnas estratigráficas de la porción norte y sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí (CVSLP) y poniente del Río Santa María (CVRSM), con edades K-Ar obtenidas en este estudio y recopiladas de Tristán-González et al., 2008).
basaltos alcalinos e ignimbritas (ignimbrita Guanamé) que forman mesetas alineadas
en patrones NW-SE, fechadas por K-Ar en 32 Ma (Labarthe-Hernández y Jiménez-
López, 1991), algunas de estos flujos piroclásticos tienen cristales de granate. Los
afloramientos de basalto también conservan el patrón de alineamiento NW-SE y
contienen nódulos de lherzolita. Una edad K-Ar de roca completa determinada para
este estudio de una muestra de un cono de escoria en la localidad de Yoliatl, al NE
de estado de San Luis Potosí fue de 4.6±0.22 Ma (Fig. 71).
Para la zona en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas, la secuencia
volcánica post-conglomerado Zacatecas se inició con la erupción de una ignimbrita
(volcaniclásticos Los Alamitos de 46.8 Ma, Ponce y Clark, 1988), que de acuerdo a
las observaciones de campo en la zona del Cerro La Bufa, marcó el inicio de la
apertura de los conductos por donde posteriormente se emplazaron las lavas de la
riolita Bufa.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
42
Figura 15, Localización de los campos volcánicos de San Luis Potosí, occidente del Río Santa María y estructuras principales del suroriente de la Mesa Central.
Sobre los domos de la riolita Bufa al sur de la ciudad de Zacatecas se localiza
un paquete de flujos piroclásticos soldados, que en su cima es de grado medio
denominado ignimbrita La Virgen, cuya edad determinada por Ponce-Sibaja y Clark,
(1988) por el método K-Ar es de 36.8 Ma. Para este estudio se determinó la edad K-
Ar para una muestra de la Ignimbrita La Virgen, de 37.1±0.9 Ma (Tabla 1). Los
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
43
domos de la riolita Bufa se encuentran alineados a lo largo del sistema de fallas NNE
y NW-SE (sistema La Cantera).
Para explicar la tectónica de la porción central y oriental de la Mesa Central se
ha estudiado poco, la mayoría de los estudios se han enfocado a estudios
estratigráficos, sobre todo en las localidades donde afloran las rocas triásicas y
jurásicas (sierras de Catorce, Charcas y Ballena-Peñón Blanco), Los estudios al
respecto se han realizado en base a análisis de imágenes de satélite y estratigrafía.
La mayoría de los estudios existentes se concentran en la porción sur y suroriental
de la Mesa Central, enfocados principalmente a definir la tectónica cenozoica de los
campos volcánicos del Oligoceno.
Garduño-Monroy (1984) realizó un modelo experimental de teledetección,
empleando una imagen de satélite para las sierras de Catorce y Coronado, que
complementó con análisis microestructural de algunas estaciones en la Sierra de
Catorce (Fig. 16); enfatizó su estudio en buscar las evidencias de la influencia de las
estructuras de basamento en la configuración estructural de la cubierta, ya que de
acuerdo a su hipótesis, estos rasgos de la tectónica anterior fueron retomados en
fases de deformación posteriores. En conclusión argumenta que la dirección
horizontal del movimiento a rumbo en las fallas profundas, generó en la cubierta
estructuras características de una zona de cizalla, como pliegues “en èchelon”,
fracturas de extensión y fracturas “Riedel”.
El conjunto de estructuras detectadas por Garduño-Monroy (1994) en la imagen
de satélite del extremo sur de la Sierra de Catorce (Sierra de Coronado), es una
serie de pliegues escalonados con dirección N165° que forman un ángulo de 20° con
la traza de la falla lateral derecha de dirección general de N005°, a la que llamó falla
Matehuala-San Luis (Fig. 16).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
44
El análisis microestructural que realizó en la Sierra de Catorce, mostró que las
capas y ejes de los pliegues definen que la sierra está basculada hacia el oriente por
fallas normales de orientación N-S. En general, las estructuras en la Sierra de
Catorce, son el resultado de compresión que varía en dirección E a N60°E; ésta
desviación de esfuerzo máximo de compresión puede deberse a control del
basamento.
Garduño-Monroy (1984) consideró que la prolongación hacia el sur del
lineamiento principal que denominó Matehuala-San Luis, es el mismo propuesto por
Tardy (1980) que pasa por el Valle de Los Fantasmas en La Sierra de Álvarez, al
oriente de la ciudad de San Luis Potosí. Carrillo-Bravo (1971, 1982) ya había
considerado el sistema de falla “Matehuala-Cerritos” como un límite importante entre
dos unidades paleogeográficas: la plataforma calcárea Valles-San Luis Potosí y la
Cuenca Mesozoica del Centro de México (Fig.16).
El conjunto de fallas de orientación N-S al poniente del lineamiento Matehuala-
San Luis, no entran en el esquema de una zona de cizalla dextral, por lo que éstas
más bien corresponden a un evento posterior.
Por otro lado, Vélez-Scholvink (1990) propuso un modelo tectónico con fallas de
transcurrencia para explicar el origen de la porción centro-norte y nororiente de la
República Mexicana, basado en el estudio de imágenes de satélite y el análisis de
sedimentación de las secuencias mesozoicas; identificó dos zonas de fallas mayores
que nombró como San Miguel de Allende-Cuernavaca de orientación NW-SE y la
zona de falla Matehuala-Cerritos de orientación general N-S (Fig.17). De acuerdo a
evidencias sedimentológicas y análisis de rasgos en la imagen de satélite, concluye
que las fallas iniciaron su actividad en el Jurásico tardío y continuaron hasta el
Mioceno.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
45
Figura 16. Esquema generalizado en base a la interpretación estructural de una imagen de satélite de las Sierras de Catorce y Coronado, en el norte del estado de San Luis Potosí, (Garduño-Monroy, 1984)
El sistema de falla Matehuala-Cerritos es conjugado derecho, y provocó una serie de
pliegues escalonados y cambios de dirección en los pliegues (Fig. 17). Respecto a la
zona de falla San Miguel de Allende-Cuernavaca, consideró que es la parte en
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
46
Figura 17. Esquema del modelo de evolución tectónica de transcurrencia propuesto por Vélez-Scholvink (1990) en la región nor-noreste de México, con base en imágenes
de satélite y apoyó de datos de campo. Abreviaturas: CVRSM, Campo Volcánico del Río Santa María; CVSLP, Campo Volcánico de San Luis Potosí; SRC, Sierra de Real de Catorce; SC, Sierra de Coronado (modificado de Vélez-Scholvink, 1990).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
47
donde se concentró el esfuerzo de cizalla o transcurrencia, y que se manifiesta por
una serie de alineamientos que pueden corresponder a fallas o fracturas y su
presencia está marcada por sierras constituidas principalmente de rocas ígneas
extrusivas, así como cuerpos intrusivos mineralizantes y fosas rellenas de
sedimentos clásticos del Terciario.
Los dos zonas de cizalla propuestas por Vélez-Scholvink (1990), no
corresponden a un solo evento de deformación; es evidente que la zona Matehuala-
Cerritos sí encaja en un modelo para una patrón de cizalla dextral, mientras que la
zona de falla San Miguel de Allende Cuernavaca, no entra dentro del esquema
anterior, más bien corresponden a fallas normales más jóvenes del evento Cuencas
y Sierras, que afectó a rocas volcánicas cenozoicas.
Con lo que respecta a su modelo de tectónica transcurrente, Vélez-Scholvink
(1990) propuso que algunos bloques o estructuras fueron apretados y empujados,
“botándolos” hacia arriba por falta de espacio de acuerdo al modelo de Lowell
(1972).
En el Campo Volcánico de San Luis Potosí la extensión NE-SW se inició
alrededor de los 32 Ma, teniendo un periodo de extensión máxima entre los 28 y 26
millones de años (Labarthe-Hernández et al., 1982; Tristán-González, 1986; Aranda-
Gómez, 1989; Nieto-Samaniego et al., 1997,1999, 2005; Aranda-Gómez et al., 2000;
Aranda-Gómez et al., 2007).
Nieto-Samaniego et al. (1997) estudiaron la deformación cenozoica de la Mesa
Central a partir del Eoceno, la cual consideran como de tipo triaxial, al menos para la
parte meridional. Esta deformación desarrolló fallas normales con dos direcciones
aproximadamente ortogonales, una NE y otra NW, que según Nieto-Samaniego et
al. (1997) fueron sincrónicas. También, Nieto-Samaniego et al. (1997) infirieron cinco
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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pulsos de deformación, donde las tres primeras ocurrieron en el Eoceno-Oligoceno
temprano, el principal en el Oligoceno tardío, que fue acompañado por gran
actividad volcánica, y el último en el Plioceno-Pleistoceno. Por otro lado, Aranda-
Gómez et al. (2000) y Aranda-Gómez et al. (2003) también reconocieron cinco
episodios regionales tecto-magmáticos con tiempos similares, durante el desarrollo
de la Sierra Madre Occidental.
Posteriormente, Nieto-Samaniego et al. (2005) en su modelo para explicar las
estructuras mayores para la Mesa Central, coincide con algunos rasgos propuestos
por Vélez-Scholvink (1990). Ellos denominaron como sistema de falla San Luis-
Tepehuanes al sistema Matehuala-Cuernavaca de orientación NW-SE, y sistema de
Fallas Taxco-San Miguel Allende para el sistema Matehuala-Cerritos de orientación
NNE; compárense las Figuras 17 y 18. Nieto-Samaniego et al. (2005) propusieron
que el sistema San Luis-Tepehuanes (Fig. 18) está formado por un conjunto de
fallas normales con un arreglo en dominó, relacionado a una extensión NE-SW, cuya
actividad posiblemente inició antes del Oligoceno. Nieto-Samaniego et al. (2005)
argumentaron que el segundo sistema es de edad Paleógeno corresponde al
sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, que son un conjunto de fallas
normales de dirección N-S que se extienden desde San Miguel Allende hasta el
norte de la Sierra de Catorce, en el norte de San Luis Potosí (Fig. 18), y que forman
el límite tectónico en la región entre la Mesa Central y la Sierra Madre Occidental. En
el sector sur del sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, en la localidad del
complejo Volcánico Palo Huérfano, que se localiza sobre la intersecciones de fallas
N-S (sistema Taxco-San Miguel de Allende) y N80ºE (Sistema Chapala-Tula), Pérez-
Venzór et al. (1996) mencionaron que el sistema Taxco-San Miguel de Allende, tiene
una edad comprendida entre los 29 Ma y 11 Ma que es la edad de las rocas que
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
49
Figura 18.Distribución de las principales estructuras cenozoicas de la Mesa Central. Abreviaciones: GR, graben de Rodeo; LS, Laguna de Santiaguillo; GT, graben de Tepehuanes; GA, graben de Aguascalientes; GC, graben El Cuarenta; GS, graben de La Sauceda; DQ, Depresión de La Quemada; GB, graben de Bledos; GVR, graben de Villa de Reyes; GE, graben de Enramadas; GVA, graben de Villa de Arista; SG, Sierra de Guanajuato; SS, Sierra de Salinas; FBV, Falla Buena Vista; FVH, falla Villa Hidalgo; FO, falla El Obraje; FVA, falla Villa de Arriaga; FLP, falla Los Pájaros; FB, Falla del Bajío; ND, Nombre de Dios; SMR, Santa María del Río; SLDP, San Luis de La Paz; SMA, San Miguel de Allende; Q, Querétaro; G, Guanajuato; SLP, San Luis Potosí (tomado de Nieto-Samaniego et al., 2005).
estuvieron afectadas y/no afectadas. Nieto-Samaniego et al. (2005) sugieren que el
sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende pueden ser el reflejo de rasgos
heredados de una zona antigua, cuando menos del Mesozoico, en la transición
plataforma marina-cuenca marina y en donde hubo un sistema de fallas normales
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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semejantes al sistema Taxco-San Miguel de Allende. En el sector sur el sistema
Taxco-San Miguel de Allende, Alaniz-Álvarez et al. (2002), sugieren que este
sistema de falla representa un contacto entre litologías y estilos de deformación
distintos, marcando burdamente el límite entre los terrenos Guerrero y Sierra Madre.
El espesor, edad y composición de la corteza debajo de la Mesa Central, se ha
inferido con base en estudios geofísicos, y por la composición de nódulos de
granulita extraídos por lavas basálticas en volcanes cuaternarios (Aranda-Gómez et
al., 1993; Schaaf et al., 1994; Hayob et al., 1989).
Fix (1975) con base en el análisis e interpretación de ondas generadas por
sismos ocurridos en Chiapas determinó curvas de dispersión de velocidades de
ondas para una trayectoria a través del centro de México, por medio de cuatro
modelos para determinar la composición y el estado térmico de la corteza y del
manto, en los cuales encontró una corteza con un espesor promedio de 34 km.
Smith y Jones (1979) identificaron flujos de calor altos con base en la isoterma
de 1000°C, calculando un espesor de 30 km para las porciones orientales de
Chihuahua y Durango y parte central de Zacatecas, sugiriendo en su modelo la
presencia de un “rift” incipiente de rumbo NNE.
Nieto-Samaniego et al. (2005), con base en estudios realizados por varios
autores (Meyer et al., 1958; Fix 1975; Rivera y Ponce, 1986; Kerdan, 1992) y
complementados con sus datos de estructuras mayores para la Mesa Central,
plasmaron la información en tres perfiles que incluyen la Sierra Madre Occidental,
Mesa Central y Sierra Madre Oriental, donde se puede ver que el espesor inferido de
la corteza en la parte de la Mesa Central tiene ~32 km.
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Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 20. Columnas estratigráficas de la porción central y sur-oriental de la Mesa Central para los diferentes bloques levantados con rocas mesozoicas. 1) Sierra de Zacatecas (inmediaciones de la ciudad de Zacatecas), 2) sierra La Ballena-Peñón Blanco, 3) sierras de Catorce, Coronado, Charcas y La Tapona, 4) sierras Las Minas, Santa Catarina y La Parada. Para la ubicación de estas sierras véase la Figura 1.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
53
III. ESTRATIGRAFÍA
La estratigrafía de las rocas del Mesozoico de la porción central y oriental de la
Mesa Central de las áreas seleccionadas para este trabajo, pertenece a las
unidades de rocas marinas acumuladas en la Cuenca Mesozoica del Centro de
México (Carrillo-Bravo, 1982), con algunas diferencias litológicas en los depósitos
triásicos y jurásicos que afloran en las diferentes localidades. En las sierras de la
Ballena-Peñón Blanco y Charcas está presente la columna estratigráfica que abarca
desde el Triásico tardío hasta el Cretácico tardío. En la Sierra de Coronado la
columna empieza con los sedimentos de la Formación Nazas del Jurásico temprano
hasta la Formación Indidura del Cretácico tardío. En la Sierra las Minas afloran
formaciones a partir de la Formación La Peña del Cretácico inferior, hasta la
Formación Caracol del Cretácico tardío. Debido a que la columna estratigráfica de
estas áreas es muy semejante, con algunas diferencias por cambios laterales de
facies, se hace su descripción por edades.
La porción sur y surponiente de la Mesa Central está constituida por secuencias
vulcano-sedimentaria del Terreno Guerrero, donde su límite oriental fue ensamblado
tectónicamente sobre sedimentos de la Cuenca Mesozoica del Centro de México
(Campa y Coney, 1983; Centeno-García y Silva-Romo, 1997).
La estratigrafía de los sedimentos mesozoicos y cenozoicos de la porción norte
de la Sierra de Zacatecas se describe por separado, ya que su litología difiere con
las rocas marinas de cuenca de la porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central.
También la descripción de la estratigrafía cenozoica del norte del Campo Volcánico
de San Luis Potosí se hará por separado. Esta metodología es con el fin de evitar
repeticiones en las descripciones.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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El mapa Geológico de la Figura 19, es una compilación sintetizada tomada de
la cartografía esc. 1:50,000, realizada en el Instituto de Geología de la UASLP,
complementada con detalle en zonas de interés para este estudio. Por la escala que
se maneja en este trabajo, las unidades formacionales se agruparon por periodos.
Las columnas estratigráficas de la Figura 20, se distribuyeron de poniente a oriente y
representan solo las formaciones que afloran en los núcleos de la sierras.
III.1 Norte de la Sierra de Zacatecas
La Sierra de Zacatecas marca el límite entre la Sierra Madre Occidental y la
Mesa Central. En su porción norte, en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas,
se localiza una de las localidades más importantes de las rocas más antiguas del
área, que pertenecen al Triásico tardío y Jurásico temprano. Estas rocas
mesozoicas se encuentran cubiertas hacia el sur por un paquete grueso de rocas
volcánicas terciarias genéticamente asociadas al sector sur de la Sierra Madre
Occidental. Se separó esta localidad del resto de las sierras del oriente y sur-oriente
la Mesa Central, por sus características litológicas compuesta de rocas vulcano-
sedimentarías del Terreno Guerrero, muy diferente a las rocas sedimentarias
marinas depositadas en la Cuenca Mesozoica del Centro de México, en el Terreno
Sierra Madre. En este trabajo se presenta un mapa geológico para las
inmediaciones de la ciudad de Zacatecas (Fig. 21).
III.1.1 Triásico
Formación Zacatecas, las rocas marinas del Triásico tardío de Zacatecas
fueron reportadas como pertenecientes al Triásico por Burckhardt (1906) en la
inmediación poniente de la ciudad de Zacatecas, donde reportó restos fósiles que
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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fueron la base para establecer su edad. Posteriormente el mismo Burckhardt (1906),
describió a detalle la geología a lo largo del Arroyo La Calavera (Arroyo La
Pimienta), donde separó las pizarras sericíticas de la base y las silicosas del nivel
superior, mencionó que las pizarras del nivel inferior pertenecen al Triásico tardío
por los fragmentos de cefalópodos (Sirenites Smitbi; Tracbyceras; Clionites sp y
Juvavites) y bivalvos encontrados en la parte superior de este paquete.
Gutiérrez-Amador (1908) estudió las pizarras de la localidad de Zacatecas,
donde encontró nuevas variedades de fósiles como crinoides, moluscos y
fragmentos de huesos grandes de reptiles del Mesozoico y ejemplares de
Palaeoneilo sp; Pleurotoma sp y Juvavites sp., que sitúan a estos sedimentos como
del Cárnico.
Maldonado-Koerdell (1948), identificó de los afloramientos de pizarras que
afloran en el Arroyo La Pimienta, variedades de fósiles de Rhynchonella sp., y un
ejemplar de Nucula sp, pertenecientes al Triásico tardío.
McGhee (1976) estudió la secuencia sedimentaria metamorfizada en el Arroyo
La Pimienta (Arroyo La Calavera o del Bote), localizado a unos 3 km al poniente del
centro de la ciudad de Zacatecas. Definió de acuerdo a la mineralogía de estas
rocas formadas de cuarzo, feldespato, clorita, cloritoide, calcita y muscovita-sericita,
como pertenecientes a las facies de esquistos verdes. La litología consiste de
pizarra/filita morada, meta-conglomerado, esquisto/filita, meta-arenisca y meta-caliza
y dividió esta secuencia en cinco unidades de la A a E, de la más antigua a la más
joven:
Unidad A- Rocas pelíticas, filita en su mayor parte con variaciones a esquisto y
pizarra. En las zonas con franjas arenosas dentro de la filita se encuentran
pelecípodos y amonites. La meta-limolita contiene granos de cuarzo, poca
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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plagioclasa y cerca del contacto con la unidad B, se presentan capas delgadas de
meta-arenisca.
Unidad B- Empieza con capas gruesas de cuarcita gris y de filita que alternan
con capas de meta-arenisca, donde se observan trazas de zircón, apatita y
minerales opacos.
Unidad C- Principia con capas de filita de color gris y laminaciones de pedernal.
Hacia arriba se intercalan filitas de color gris y verde, con esquisto negro. Dentro del
esquisto negro hay bloques de meta-arenisca, que representan evidencias de
deslizamiento submarino. Más cercano a su cima, es una secuencia de capas filita
de color morado suave, meta-pedernal, meta-arenisca de feldespato color gris,
continúa con meta-conglomerado, esquisto arenoso, disminuyendo la filita.
Unidad D- formada de una alternancia de capas delgadas de meta-arenisca de
color gris y filita gris, con apariencia de flysch y esporádicamente meta-
conglomerado, meta-arenisca masiva y filita/pizarra.
Unidad E- Predominan las capas de filita/esquisto de color gris y cantidad
menor de esquisto blanco y negro. Otras capas esporádicas corresponden a meta-
conglomerado, meta-arenisca masiva y filita/pizarra morada.
Monod y Calvet (1992) siguiendo las subdivisiones de McGhee (1976), hacen
una reinterpretación estratigráfica, dividiendo a la Formación Zacatecas en tres
unidades tectonoestratigráficas.
Formación Pimienta, constituida por capas de caliza, aglomerado de origen
vulcaniclástico, material tobáceo y esquisto sericítico, que culmina en su cima con
capas de conglomerado y toba blanca. Corresponde a las unidades C y E de
McGhee (1979).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Formación El Bote, Es una alternancia de capas de meta-lutitas negras y capas
de arenisca cuarcifera con gradación. Corresponde a la unidad D de McGhee (1979)
Formación El Ahogado, Constituida por una alternancia de capas delgadas de
meta-lutita de color negro y arenisca cuarcífera, equivalente a las unidades A y B de
McGhee (1976).
Centeno-García y Silva-Romo (1997) sugieren que la Formación Zacatecas fue
acrecionada al Terreno Sierra Madre durante el Jurásico temprano-medio y
depositada en un ambiente de talud continental, y la consideraron como parte de la
porción oriental del Terreno Guerrero (Centeno-García y Silva-Romo, 1997).
III.1.2 Jurásico-Cretácico
Unidad Vulcano-Sedimentaria, Burckhardt (1906) en su reconocimiento de las
rocas del Triásico marino de Zacatecas, menciona que en el Arroyo La Pimienta se
encuentra una serie de rocas verdes que descansan discordantemente sobre la
secuencia metamórfica. Posteriormente varios autores reconocieron estas rocas
(Burckhardt y Scalia 1906; Gutiérrez-Amador, 1908; Martínez-Pérez, 1961; McGhee;
1976), concordando que fueron encimadas tectónicamente sobre los sedimentos
triásicos. La composición más común de la unidad Vulcano-Sedimentaria es una
mezcla de lavas almohadilladas y pizarras, que son cruzadas por innumerables
diques de composición máfica.
En general, esta unidad es una secuencia de lavas andesíticas muchas de ellas
almohadilladas, intercaladas con sedimentos terrígenos. En algunos afloramientos
hay predominio de capas de arenisca masiva. En general toda la secuencia de lavas
y sedimentos terrígenos está cortada por diques, diquestratos y apófisis pequeños
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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de roca gabróica. En muchos sitios estas rocas están silicificadas, formando cuerpos
de jasperoide.
Esta unidad vulcano-sedimentaria se puede correlacionar con la Formación
Chilitos que aflora en el arroyo del mismo nombre en la inmediación oriente de la
mina de Fresnillo, y con los afloramientos de la porción oriental del estado de
Zacatecas, muy cerca del limite con el estado de San Luis Potosí, en el cause del el
Arroyo El Gallinero que cruza el poblado del Saucito, Zacatecas (Cserna, 1976; Yta,
1992).
Su edad se ha obtenido a partir de la fauna encontrada en el Arroyo Chilitos, en
las inmediaciones de la Mina de Fresnillo, en donde se colectaron fósiles en lentes
de caliza intercalados entre lavas andesíticas almohadilladas, que dan un amplio
rango de edad, desde el Titoniano-Hauteriviano, (Cserna, 1976). Yta (1992) se refirió
a las rocas verdes expuestas en el Saucito, Zacatecas, como Unidad Vulcano-
Sedimentaria, afirmó que está formada por caliza pelágica y basaltos
almohadillados, con presencia de radiolarios, lo que le permitió situar su edad en el
Cretácico Inferior.
III.1.3. Terciario
Conglomerado Rojo, en el Eoceno medio hubo sedimentación clástica
continental, cuyos depósitos se conocen como “conglomerado rojo de Zacatecas”,
que afloran en la ciudad de Zacatecas; este conglomerado y otros fueron estudiados
por primera vez en varias localidades del centro de México por Edwards (1955).
Su litología en los afloramientos de la ciudad de Zacatecas, consiste
principalmente de fragmentos redondeados de rocas metamórficas, roca verde
(andesita propilitizada), granito, caliza, arenisca y pedernal, muchos de ellos
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
60
silicificados, en una matriz arcillo-arenosa. La base del depósito está formada
principalmente por capas gradadas de conglomerado bien cementado, formado por
fragmentos pequeños (2-10 cm) soportados por matriz, predominando los de rocas
volcánicas silicificadas, arenisca, cuarzo, calcedonia, filita y caliza procedentes de
las unidades mesozoicas. La cima del conglomerado está compuesta principalmente
por depósitos de gravas, arenas sueltas, limos y algunos horizontes de
conglomerado bien cementado. La composición principal de este paquete superior
es de rocas sedimentarías con fragmentos redondeados de la Unidad Vulcano
Sedimentaria y en menor cantidad fragmentos de cuarzo de veta y rocas volcánicas
no diferenciadas.
Estos depósitos están descansando en forma discordante sobre la Unidad
Vulcano-Sedimentaría y subyacen a los volcaniclásticos Los Alamitos, Riolita Bufa e
ignimbrita La Virgen. La edad se ha determinado en otras localidades como
Guanajuato y San Luis Potosí, con base a derrames de andesita intercalados y/o
sobre de ellos, en Guanajuato 49.3 ± 1.0 Ma (Aranda- Gómez y McDowell, 1998) y
de 44.6 ± 0.7 Ma para la localidad de Hernández, en el poniente del estado de San
Luis Potosí (Tristán-González y Torres-Hernández, 2000). La edad del
conglomerado Rojo de Zacatecas fue estimada por palinología por Nájera-Garza
(1997), como del Paleoceno-Eoceno temprano.
Rocas volcánicas, las rocas volcánicas del Eoceno del área de Zacatecas,
descansan discordantemente sobre la Unidad Vulcano-Sedimentaría y sobre el
conglomerado Rojo de Zacatecas; son una serie de ignimbritas, domos y diques
riolíticos. La unidad volcánica mas antigua es un flujo piroclástico que corresponde a
la base de la riolita Bufa; se trata de una ignimbrita argilizada formada por una
secuencia de oleadas piroclásticas, que hacia arriba pasa a ser una roca
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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parcialmente soldada rica en líticos (30%) con diámetro hasta de 10 cm de rocas
volcánicas, contiene fragmentos de pómez amarillenta parcialmente colapsada. En
la cima disminuye el contenido de líticos y está parcialmente soldada. Esta ignimbrita
pudiera ser parte de la erupción que abrió el conducto por donde salió la lava que
dio origen al domo La Bufa. Ponce-Sibaja y Clark (1988) nombraron a esta ignimbrita
como “volcaniclásticos Los Alamitos” y le determinaron una edad isotópica K-Ar de
46.8 Ma, con biotita.
La riolita Bufa es una roca muy silicificada, color gris claro, con 1-2% de
fenocristales de 1-2 mm de sanidino >cuarzo, con biotita aislada y “grumos” de
hematita diseminada. La matriz está desvitrificada y tiene una fabrica fluidal. La
masa rocosa se encuentra afectada por gran número de fracturas verticales con
depósitos fumarólicos de óxidos de fierro, con zonas muy silicificadas, argilizadas y
brechadas. Para este trabajo se obtuvo una edad K-Ar de roca completa de 49.9±1.0
Ma.
Sobre las lavas de la riolita Bufa, de manera irregular se depositó un paquete
piroclástico que aflora al sur de la ciudad de Zacatecas, el cual fue nombrado por
Pérez-Martínez (1961) como “riolitas”, posteriormente Ponce-Sibaja y Clark (1988)
denominaron informalmente a estos depósitos piroclásticos como formación La
Virgen. La base de esta secuencia ignimbrítica consiste de un flujo de ceniza fina
con estratificación cruzada, líticos pequeños, interpretada como un depósito de
oleada piroclástica, la cual va pasando gradualmente a un flujo de ceniza de color
café con su base rica en fragmentos líticos, en una matriz de ceniza fina y pómez sin
colapsar. En la cima este paquete basal se hace muy rico en líticos (40%),
culminando con una brecha lítica. La ignimbrita La Virgen en su zona superior está
parcialmente soldada, es de color gris rosáceo, contiene pómez bien colapsada con
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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fenocristales de cuarzo y sanidino (máximo 5%), con su cima bien soldada de alto
grado, reomórfica, de color café grisáceo, con 5% de fenocristales de sanidino,
cuarzo y biotita, en una matriz desvitrificada con estructura fluidal y líticos aislados.
En algunos sitios se encuentra muy silicificada. Se conoce una edad K-Ar reportada
por Ponce-Sibaja y Clark (1988) para una muestra tomada en la Mesa La Virgen en
la inmediación sur de la ciudad de Zacatecas de 36.8 Ma en sanidino. Para este
trabajo se obtuvo una edad K-Ar de 37,1±0.9 Ma (Tabla 1), para una muestra
tomada en la Mesa La Virgen (Microondas Cerro La Virgen). Esta unidad la
consideraron Ponce-Sibaja y Clark (1988) como parte de la ignimbrita intra-caldera
de la “Caldera de Zacatecas”.
III.2 Localidades de la porción oriental de la Mesa Central
Las localidades que se tomaron como ejemplo para este estudio, corresponden
a las sierras de La Ballena-Peñón Blanco en la porción surponiente de la Mesa
Central. Charcas, Coronado, Las Minas y norte del Campo Volcánico de San Luis
Potosí en la parte oriental de la Mesa Central (Figs. 1, 42 y 71). Tomando en cuenta
que las áreas propuestas para este trabajo contienen la misma columna
estratigráfica, pero con ciertas variaciones en su litología, su descripción se hará por
Periodos, resaltando lo más sobresaliente de cada una de ellas.
III.2.1 Triásico
Formación Zacatecas, fue Burckhardt (1906) quien anunció el descubrimiento
de las capas del Triásico tardío marino, en las cercanías de la ciudad de Zacatecas,
y más tarde el mismo Burckhardt (1906 ) describió la geología de detalle a lo largo
del Arroyo La Pimienta, donde reportó el hallazgo de fauna correspondiente al
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Triásico tardío; el nombre de Formación Zacatecas se ha extendido para los
afloramientos de rocas similares de la misma edad en las sierras de La Ballena-
Peñón Blanco, Charcas, La Tapona y Catorce.
En la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco (Fig.22), la secuencia presenta
características distintas a las de las sierras de Charcas y La Tapona, por lo que
Silva-Romo (1993), le dio el nombre de Formación La Ballena, la cual se compone
de una secuencia areno-arcillosa, compuesta de capas de meta-arenisca de grano
medio a fino en estratos que varían de delgados a gruesos; los componentes son
cuarzo de origen metamórfico, pocos feldespatos y muscovita, en ocasiones están
muy silicificadas. Con estas capas de areniscas se intercalan capas y bancos de
filita de sericita color verdoso a café morado y horizontes conglomeráticos color
verdoso, con fragmentos de cuarzo metamórfico, arenisca y rocas volcánicas en una
matriz de arena gruesa a fina. Esporádicamente se presentan algunos horizontes de
rocas calcáreas y de esquisto. Es común la presencia de cuarzo de segregación
metamórfica deformado. En las filitas se encuentran bien marcados dos planos de
clivaje (Barajas-Nigoche, 2008) En general toda la secuencia de la Sierra La
Ballena-Peñón Blanco está afectada por metamorfismo regional en facies de
esquisto verde (Silva-Romo, 1993).
En la sierra de Charcas (Fig. 23) estos depósitos corresponden a secuencias
flysch. Se pudieron distinguir cuando menos tres paquetes bien diferenciados
(Tristán-González y Torres-Hernández, 1992; Tristán-González et al., 1995); el
inferior es de una alternancia de capas finas a medias de arenisca de grano medio a
fino, con las cuales se combinan esporádicamente capas delgadas de lutita. El
paquete intermedio es una alternancia en proporción uno a uno de capas de
arenisca y lutita con espesor promedio de 3-5 cm (Fig. 25 A). La base del paquete
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
64
superior se caracteriza por un contenido mayor de capas de lutita negra en capas
delgadas que se intercalan con algunos estratos de 3-10 cm de arenisca de grano
fino café-ocre; su porción media y superior, empieza con una secuencia de arenisca
café amarillento de grano medio a grueso donde los componentes principales son
cuarzo, feldespato y muscovita, en capas que varían desde 10 a 40 cm, aunque
llegan a presentar capas hasta de 1 m de grueso e intercalaciones esporádicas con
capas delgadas de lutita de1-10 cm (Fig. 25 B). En general la lutita tiene un aspecto
lustroso, lo cual evidencia un grado bajo de metamorfismo. En varios sitios en la
Sierra de Charcas las areniscas de la cima se encuentran muy silicificadas formando
cuerpos irregulares de jasperoide y zonas oxidadas
El grado de metamorfismo regional que presenta la secuencia de Charcas es
mucho menor que las rocas de La Ballena-Peñón Blanco. El espesor de esta
formación no se conoce. Sin embargo, en el núcleo de la Sierra La Tapona al norte
de la Sierra de Charcas, una perforación realizada por PEMEX cortó un espesor de
4640 m y no alcanzó a cortar otra roca diferente (López-Infanzón, 1986); este
espesor puede no ser real ya que esta formación ha estado sujeta a cuando menos
dos deformaciones compresivas, lo que ocasionó repeticiones en la secuencia por el
acortamiento y por consiguiente aumento en su espesor. La edad de la Formación
Zacatecas (Formación La Ballena) para la sierra La Ballena-Peñón Blanco, se
estimó con la fauna encontrada en la localidad de la Ballena, como del Triásico
tardío (Chávez-Aguirre, 1968). También Gómez-Luna et al. (1998) en base a fauna
encontrada en la Sierra La Ballena, estimó una edad del Ladiniano tardío al Cárnico
temprano, pero hacen la observación de que ésta secuencia puede ser tan antigua
como del Anisiano. Gallo-Padilla et al. (1993) mencionó haber encontrado fauna
correspondiente al Triásico en la Sierra de Charcas.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
68
Figura 25. Las fotografías muestran el aspecto general de la Formación Zacatecas en la Sierra de Charcas, donde su litología más común es de capas de lutita negra lustrosa (A). Intercalación de capas de arenisca y lutita de espesores variables desde 10 cm a un metro de espesor (B). (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 274130-2553470, (B)
274945-2552951).
La Formación Zacatecas en la sierra de Charcas, representa un medio
ambiente antiguo de depositación siliclástica, de tipo flysch turbidítico o secuencias
de abanico submarino y pudo haberse depositado en el océano paleopacífico
(Barboza-Gudino et al., 1999) véase Figura 9.
Centeno-García y Silva-Romo (1997) sugieren que esta formación fue
acrecionada al Terreno Sierra Madre (Fig. 8) durante el Jurásico temprano-medio y
acumulada en un ambiente de talud continental.
III.2.2 Jurásico
Formación Nazas, Córdoba-Méndez (1964, 1965) cartografió una serie de
lechos rojos y rocas de origen volcánico en la Carta Apizolaya, Zacatecas y la
nombró informalmente como formación Nazas de edad pre-oxfordiana.
Pantoja-Alor (1972) propuso formalmente el nombre de Formación Nazas para
la serie de rocas volcánicas y lechos rojos que afloran en la región de Villa Juárez,
Durango. También Blickwede (1981) estudió la petrografía y estratigrafía de la
Formación Nazas en la Sierra de San Julián y la describió como un paquete formado
por rocas volcánicas de composición intermedia a silícica que se intercalan con
horizontes de lechos rojos.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
69
Los afloramientos de la Formación Nazas en el área de estudio se localizan en
las sierras de La Ballena-Peñón Blanco, Charcas y Coronado.
En la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 22), los afloramientos de la
Formación Nazas son irregulares, esto es debido a que su depósito fue sobre una
paleo-topografía muy irregular de la Formación Zacatecas que le subyace. En la
margen poniente de la Sierra de La Ballena a un kilómetro al norte del poblado de la
Ballena, se describió un perfil partiendo de la cima de la Formación Zacatecas (Fig.
26).
Figura 26. Perfiles medidos en las unidades de roca jurásicas. Se detalló con mayor precisión la litología de la Formación Nazas. A) Flanco oriental de la Sierra La Ballena (220968-2487101 y 222024-2487419), B) Cañón Las Jaras en la margen sur del Intrusivo Peñón Blanco (223763-2491741 y 223502-2491671), C) Ladera poniente de la Sierra de Coronado (299040-2553802 y 299545-2554123), D) Sierra de Charcas, Cerro San José (275902-2552807 y 276595-2552796), E) Sierra de Charcas, El Negrito (27712-2555172 y 277974-2554613). Las coordenadas son UTM, NAD-27, representan los extremos de las secciones. Trz─Formación Zacatecas, Jn─Formación Nazas, Jj─Formación La Joya, Jz─Formación Zuloaga, Jc─Formación La Caja.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
70
La base de la Formación Nazas está compuesta por una secuencia de rocas
muy foliadas de color morado, que de acuerdo con la presencia de algunos líticos y
restos de fenocristales parece tratarse de flujos de ceniza, los cuales se intercalan
con otros horizontes de roca de color gris claro con fenocristales de cuarzo, líticos
aislados en matriz desvitrificada. En su parte inferior, este paquete basal presenta
aspecto brechoso, donde los fragmentos están englobados en matriz de ceniza, lo
que sugiere ser un horizonte co-ignimbrítico. También es común la presencia entre
los piroclásticos de algunos lentes de caliza. Todo este paquete basal presenta
foliación intensa y aspecto lustroso. En el nivel medio, la Formación Nazas se
caracteriza por paquetes de lavas de color gris oscuro a verdoso, en la mayoría de
los casos silicificados donde se alcanzan a distinguir pequeños fenocristales de
plagioclasa. Es común dentro de este paquete horizontes gruesos de lava brechada
y en la mayoría de los afloramientos la roca se presenta muy cloritizada.
Intercalados en el paquete medio, hay cuando menos tres horizontes de flujos
de ceniza de espesor menor a 10 m de rocas foliadas, de color morado. En la
porción superior del paquete predominan lavas cloritizadas, culminando en su cima
con un horizonte de 3-5 m de roca félsica de color gris claro, con 10% de
fenocristales de cuarzo de 2-4 mm, en matriz desvitrificada, sobre el cual descansa
un remanente de la caliza de la Formación Zuloaga. Sobre el paquete de lavas se
depositó un conglomerado bien cementado de espesor potente, compuesto de
fragmentos redondeados, con diámetro mas común de 5 cm, aunque pueden
presentarse hasta de 60 cm; la composición de estos fragmentos es principalmente
de rocas volcánicas andesíticas de color verdoso, cementados en una matriz de
arena gruesa, donde es común la presencia de cristales de pirita hasta de 1cm. Este
paquete de conglomerado está cruzado por innumerables filones de cuarzo de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
71
anchos que varían de 1 hasta 40 cm. El espesor de este conglomerado en la Sierra
La Ballena es de unos 100 m, y descansa irregularmente sobre las lavas andesíticas
de esta formación o sobre La Formación Zacatecas, lo que sugiere que su deposito
fue sobre una paleo-superficie muy irregular, lo cual se explica en la Figura 26 A.
Para este trabajo, se agrupó a este conglomerado en el paquete de la Formación
Nazas, pero bien se le pudiera separar como otra formación depositada en el
Jurásico medio. Subyace también de forma irregular a la caliza de la Formación
Zuloaga del Oxfordiano
En La Sierra de Charcas (Fig. 23), al igual que en La Sierra La Ballena sus
afloramientos son muy irregulares, en algunos sitios solo se encuentran depósitos
clásticos y en otros hay predominio de rocas volcánicas o bien ambos depósitos,
esto sugiere una paleo-topografía muy irregular de los afloramientos de La
Formación Zacatecas al momento del depósito. Como ejemplo se presentan aquí
dos secciones medidas en el flanco oriental interno de la Sierra de Charcas
representados en la Figura 26 A y B.
En el perfil del Cerro de San José (Fig. 26 D), La Formación Nazas es un
horizonte lenticular delgado, formado por un conglomerado bien cementado en
matriz de arena gruesa con fragmentos redondeados con diámetros predominantes
de 3-5 cm, dominando los fragmentos de andesita y dacita de color morado y rojizo
(Fig.27 A) Muy cerca del contacto con la Formación La Joya, el conglomerado es de
fragmentos finos menores a 1 cm.
El espesor en el perfil San José es del orden de los 10 m. Lateralmente la
Formación Nazas llega a presentarse como horizontes de limolita morada con lentes
de conglomerado muy fino que no rebasa los 2 m.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
72
En el perfil El Negrito (Fig. 26 E) localizado a unos 2.5 km al norte del perfil San
José, la secuencia basal es un paquete de rocas volcánicas andesíticas de color
morado-café rojizo (Fig. 27 B), que se intercalan con horizontes esporádicos de
conglomerado de fragmentos de andesitas bien cementados en matriz de arena fina.
En la parte superior de este paquete basal, la secuencia se compone solo de capas
conglomeráticas, con fragmentos redondeados de andesita porfirítica, color oscuro,
dacita y rocas ígneas de composición variada. Sobre el conglomerado se depositó
un paquete de rocas muy foliadas lustrosas, con fenocristales pequeños de
plagioclasa, lo que sugiere sea un flujo piroclástico. Este flujo se intercala con
horizontes de lava de composición andesítica café morado, de textura porfirítica, con
15% de fenocristales de plagioclasa de 1-2 mm, algunos de ellos parcialmente
reemplazados por epidota. Este paquete de piroclásticos y lavas forman la parte
media superior de esta unidad. Al microscopio la roca volcánica del paquete superior
de esta unidad, es de color café rojizo, de textura porfirítica, con fenocristales de
plagioclasa, con cuarzo secundario, minerales opacos y minerales accesorios como
apatito y zircón, en una matriz sericitizada. Contiene líticos, por lo que se le clasificó
como una ignimbrita.
Figura 27. Dos aspectos de las rocas más comunes de la Formación Nazas en la Sierra de Charcas, A) conglomerado donde predominan los fragmentos redondeados de andesita, B) lava andesítica foliada. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276383-2552705, B)
223380-2491845).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
73
En el perfil El Negrito el paquete superior es totalmente volcánico hasta el
contacto con la Formación La Joya. El espesor de la Formación Nazas en este perfil
se estimó de 130 m.
En La Sierra de Coronado no aflora la parte volcánica de la Formación Nazas, o
no se depositó, esto no se conoce, debido a que solo aflora su cima (Figs. 24 y 26
C).
Se midió un perfil en el flanco poniente de la Sierra de Coronado (Fig. 26 C), la
base del perfil es un depósito de roca muy foliada, que tiene el aspecto de una
secuencia de capas de lutita de color morado, con ligero tacto graso que se
intercalan con capas delgadas de arenisca fina. La parte media consiste de una
intercalación de paquetes de lutita filitizada de color café rojizo, con capas y lentes
de conglomerado y arenisca en capas delgadas. Los fragmentos que componen el
conglomerado son principalmente andesita y dacita. Estos clástos están bien
cementados en una matriz de arena. En el paquete superior del perfil, el contenido
de lutita desminuye y aumentan las capas de conglomerado fino (10-30 cm) con
fragmentos de lutita, arenisca, cuarzo lechoso y dacita. En la cima del paquete
superior predominan capas delgadas a medias de arenisca de grano fino, cuyo
componente principal es el cuarzo, presentando ligera silicificación y argilización
El espesor de La Formación Nazas en las tres localidades descritas en este
estudio es muy variable, va desde dos metros hasta 120 m. Esta formación se ha
interpretado de acuerdo a la composición y naturaleza de sus productos volcánicos,
como un vestigio de un arco volcánico continental de edad Triásico-Jurásico del
poniente de Norteamérica (Jones et al., 1990, 1995; Grajales-Nishimura et al., 1992;
Barboza-Gudino et al., 1999).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
74
La edad de esta formación se ha considerado post-Cárnico a Jurásico medio
(pre-Calloviano) (Barboza-Gudino et al., 1999). En las localidades de Charcas y La
Ballena-Peñón Blanco, se observó descansando en discordancia angular a La
Formación Zacatecas y subyaciendo también en discordancia angular a la
Formación La Joya.
Formación La Joya, representa a los depósitos del Calloviano-Oxfordiano de la
Cuenca Mesozoica del Centro de México, la cual fue descrita por Mixon (1958) en el
anticlinal Huizachal-Peregrina, en las cercanías de Ciudad Victoria, Tamaulipas, al
oriente del poblado La Joya, y posteriormente nombrada formalmente por Mixon et
al. (1959). En el área está distribuida irregularmente, inclusive en algunos sitios no
aflora, como en la Sierra La Tapona en el norte de la Sierra de Charcas, y en cambio
en el poniente en la Sierra de Coronado alcanza un espesor máximo (100 m).
En La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco, la Formación La Joya es muy
delgada y lenticular, y forma en algunos sitios solo la transición con la Formación
Zuloaga.
El perfil medido en el Arroyo Las Jaras (Fig. 26 B) en el flanco sur del intrusivo
Peñón Blanco, hay solo un paquete de limolita color café rojizo muy foliada que
alcanza un máximo de 10 m, y está depositada discordante sobre la ignimbrita
félsica del la cima de la Formación Nazas. En este sitio se observa que pasa
transicionalmente a los bancos de caliza de la Formación Zuloaga. En las partes
altas de la Sierra La Ballena, debajo de los remanentes de la Formación Zuloaga no
hay vestigios de la Formación La Joya.
En la sierra de Charcas en el perfil San José (Fig.26 D), la base de la
Formación La Joya está formada por capas de limolita color café amarillento y
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
75
horizontes de limolitas con fragmentos de andesitas de la Formación Nazas con
espesor máximo 2 m. Sobre el depósito basal, empieza una secuencia de bancos de
limolita intercalados con capas y lentes de caliza color gris, las cuales aumentan de
espesor hacia arriba (hasta 1 m). Las capas de caliza se presentan como una
intercalación de caliza micrítica y caliza arcillosa color amarillento, de 20-40 cm de
espesor. El paquete superior está formado por una intercalación de capas de caliza
arcillosa, calcarenita y limolita, predominando el espesor de 20-40 cm. Cerca de la
transición con la Formación Zuloaga, se aprecian bancos de caliza micrítica 1.0 a 2.0
m, con nódulos de pedernal negro y castaño, con estilolitas paralelas a los planos de
estratificación, y en menor frecuencia capas de limolita de 10-40 cm. El espesor de
la Formación La Joya en el perfil San José, se estimó máximo 100 m. En el perfil El
Negrito en La Sierra de Charcas conserva las mismas características litológicas que
en el perfil San José, solo que en este sitio su espesor está duplicado por
encontrarse en el núcleo de un pliegue recostado.
La Formación La Joya de acuerdo al perfil medido en el flanco poniente de La
Sierra de Coronado (Fig. 26 C), empieza en su base con un banco de caliza
recristalizada de unos 5 m de espesor, sobre la cual se depositó una secuencia de
capas de 20-40 cm de caliza arcillosa color gris, bancos de caliza color gris 0.5 a 1.0
m, capas delgadas de calcarenita, bancos de limolita hasta de 2 m de espesor y
horizontes de brecha calcárea con fragmentos abundantes de fósiles y horizontes
calcáreos oolíticos. En la cima es frecuente la intercalación de bancos de caliza de
color gris, estratos delgados de caliza margosa de color café ocre y capas delgadas
de calcarenita de grano fino. El espesor estimado de la Formación La Joya en la
Sierra de Coronado, en el perfil de la Figura 26 C, es de 100 m.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
76
La Formación La Joya en su facies de conglomerado y fanglomerado
representan depósitos proximales de canal en abanicos aluviales, y las facies finas
de limo y arcilla son representativos de valles aluviales y depósitos de laguna
(Barboza-Gudino et al., 1999), representan la última etapa de sedimentación
continental y el inicio de la gran transgresión marina del Oxfordiano en la porción
central y nororiental de México. Su edad se ha estimado indirectamente por relación
estratigráfica como del Calloviano al Oxfordiano temprano.
Formación Zuloaga, en el Oxfordiano temprano, hubo depósito de caliza en
bancos gruesos, que se depositaron de forma irregular en las sierras de La Ballena-
Peñón Blanco, Charcas y Coronado
Imlay (1938) nombró formalmente a esta unidad como Caliza Zuloaga en la
Sierra de Sombreretillo, en el norte del poblado de Melchor Ocampo, Zacatecas. En
el nororiente de México se le ha reconocido como el inicio de la trasgresión marina
del Jurásico tardío (Burckhardt, 1930; Imlay, 1936)
La Formación Zuloaga en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco tiene un espesor
muy variable, debido a que se depositó sobre una paleotopografía muy irregular de
las formaciones Zacatecas y Nazas. En el perfil Las Jaras (Fig. 26 B), su base está
formada por bancos de caliza micrítica de color gris claro que miden hasta 1.5 m de
espesor, muy foliada en su base por efectos de cizallamiento. Su porción media son
capas de caliza de color café grisáceo micrítica de 10-20 cm de grueso que
intemperizan en color café rojizo, las cuales se intercalan con algunos horizonte de
limolita de color café-rojizo. El paquete superior lo forman capas gruesas de caliza
micrítica de color gris oscuro, con abundancia de lentes y nódulos de pedernal color
castaño, estilolítas paralelas a la estratificación y presencia del fósil Nerinea sp., que
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
77
es su fósil índice. En el perfil Las Jaras (Fig. 26 B) se midió un espesor máximo para
la Formación Zuloaga de 30 m. En la zona del Cerro Alto localizado en la parte
central de la Sierra La Ballena, se encuentran remanentes de esta formación, donde
consiste de capas gruesas de caliza,hasta de 80 cm, de color gris, micrítica y por lo
general recristalizada. En la base de estos remanentes no hay vestigios de la
Formación La Joya.
En la Sierra de Charcas, según el perfil de la Figura 26 D y E, la Formación
Zuloaga está constituida en la base por bancos de caliza color gris, micrítica de 1.5 a
2.0 m, con nódulos de pedernal negro y castaño.
Figura 28. La Formación Zuloaga en la sierras de Charcas y Coronado, se caracteriza por presentar una estratificación de bancos de caliza y en su cima estratificación de estratos de 20-40 cm. (Coordenadas UTM NAD 27, A) Sierra de Charcas, 278458-2555767, B)
Sierra de Coronado, 299594-2554141).
Su porción media y superior se caracteriza por una secuencia de capas de
caliza que varía de 0.60 hasta 2.0 m (Fig. 28 A), con estilolítas paralelas a los planos
de estratificación. En su cima las capas de caliza contienen nódulos abundantes de
pedernal, colonias de corales en posición de crecimiento, pelecípodos y
gasterópodos.
A lo largo de la parte interna del flanco oriental de la Sierra de Charcas, la
Formación Zuloaga está muy deformada, formando un pliegue recostado, con plano
axial casi horizontal, alojando en su núcleo a la Formación La Joya.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
78
En el norte de la Sierra de Charcas, en la localidad de la Sierra La Tapona (Fig.
19 y 23), la Formación Zuloaga no contiene en su base sedimentos terrígenos, pero
predominan facies de laguna restringida formada de calcarenita con abundancia de
fragmentos fósiles. En general en esta localidad, es una intercalación de capas de
caliza, marga, algunas capas de brecha y arenisca fina. Las capas de margas y
calizas varían en espesor entre 20 y 60 cm, presentando en su cima desarrollo
arrecifal con corales;
Para la Sierra de Coronado (Fig. 24), La Formación Zuloaga contiene menor
cantidad de terrígenos con respecto a la Sierra de Charcas. Su base está constituida
por bancos de caliza de color gris con estilolitas y cementante esparítico (Fig. 28 B).
Los componentes principales son “pelets”, bioclástos, restos de gasterópodos,
foraminíferos bentónicos y su fósil índice Nerinea sp. Dentro de los bancos de caliza
se intercalan horizontes de capas delgadas de caliza ligeramente arcillosa. Hacia su
cima los bancos de caliza son de color gris oscuro y ligeramente fétida. En la porción
superior de la cima, las capas tienen espesor medio con aspecto laminado, esto
quizá por el intenso cizallamiento a que estuvo expuesta durante la deformación
Laramide.
El espesor de la Formación Zuloaga es diferente en localidades donde aflora.
En la Sierra de Charcas su espesor varía de 50-75 m; en el norte de la Sierra de
Charcas (Sierra La Tapona) es de 15-80 m; en la Sierra de Coronado su espesor es
más uniforme, de unos 80 m, y en La Sierra La Ballena-Peñón Blanco entre 30 y 80
m (Tristán-González y Torres-Hernández 1994, 1999; Tristán-González et al., 1995).
En la Sierra de Coronado se adelgaza o bien puede duplica su espesor por efectos
de despegues intraformacionales debido al acortamiento al NE de la secuencia
durante la deformación Laramide.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
79
La Formación Zuloaga se le considera como la transición entre las facies
terrígenas de la Formación La Joya. Para las sierras estudiadas en este trabajo, La
Formación Zuloaga corresponde a facies transgresivas de menor profundidad.
La edad ha sido propuesta por varios autores como del Oxfordiano con base en
amonites y pelecípodos (Burckardt, 1930). En este trabajo se le asigna a La
Formación Zuloaga la edad propuesta por Jiménez-Camargo et al. (1982) para la
Sierra de Charcas, como del Oxfordiano-Kimmeridgiano.
Formación La Caja, Imlay (1938) consideró como localidad tipo para la
Formación La Caja, a los afloramientos del flaco oriental de la Sierra La Caja en
norte de Mazapil, Zacatecas.
En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco se separó a la Formación La Caja en tres
paquetes: 1) compuesto de una secuencia de capas delgadas de caliza arcillosa
laminar, de color morado claro, que se intercalan con capas delgadas de lutita físil
violeta claro y bandas aisladas delgadas de pedernal negro. En la cima de este
paquete aumenta el espesor de las capas de lutita y bandas de pedernal. El espesor
de este paquete es del orden de los 35 m, 2) Está formado por una secuencia de
capas de caliza fétida ligeramente arcillosa, de color oscuro, que se intercalan con
capas delgadas de limolita calcárea color morado claro. Su espesor promedio es de
unos 20 m, 3) la base de este paquete es una secuencia de capas de lutita físil color
violeta a gris claro, que se intercalan con estratos de caliza arcillosa morada de 5-10
cm. La cima de este paquete está formada por horizontes de capas de espesor
medio a delgado (10-30 cm) de caliza micrítica, que en algunos sitios presenta
recristalización. El espesor promedio del paquete 3, es de unos 70 m. El espesor
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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total de está formación en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, se estimó de unos 120
m, aunque por el plegamiento que presenta puede ser un poco menor.
En la Sierra de Charcas, la Formación La Caja está constituida en su base por
una secuencia de capas de limolita gris oscuro a café claro, con intercalación de
capas delgadas de caliza gris oscuro, fétidas, aparentemente formadas de arenas
carbonáticas, lentes y nódulos de pedernal y capas aisladas de arenisca. En su
parte media predominan los estratos de caliza arcillosa color gris oscuro de 5-20 cm
de espesor, que se intercalan con capas de limolita y bandas de pedernal negro. En
este nivel es donde hay predominio de fósiles de amonites deformados
(perisphinctes) característico de esta formación. El paquete superior se identifica por
la abundancia de capas de lutita y limolita calcárea con pelecípodos, braquiópodos y
moluscos, predominando los amonites. El contacto con la unidad que le sobreyace
está marcado por un horizonte lenticular de arenisca de 20-50 cm. En la Sierra de
Charcas la Formación La Caja se encuentra muy plegada, con pliegues en muchos
casos totalmente recumbentes e imbricados. Lateralmente presenta diferencia en su
espesor debido a que sirvió como horizonte de despegue durante la deformación
Laramide, por lo que en algunos sitios llega a casi a desaparecer. Se estimó un
espesor variable entre los 10 y 30 m.
En la Sierra de Coronado, la Formación La Caja es muy parecida a los
afloramientos de la Sierra de Charcas. En el paquete inferior hay abundancia de
sedimentos terrígenos, predominando las capas de limolita color café a ligeramente
rosa o pardo grisáceo, que se intercalan con estratos de caliza gris oscuro, margosa,
con olor fétido, con capas de 5 a 10 cm. En su cima, se aprecia un predominio de
estratos calcáreos, principalmente margas en capas de 5 a 20 cm de grueso. Su
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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espesor es variable debido a lo intenso de la deformación a que fue sujeta durante el
evento laramídico. Se estimó un espesor promedio de 15-30 m.
La Formación La Caja en las sierras de Charcas y Coronado, por su naturaleza
litológica compuesta de abundancia de terrígenos, actuó como uno de los horizontes
de despegue sobre la cual se deslizaron las secuencias más competentes,
ocasionando que se adelgazara o se estrangulara, lo que explica la diferencia de
espesores que presenta esta formación.
Su grado de deformación aumenta de poniente a oriente, siendo mucho mas
intenso en la Sierra de Coronado que en la Sierra de la Ballena-Peñón Blanco,
siempre conservando la dirección de transporte tectónico al ENE. En cuanto su
espesor, este se incrementa de poniente a oriente, mientras que en la Sierra de La
Ballena-Peñón Blanco es de unos 120 m, en la Sierra de Coronado es de solo 15 m,
aunque esto puede deberse a imbricaciones por acortamiento hacia el oriente
sufrido durante la orogenia Laramide.
Butler (1972) en base a Lima sp y a un amonite substeueroceras sp., que
encontró en la Sierra de Charcas, le dio la edad del Berriasiano. Jiménez-Camargo
et al. (1982) también para la Sierra de Charcas, en base a el cefalópodo
Perisphinctes (Dichotomosphinctes) sp., le determinaron una edad del
Kimmeridgiano-Titoniano.
III.2.3 Cretácico
Las rocas sedimentarias marinas cretácicas de la Cuenca Mesozoica del
Centro de México que afloran en la mayoría de las sierras de la porción oriental de la
Mesa Central, tienen características litológicas muy semejantes, con ligeros cambios
en su litología y espesor. Las unidades formacionales que integran el Periodo
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Cretácico en la cuenca, están representadas por las formaciones Taraises, Cupido,
La Peña, Cuesta del Cura, Indidura y Caracol.
Formación Taraises, esta formación fue descrita originalmente por Imlay (1936),
nombrándola como Formación Taraises, que consiste de capas calcáreas que
afloran en la parte occidental de la Sierra de Parras, Coahuila. En el área de estudio
la Formación Taraises aflora en las sierras de La Ballena-Peñón Blanco, Charcas y
Coronado.
La Formación Taraises que aflora en la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco en
la ladera norte del cerro La Peña (Fig. 22), localizado al sur del Intrusivo Peñón
Blanco, está compuesta en su base por capas delgadas de limolita color violeta
claro-gris claro, dentro de las cuales se intercalan capas esporádicas y lentes
delgados de caliza arcillosa color gris y bandas delgadas de pedernal negro. En la
cima del paquete basal empiezan a presentarse capas gruesas de caliza gris oscuro,
hasta de 1.0 m de espesor, dentro de las cuales se aprecian lentes y bandas de
pedernal negro, este paquete tiene un espesor promedio de 40 m. El paquete la
porción media de la Formación Taraises, lo constituye una secuencia de estratos de
caliza arcillosa laminar de 5-10 cm, de color violeta claro, que se intercalan con
capas de lutita físil de 10-20 cm de color café claro, el espesor de este paquete es
de unos 40 m. El paquete superior de la Formación Taraises se compone de
estratos laminares de caliza carbonosa de color negro, que se intercalan con capas
de limolita de 10-20 cm de color café claro. La cima de este paquete superior está
compuesta de capas de caliza de color gris claro, micrítica, entre las cuales se
intercalan esporádicamente estratos delgados de limolita. El espesor del paquete
superior se estimó de 60 m.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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La Formación Taraises en La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco se encuentra
muy plegada, donde muchos de los pliegues están rotos e imbricados, por lo que su
espesor puede estar repetido. Se estimó un espesor aproximado de 140 m.
En la Sierra de Charcas su base está compuesta de una secuencia de estratos
de caliza arcillosa de color oscuro de 3-10 cm con gradación (Fig. 29 A), que se
intercalan con capas de limolita hasta de 60 cm, de color amarillo claro y bandas
delgadas aisladas de pedernal negro. En este paquete basal, se encuentra la mayor
abundancia de amonites. El paquete intermedio está formado principalmente de
capas laminares de caliza arcillosa carbonosa, que se intercalan con capas de
limolita que varían de 10-15 cm, llegando a medir hasta 1.0 m y ocasionalmente se
llegan a presentar estratos delgados de arenisca. En el paquete de la cima de La
Formación Taraises predomina una secuencia de capas medianas a gruesas de
caliza micrítica gris, con algunos nódulos de hematita, que se alternan con
horizontes de estratos de caliza arcillosa, limolita y capas delgadas escasas de
pedernal negro.
La presencia de laminación cruzada en muchas de las capas de caliza arcillosa,
sugiere un carácter turbidítico de esta formación.
El espesor estimado para La Formación Taraises en la Sierra de Charcas, es
del orden de 75 m, aunque en algunos sitios al igual que la Formación La Caja,
sufrió adelgazamiento por efectos tectónicos durante el acortamiento.
La Formación Taraises en la Sierra de Coronado, es muy semejante a los
afloramientos de Charcas. La base en esta localidad es una secuencia, donde se
intercalan capas de limolita color amarillo-violeta, capas delgadas de caliza margosa
y estratos delgados escasos de pedernal negro. En su porción superior, aumentan
las capas de caliza arcillosa predominando sobre los sedimentos terrígenos. La
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Formación Taraises se encuentra muy plegada, con la mayoría pliegues rotos e
imbricados, y evidencias de cizallamiento fuerte en su cima, originada por la
deformación intensa que sufrió durante la compresión. Esto originó que su espesor
original no sea constante. En los sitios con mayor grueso se estimó máximo 15 m.
Figur a 29. La Formación Taraises en la Sierra de Charcas, A) capas delgadas de caliza arcillosa, B) presenta deformación intensa formando innumerables pliegues dislocados e imbricados. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278706-2555958, B) 278650-
2556158).
La Formación Taraises al igual que la Formación La Caja en las localidades
estudiadas para este trabajo, presentan diferencias en la magnitud de la
deformación, aumentando de poniente a oriente, ambas formaciones fueron las que
sufrieron mayor grado de deformación durante la orogenia Laramide, formando una
gran cantidad de pliegues de diferente magnitud (Fig. 29 A). Su espesor aumenta de
poniente a oriente; en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco es de 140 m y en la de
Coronado solo 15 m.
La edad de la Formación Taraises propuesta por Imlay (1938) para los
afloramientos de la Sierra de Symon en el nororiente de México, fue del Berriasiano.
Para este trabajo se considera la edad determinada por Jiménez-Camargo et al.
(1982) en la Sierra de Charcas basada en el fósil Berriasella sp., del Berriasiano-
Valanginiano.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Formación Cupido, nombrada por Imlay (1937) quien la describió en la parte
meridional de la Sierra de Parras, Coahuila. En el área de estudio aflora en las
sierras de La Ballena-Peñón Blanco. Charcas y Coronado
En los sitios seleccionados para este trabajo, la Formación Cupido tiene
características litológicas muy semejantes.
En la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco está constituida por una secuencia de
capas de caliza micrítica de color gris claro-gris crema que varían de espesor entre
10-50 cm, donde las mas comunes son la de espesor medio, contiene nódulos
hematina, lentes, bandas y nódulos de pedernal negro y castaño. Hay intercalación
de laminaciones esporádicas de limolita entre los estratos de espesor medio y en las
capas gruesas estilolitas paralelas a la estratificación. Su espesor para la Sierra La
Ballena-Peñón Blanco se calculó de 160 m.
La Formación Cupido en la Sierra de Charcas se presenta como una repetición
de secuencias de capas de caliza muy parecidas desde su base hasta su cima, y
consiste de caliza micrítica, color gris claro en capas de 10-40 cm, con escasas
bandas y lentes de pedernal color negro, e intercalación esporádica de laminaciones
de limolita color violeta (Fig. 30 A y B). Hay nódulos de hematita y marcasita de 0.5-
5.0 cm de diámetro y algunos fósiles de belemnites y amonites. Hacia la porción
media de la Formación Cupido los estratos de caliza aumentan de espesor, llegando
a medir hasta 2 m, con estilolitas paralelas a la estratificación, el pedernal se
presenta en nódulos, lentes y varía de color claro a negro. De manera irregular entre
la secuencia, hay bancos y capas delgadas de brechas calcáreas, que consisten de
fragmentos de caliza, pedernal y fragmentos de fósiles y algunos pliegues sin-
sedimentarios “slump”, lo cual sugiere inestabilidad gravitatoria, por lo que se
supone que el piso marino estaba muy cerca o en el pie de un talud.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 30. La Formación Cupido presenta una litología muy similar en las diferentes localidades estudiadas, predominando los estratos gruesos de caliza micrítica, bandas y lentes de pedernal negro. Las fotografías pertenecen a afloramientos en la Sierra de Charcas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 278916-2556058, B) 278991-2555868)
La Formación Cupido en el flaco oriente de la Sierra de Charcas presenta
franjas de varias decenas de metros, donde las capas de caliza fueron
reemplazadas por sílice.
En La Sierra de Coronado, la base de La Formación Cupido está constituida
principalmente por capas de calizas micrítica de color gris oscuro, ligeramente fétida,
en capas que varían de 0.20 a 1.20 m, con nódulos de pedernal y en algunos
horizontes las capas tienen nódulos de fierro y cefalópodos (Belemnites). En la
porción media de la formación, los estratos son de caliza micrítica, de color gris claro
de 20 a 60 cm que se intercalan con bandas y lentes de pedernal negro-castaño y
algunas laminaciones de limolita color violáceo. Hacia la cima de la formación, los
estratos de caliza siguen siendo micríticos de 0.20 y 1.0 m de espesor, color gris,
con algunas estilolítas. El pedernal se presenta principalmente en nódulos
predominando el color blanquizco sobre los de color castaño; también presenta
capas aisladas y lentes de pedernal castaño-negro. Los fósiles de Belemnites,
nódulos de fierro y pirita son abundantes en la porción media y superior de este
paquete. Una muestra de la base de la Formación Cupido en la Sierra de Coronado
fue analizada al microscopio, se describió como una roca de matriz micrítica, no se
distingue orientación ni laminación. Los componentes son principalmente bioclástos
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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de crinoides deformados; bivalvos pequeños (ostrácodos); foraminíferos globulares;
abundantes espículas y gasterópodos pequeños. Se clasificó como una biomicríta.
Una muestra de la cima, tiene matriz micrítica de color gris claro, con ligera
orientación y laminación. Los componentes son bioclástos bien orientados, bivalvos
pequeños, calciesferas y foraminíferos globulares no identificados. Se clasificó como
una biomicríta. El espesor de esta formación en la Sierra de Coronado se estimó de
unos 100 m.
Su edad fue determinada por Rogers et al. (1961) en base a los fósiles
Monopleura sp., Nerinea sp., astieridisous sp, característicos del Valanginiano al
Barremiano y Ancyloceras sp., comunes en las capas del Hauteriviano. Estos
ejemplares fueron colectados en la zona de Concepción del Oro, Zacatecas. De
acuerdo con Rogers et al. (1961), en este trabajo se asigna la edad de Hauteriviano-
Barremiano.
Formación La Peña, El nombre de Formación La Peña fue dado por Imlay
(1936) y la describió como un grupo de estratos calcáreo-arcillosos, que afloran en el
oriente de la Sierra de Parras, Coahuila.
Esta formación es la que tiene mayor expresión en la mayoría de las sierras del
sur-oriente de la Mesa Central. Aflora en las sierras La Ballena-Peñón Blanco,
Charcas, Coronado y Las Minas. Sus características litológicas son muy semejantes
en todas las sierras, donde consiste de una repetición rítmica de estratos de caliza
micrítica, caliza arcillosa, bandas de pedernal y en menor cantidad limolita.
En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, la Formación La Peña está constituida
por capas de caliza micrítica gris claro, en capas medias a gruesas (5-20 cm) que se
intercalan con bandas y lentes de pedernal negro y algunas laminaciones
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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esporádicas de limolita color rojizo claro. En ciertos horizontes presenta nódulos
pequeños de hematita. Su espesor es de unos 30 m, esto debido a que solo se
encuentra un remanente en la cumbre de la Sierra La Peña (Fig. 22) localizada al
sur del intrusivo Peñón Blanco, donde solo aflora la base de está formación.
En las sierras de Charcas y Coronado, la porción inferior está compuesta de
secuencias de capas de caliza delgada de color gris claro con nódulos pequeños de
hematita. Es común que algunas capas presenten evidencias de depósito atutóctono
y alóctono (micrita y arcilla), donde la parte alóctona es arcillosa con gradación
normal y laminación cruzada. Intercaladas entre las capas de caliza hay capas
delgadas y laminaciones esporádicas de limolita y bandas y lentes de pedernal
negro
La base de la Formación La Peña en la Sierra de Coronado, es una secuencia
de capas caliza, que adquieren tonos rojizos al intemperizar debido a su alto
contenido de pirita, ocasionando que en el campo se distingan franjas rojizas que
contrastan con el resto de la secuencia. En la parte media, hay aumento en el
contenido de capas de caliza arcillosa de 5-7 cm, presentan laminación fina,
gradación normal, laminación cruzada y abundancia de fósiles, sobre todo de
amonites y algunos Belemnites. Las capas de caliza se intercalan con bandas y
lentes de pedernal negro, laminaciones escasas de limolita y horizontes con lentes
de sílice hidrotermal. El paquete superior de la Formación La Peña en la Sierra de
Coronado, es una secuencia de capas de caliza micrítica de depósito autóctono, de
color gris de 10-20 cm y estratos de caliza arcillosa de 5-10 cm, que se alternan con
bandas onduladas de pedernal negro y capas aisladas de limolita. El contenido fósil
en este paquete es de amonites y turritelas.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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En La Sierra de Coronado, en la zona de contacto con la Formación Cuesta del
Cura hay un horizonte de unos 10 m, donde predominan sedimentos terrígenos, los
que se encuentran intercalados con margas de color gris oscuro en estratos
delgados.
En el estudio de una lamina delgada de la base de la Formación La Peña en la
Sierra de Coronado, se observó una matriz ligeramente esparítica y microesparítica,
donde los componentes principales son: calciesferas, foraminíferos planctónicos
escasos del género Globutruncana sp., (?), bioclástos y bivalvos pequeños. Se
clasificó como una biomicríta. Una muestra de la secuencia de la cima de la Sierra
de Coronado, se observó: calciesferas, bioclástos de bivalvos pequeños
generalmente detríticos, espículas, clastos de equinodermos y pocos foraminíferos
globulares. Se clasificó como una biomicríta.
La Formación La Peña se encuentra muy deformada, con abundante desarrollo
de pliegues de dimensiones diferentes, recostados y recumbentes, los cuales en su
mayoría están rotos e imbricados, lo cual hace que el espesor de esta unidad sea
difícil de estimar por los múltiples despegues intraformacionales ocasionados por el
intenso fallamiento inverso, que ocasionó que la secuencia se imbricara varias
veces. En la Sierra de Charcas se estimó un espesor de 230 m y en la Sierra de
Coronado máximo 200 m.
En la Sierra Las Minas, la Formación La Peña, es una secuencia de capas plegadas
de caliza micrítica color gris en estratos delgados y medios (Fig. 31 A), que se
intercalan con caliza arcillosa laminar, con gradación normal y laminación cruzada
(depósito alóctono), bandas de pedernal color negro y esporádicamente limolitas en
estratos delgados y laminaciones. Son comunes en la zona de su base, bancos y
capas gruesas de brechas biocalcáreas (Fig. 31 B), donde se identificaron
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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fragmentos de fósiles de rudistas, corales, otros no identificados y fragmentos de
pedernal. Por su carácter turbidítico de los depósitos alóctonos, presencia de
brechas calcáreas, se considera que los sedimentos de la Formación La Peña se
depositaron muy cerca, o en el pie de un talud, posiblemente de la plataforma
carbonatada Valles-San Luis Potosí.
La edad de La Formación La Peña, de acuerdo con Cantú-Chapa (1963) quien
caracterizó la cima de esta formación en el norte de la República Mexicana, es del
Albiano tardío. Humprey (1949) en la Sierra de Los Muertos la consideró como del
Aptiano. En este estudio de acuerdo a los dos autores mencionados, se considera
Aptiano-Albiano.
Figura 31. A) En todas las localidades estudiadas la Formación La Peña está muy deformada, aquí se observa una secuencia plegada de capas delgadas de caliza micrítica y bandas aisladas de pedernal negro, B) La Formación La Peña presenta en un mismo estrato depósito alóctono y autóctono, la parte alóctona es una brecha calcárea donde abundan los fragmentos de fósiles. Fotografías tomadas en la Sierra Las Minas (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276562-2503981 B) 277325-2503485).
Las formaciones Cupido y La Peña fueron estudiadas por Ross (1979) en la
Sierra de Real de Catorce, quien las agrupó como Formación Tamaulipas Superior e
Inferior, esto con el fin de tratar de uniformizar la nomenclatura utilizada en las
localidades del nororiente de México en la Sierra Madre Oriental. Sin embargo, para
fines prácticos en este trabajo se sigue utilizando la nomenclatura original utilizada
para los afloramientos de la Cuenca Mesozoica del Centro de México.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Formación Cuesta del Cura, fue descrita por Imlay (1936) quien designó su
localidad tipo en la Sierra de Parras, Coahuila. Esta unidad corresponde a las rocas
calcáreas de agua profunda de la Cuenca Mesozoica del Centro de México.
La Formación Cuesta del Cura tiene su mayor expresión en la porción norte de
la Sierra La Ballena-Peñón Blanco y Sierra de Las Minas. En la mayoría de las
localidades exhibe una litología muy parecida, que consiste de una estratificación
rítmica de capas delgadas a medias de caliza y pedernal que se conserva de la base
a la cima.
En norte de La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco, su base es una secuencia
de capas de 5-20 cm de caliza micrítica color gris claro, con intercalación de bandas
de pedernal negro, con estratificación ondulada de 3-10 cm. Conforme se va hacia
su cima, las capas de caliza son micríticas y intercalan con capas delgadas de caliza
arcillosa con gradación, desminuyendo el pedernal tanto en bandas como en
nódulos. En su cima, cerca del contacto con la Formación Indidura las capas son
más arcillosas y empiezan aparecer estratos de limolita disminuyendo notablemente
el pedernal. Su espesor en el norte de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco es de unos
40 m.
En los afloramientos de la porción sur de la Sierra de Coronado, la Formación
Cuesta del Cura, está compuesta en su base por estratos de caliza micrítica de 10 a
30 cm, color gris oscuro, que se intercalan con bandas delgadas de pedernal color
castaño a negro, capas delgadas de caliza arcillosa color violáceo con gradación
notoria y algunas capas aisladas de limolita. Hacia su cima las capas de caliza son
más delgadas de 5 a 15 cm, con intercalación más homogénea de bandas de
pedernal que varían de 3 a 10 cm, aumentando también las capas de caliza arcillosa
color rosáceo. Ya cerca de su contacto con la Formación Indidura, los estratos de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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pedernal disminuyen y la caliza arcillosa y sedimentos terrígenos aumenta. Una
lámina delgada tomada de una muestra de la Formación Cuesta del Cura en la
Sierra de Coronado, se describió como una roca de matriz micrítica-microesparítica,
donde los componentes son: calciesferas (probablemente radiolarios), foraminíferos
planctónicos globulares del tipo Hedbergella sp., y bioclástos de equinodermos y
bivalvos. Se clasificó como una biomicríta. Esta formación presenta plegamiento
intenso, formando un sinnúmero de pliegues chevron recostados e imbricados por el
acortamiento laramídico, lo que ocasionó alteraciones en su espesor original. Para la
sierra de Coronado se estimó un espesor de 80 m.
En la Sierra Las Minas (Fig. 32) la base de la Formación Cuesta del Cura, la
forman paquetes de capas delgadas muy plegadas, con estratificación rítmica de
caliza micrítica con bandas de pedernal y algunas laminaciones de arcilla color rosa
(Fig. 33 A y B). En lámina delgada se observó un 50% de bioclástos, que son
calciesferas y foraminíferos planctónicos. Se clasificó como una biomicríta. En el
paquete de la base también hay horizontes de brechas calcáreas con intraclástos
hasta de 5 cm, redondeados a sub-redondeados, que en la lámina delgada se
observa fragmentos de bivalvos y foraminíferos bentónicos. En su nivel superior
predomina una secuencia de estratos delgados a medios de caliza margosa. En
lámina delgada para el nivel superior es una masa micrítica, con bioclástos de
foraminíferos planctónicos y calciesferas. Además, las capas de caliza arcillosa
laminada son abundantes. Su espesor en la Sierra Las Minas se estimó de 60 m.
En las sierras de Charcas solo hay remanentes de La Formación Cuesta del
Cura, ya que en esta localidad la mayor parte del Cretácico medio y tardío se
erosionó.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Ice (1979) estudió la Formación Cuesta del Cura en La Sierra de Catorce, quien
la situó desde el Albiano medio hasta el Cenomaniano tardío. En este trabajo se le
asigna la misma edad propuesta por Ice (1979).
Formación Indidura, esta formación fue estudiada por Kelly (1936)
describiéndola por primera vez en las laderas orientales del Cerro Indidura, en la
región de Delicias, Coahuila.
La Formación Indidura aflora en la porción norte y sur de la Sierra La Ballena-
Peñón Blanco, en los flancos norte y sur de la Sierra Las Minas, en la porción
oriental y sur de la Sierra de Coronado. En la Sierra de Charcas, solo quedaron
algunos vestigios en su porción NE.
En la sierra de La Ballena-Peñón Blanco, La Formación Indidura, está
compuesta en su porción basal y media por una secuencia de capas de caliza de 10-
40 cm, color gris oscuro, carbonosa, que se intercalan con capas de caliza arcillosa
color violáceo de 5-10 cm y en menor cantidad, estratos delgados de limolita. El
pedernal es color negro y es más abundante en el paquete basal, se presenta de
forma aislada en nódulos y bandas delgadas. En el paquete de la porción media de
la Formación Indidura abundan las capas delgadas de caliza arcillosa color gris a
ligeramente violáceo, con intercalación de estratos de limolita de coloración gris-
violácea. El pedernal en este nivel medio está presente esporádicamente. En la
secuencia superior de la Formación Indidura, sobresale una alternancia de capas
delgadas de caliza arcillosa color gris claro y laminaciones de limolitas calcáreas
color gris claro. También es común ver lentes aislados de caliza hasta 1 m y capas
de arenisca de espesor medio cerca del contacto con la Formación Caracol. Un
rasgo sobresaliente, es la presencia de franjas y manchones de color oscuro
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 33. La litología de la Formación Cuesta del Cura es muy uniforme para la mayoría de las localidades estudiadas. En las fotografías se observa la estratificación rítmica de capas delgadas con pedernal y caliza, y la deformación a que fue sujeta esta formación. Fotografías de los afloramientos de la Sierra Las Minas. (Coordenadas
UTM, NAD-27, A) 276870-2503622, B) 276 791-2503 680).
producto del reemplazamiento por sílice de algunos paquetes dentro de esta
formación.
El espesor de la Formación Indidura en la Sierra de Peñón Blanco es difícil de
estimar con precisión, debido a la deformación que experimentó durante el
acortamiento laramídico. Se estimó un espesor de unos 100 m. En los estratos de su
base, de identificaron algunos ejemplares de Inoceramus Labiatus, fósil índice de
esta formación.
En la Sierra Las Minas (Fig. 32), la base de la Formación Indidura está
compuesta por una interestratificación de capas de caliza micrítica de 10-20 cm y
estratos de caliza arcillosa laminada y en ocasiones carbonosa de 5-20 cm color
gris, y capas delgadas de lutita y limolita (Fig. 34 A). También en este paquete se
llegan a encontrar lentes calcáreos brechosos hasta de 2m, con fragmentos
pequeños de pedernal y fósiles no identificados.
En la secuencia de la parte media y superior de la Formación Indidura,
predominan las capas de limolita de 3-20 cm intercaladas con estratos de caliza
arcillosa laminada (Fig. 34 B). En la transición con la Formación Caracol, los
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 34. La Formación Indidura se caracteriza por su contenido alto de terrígenos, A) su poción basal consiste de una alternancia de capas de caliza arcillosa y limolita, B) en su parte media abundan las capas de caliza arcillosa y limolita. Fotografías tomadas en la porción sur de la Sierra Las Minas. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 277308-
2503 409, B) 276736-2503 757).
depósitos de la Formación Indidura de la Sierra Las Minas empiezan a presentarse
capas aisladas de arenisca feldespática, lutitas físiles y lentes y capas de caliza
carbonosa negra. En el nivel donde desaparecen las capas de caliza arcillosa y
carbonosa, se marcó el contacto con la Formación Caracol. El espesor de la
Formación Indidura en la Sierra Las Minas es arbitrario, debido al plegamiento fuerte
y despegues intraformacionales sufridos durante el acortamiento. Sin embargo, se
estimó de máximo 80 m.
En la Sierra de Coronado, los afloramientos de la Formación Indidura se
localizan en su porción sur y flanco oriental. En la zona de contacto con la
Formación Cuesta del Cura que le subyace, empieza con un paquete de estratos
delgados de caliza arcillosa intercalados con bandas y lentes aislados de pedernal
negro-castaño y capas de limolita color violáceo. En el paquete de la porción media
de la Formación Indidura, el predominio es de capas delgadas a medias de caliza
arcillosa de color café grisáceo-violáceo con laminación fina, algunas de esas capas
presentan diastratificación, y se intercalan con bancos y capas de limolita color
violáceo amarillento. Hacia la cima la caliza tiende a desaparecer, predominando los
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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sedimentos terrígenos, principalmente capas delgadas de lutita, limolita y en menor
cantidad arenisca.
Los sedimentos de la parte superior de la Formación Indidura en esta porción
de la Mesa Central, representan los primeros aportes del “flysch” que rellenaron la
Cuenca Mesozoica del Centro de México en el Cretácico tardío.
El espesor de esta formación en la Sierra de Coronado se tomó de las
secciones geológicas, considerando unos 100 m. La fauna reconocida en la
Formación Indidura, se limitó a algunos Inoceramus labiatus, que es su fósil índice.
Imlay (1936), en su estudio de la Sierra de Parras, Coahuila, reportó el fósil
Inoceramus labiatus, del Turoniano. Kelly (1936) en su reporte de la geología de los
valles de Acatita y Las Delicias, Coahuila, en base a fauna encontrada en horizontes
fosilíferos de Echinoidea, Pelecipod y Cephalopoda, da una edad del Cenomaniano-
Turoniano. En este estudio y de acuerdo al fósil Inoceramuslabiatus localizado en
varios de los afloramientos, se asignó a la Formación Indidura la edad turoniana.
Formación Caracol, Imlay (1936) nombró como Formación Caracol a los
afloramientos localizados en la Sierra de Parras, Coahuila. Sus características
litológicas que presenta en su localidad tipo, se han extendido hasta la Cuenca
Mesozoica del Centro de México, donde se considera un depósito de tipo “flysch”,
proveniente de la destrucción de los arcos de la porción occidental de México (Tardy
et al., 1975).
La Formación Caracol en el área de estudio se encuentra formando extensos
lomeríos en gran parte del oriente y sur de la Mesa Central. Su litología
predominante es una secuencia de capas de arenisca feldespática y lutita físil. Por lo
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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general está cubierta por depósitos de grava y aluvión y remanentes de rocas
volcánicas terciarias y cuaternarias.
La Formación Caracol se localiza en ventanas aisladas en gran parte del área
estudiada rodeando a los núcleos de las sierras que se levantaron y que exhiben
rocas mesozoicas más antiguas.
En el flanco poniente de la Sierra de Salinas-Peñón Blanco, afloran ventanas
de la Formación Caracol entre las gravas de la ladera de la sierra; su litología
consiste de una secuencia de capas de lutita físil de 10-30 cm, color café rojizo, que
se intercalan con estratos de arenisca de de 5-40 cm, color verde-ocre, cuyos
componentes principales son granos de cuarzo, feldespato y muscovita. Se
encuentra plegada, con muchos de sus pliegues rotos e imbricados. Su espesor en
esta porción de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco se desconoce.
En la Sierra Las Minas (Fig. 32), es una secuencia formada de capas delgadas
a medias de arenisca, de color verde ocre, compuesta por arena gruesa a media,
donde sus componentes principales son cuarzo de 1-4 mm, feldespatos de 2-3 mm y
muscovita, además de pequeños fragmentos de otras rocas. Las capas de arenisca
se intercalan con capas de lutita físil en capas de 3-40 cm, color gris verdoso y en
algunos sitios llegan a tener hasta 1 m de grueso.
La Formación Caracol presenta plegamiento intenso, formando pliegues
recostados y fallamiento inverso resultado de la orogenia Laramide. Además se
desconocen sus contactos inferior y superior, ya que por lo general en los sitios
donde afloran las rocas mesozoicas más antiguas su contacto con ellas es por falla,
lo cual hace difícil estimar su espesor.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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La edad de la Formación Caracol sugerida para este trabajo, es la que
determinó Carrillo-Bravo (1982), en su estudio de la Cuenca Mesozoica del Centro
de México, del Coniaciano hasta el Maastrichtiano.
III.2.4 Terciario
En las localidades de la porción oriental de la Mesa Central que se
seleccionaron para este estudio, se encuentran cuerpos intrusivos graníticos y
granodioríticos no deformados, andesita, domos dacíticos y depósitos piroclásticos
de edad Eoceno, que se encuentran en las márgenes de las sierras y alineados
sobre las trazas de las fallas NW-SE que seccionan las sierras. En algunos casos,
como en la porción sur de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco hay vestigios de
afloramientos de clásticos continentales del Eoceno medio, remanentes de rocas
piroclásticas del Oligoceno y basaltos del Mioceno.
En la sierra La Ballena-Peñón Blanco, se han realizados diversos estudios, la
mayoría de ellos encaminados a resolver el aspecto estratigráfico, ya que es una de
las localidades donde afloran las rocas Triásico tardío que son las más antiguas del
área. Dentro de estos estudios se hace referencia a las rocas volcánicas y cuerpos
intrusivos que afloran en esta localidad. (Chávez-Aguirre, 1968; Labarthe-Hernández
et al., 1982; Silva-Romo, 1993; Mújica-Mondragón y Jacobo-Albarrán, 1983; Aranda-
Gómez et al., 2007; Barajas-Nigoche, 2008).
La distribución de algunos de los cuerpos intrusivos coincide con la traza de la
falla La Ballena (Fig. 22), y el resto se relacionan con el sistema de fallas normales
N60°-70°W que seccionan la sierra de Salinas-Peñón Blanco. Los diques se
encuentran emplazados dentro de las fallas mayores que separan los bloques de la
sierra.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
100
En la parte central norte de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 22) afloran
varios cuerpos intrusivos graníticos en forma de apófisis, diques y diquestratos,
sobresaliendo el de Peñón Blanco, el cual tiene forma alongada en forma de gota de
agua invertida. Su eje principal de 3.5 km de largo por 2.0 km en su parte mas ancha
y una altitud de 2700 msnm. La roca es de color gris claro, de textura porfirítica,
felsofírica, con fenocristales de cuarzo de 2-4 mm, ortoclasa hipidiomorfa de 1-3 mm,
plagioclasa dispersa de 1-2 mm, muscovita, biotita y como mineral accesorio
turmalina neumatolítica
Para este trabajo se obtuvo una edad del Granito Peñón Blanco K-Ar de
51.5±1.4 Ma en base a muscovita (Tabla 1). También hay otros trabajos donde se
han reportado fechamientos de este granito representados en la Tabla 2 (Mújica-
Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983) K-Ar con muscovita 48.0±4.0 Ma; Solé et al.
(2007) K-Ar con muscovita 51.0±2 Ma; Aranda-Gómez et al. (2007) con 40Ar/39Ar,
con muscovita 50.94±0.47 Ma.
En la porción meridional de la sierra La Ballena-Peñón Blanco, se localiza una
meseta alargada formada por los dos miembros la ignimbrita Panalillo (Fig. 22). Esta
unidad fue reconocida como tal, en los afloramientos del Campo Volcánico de San
Luis Potosí, donde se describen sus dos miembros piroclásticos, el inferior sin soldar
y el superior soldado (Labarthe-Hernández et al., 1982)
En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, el miembro Inferior inició con la erupción
de un depósito delgado de oleada piroclástica, continuando con un flujo de ceniza
fina sin soldar, de color blanco, con fragmentos de pómez sin colapsar y horizontes
donde hay predominio de líticos pequeños de 0.5 a 1.0 cm. Este depósito se
erosionó rápidamente y solo se conservó en depresiones antes de la erupción del
miembro Superior, ya que no aflora en muchos sitios.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
101
El miembro Superior, es una roca color café rojizo, de textura porfirítica, con un
5-8% de fenocristales de cuarzo, sanidino y ferromagnesianos alterados a óxidos de
fierro. La pómez se presenta bien colapsada formando estructura de “fiamé”, su
matriz está desvitrificada. El miembro Superior de la ignimbrita Panalillo, está bien
soldado de la base hasta su cima, presentando un vitrófido basal lenticular color
negro. El espesor del miembro Superior de la ignimbrita Panalillo no rebasa los 12
m. Para este trabajo se obtuvo una edad K-Ar para el miembro Superior, con roca
completa, de 29.4±0.7 Ma. (Tabla 1).
En la parte sur de la Sierra La Ballena Peñón Blanco, sobre las rocas marinas
del Cretácico tardío y debajo de la ignimbrita Panalillo, afloran depósitos clásticos
continentales compuestos de horizontes de arena fina con abundante muscovita,
poco consolidados con gradación y estratificación cruzada. Los horizontes de arena
se intercalan con capas delgadas de limo y grava fina formada de fragmentos
redondeados de arenisca, caliza, lutita y pedernal. Su edad pude corresponder a los
sedimentos clásticos continentales de la Formación Cenicera del Eoceno medio, del
norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (Labarthe-Hernández et al., 1982), o
bien, ser contemporáneos con los Lechos Rojos de Pinos, cuya edad reportada K-Ar
en sanidino es de 32.3±1.5 Ma, obtenida de un flujo de ceniza intercalado entre ellos
(Aranda-Gómez et al., 2007).
En la margen NNE de la Sierra de Charcas, aflora el intrusivo El Temeroso y
diques asociados (Fig. 23). Butler (1972) los clasificó como una cuarzolatíta con
biotita. El cuerpo principal aflora en la periferia de la mina de Charcas, se trata de
una roca de color gris a gris verdoso, de textura holocristalina, porfirítica, con un 25-
30% de fenocristales de 3-5 mm de plagioclasa, cuarzo y biotita. Al microscopio se
observan fenocristales de cuarzo y plagioclasa de 2-4 mm zonificados y biotita de 1-
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
102
2 mm. El componente principal de la matriz es feldespato potásico. Los minerales
accesorios son apatito y zircón, y los opacos son magnetita-ilmenita. La proporción
de fenocristales es, plagioclasa > cuarzo>sanidino≥biotita. Se clasificó como un
pórfido cuarzomonzonítico
Este intrusivo presenta en sus márgenes una aureola intensa de
metasomatismo de contacto, donde se encuentran los minerales típicos de “skarn”
(wollastonita, andradita, damburita, epidota y granate). Los minerales económicos
son zinc, plomo, cobre y plata. El cuerpo principal y diques asociados están
emplazados paralelos al sistema de fallas N65°-80°W (Fig. 23). Otro conjunto de
diques de la misma composición que el cuerpo principal se localiza en el bloque
norte de la Sierra de Charcas, en un patrón de orientación N35°W (Fig. 23).
Hay dos fechamientos reportados para el intrusivo Temeroso, uno de K-Ar en
biotita obtenido por Butler (1972), de 46.6±1.6 Ma y otro por Mujíca-Mondragón y
Albarrán-Jacobo (1983), en base a ortoclasa, de 43±3 Ma (Tabla 2).
En la Sierra de Charcas, en su margen oriental (Fig. 22), afloran ventanas de la
andesita Zapatilla descrita por Tristán-González y Torres-Hernández (1992), como
una roca color café oscuro-verdoso, de textura porfirítica, con 5-8% de fenocristales
de 1-2 mm de plagioclasa, ferromagnesianos alterados, con abundantes amígdalas
rellenas de calcedonia. En algunos sitios se presenta cloritizada y silicificada. Al
microscopio se aprecia microfenocristales prismáticos de clinopiroxeno y
ortopiroxeno, donde los fenocristales de piroxeno están reaplazados por calcita. Se
clasificó como una andesita de piroxenos.
La edad de la andesita Zapatilla, está dada tentativamente por su posición
estratigráfica con la dacita Charcas que la sobreyace, cuya edad es 45.2±1.0 Ma, y
por su semejanza litológica con la andesita Casita Blanca que aflora a unos 50 km al
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
103
sur en la zona de Ahualulco de 45±1.1 Ma (obtenida para este estudio, Tabla 1), se
considera provisionalmente la misma edad de la andesita Casita Blanca.
Otra roca que aflora entre las gravas de la margen oriental de la Sierra de
Charcas (Fig. 23), es la dacita Charcas (Tristán-González y Torres- Hernández,
1992); es una roca color café con tonos rosas, textura porfirítica con un 15% de
fenocristales de sanidino de 2-7 mm, cuarzo euhedral hasta de 8 mm y biotita
alterada, en una matriz desvitrificada fluidal. Esta roca está cloritizada y hematizada.
Al microscopio se observó una proporción, plagioclasa > cuarzo > biotita. El sanidino
es microcristalino presente solo en la matriz y los accesorios son apatito y zircón. Se
clasificó como una dacita.
Esta lava tiene aspecto de haber sido muy viscosa, se observan pocos planos
de fluidez, pero en los sitios donde se le puede identificar, estos son de ángulo alto
entre 60 y 80º.
La edad de la dacita Charcas, determinada por K-Ar, en roca entera para este
estudio es de 45.2±1.0 Ma (Tabla 1).
La roca volcánica más joven que aflora en la margen oriental de la Sierra de
Charcas, es una ignimbrita bien soldada que aflora en ventanas pequeñas entre las
gravas que cubren gran parte de la ladera oriente de la Sierra de Charcas. En este
trabajo se le da el nombre de ignimbrita Charcas, la cual pudiera pertenecer a la
ignimbrita Guanamé reportada por López-Linares (1982).
La ignimbrita Charcas (Fig. 23), es una roca de color café con tono rosa, de
textura porfirítica, con un 5-10% de fenocristales de sanidino, cuarzo de 2-4 mm y
ferromagnesianos alterados. Contiene líticos abundantes y pómez bien colapsada,
con matriz desvitrificada. Al microscopio se observó una proporción más o menos
igual de sanidino y cuarzo, la mayoría rotos, como accesorios hay zircón, apatito y
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
104
minerales opacos diseminados en la matriz. La base de esta ignimbrita vista en la
periferia oriente de la población de Charcas (Fig. 23) es un paquete de oleada
piroclástica y en su cima está bien soldada con reomorfismo y los fenocristales son
de sanidino, cuarzo y biotita, los líticos están aislados.
La edad de esta ignimbrita no se determinó para este estudio, pero puede ser
semejante a la obtenida por Labarthe-Hernández y Jiménez-López (1991) por K-Ar
de roca completa, de 32.7±1.6 Ma, para los afloramientos de la ignimbrita Guanamé
de la zona del Estribo, en el poniente de la Sierra de Charcas.
En la Sierra Las Minas, en su margen sur-oriente y paralelo a la falla del flanco
NE de la sierra (Fig. 32), se encuentran dos diques de andesita de orientación NW
25º SE, que cortan a la Formación Caracol y sedimentos clásticos de la Formación
Cenicera. Una de las muestras para fechamiento se tomó en la continuación al SE
de los diques de San Antonio del Rúl, fechada por K-Ar, roca completa, la cual dio
45.5±1.1 Ma, que corresponde a la edad de la andesita Casita Blanca
En el bloque norte de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 22), afloran lavas
basálticas que aquí se le nombra como basalto Tecomate. Es una roca fluidal
morado oscuro, con 10% de fenocristales de 3-5 mm de honrblenda y 5% de
plagioclasa, en matriz desvitrificada. La edad K-Ar de roca entera determinada para
este trabajo fue de 6.5±0.4 Ma (Tabla 1).
En la porción nor-oriental de la Sierra de Charcas, y nor-occidental y norte de la
Sierra de Coronado (Fig. 19 y 24), se localizan una serie de conos volcánicos de
lavas basálticas, que Luhr et al. (1995) describieron como cuellos volcánicos
formados por lavas hawaíticas y le determinaron una edad por K/Ar de 10.6-13.6 Ma.
A estos conos volcánicos le dieron el nombre de Campo Volcánico Los Encinos. La
mayoría de estos conos se encuentran alineados en un patrón NW-SE, paralelo a
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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las fallas que seccionaron las sierras vecinas (Fig. 19). Una de las fallas del bloque
norte de la Sierra de Coronado (Fig. 24) tiene alojado en su traza diques de basalto
y piroclásticos. Este basalto coincide con la alineación de los conos de rocas
basálticas del Campo Volcánico de Los Encinos, descritos por Luhr et al. (1995).
III.3 Secuencia estratigráfica de la Cuenca de Ahualulco
En la porción norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí (Fig. 15 y 35), se
localiza la Cuenca de Ahualulco, la cual está rellena de depósitos clásticos,
epiclásticos, piroclásticos y lavas que formaron domos exógenos. El basamento pre-
volcánico en el sector norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí está
compuesto por rocas marinas del Cretácico tardío, y por sedimentos clásticos
continentales del Eoceno, que fueron cubiertos por un paquete de depósitos
piroclásticos y domos exógenos compuestos de lava dacítica en el Oligoceno. La
nomenclatura de las unidades volcánicas del Oligoceno que afloran en el norte del
Campo Volcánico de San Luis Potosí, donde se localiza la Cuenca de Ahualulco,
fueron nombradas originalmente por Labarthe-Hernández y Tristán-González (1981).
El mapa geológico que se presenta en la Figura 35, se actualizó por el autor para la
realización de este trabajo de tesis. A continuación se describen brevemente estas
unidades representadas en las columnas estratigráficas compuestas de cuatro
sectores de la cuenca (Fig. 36).y el mapa geológico correspondiente (Fig. 35).
III.3.1 Secuencia cretácica marina
Las rocas más antiguas reconocidas en el sector norte del Campo Volcánico de
San Luis Potosí son rocas marinas del Cretácico depositadas en la Cuenca
Mesozoica del Centro de México (Martínez-Pérez, 1972; Carrillo-Bravo, 1982;
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Figura 36. Columnas estratigráficas compuestas de cuatro sectores dentro de la Cuenca de Ahualulco, en el norte del campo Volcánico de San Luis Potosí. (Para su ubicación ver el mapa geológico de la Figura 35).
Aguallo et al., 1985). La secuencia estratigráfica que aflora en el NW de la Cuenca
de Ahualulco corresponde a la Sierra Las Minas, descrita en la sección III.2.3,
correspondiente a las formaciones La Peña, Cuesta del Cura, Indidura y Caracol
(Fig. 32).
III.3.2 Secuencia clástica y volcánica del Eoceno.
Formación Cenicera, durante el Eoceno temprano-medio se acumuló una
secuencia de depósitos clásticos continentales, a los que se les dio el nombre de
Formación Cenicera, depositada discordantemente sobre la Formación Caracol
(Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Estos sedimentos continentales son depósitos fluvio-lacustres compuestos en su
base por predominio de capas de arenisca cementada en matriz calcárea color
amarillento, con abundantes fragmentos de cuarzo que se intercalan con capas de
conglomerado de fragmentos bien redondeados de caliza, arenisca, lutita y pedernal.
En su parte media la Formación Cenicera presenta bancos de limo color rojizo con
vetas delgadas de yeso, dentro de los cuales aparecen lentes y capas de arenisca y
conglomerado con fragmentos bien redondeados de arenisca > caliza > lutita >
pedernal > granito > andesita > dacita. Su porción superior es un paquete de limo
con tonos rojizos y verdosos, con vetas delgadas de yeso y capas esporádicas de
conglomerado y arenisca. Por lo general el deposito de la Formación Cenicera está
ligeramente cloritizado y oxidado. La composición mineralógica de los clástos de
granito es de fenocristales de ortoclasa, cuarzo, biotita y muscovita, muy semejante
a la del granito Peñón Blanco localizado a unos 100 km al poniente de la Cuenca de
Ahualulco, lo que sugiere la posibilidad de que estos tengan su fuente en esa
localidad, puesto que no hay otros intrusivos cercanos con esas características. Los
afloramientos más importantes de la Formación Cenicera se localizan en la porción
poniente de la Cuenca de Ahualulco (Fig. 35), donde se encuentran cubiertos por
coladas de lava e intrusionados por diques de la andesita Casita Blanca de edad
45.5±1.1 Ma (obtenida para este estudio, Tabla 1), por lo que la edad de los
clásticos de la Formación Cenicera solo se puede inferir como pre-Eoceno medio,
pues hasta el momento no hay otro estudio en esta área, que determine con
exactitud su edad.
Andesita Casita Blanca, los afloramientos principales de de la Andesita Casita
Blanca se localizan en la porción occidental de la Cuenca de Ahualulco, al NW del
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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Centro Volcánico de Ahualulco. En la localidad de Casita Blanca, se encuentra el
mayor volumen de esta andesita. La descripción de una muestra de su porción
basal, consiste en una roca color gris oscuro a negro, de textura porfirítica con
menos 5% de fenocristales de 1-3 mm de biotita y plagioclasa en fenocristales <2
mm, en matriz afanítica, la matriz la forman agregados de plagioclasa. En general la
mayor parte de la roca se encuentra cloritizada y en ocasiones muy oxidada. Hay
horizontes de peperítas en algunos sitios, lo que sugiere interacción con agua. Su
depósito en sitios dispersos formando pequeños volcanes como el de Casita Blanca
y diques con orientación NW-SE.
La andesita Casita Blanca se depositó sobre los clásticos continentales de la
Formación Cenicera, a los cuales también intrusionó a manera de diques. Se
clasificó como andesita-basalto sub-alcalina y de alto K (Tabla 3, Fig. 41). Para este
trabajo se obtuvieron dos edades K-Ar de roca entera, la del volcán Casita Blanca
dio 44.4±1.0 Ma y la del dique del Charco de Lobo de 45.5±1.1 Ma (Tabla 1).
III.3.3 Secuencia volcánica y volcaniclástica del Oligoceno
Domos de dacita Jacavaquero y latita Portezuelo, la base de la secuencia
volcánica del Oligoceno, está formada por un grupo de domos volcánicos de dacitas
o riodacitas, ricas en K (Tabla 3), que rellenaron la mayor parte de la Cuenca de
Ahualulco. En este estudio se determinaron edades K-Ar de roca total para la Dacita
Jacavaquero de 31.6±0.8 Ma y para la Latita Portezuelo de 31.0±0.7 Ma (Tabla 1). El
mayor porcentaje del volumen de estos productos volcánicos del área de la Cuenca
de Ahualulco corresponde a estos domos, y el restante son flujos piroclásticos
asociados a etapas iniciales de apertura del conducto por donde se inyectaron las
lavas. Para determinar la estructura de las lavas que formaron domos de la dacita
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
110
Jacavaquero y latita Portezuelo, se establecieron varios criterios basados en
características físicas y estructurales que conducen a determinar los centros de
emisión, porciones medias y distales de los lóbulos de lava: 1) zona central,
corresponde a la masa de lava que se encuentra sobre o en la periferia del conducto
por donde ascendió la lava, la cual se puede determinar por medición de planos de
fluidez de la lava, los cuales son por lo general de ángulo alto 60º-90º; zona de
alteración producto de la intensa actividad fumarólica posterior a la salida de la lava,
que forma huecos abundantes que se rellenaron con calcedonia y óxidos de fierro y
zonas de brechamiento; caparazones formados de costras de vitrófido y zonas
desvitrificadas irregulares, con depósito en fracturas de opalina, calcedonia, óxidos
de fierro y manganeso, litofísas y zonas de esferulitas. El aspecto de la zona central
es masiva, caótica y brechosa, y por lo general forma la porción mas elevada del
domo. 2) zona media, la colada de lava tiende a derramar radialmente cuando el
domo se formó en una zona puntual sobre la fisura alimentadora, o bien derramar
hacia ambos lados cuando el conducto es a lo largo de una fractura. En esta porción
media, debido al enfriamiento diferencial de la lava se forman tres zonas de
enfriamiento vertical, generando sistemas de diaclasas paralelas y perpendiculares
al flujo; la basal desarrolla diaclasas planares, en la porción media columnares
(estructura de palizada) y en la superior planares culminando en su cima con zonas
masivas del caparazón. En la base de la colada que forma el lóbulo, se forma una
brecha de desintegración por autobrechamiento. Los planos de fluidez en está zona
son de ángulo bajo menores a 30º y pueden desarrollar pliegues dependiendo de la
viscosidad de la lava, 3) la zona distal, los domos de la latita Portezuelo desarrollan
un sistema de diaclasas delgadas conocidas como “palizada”, formando abanicos en
el frente de la rampa frontal u “ojiva”, aquí los planos de fluidez de la lava pueden ser
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
111
de alto ángulo e inclusive desarrollar zonas de brecha, las brechas de desintegración
basal son de fragmentos más gruesos que en la porción media del lóbulo. Las
diaclasas de la latita Portezuelo en la zona de la Cuenca de Ahualulco tienen
inclinaciones promedio de 70º SW, lo cual marca un basculamiento al NE de los
lóbulos de la latita Portezuelo, esto por el criterio de que las columnas se formaron
perpendicular al flujo de lava.
Dacita Jacavaquero, el derrame de lava de la dacita Jacavaquero representa la
base de las rocas volcánicas del Oligoceno y se localiza en la porción occidental de
la Cuenca de Ahualulco (Fig. 35). Es un derrame de lava con textura porfirítica,
compuesto de fenocristales de plagioclasa, honrblenda, biotita en una matriz de
microlitos de plagioclasa y magnetita, circón y apatito como minerales accesorios. La
matriz es un agregado felsítico que se interpreta como un vidrio desvitrificado, con
una fabrica fluidal. La Dacita Jacavaquero formó domos exógenos. Su fuente
alimentadora se identificó por análisis de planos de fluidez de la lava que son de alto
ángulo en su parte central, depósitos de fase de vapor (oxido de fierro y calcedonia)
y zonas brechadas con calcedonia entre sus clástos. Su cúpula la forma un
caparazón grueso de brecha con zonas silicificadas. Con análisis químico se
clasificó en el límite de las dacita (Tabla 3, Fig. 41). La edad para este estudio K-Ar,
de roca total para la Dacita Jacavaquero fue 31.6±0.8 Ma (Tabla 1). La dacita
Jacavaquero sobreyace a la Formación Cenicera y subyace a la ignimbrita
Membrillo.
Ignimbrita Membrillo, aflora principalmente en la porción norte de la Cuenca de
Ahualulco. Esta ignimbrita varía en cuanto espesor y litología, de acuerdo al domo
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
112
de latita Portezuelo a que se asocia, en algunos sitios solo es un capa de oleada
piroclástica y en otros forma uno o más flujos de ceniza.
En la porción norte de la cuenca (Fig. 35), la ignimbrita Membrillo consta de
cuatro flujos de ceniza. El inferior es una secuencia de oleadas piroclásticas de
ceniza fina color blanquizco, con estratificación cruzada, separados por capas
gruesas de epiclásticos color verde oscuro. Sobre las oleadas piroclásticas basales,
se depositó un flujo de ceniza sin soldar de color rosáceo que puede alcanzar hasta
2 m de espesor, con fenocristales de cuarzo, sanidino, pómez sin colapsar hasta de
0.5 cm de diámetro y líticos aislados de arenisca. El espesor de este flujo es de 15-
20 m.
La ignimbrita intermedia, es un flujo de ceniza color café rosáceo, de textura
porfirítica, con 10-15% de fenocristales de 1-2 mm de cuarzo, sanidino, pómez
colapsada y líticos pequeños, en matriz desvitrificada, bien soldada. Este flujo tiene
un espesor de 10-15 m.
La ignimbrita superior, se inicia con una oleada piroclástica, sobre la cual se
depositó un flujo de ceniza sin soldar que evolucionó hacia su cima a un flujo
soldado, de textura porfirítica, color rojizo, con 5-10% de fenocristales de 2-3 mm de
cuarzo, sanidino y ferromagnesianos alterados, en matriz desvitrificada. La
ignimbrita Membrillo se depositó sobre la lava de la Andesita Casita Blanca,
Formación Cenicera o dacita Jacavaquero, y subyace a la latita Portezuelo. Debido a
la asociación que presenta con la latita Portezuelo se sugiere que la ignimbrita
Membrillo pudiera ser la fase inicial explosiva riolítica previa al la salida de la lava de
la latita Portezuelo. Para este trabajo se determinó una edad K-Ar de roca completa,
de 32.2±0.8 Ma (Tabla 1)
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
113
Latita Portezuelo, esta unidad es la más extendida dentro de la Cuenca de
Ahualulco, sobre todo en su porción central donde forma cadenas de domos
exógenos con orientación NW-SE (Fig.35). La latita Portezuelo es una roca de
textura porfirítica con un 20-25% de fenocristales de plagioclasa 3-8 mm, sanidino 2-
3 mm y cuarzo escaso, su matriz está desvitrificada y consiste básicamente de
microlitos de plagioclasa. Los minerales accesorios son circón, apatito, magnetita
abundante y hematita diseminada en la matriz. La estructura de los domos de la
latita Portezuelo se definió tomando en cuenta características físicas de su
estructura interna tanto de su zona de fuente como de sus lóbulos. El aspecto poco
fluidal y desarrollo de poca longitud en la extensión de sus lóbulos hace pensar que
la lava era muy viscosa y que por lo tanto sus coladas no tuvieron mucha longitud y
se acumularon muy cerca del conducto formando domos exógenos. La latita
Portezuelo se clasificó con análisis químico de elementos mayores, en el limite de
las dacitas (Fig. 41, Le Bas et al., 1984). Para este trabajo se determinó una edad K-
Ar de roca entera, de 31.0±0.7 Ma (Tabla 1).
Grupo Ahualulco, este grupo de rocas se localiza al poniente de la población de
Ahualulco, y se asocia con el Centro Volcánico de Ahualulco (Labarthe-Hernández y
Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982; Labarthe- Hernández et
al., 1995). El grupo Ahualulco está formado por un paquete de rocas volcánicas que
afloran solo en el norte del CVSLP (Figs. 35 y 36). La base del grupo es la riodacita
Zapatero, que es un flujo de lava con un 15 a 20% de fenocristales 2-3 mm, de
plagioclasa, sanidino euhedral, cuarzo, biotita remplazada por óxido de fierro y
cristales aislados de granate rojo, en una matriz desvitrificada y fluidal. Para este
estudio se determinó una edad K-Ar con roca entera de 31.2 ± 0.7 Ma (Tabla 1). El
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
114
paquete que le sobreyace lo conforman dos ignimbritas: la toba Palos Colorados y la
toba Hienera. La primera es una ignimbrita sin soldar, con fenocristales de sanidino,
plagioclasa, cuarzo, biotita y cristales esporádicos de granate rojo; contiene pómez
sin colapsar, líticos de 3-10 cm de diámetro en sus porciones más distales y en la
zona cercana a su fuente pueden alcanzar hasta 50 cm. Los fragmentos líticos son
de arenisca, rocas volcánicas y granito. El la zona central del Centro Volcánico de
Ahualulco la toba Palos Colorados presenta niveles con oleadas piroclásticas y
depósitos de caída. Su espesor es de máximo 15 m.
La toba Hienera es una ignimbrita con fenocristales de cuarzo, sanidino, biotita,
y raramente granate rojo; contiene líticos de arenisca y de rocas volcánicas, algunos
miden hasta 40 cm; el contenido de pómez es abundante y sin colapsar. La base de
la toba Hienera es rica en líticos menores a 5 cm, su porción media y superior es
pobre en líticos pero rica en pómez. Las tobas Palos Colorados y Hienera se
interpretaron como la primera fase eruptiva previa a la emisión riolita Los Cuervos. El
espesor es variable de acuerdo a su cercanía o lejanía de su fuente, se estimó un
promedio de 20 m.
La riolita Los Cuervos, aflora como remanentes en las partes altas de los cerros
del Centro Volcánico de Ahualulco. La base de esta unidad es una brecha formada
de clástos angulares soportados clasto a clasto o en matriz de ceniza, que pudiera
representar la co-ignimbrita de la erupción previa que abrió el conducto por donde se
inyectó la lava de la riolita Los Cuervos. Sobre la brecha, la roca es color gris claro
con tono rosáceo, textura porfirítica, con un 15-20% de fenocristales de 2-3 mm de
cuarzo subhedral, sanidino euhedral, biotita y granate ocasional, color rojo, en una
matriz desvitrificada y con foliación de flujo muy marcada. Su espesor se estimó en
el Cerro El Chicharrón de 120 m.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
115
En la margen oriental del Centro Volcánico de Ahualulco afloran tres diques
paralelos de composición riolítica (Fig. 35, coordenadas UTM, NAD-27, 269555-
2475610), con orientación NW-SE, que en algunos sitios se ensancharon formando
domos pequeños. La característica principal de estos diques y domos es el
contenido de fenocristales de granate. El intrusivo Cerro El Negro localizado en la
margen poniente del Centro Volcánico de Ahualulco (Fig. 35, coordenadas UTM,
NAD-27, 270404-2480728), es una roca de textura holocristalina con 30% de
fenocristales de 3-15 mm de plagioclasa euhedral, sanidino euhedral, cuarzo
bipiramidal, hornblenda, biotita y granate. El sanidino está alterado parcialmente a
arcilla y la hornblenda a clorita. También contiene cristales aislados de fluorita de
color morado. Este intrusivo generó una silicificación fuerte en las rocas que le
encajonan (Formación Caracol y riodacita Zapatero). El intrusivo Cerro El Negro de
acuerdo a su mineralogía se le clasificó como un porfido cuarzo monzonítico Para
este estudio se determinaron edades K-Ar de roca total, de 31.0±0.7 Ma para los
diques riolíticos con granate, y de 29.9±0.7 Ma para el intrusivo Cerro El Negro
(Tabla 1).
Epiclásticos San Nicolás, en gran parte de la Cuenca de Ahualulco (Figs. 35 y
65), rellenando las fosas tectónicas estrechas que se desarrollaron sobre la lava de
la latita Portezuelo, se depositaron una serie de sedimentos clásticos,
vulcanoclásticos y flujos piroclásticos delgados, a los cuales se les nombra en este
trabajo como epiclásticos San Nicolás. Estos se encuentran basculados al NE dentro
de la Fosa de San Nicolás y subyacen al miembro superior de la ignimbrita Panalillo.
Una descripción más detallada de su composición se presenta en la sección de
la Figura 37., medida en las inmediaciones del rancho abandonado de San Nicolás
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
116
(Fig. 37, coordenadas UTM, NAD-27, 283710–2490495), donde se reconoció su
base y cima.
Ignimbrita Panalillo, esta unidad fue definida informalmente como Riolita
Panalillo por Labarthe-Hernández y Tristán-González (1978). Su localidad tipo está
en las inmediaciones del Rancho Panalillo al oriente de la ciudad de San Luis Potosí
(coordenadas UTM, ITRF92, 311850-2450350). Se le separó en dos miembros:
superior e inferior. En este trabajo se prefiere usar el nombre de ignimbrita Panalillo,
ya que ambos miembros son flujos piroclásticos. La ignimbrita Panalillo aflora en
remanentes aislados, cubriendo un área muy extensa el gran parte del Campo
Volcánico de San Luis Potosí (Labarthe-Hernández et al., 1982). Una característica
de la ignimbrita Panalillo en el norte del CVSLP, es que dentro de las fosas, después
de la erupción del miembro inferior, hubo depósito de sedimentos clásticos
compuestos de gravas y limos donde se intercalaron horizontes vulcanoclásticos y
flujos delgados de ceniza (Fig. 37) Esto, sugiere que ambos miembros hasta ahora
considerados así, pudiera separarse como dos eventos diferentes, considerando
solo como ignimbrita Panalillo a la ignimbrita soldada del miembro superior, por lo
que en estudios futuros pudiera hacerse esta reinterpretación.
La ignimbrita Panalillo inferior está formada por una secuencia de oleadas
piroclásticas y flujos de ceniza sin soldar. El miembro inferior en algunos sitios del
norte del CVSLP no se depositó o está muy delgado. La localidad con mayor
espesor del miembro inferior se encuentra en la zona de Valle Umbroso (Fig. 38),
donde se midió una sección para detallar la litología de sus depósitos (Fig. 38,
coordenadas UTM, NAD-27, Base de la sección 287615-2483308, cima 288172-
2483649). La litología del miembro inferior varía de acuerdo a la fosa donde se llevo
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
117
Figura 37. Sección estratigráfica de los depósitos epiclásticos San Nicolás e ignimbrita Panalillo Inferior, en el interior de la fosa del mismo nombre, que consiste de una secuencia de depósitos vulcanoclásticos, epiclásticos y piroclásticos sin soldar.
a cabo su depósito, por ejemplo, los que rellenaron la Fosa de San Nicolás son
diferentes a los de la sección de Valle Umbroso (Fig. 39, coordenadas UTM, NAD-
27, 283152-2492262).
La ignimbrita Panalillo Superior es una ignimbrita color café rojizo, con 5-8% de
fenocristales de 2-3 mm de cuarzo, sanidino y textura eutaxítica notable. En la Fosa
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
118
Figura 38. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Inferior medida al oriente del poblado de Valle Umbroso, en la porción oriental de la Cuenca de Ahualulco.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
119
de San Nicolás es la única localidad donde la ignimbrita Panalillo consta de tres
pulsos de flujos de ceniza soldada (Fig. 39). Su edad determinada para este estudio
fue de 25.4±0.6 Ma, para una muestra de la localidad de Valle Umbroso
(coordenadas UTM, NAD-27, 283207-2487607).
La ignimbrita Panalillo Superior en la mayoría de los sitios donde aflora tiene en
su base un vitrófido lenticular de máximo 1m, aunque en algunos sitios está ausente,
y entonces la ignimbrita se encuentra fuertemente soldada desde su base. Es común
que la ignimbrita Panalillo Superior contenga en su cima gran cantidad de litofísas
rellenas de calcedonia. Su espesor en la mayoría de las localidades no rebasa los
20 m. La ignimbrita Panalillo tiene una distribución amplia e irregular en todo el
CVSLP, donde se presenta como vestigios de erosión formando mesetas alargadas
paralelas a las fallas normales principales. En segmentos de algunas de esas fallas
se localizaron algunos de los diques alimentadores por donde salió la ignimbrita. Se
tomó una muestra de esos diques para fecharlo por K-Ar, dando una edad de 29±0.7
Ma (Coordenadas UTM, NAD-27, 283420-2503951).
Gravas el Tepozán, en la porción oriental de la Cuenca de Ahualulco, hay una
cubierta formada por depósitos de conglomerado polimíctico, su composición es de
guijarros de latita Portezuelo, dacita Jacavaquero e ignimbrita Panalillo, muy
consolidados hacia su base y pobremente clasificados y consolidados en su cima.
Los fragmentos varían de redondeados a subredondeados de tamaños variados,
alcanzando algunos hasta de 50 cm de diámetro, la mayoría del depósito está
soportado en matriz areno-limosa. El paquete presenta importante basculamiento al
NE.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
120
Figura 39. Sección estratigráfica de la ignimbrita Panalillo Superior formada por tres pulsos de ignimbrita depositada discordante sobre gravas en el interior de la Fosa de San Nicolás (coordenadas UTM, NAD-27, 284531-2490084).
Basalto las Joyas, dispersos en el norte del CVSLP, se localizan aparatos
volcánicos pequeños que arrojaron lavas basálticas, los cuales se han asociado a un
evento intraplaca (Aranda-Gómez et al., 1991; Aranda-Gómez, et al., 2000). Este
evento volcánico ocurrido después de un periodo de ausencia de vulcanismo de
unos 21 Ma, se traslapó sobre las rocas volcánicas del Oligoceno de la porción norte
del CVSLP. Los productos volcánicos de este evento consistieron de lavas
basaníticas portadoras de nódulos de granulítas. La edad obtenida para este trabajo
del volcán de Cúcamo fue de 1.50± 0.8 Ma (Tabla 1). Idier, (2003) obtuvo una edad
de 3.20 ± 0.31 Ma (Tabla 2), para el volcán de Cascarón (Coordenadas UTM, NAD-
27, 288110-2486152) localizado al SW de la población de Bocas (Tabla 2). Los
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
121
volcanes de Cúcamo y Cascarón del norte del CVSLP se encuentran sobre la traza
de las fallas normales de rumbo NNW, que delimitan la cuenca en su porción
nororiental (Fig.35).
III.4 Edades de las rocas ígneas terciarias
Para el Campo Volcánico de San Luis Potosí, se han publicado fechamientos
radiométricos sobre todo de K-Ar de roca completa. La mayoría de ellos publicados
por Labarthe-Hernández et al. (1982), los cuales se fecharon en “Potassium-Argon
Laboratory” (Teledyne Isotopes). Para las rocas intrusivas (granitos y granodioritas)
de la parte centro-oriental de la Mesa Central, se encuentran los fechamientos
publicados por: Butler (1972), Mújica-Mondragón y Jacobo-Albarrán (1983), Solé et
al. (2007), Aranda-Gómez et al. (2007). La Tabla 2 solo incluye las edades
isotópicas recopiladas para este trabajo.
Tabla 1. Nuevas edades K-Ar para el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí
Unidad Volcánica Muestra
Coordenadas UTM Edad 40Ar* 40ArR
#
K2O Fracción
** Latitud
N
Longitud
W
±1σ§ (%) (wt. %)
Basalto Las Joyas, Cúcamo 01-25 2499 631 283 207 01.5 ± 0.8 18.1 0.99 2.06 RE
Basalto Yoliatl 12-07 2530 685 234 176 04.6 ± 0.2 20.1 3.11 2.09 RE
Basalto Tecomate BS-1 2498 351 226 432 06.5 ± 0.4 15.8 2.42 1.23 RE
Ignimbrita Panalillo Superior 01-24 2487 607 287 070 25.4 ± 0.6 81.7 49.26 6.04 RE
Ignimbrita Panalillo La Ballena VH-1 2479 770 225 044 26.0 ± 0.7 77.0 47.77 5.55 RE
Ignimbrita Panalillo, Ahualulco 11-07 2503 931 283 360 29.0 ± 0.7 73.8 50.31 5.33 RE
Intrusivo El Negro(CVA) (Tdr) 01-28 2480 728 270 404 29.3 ± 0.7 49.1 49.30 4.78 m
Domo Riolítico (CVA).(Tdr) 01-22 2492 003 281 659 31.0 ± 0.7 68.7 47.68 5.22 m
Latita Portezuelo (Tlp) 01-26 2504 063 280 774 31.0 ± 0.7 91.6 47.60 4.71 RE
Riodacita Zapatero (Trz) 01-29 2479 946 274 610 31.2 ± 0.7 86.6 59.49 5.86 RE
Dacita Jacavaquero (Tdj) 01-21 2490 725 276 673 31.6 ± 0.8 75.4 47.50 4.70 RE
Ignimbrita Membrillo 01-30 2494 836 280 240 32.0 ± 0.8 79.6 63.35 6.09 RE
Ignimbrita La Virgen, Zacatecas ZA-2 2517 405 751 310 37.1 ± 0.9 77.1 92.25 7.64 RE
Riolita Bufa, Zacatecas ZB-1 2520 773 750 345 40.5 ± 0.9 91.1 91.70 6.95 RE
Andesita Casita Blanca (Tcb) 01-33 2493 349 271 210 44.4 ± 1.0 82.4 28.50 1.79 RE
Dacita Charcas 01-27 2555 234 284 732 45.2 ± 1.0 88.8 58.93 3.99 RE
Andesita Casita Blanca (Tcb) 01-31 2499 923 276 778 45.5 ± 1.1 72.5 26.60 1.79 RE
Granito Peñón Blanco (Tgr) GP-2 2490 275 221 546 51.5 ± 1.4 48.1 1.46 8.69 mu
Edades realizadas en el Laboratorio de Geocronología de la Universidad de Bretaña Occidental, Brest, Francia. § Error en un σ fue calculado con la ecuación dada por Cox y Dalrymple (1967) 40Ar*; Contenido de Argón radiogénico de la muestra, en por ciento del total. # 40ArR; El Argón radiogénico en la muestra expresado en 10-7 cm3/g. ** Material fechado; RE, roca entera, m, matriz, mu, muscovita. Coordenadas en el sistema UTM , Zona 14Q , usando la proyección NAD 27. CVA, Centro Volcánico de Ahualulco
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
122
Para este estudio se realizaron 18 edades isotópicas nuevas por el método
convencional Potasio-Argón por dilución isotópica, las cuales se encuentran
plasmadas en la Tabla 1.
Todas las edades se realizaron en el laboratorio de geocronología de la
Universidad de Bretaña Occidental (UBO).
El conjunto de edades k-Ar determinadas para este estudio, son muy semejantes
con las reportadas por el Laboratorio de “Teledyne Isotopes”, para las rocas del
centro y sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí reportadas por Labarthe-
Hernández et al. (1982), y son coherentes con la posición estratigráfica que guarda
la secuencia volcánica del área.
III.5 Geoquímica
El objetivo de hacer análisis geoquímico fue únicamente con el fin de clasificar
químicamente a las rocas volcánicas del norte del Campo Volcánico de San Luis
Potosí en base a elementos mayores. Se colectaron ocho muestras que representan
las principales unidades que forman la secuencia volcánica del área: B35Tcb-
Andesita Casita Blanca de 44.4±1.0 Ma; B32 y B41Tdj-Dacita Jacavaquero de
31.6±0.8 Ma; B2 y B3Tlp- Latita Portezuelo de 31.0±0.7 Ma; B9Trp- ignimbrita
Panalillo Superior de 25.4±0.6 Ma y B23Qbj- Basalto Las Joyas de1.5±0.8 Ma.
Tabla 2. Edades radiométricas de La Mesa Central, reportadas por otros autores
Edad (Ma) Muestra Tipo de roca Localidad Método Referencias
3.20 ± 0.31 SLP 02-10 Basalto Bocas K-Ar (Roca entera) Idier (2003)
Basalto Los Encinos, S.L.P. K-Ar Luhr y Aranda-Gómez (1993)
43.0 ± 3.0 2M-4 Granito Charcas, S.L.P. K-Ar (ortoclasa) Mujica y Albarrán (1983)
44.1 ± 2.2 Tc Andesita Casita Blanca, S.L.P. K-Ar (Roca entera) Labarthe-Hernández et al. (1982)
44.6 ± 0.7 00-01 Oleada pirocl. Hernández, S.L.P. K-Ar (Roca entera) Tristán. y Torres (2000)
46.6 ± 1.6 N-100 Q-Monzonita Charcas, S.L.P. K-Ar (biotita) Butler (1972)
48.0 ± 4.0 224-83 Granito Peñón Blanco, S.L.P. K-Ar (muscovita) Mujica y Albarrán (1983)
49.3 ± 1.0 CG Andesita Guanajuato,Gto. K-Ar (Roca entera) Aranda y McDowell (1998)
50.94 ± 0.47 MC-35 Granito Peñón Blanco, S.L.P. Ar-Ar (muscovita) Aranda-Gómez et al. (2007)
51.0 ± 2.0 ---- Granito Peñón Blanco, S.L.P K-Ar (muscovita) Solé et al. (2007)
53.0 ± 4.0 2M-5-83 Cuarzolatita Potrero de Catorce K-Ar (plagioclasa) Mujica y Albarrán, (1983)
53.0 ± 3.0 Granito Comanja, Jalisco K-Ar (biotita) Zimmernann et al. (1990)
55.0 ± 4.0 217-83 Granodiorita Comanja, Jalisco K-Ar (biotita) Mujica y Albarrán (1983)
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
123
Figura 40. Diagrama de edades
radiométricas obtenidas por el método
K-Ar, para el norte del CVSLP. Las
barras de error Equivalen a ±1σ. Las
claves de abreviaturas en Tabla 1.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
124
Las muestras colectadas fueron de roca fresca, se evitó aquellas con alteración,
como silicificación, argilización, caolinización y alteración de fenocristales, con previo
análisis en lámina delgada. Las muestras se prepararon en el laboratorio de
preparación de minerales del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de
San Luis Potosí. Los análisis de elementos mayores se efectúo por el método de
fluorescencia de rayos X (FRX), en el Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X-
LUGIS del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de México, por el
Químico Rufino Lozano. La composición de las muestras analizadas para elementos
mayores del norte del CVSLP aparece en la Tabla 3.
Tabla 3. Análisis químicos de elementos mayores, dados por el Laboratorio LUGIS -
UNAM.
Muestra B2Tlp
Tlp
B3Tlp B9Trp B11 Tap B23 Qbj B32Tdj B35 Tcb B41 Tdj
SiO2 69.51 70.92 73.34 70.15 45.99 70.22 56.41 69.51
TiO2 0.524 0.603 0.209 0.426 2.372 0.444 1.382 0.411
Al2O3 14.42 14.68 12.17 14.01 13.33 15.40 16.96 14.51
Fe2O3* 5.01 1.89 2.89 3.24 12.71 3.22 8.73 5.14
MnO 0.029 0.02 0.023 0.035 0.181 0.057 0.092 0.053
MgO 0.482 0.254 0.21 0.568 9.67 0.371 3.636 0.776
CaO 1.653 2.409 0.888 1.598 8.784 1.911 6.659 2.182
Na2O 2.505 3.286 1.457 1.373 3.258 3.113 3.114 3.196
K2O 4.757 4.871 6.627 4.022 1.699 4.677 2.249 4.273
P2O5 0.219 0.217 0.036 0.084 1.224 0.133 0.42 0.176
PXC 1.11 0.64 2.94 5.26 0.19 1.25 1.02 0.47
TOTAL 100.2 99.81 100.8 100.7 99.42 100.8 100.7 100.7
La clasificación geoquímica se realizó con el uso del diagrama “TAS” en donde
se utiliza el total de álcalis contra el total de sílice (Na2O+K2O vs SiO2), propuesto
por Le Maitre et al. (1989). La clasificación obtenida fue la siguiente:
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
125
CONTENIDO CONTENIDO CLASIFICACIÓN
MUESTRA SiO2 (% en peso) Na2O+K2O (% en peso) “TAS”
B2Tlp 70.315 7.346 Riolita
B3Tlp 71.593 8.234 Riolita
B9Trp 75.056 8.173 Riolita
B23Qbj 46.744 5.038 Traquibasalto
B32Tdj 70.652 7.838 Riolita
B35Tcb 56.907 5.43 Andesita basáltica
B41Tdj 69.531 7.471 Dacita
Los contenidos de sílice y álcalis fueron ajustados base anhidra, por medio del
programa SINCLAS (Verma., et al., 2002).
Figura 41. Diagrama “TAS” (Na2O+K2O vs SiO2), para la clasificación de muestras de rocas volcánicas del norte del CVSLP (Le Maitre et al., 1989).
La distribución química de estas rocas se representa en la Figura 41, en donde
se observa la caracterización de las rocas analizadas; la muestra B23Qbj se
clasifica como máfica, la muestra B35Tcb como intermedia y las muestras restantes
como ácidas. Los contenidos de SiO2 varían de 46.744 a 75.056% en peso y los
álcalis entre 5.038 a 8.234% en peso.
8075706560
SiO (w t % )2
5550454035
0
2
4
6
8
10
12
14
16
Trp
Tap
Q jb
Tdj
Tcb
R iolita
Traquita
(Q < 20% )
Traquidacita
(Q >20% )
D acitaA ndesitaA ndesita
B asalticaB asalto
P icro-
B asalto
Tefrita(O l < 10% )
B asan ita
(O l > 10% )Traqui-
B asalto
Traqui-
andesita
B asaltica
Traquiandesita
F ono lita
Tefrifonolita
F ono tefritaF oid ita
Tlp
D om in io
A lca lino
D om in io
Subalcalino
Na
O+
KO
(w
t%)
22
U ltrabasica B asica Interm edia A cida
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
126
Además en la Figura 41 se añade la línea que divide el dominio alcalino y
subalcalino de Irving y Baragar (1971). En donde se aprecia que existe un dominio
del magmatismo subalcalino en la zona, y solo se presenta una muestra de carácter
alcalino (B23Qbj), que corresponde al evento intraplaca del Cuaternario en el
CVSLP.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
127
IV. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
IV.1 Estructuras tectónicas de la porción oriente y sur-oriental de la Mesa Central
Para el análisis estructural de las localidades seleccionadas para este estudio, se
utilizó como base la cartografía geológica escala 1:50,000 y se complementó con la
interpretación de una imagen de satélite Landsat 1:250,000 y un modelo de elevación
digital a la misma escala. Sobre la imagen de satélite se trazaron los límites de las
principales estructuras del área de estudio. Para el análisis estructural de los datos se
utilizó el programa StereoNett 32 versión 0.9.4, con el hemisferio inferior.
Las sierras que forman los núcleos levantados se agruparon dentro de dos
bloques mayores de orientación NE-SW, que aquí se denominan Bloques Salinas-
Charcas y Pinos-Moctezuma; están limitados por lineamientos NE-SW (Fig. 42), que se
interpretaron a partir de la imagen de satélite y modelo de elevación digital. Los rasgos
estructurales de estos lineamientos en el campo son difíciles de observar, debido a que
la zona donde se localizan está cubierta por grava y suelo. Se interpretó para este
trabajo, que los lineamientos Salinas-Charcas y Pinos-Moctezuma son fallas,
desarrolladas en el primer evento tectónico que ocasionó los levantamientos de núcleos
de rocas mesozoicas en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano. Otro criterio para
afirmar que son fallas, es el alineamiento puntual de afloramientos de basaltos e
ignimbritas a lo largo de su traza. Estos lineamientos se truncan al NE con la falla
oriental de la Fosa de Villa de Arista (Fig. 42), que representa la zona que limita la
Cuenca Mesozoica del Centro de México y la plataforma carbonatada Valles-San Luis
Potosí y que coinciden con el límite del Terreno Sierra Madre (oeste) y Bloque de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
128
Tampico (Fig. 10), de acuerdo a la distribución de terrenos de Dickinson y Lawton
(2001).
La zona de estudio se localiza en la porción occidental de la cadena de montañas
del poniente de la Sierra Madre Oriental, que marca el límite con la Mesa Central. En la
porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central hay una cadena de sierras que se
relacionan de manera compleja con la prolongación al sur de la “Curvatura de
Monterrey” en la Sierra Madre Oriental (Figs. 1 y 71). En la Sierra Madre Oriental
(SMOr), se han realizado varios estudios para tratar de explicar la tectónica de
acortamiento laramídico que estuvo activa durante el Cretácico tardío y Terciario
temprano en México (De Cserna, 1956; Tardy, et al., 1975; Padilla y Sánchez, 1985;
Cossío-Torres et al., 2001; Chávez-Cabello et al., 2004; Chávez-Cabello, 2005). Esta
deformación se manifestó principalmente como plegamiento y cabalgamiento de la
cubierta superior con dirección de transporte predominante hacia el oriente-nororiente,
así como desplazamientos transcurrentes asociados (Vélez-Scholvink, 1990; Chávez-
Cabello et al., 2004). En el nor-oriente de México, algunas de las estructuras
laramídicas complejas tienen evidencias de haberse provocado por la reactivación de
estructuras pre-existentes en el basamento durante una fase tardía de la deformación
(Chávez-Cabello, 2005). Las salientes en el cinturón de pliegues y cabalgaduras de la
SMOr se ha discutido que fueron causadas por el despegue gravitacional de la
cobertura sobre estratos de comportamiento dúctil (evaporítas o secuencias arcillosas).
Se ha interpretado a la curvatura de Monterrey, como el resultado de plegamiento
flexural ortogonal que ocurrió en la etapa tardía de la orogenia Laramide, y que la
deformación regional fue relacionada a un “decollement”, el cual desencadenó el
despegue de la secuencia sedimentaría clástica y carbonatada, sobre las rocas
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
129
evaporíticas de la Formación Minas Viejas (e.g. Padilla y Sánchez, 1985; Fisher y
Jackson, 1999; Marrett y Aranda-García, 1999; Chávez-Cabello et al., 2004). Lo que sí
es importante mencionar, es que el límite oriental de la Mesa Central está formado por
cadenas de sierras alargadas y truncadas formando montañas que se desprenden de la
zona de la Curvatura de Monterrey, separadas por valles intermontanos (Fig.1 y 71).
Algunas de las sierras exhiben las rocas más antiguas de la región correspondientes al
Triásico tardío-Jurásico temprano (e.g. Sierras de Catorce y Coronado). Este conjunto
de sierras conforman un patrón alineado NNE y NNW (Fig.1, 42 y 71): Real de Catorce,
Coronado, Charcas, Santa Catarina, (Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981;
Labarthe-Hernández y Tristán-González, 1981; Labarthe-Hernández et al., 1982;
Tristán-González y Torres-Hernández, 1992; Tristán-González y Torres-Hernández,
1999; Barboza-Gudino y Torres-Hernández, 1999; Barboza-Gudino et al., 2004). La
cadena de sierras de la porción oriental de la Mesa Central que quedaron como pilares
tectónicos, están limitadas por fallas normales NNE, donde la falla occidental es la más
notoria debido al basculamiento al ESE que sufrieron y que ocasionó que en el flanco
poniente se expusieran las rocas más antiguas (Triásico tardío-Jurásico temprano)
como es el caso de la Sierra de Real de Catorce y Coronado (Tristán-González y
Torres-Hernández, 1992; Tristán-González y Torres-Hernández, 1999; Barboza-Gudino
y Torres-Hernández, 1999) (Fig. 19 ). Hay otros bloques cuyos flancos están limitados
por dos segmentos de falla conjugados de orientación NW-SE que sugieren
levantamientos verticales (Charcas, Las Minas, Guanamé y El Sabino: Fig. 42).
Por lo general todos las sierras que forman núcleos levantados en el oriente de la
Mesa Central están seccionados por fallas normales NW-SE; algunas de estas fallas
presentan componente derecho menor (Fig. 72). Las fallas normales de orientación
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
130
NW-SE que seccionaron a los núcleos levantados, fueron en algunos sitios, conductos
por donde ascendieron rocas intrusivas, efusivas y piroclásticas del Eoceno temprano,
como es el caso de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco, y Charcas. Los detalles
estructurales se explicarán en la descripción de cada una de las localidades
seleccionadas para este estudio.
Paralelas al conjunto de sierras que forman los núcleos levantados de la porción
oriental de La Mesa Central, hay una serie de cuencas que se rellenaron parcialmente
con materiales clásticos (Matehuala-Huizache, Coronado, Villa Arista-Villa de Reyes,
Ahualulco y Peotillos, Figs. 1 y 42). En la zona de la fosa de Villa de Arista en su parte
central, se perforaron pozos para agua que han alcanzado 450 m, cortando solo
material clástico formado de limo, arena y grava (Fig. 19,: coordenadas UTM, NAD-27,
296775-2514060). En la margen oriente, del norte del Graben de Villa de Reyes, el
pozo PSLO-2 (Fig. 19): coordenadas UTM, NAD-27, 308750-2465950), cortó 80 m de
material clástico, 446 m de latita Portezuelo, 124 m de Formación Cenicera, y a los 652
m cortó a la Formación Indidura. En el norte del Graben de Villa de Reyes, hay dos
pozos para agua perforados, uno cortó 120 m de material clástico (limo, arena y grava),
30 m de ignimbrita Panalillo y 150 m del miembro Inferior de la ignimbrita Panalillo,
alcanzando a la Formación Indidura a los 300 m (Fig. 42, coordenadas UTM. NAD-27,
294450-2463950). El segundo pozo cortó 80 m de arena y limo, 313 m de latita
Portezuelo sin salir de ella (coordenadas UTM, NAD-27, 294800-2466650). Los cortes
de los pozos anteriores fueron reportados por Aguirre-Hernández (1992). En la porción
central de la fosa de Matehuala-Huizache (coordenadas UTM. NAD-27, 344750-
2559650) se perforó un pozo a la profundidad de 450 m, cortando solo una secuencia
de grava, arena y limo (Muñoz-Quintana, comunicación personal).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
132
En la porción meridional del área de estudio, en el norte del Campo Volcánico de
San Luis Potosí, algunos sectores de las cuencas presentan una estrecha relación con
vulcanismo delTerciario, principalmente efusivo. En la Cuenca de Villa de Arista, en la
zona de falla marginal poniente hay alineación de basaltos cuaternarios e ignimbrita
Panalillo (Figs. 35 y 42). En esta fosa, hacia el sur del poblado de Villa de Arista, hay un
alto de rocas mesozoicas conocido como La Melada (Fig. 42 y 71), donde se
encuentran ventanas de rocas de la Formación Indidura del Cretácico tardío y
Formación Cenicera del Eoceno, sobre las cuales se emplazaron hileras de domos NW-
SE de la latita Portezuelo. La continuación de la fosa de Villa de Arista hacia el sur, es
el Graben de Villa de Reyes, el cual presenta asociación con vulcanismo efusivo del
Oligoceno temprano (Labarthe-Hernández et al., 1882; Tristán-González, 1986). Las
rocas intra-fosa del Graben de Villa de Reyes, son lavas de composición riodacítica
(latita Portezuelo) y los dos miembros de la ignimbrita Panalillo. Tanto la latita
Portezuelo como la ignimbrita Panalillo se encuentran sepultadas a todo lo largo de la
fosa de Villa de Reyes, hasta su terminación en la Sierra de Guanajuato. De acuerdo a
la información del subsuelo, con cortes de pozos perforados para agua, se encontró que
en el centro de la fosa, la latita Portezuelo tiene mayor espesor, hasta 500 m y en sus
márgenes 100-200 m (Martínez-Ruiz y Cuellar-González, 1978; Aguirre-Hernández,
1992). En algunos sitios la latita Portezuelo llega a elevarse sobre el valle como
picachos en el centro de la fosa.
La ignimbrita Panalillo del Oligoceno tardío, es la otra roca volcánica que se
encuentra sepultada dentro del Graben de Villa de Reyes; su miembro superior se
encuentra como una loza que cubre de manera regular todo el interior de la fosa, a una
profundidad promedio de 200 m, con espesor promedio de 30 m. El miembro inferior
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
133
tiene la misma distribución y su espesor aumenta de norte a sur. En el norte tiene
espesor de 150 m, y en el sur un promedio de 500 m. Los pozos que cortaron este
miembro inferior sin soldar, no alcanzaron a cruzar todo su espesor. Los datos de
espesores se obtuvieron del análisis de las muestras de los pozos perforados en el
GVR (Aguirre-Hernández, 1992) y la descripción de la mayoría de las muestras se
realizó en el Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí por
Labarthe-Hernández y Tristán-González, como aporte a los trabajos de Martínez-Ruiz y
Cuellar-González (1978) y Aguirre-Hernández (1992).
Según el registro de la litología de la perforación de los pozos, las rocas de la latita
Portezuelo e ignimbrita Panalillo se encuentran sepultadas en todo el interior de la fosa
de Villa de Reyes. La latita Portezuelo tiene su espesor máximo ~ 500 m, y el miembro
Inferior de la ignimbrita Panalillo ~ 400 m. Los espesores fuera de la fosa son: para
miembro Superior de la ignimbrita Panalillo ~ 12 m y para miembro Inferior alcanza ~ 15
m. Esta diferencia en espesor entre las rocas volcánicas del interior y exterior de la
fosa, es un argumento que sugiere que este vulcanismo estuvo controlado por la
estructura de la fosa.
En el sur del Campo Volcánico de San Luis Potosí, se formaron fosas tectónicas
estrechas, ortogonales al Graben de Villa de Reyes de orientación NW-SE (Fig. 15),
que fueron rellenadas por el miembro Inferior de la ignimbrita Panalillo (Enramadas,
Paso Blanco y Los Arriates), cuya erupción fue a través de las fallas marginales, y por
un enjambre de diques paralelos que se desrrollaron en los hombros de las fosas
(Tristan-González et al., 2006). Este mecanismo de control de erupción a través de
diques para la ignimbrita Panalillo en el Campo Volcánico de San Luis Potosí (Sierra de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
134
San Miguelito), también fue propuesto por Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández (2003) y
Torres-Hernández et al. (2006).
La Cuenca de Ahualuco (Fig. 35), se localiza en la porción del norte del Campo
Volcánico de San Luis Potosí; se rellenó con rocas epiclásticas, volcaniclásticas y
domos volcánicos riodacíticos. Los domos pertenecen a la dacita Jacavaquero y Latita
Portezuelo con espesores ~800 m, espesor estimado con las secciones geológicas de
la Figura 43.
Para armar el modelo propuesto en el objetivo, se escogieron cuatro ejemplos
representativos para este estudio (sierras de Zacatecas, La Ballena-Peñón Blanco,
Charcas, Coronado, Las Minas y la Cuenca de Ahualulco, Fig. 1).
Figura 43. Secciones representativas de la Cuenca de Ahualulco, que muestran el arreglo estructural de las rocas volcánicas que ahí afloran y cuyo espesor promedio alcanza los 800m, las secciones están marcadas en el mapa de la Figura 35 (escala original 1:50,000).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
135
IV.1.1 Norte de la Sierra de Zacatecas
Para este estudio se seleccionó la parte norte de la Sierra de Zacatecas (Fig. 21),
en los alrededores de la ciudad de Zacatecas, donde afloran sedimentos triásicos de la
Formación Zacatecas, una secuencia vulcano-sedimentaria del Terreno Guerrero del
Jurásico tardío-Cretácico temprano, conglomerado rojo del Paleoceno-Eoceno y rocas
volcánicas félsicas del Eoceno medio-tardío.
La zona de estudio, corresponde a la porción oriental del Terreno Guerrero
(Campa y Coney, 1983). La tectónica de acortamiento ocurrida durante el Mesozoico en
esta porción del Terreno Guerrero, es más compleja que la ocurrida en el Terreno
Sierra Madre. La secuencia vulcano-sedimentaría sufrió despegue importante hacia el
oriente, lo cual ocurrió desde el Jurásico (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). A esta
deformación se sobrepuso la deformación Laramide. Por este motivo, los acortamientos
en el área son muy significativos, ensamblando paquetes de las rocas vulcano-
sedimentarias del Terreno Guerrero sobre rocas sedimentarías de la Cuenca Mesozoica
del Centro de México (Fig. 3). Alrededor de la ciudad de Zacatecas, en el flanco
occidental de la sierra, afloran las rocas triásicas de la Formación Zacatecas, las cuales
muestran cuando menos tres periodos de deformación compresiva, una de dirección
N315°-N320°, el otro en dirección al N50°-N60° (la cual está acorde al acortamiento
laramídico), y una tercera representada por un conjunto de ejes orientados N0° con
evidencias de ser el resultado de una compresión con dirección al poniente (Tristán-
González et al., 1994). Sobre el arroyo La Pimienta, al oriente del Cerro El Gato (Fig.
21), la Unidad Vulcano-Sedimentaría (UVS) del Jurásico tardío-Cretácico temprano, se
encuentra imbricada sobre la Formación Zacatecas (Tristán-González et al., 1994).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
136
Ponce-Sibaja y Clark, (1988) sugirieron que en los alrededores de la ciudad de
Zacatecas hay una caldera muy erosionada; las evidencias que respaldan esta
propuesta, son un sistema de fracturas radiales y concéntricas, un paquete grueso de
flujos de ceniza, varios cuellos volcánicos, algunos domos de lava con características
de colapso y un domo resurgente. Consideran que el piso de la caldera está formado
principalmente por rocas del Cretácico tardío. La opinión de los autores para soportar
esta disertación, no son convincentes, por la falta de evidencias de campo que soporten
la presencia de esta caldera, ya que las fracturas que tienen un patrón burdamente
radial, más bien pertenecen al resultado del juego de cizalla dextral a que fue sujeta la
zona y los domos radiales y resurgente que proponen, están emplazados siguiendo el
patrón de cizalla que se formó en la zona de la veta-falla La Cantera (Fig. 46).
La porción norte de la Sierra de Zacatecas está limitada en el oriente y poniente
por dos fallas normales NNE formando un “horst”; las fallas están sepultadas por la
cubierta de grava y coluvión de sus laderas. El valle situado al oriente de la sierra de
Zacatecas tiene una altitud de 2100 msnm donde sobresalen ventanas de rocas del
Terreno Guerrero, remanentes de rocas félsicas (domos e ignimbritas y basaltos). El
valle del poniente tiene altitud promedio de 2200 msnm, donde sobresalen ventanas de
sedimentos del Terreno Guerrero y remanentes de rocas félsicas, principalmente
ignimbritas. Las partes más elevadas en el núcleo de la sierra alcanzan los 2700 msnm
en el sur de la ciudad de Zacatecas (Cerro La Virgen).
La estratigrafía de la porción norte de la sierra de Zacatecas, sugiere que sufrió
basculamiento al oriente, debido a que las rocas más antiguas están aflorando el flanco
poniente, mientras que las más jóvenes están en el flaco oriental.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
137
Figura 44. En la porción norte de la Sierra de Zacatecas, sobre las rocas de la Unidad Vulcano Sedimentaria de edad jurásica-cretácica, se desarrolló un sistema de cuatro vetas principales que muestran movimiento dextral, documentado por el juego resultante de fracturas “R”. (Modificado de Ponce-Sibaja y Clark, 1998).
Al norte de la ciudad de Zacatecas, las rocas deformadas por compresión
pertenecientes a la Unidad Vulcano-Sedimentaría (UVS), están cruzadas por cuatro
vetas principales de cuarzo, de orientación N50º-60°W (Pánuco-Plomosa, Veta Grande,
Mala Noche y La Cantera, Fig. 44) que cortan toda la sierra de oriente a poniente. La
geometría de este arreglo de vetas refleja que la porción norte de la Sierra de
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
138
Zacatecas desarrolló zonas de cizalla frágil producto de un movimiento dextral sobre las
vetas-falla principales. Este sentido se determinó por el arreglo “en echelon” de
fracturas “R” que presenta el sistema de vetas principales.
Para este estudio, el análisis se concentró en el sistema de vetas La Cantera; la
veta-falla La Cantera es una falla normal oblicua izquierda con un promedio de “pitch”
de 58° SE, e inclinación entre los 55° y 80° SW. Las estrías se presentan impresas
sobre el material silicio de la veta, lo que sugiere que fueron impresas en un evento de
reactivación de la falla posterior a la formación de la veta.
En el bajo de la falla La Cantera está formado por los afloramientos de rocas de la
UVS e intrusionada por diques y “sills” de composición gabróica. El alto de la falla está
ocupado por el conglomerado Zacatecas y rocas volcánicas del Eoceno. El
desplazamiento neto de la falla puede alcanzar los 250 m, estimado por obras mineras
(Stone, 1956). El plano principal de falla La Cantera se encuentra cortado y desplazado
en algunos segmentos por fallas normales de alto ángulo NNW (Fig. 46); estas fallas
contienen vetas de cuarzo post-mineral a la primera etapa de mineralización de la falla
La Cantera, y no tienen continuidad en el conglomerado Zacatecas, lo cual podría
representar una etapa contemporánea al primer evento mineralizador.
El domo La Bufa es una estructura elíptica, con su eje mayor alineado paralelo al
rumbo de la traza de la falla La Cantera (Fig. 46). La falla lo corta en su margen norte,
donde formó una zona importante de argilización y silicificación (Fig. 45 A). El domo La
Bufa tiene zonas muy silicificadas, que se deben a la alteración fumarólica posterior al
emplazamiento del domo (Fig. 45 B).
Otra serie de domos y diques riolíticos, se emplazaron en la porción poniente de la
Sierra de Zacatecas (Fig. 46), alineados en patrones NNE (cerros de La Sierpe y San
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
139
Gil), NNW (zona de vetas La Valenciana, El Oro y El Orito). Estos domos de acuerdo al
esquema cinemático de la (Fig.46), están emplazados sobre las fracturas “R” del
sistema de cizalla de la falla La Cantera.
Figura 45. A) En la margen norte del domo La Bufa en el alto de la Falla La Cantera, se formó una zona de argilización y oxidación importante, B) En la porción central del domo La Bufa se observan los canales de escape de gases por la actividad fumarólica intensa que depositó óxidos de fierro y causó la silicificación de la roca. (Coordenadas UTM,NAD-27,
A) viendo al norte desde 750127-2520783, B) 750458-2520670).
El sistema de vetas asociadas a la veta-falla La Cantera muestra un patrón de
cizalla que fue resultado de un movimiento dextral, generando fracturas R y R´. Las R
corresponden a los sistemas de vetas El Grillo, El Bote y Loma de Las Bolsas, y las R´,
al sistema del Oro, El Orito y domos de la Calavera y La Valenciana (Fig. 46).
La porción norte de la Sierra de Zacatecas fue seccionada por las fallas La
Cantera, Mala Noche, Veta Grande y Pánuco-Plomosa formando cinco bloques,
desarrollando cada una de ellas, un patrón de cizalla muy semejante a la veta-falla La
Cantera (Fig. 46)
El conglomerado Rojo de Zacatecas al parecer fue el relleno parcial de una fosa
tectónica de rumbo N55ºW (Fig. 21). Su espesor mayor se encuentra en la porción SE,
mientras que en el NW el espesor es menor, ya que hay ventanas de la UVS que
asoman entre el conglomerado y despareciendo éste en la parte más al NW; esto
BA
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
140
Figura 46. Mapa estructural del la zona de la veta-falla La Cantera. El desarrollo de los patrones de fracturas, muestran un arreglo que resultó de un movimiento dextral generando fracturas R y R´. Los domos riolíticos del Eoceno medio en color rojo, están emplazados sobre el patrón de fracturas resultantes (Modificado de Pérez-Martínez.1961).
puede deberse al efecto del movimiento oblicuo de la falla La Cantera ( pitch 55ºSE). La
falla La Cantera es la falla marginal NE de la fosa, y la falla de la margen SW no se
aprecia, lo cual puede deberse a que la ignimbrita La Virgen arribó a la zona del bloque
norte de la Sierra de Zacatecas sepultándola. El basculamiento al NE del conglomerado
Zacatecas dentro de la fosa, sugiere que pudiera tratarse de una semifosa.
En la parte SE de la fosa, en los alrededores del Cerro La Mesa (Fig. 21), se
localiza un segmento de falla normal de rumbo N65ºW que afectó a un remanente de la
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
141
ignimbrita La Virgen y al conglomerado Rojo de Zacatecas. Hay otro juego de fallas
normales de rumbo promedio N35ºW, en la ignimbrita La Virgen del Cerro La Mesa que
marca una dirección de extensión NE-SW (Fig.21), que es paralelo al sistema de fallas
normales que afectan a las rocas volcánicas que afloran al sur de la Sierra de
Zacatecas, reportado por Loza-Aguirre (2005).
La edad del sistema de fallas y fracturas donde se encuentran encajonadas la
mayoría de las vetas en el bloque norte de la Sierra de Zacatecas, solo se pude decir
de manera general, de acuerdo con el análisis de la veta-falla La Cantera, que la
primera etapa de deformación post-Laramide fue por efectos de cizalla dextral, que
ocurrió antes del emplazamiento de los domos riolíticos. Un segundo episodio sugerido
por el análisis de estrías marcadas sobre el material silicificado de la veta La Cantera,
da idea de una reactivación de la falla, a una falla normal oblicua izquierda después de
la salida de la lava que formó el domo La Bufa (afectado por la falla) en el Eoceno
medio, para formar la fosa de Zacatecas, y el último evento es una fase de extensión
post-Eoceno tardío, que afectó a la ignimbrita La Virgen NE-SW.
IV.1.2 Bloque Sierra de La Ballena-Peñón Blanco
La Sierra de La Ballena-Peñón Blanco, forma parte del bloque Salinas-Charcas
(Fig.42). Esta sierra ha sido estudiada por autores diversos, principalmente con el fin de
resolver los problemas estratigráficos. La Sierra La Ballena-Peñón Blanco es uno de los
cuatro sitios de la Mesa Central donde afloran las rocas del Triásico tardío. Esta sierra
está seccionada en cinco bloques limitados por fallas de orientación NW 60°-70°SE
(Figs. 22 y 48). La sierra La Ballena-Peñón Blanco tiene una longitud de unos 30 km de
largo por unos 5 km de ancho en su porción más ancha. En el bloque central del flanco
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
142
poniente de la sierra, afloran rocas del Triásico tardío-Jurásico temprano (formaciones
Zacatecas y Nazas), mientras que en el flanco oriental hay solo rocas del Cretácico
inferior (Formación Taraises), lo que sugiere un basculamiento de la sierra al SE (Fig.
22).
Figura 47. Panorámicas del Cerro el Peñón Blanco; A) vista del flanco poniente, viendo al oriente, B) vista del flanco norte viendo al sur.
El bloque 4 forma un “horst” (Figs. 22 y 48), donde afloran rocas triásicas y
jurásicas, que están en contacto por falla con rocas del Cretácico temprano-tardío del
bloque 5; en este bloque meridional, hay remanentes de sedimentos clásticos
continentales del Eoceno e ignimbrita Panalillo cubriendo a las rocas cretácicas.
Alineado sobre la traza de la falla NW–SE que separa los bloques 3 y 4, se
encuentra el tronco de granito de Peñón Blanco (Figs. 22 y 48), de forma alongada con
dimensión de 3.5 x 2.0 km; el ápice sur-oriental del plutón con forma de pico, contrasta
con la forma redondeada del borde nor-poniente, dando la apariencia de una gota de
agua invertida (Figs. 47 y 22).
El granito de Peñón Blanco en su margen sur-poniente está en contacto con rocas
jurásicas (formaciones Nazas y Zuloaga), y en la norte, con afloramientos de las
formaciones Indidura y Cuesta del Cura; esto por efecto de la falla normal formada
antes del emplazamiento del intrusivo (Fig. 22).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
143
Figura 48. Mapa geológico-estructural generalizado de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco, donde se muestran los cinco bloques principales en que fue seccionada la sierra antes del Eoceno medio (modificado de Labarthe-Hernández et al., 1982).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
144
El intrusivo no formó zonas de cizalla ni aureola de metamorfismo importante en
su zona de contacto, solo presenta en sitios aislados cuerpos silicificados por
reemplazamiento de la roca encajonante, depósitos de fluorita en vetas delgadas y
recristalización ligera de la caliza. En las obras mineras de la Mina La Víbora labradas
en el contacto norte del intrusivo con los sedimentos marinos de la Formación Indidura,
se aprecian planos de falla con rumbo N80°W paralelos al contacto, con marcas de
estrías horizontales que muestran movimiento derecho.
Los pliegues laramídicos de la Formación Indidura en la periferia norte del intrusivo
donde se encuentra la mina La Víbora (coordenadas UTM 224567-2493788), fueron
rotados por el empuje del intrusivo al inyectarse, rotando los ejes de los pliegues desde
una posición casi horizontal, hasta colocarlos en posición vertical (Fig.49).
Se realizó un análisis de ejes pliegues menores en los sedimentos marinos del
bloque 1 de la sierra La Ballena-Peñón Blanco (Fig. 49 D), que se encuentran alejados
de la influencia del intrusivo. El resultado muestra un rumbo promedio de los ejes de
N10ºE (Fig. 49 D). El análisis anterior de ejes de pliegues, al compararse con los ejes
de los pliegues que se encuentran cercanos a la periferia norte del intrusivo y que
fueron afectados por la intrusión, sugiere que los sedimentos marinos periféricos al
intrusivo fueron girados hasta colocarlos verticalmente y girándolos ligeramente en
sentido horizontal derecho (Fig. 49 B y C).
En la Sierra La Ballena-Peñón Blanco hay cuerpos menores de granito (diques y
apófisis) que se encuentran emplazados en segmentos de las fallas principales NW-SE
y en la falla La Ballena (Fig. 22). En segmentos de la traza de la falla Comanja (Figs.22,
48 y 50) se puede apreciar diques y apófisis de granito alojados a lo largo de de ella,
además de estrías horizontales en el plano de la falla que muestran movimiento lateral
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
145
derecho marcadas en los sedimentos de la Formación Nazas (Fig. 50 B). Esta falla
pone en contacto rocas del Triásico tardío y Jurásico temprano con los sedimentos
marinos del Cretácico temprano. De acuerdo con la edad determinada para el intrusivo
Peñón Blanco (51.5±1.4 Ma) y diques asociados emplazados en las fallas NW-SE de la
Sierra La Ballena-Peñón Blanco, se interpreta la edad de esas fallas como pre-Eoceno
medio.
Figura 49. A) Panorámica del flanco norte del Intrusivo Peñón Blanco, B) detalle de la posición vertical de los ejes de pliegues de la Formación Indidura muy cerca del contacto con el intrusivo. (C) representa la actitud de los ejes de rocas cretácicas cerca del contacto con el granito, (D) dirección de ejes de pliegues menores en las formaciones cretácicas del bloque 1, en la Sierra La Ballena-Peñón Blanco fuera de la influencia del intrusivo. K rocas marinas del Cretácico tardío; X, Localización de la Mina La Víbora, en el contacto intrusivo-rocas cretácicas, donde se tomo la fotografía B. (para el análisis de los polos se utilizó el hemisferio inferior de la red de Schmidt).
La ladera del flanco occidental de la Sierra La Ballena-Peñón Blanco está cubierta
por una carpeta gruesa de gravas, pero de acuerdo a su estratigrafía se puede inferir la
presencia de una falla sepultada, que en este trabajo se le denomina Falla La Ballena
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
146
NNE, la cual limita el flanco occidental de la sierra. A la altura del poblado la Ballena
(Fig.22), su traza se puede inferir donde los afloramientos de la Formación Zacatecas
desaparecen y donde se inicia la parte plana que forma el valle de Salinas relleno por
depósitos de sedimentos lacustres y clásticos (grava, arena y arcilla). Otro argumento
para interpretar la traza de esta falla, es la presencia de cuerpos intrusivos graníticos
alineados paralelos a lo largo de la margen oriental de la sierra (cerros Peñoncito,
Picacho y Cerro Prieto, Fig. 22).
Figura 50. A) Uno de los dique de granito emplazado sobre la Falla Comanja que separa los bloques 3 y 4 B) Detalle de las estrías que muestran un movimiento lateral derecho sobre el plano de la misma falla, fotografía viendo al norte. Jn─ Formación Nazas; Kit─
Formación Taraises; Tgr─ dique de granito. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 222407-
2486356, B) 227766-2488233).
En el bloque 5 de la porción meridional de la sierra (Fig. 36), hay remanentes de la
ignimbrita Panalillo que coronan discordantemente a la secuencia de sedimentos
clásticos del Eoceno medio?, los cuales se presentan como vestigios de erosión
formando mesetas horizontales, lo que indica que en esta porción de la Mesa Central el
basculamiento de bloques de ignimbrita es muy incipiente, a comparación de los
remanentes de la ignimbrita Panalillo localizados en el limite oriental de la zona, donde
alcanzan hasta 35º al NE.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
147
La Sierra La Ballena-Peñón Blanco, forma parte del bloque que en este trabajo se
denomina Salinas-Charcas (Fig.42)
IV.1.3 Bloque de la Sierra de Charcas
La Sierra de Charcas se localiza en la porción norte del área de estudio. Esta
estructura fue mencionada por Martínez-Pérez (1972) como el Anticlinal La Trinidad,
posteriormente Tristán-González y Torres-Hernández (1992) le llamaron Anticlinal San
Rafael-La Trinidad, y propusieron que es una estructura desarrollada durante la
orogenia Laramide.
La Sierra de Charcas es una estructura de forma elíptica, cuyo eje mayor tiene 30
km y el menor 15 km; su eje principal está orientado N15ºE (Fig. 23). Su altitud en sus
partes más altas es de 2800 msnm, elevándose entre dos valles, el del oriente con
altitud promedios de 1950 msnm y el del occidente con 2150 msnm. El valle oriental se
encuentra relleno de depósitos de grava, arena, arcilla y ventanas de rocas volcánicas
del Eoceno tardío. El valle del poniente lo forma una cubierta delgada de grava y limo,
sobre los cuales emergen ventanas de rocas sedimentarias del Cretácico tardío.
Dentro del contexto de la Mesa Central, este bloque es especial porque exhibe
toda la secuencia de rocas del Mesozoico conocido en esta provincia, que abarca
desde la cima de la Formación Zacatecas del Triásico tardío, hasta formaciones del
Cretácico tardío, además de rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno. Las rocas
mesozoicas sufrieron plegamiento intenso durante el evento laramídico, transportando
la secuencia hacia el oriente, recostando la totalidad de los pliegues hacia el NE y
produciendo despegues intraformacionales de la secuencia por fallamiento inverso.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
148
El núcleo de la estructura expone las rocas triásicas en una depresión amplia de
forma elíptica de 15 x 8 km, con orientación de su eje mayor NNE (Fig. 23). La
secuencia de la Formación Zacatecas, está compuesta de arenisca y lutita, se
encuentra plegada en forma de pliegues simétricos, asimétricos y recostados, con fallas
inversas que originaron múltiples imbricaciones, pero no presenta la intensidad de
plegamiento de la cubierta jurásica-cretácica. El análisis de los planos de estratificación
de una sección de la porción central de los afloramientos de la Formación Zacatecas,
en la zona de San Rafael reflejan una estructura anticlinal; sin embargo, este núcleo de
rocas triásicas, más bien parece tratarse de una serie de pliegues con múltiples fallas
inversas. La margen oriental y sur-poniente del núcleo de rocas triásicas está limitada
por fallas normales que ponen en contacto a las rocas del Triásico tardío con la cubierta
jurásica-Cretácica (Fig. 23). El flanco oriental de la Sierra de Charcas es una estructura
compleja desarrollada durante la orogenia Laramide, donde se encuentran remanentes
de un pliegue anticlinal amplio, gran parte de él ya erosionado, en cuyo núcleo se
encuentran las formaciones Nazas y La Joya (Figs. 23 y 51). La porción oriental de la
sierra, está compuesta por un sinclinal, con su plano axial recostado de inclinación muy
suave al NE (Fig. 51y 53).
Las rocas que quedaron en el núcleo del sinclinal, sufrieron un plegamiento laramídico
intenso, desarrollando un sinnúmero de pliegues menores, mucho de ellos rotos e
imbricados, sobre todo en las formaciones más dúctiles como son La Caja y Taraises
(Figs. 51 y 52).
Los planos de fallas que limitan la Sierra de Charcas, se encuentran sepultadas
por cubiertas de gravas derivadas de la erosión de las partes altas de la sierra; sin
embargo, éstas se pueden inferir siguiendo algunos criterios: el flanco oriental termina
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
149
abruptamente, poniendo en contacto remanentes de la Formación La Peña con las
gravas que forman la ladera oriental de la sierra. Paralelo a esta zona se localizan
diques del intrusivo Temeroso, andesita y dacita Charcas (Figs.23 y 54).
Figura 51. Sección geológica atravesando la porción media de la Sierra de Charcas, la escala original es 1:50,000. En el flanco occidental de la sierra, se aprecia el desarrollo de un pliegue anticlinal con la formación Nazas en el núcleo y un pliegue sinclinal con la Formación La Peña en el núcleo.
El alineamiento de esas rocas ígneas de edad Eoceno a lo largo de la traza
inferida de la falla, sugiere que utilizaron para su ascenso la falla marginal oriente de la
Sierra de Charcas.
La falla de la porción occidental, también esta sepultada debajo de las gravas y se
puede inferir siguiendo el contorno de la sierra. El criterio principal para situar la falla en
este sitio, son los afloramientos en ventanas de rocas del Cretácico tardío (formaciones
Indidura y Caracol) que afloran en el valle que se extiende al occidente de la sierra de
Charcas, las cuales no corresponden topográficamente con en nivel estratigráfico, de
las rocas del Jurásico tardío y Cretácico temprano, que afloran en el flanco poniente de
la Sierra de Charcas (Fig. 23).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
150
Figura 52. Dos aspectos del plegamiento intenso en el núcleo del pliegue sinclinal del flanco oriental de la Sierra de Charcas, A) en la Formación Taraises, B) en la Formación Cupido. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 278706-2555958, (B) 278916-2556058).
La parte norte de la Sierra de Charcas está seccionada en dos bloques, el mayor,
que forma la Sierra de Charcas en su porción sur y el del norte formado por la Sierra El
Borrego. Morfológicamente se encuentran dislocados separados por lineamientos de
orientación NW-SE (Fig. 54), que se interpretan como fallas con movimiento lateral
derecho. El criterio para proponer que estos lineamientos son fallas con movimiento
lateral, es la falta de continuidad de las formaciones de un bloque con respecto al otro.
De acuerdo con el análisis estructural de estratificación y ejes de pliegues menores del
bloque mayor (1), con respecto a los bloques del norte (2), se aprecia que los ejes del
bloque 2 tienen un rumbo promedio de N25°E y los del bloque 1 de N25°W, lo que
muestra que los ejes del bloque 2 se rotaron 50° en sentido derecho (Fig. 54).
El intrusivo El Temeroso (Figs. 23 y 54), de composición granodiorítica de edad 43±3
Ma (Butler, 1972), se encuentra en la intersección de una sistema de fallas de
orientación N65ºW y N80ºW, datos de interior de mina (Míreles-Meza, 1978).
El sistema de fallas N65ºW fue conducto para el emplazamiento del intrusivo, ya
que los diques en las obras mineras de la Mina de Charcas se encuentran emplazados
dentro de esos planos de falla (Míreles-Meza, 1978); por lo tanto, el sistema de fallas
N65ºW, se puede considerar pre-Eoceno medio.
A B
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
151
Figura 53. Detalle del pliegue anticlinal recostado, en el flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede ver la Formación La Joya en su núcleo. (Fotografía viendo al sur, coordenadas UTM del punto donde se tomó, NAD-27, 278308-2555656).
Los lineamientos que se observan en el mapa de la Figura 54, que se prolongan
hacia el SE del bloque norte de la Sierra de Charcas, se pueden interpretar como fallas
(fallas Charcas y Cementerio, Fig. 54). La dificultad, de poder afirmar está hipótesis, es
la cubierta de gravas que impide verlas, pero la presencia de afloramientos de rocas del
intrusivo el Temeroso y dacita Charcas que están alineadas burdamente a rumbo de
sus trazas, sugiere la posibilidad que estas rocas utilizaron esas fallas para su salida
(Fig. 54).
En el oriente de la Sierra de Charcas, por debajo de la cubierta de grava sin
deformar, se encuentran ventanas de intrusivo El Temeroso, dacita Charcas, ignimbrita
y co-ignimbrita y depósitos clásticos formados de conglomerado y sedimento lacustre.
Los depósitos clásticos que están debajo de las gravas sin deformar y encima de de
ventanas de rocas intrusivas y volcánicas, presentan basculamiento hasta 50° al SW y
NE (Figs. 55).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
152
Figura 54. Mapa geológico-estructural generalizado del flanco oriental de la Sierra de Charcas. Se puede apreciar que las rocas intrusivas y volcánicas del Eoceno medio que se encuentran al oriente de la Sierra de Charcas, se encuentran con burda alineación paralela a las fallas Cementerio y Charcas, lo que sugiere que su emplazamiento pudieran estar asociado a ellas. Los diagramas de rosas de la parte inferior corresponden a direcciones de ejes de pliegues menores, medidos a nivel afloramiento A) representa al bloque sur (1), con N=60 y B) al bloque norte (2), con N=25.
Estos basculamientos retratan la actuación de un sistema de fallas normales de
orientación NW-SE, posterior al levantamiento del bloque de la Sierra de Charcas, y a la
salida de la dacita Charcas (42 Ma). Los planos de fallas no se pueden ver por la
cubierta de gravas sin bascular que cubren gran parte de la ladera.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
153
Figura 55. En los lechos de los arroyos que disectan la ladera oriental de la Sierra de Charcas, afloran secuencias de conglomerado consolidado (A), que se intercalan con depósito lacustre de limo y arena (B). Ambos paquetes están basculados al SW y NE. (Coordenadas UTM, NAD-27, (A) 283747-2561951, (B) 282960- 2562105).
IV.1.4 Bloque de la Sierra de Coronado
La Sierra de Coronado se localiza en la estribación poniente de la Sierra Madre
Occidental formando el límite con la Mesa Central (Fig. 42). La secuencia marina que la
compone corresponde al Terreno Sierra Madre (Campa y Coney, 1983). También forma
parte de la margen oriental de la Cuenca Mesozoica del Centro de México (Carrillo-
Bravo, 1982). La Sierra de Coronado es el límite entre dos unidades paleogeográficas
del Mesozoico, la Cuenca Mesozoica del Centro de México y la Plataforma calcárea
Valles-San Luis Potosí (Carrillo-Bravo, 1971, 1982; Tristán-González y Torres-
Hernández, 1999). La formación más antigua que aflora en la Sierra de Coronado
corresponde a la Formación Nazas del Jurásico temprano, y la más joven, a la
Formación Indidura del Cretácico tardío.
La Sierra de Coronado es una estructura con orientación NNE, formada de rocas
sedimentarías mesozoicas deformadas durante la orogenia Laramide, formando
estructuras plegadas complejas con pliegues recostados al ESE (Figs. 56 y 57).
La Sierra de Coronado está seccionada en cinco bloques (Figs. 24 y 58),
separados por fallas normales de orientación NW-SE, que tienen mayor desplazamiento
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
154
en su extremo NW, mientras que en su extremo SE es mínimo. La secuencia plegada
se encuentra imbricada formando varios niveles de despegue intraformacionales, donde
el más sobresaliente se puede situar debajo de los lechos rojos de la Formación Nazas
(Fig. 57). Otros niveles secundarios de despegue son evidentes sobre las formaciones
con abundancia de sedimentos terrígenos finos (limolita y marga) como son las
formaciones La Joya, La Caja y Taraises, las cuales al servir de planos de despegue se
“estrangularon” disminuyendo notablemente su espesor, e inclusive en algunos sitios
llegan a desaparecer (Fig. 24 y 57).
Figura 56. Vista panorámica del arreglo estructural que se observa en el flanco oriental de la Sierra de Coronado, vista desde el extremo NW de la falla que separa los bloques 3 y 4. Se aprecian los despegues de la Formación Zuloaga y los horizontes estratigráficos que propiciaron despegues intraformacionales durante la deformación Larámide. La deformación que se muestra en la fotografía involucra a las formaciones La Joya (Jj), Zuloaga (Jz), La Caja (Jc), Taraises (Kit) y Cupido (Kic). Las formaciones La Caja y Taraises fueron las mas favorables como plano de despegue de las unidades superiores, lo que provocó su “estrangulamiento”.
La secuencia sedimentaria jurásica-cretácica de la Sierra de Coronado fue
transportada durante la orogenia Laramide hacia el oriente, sobreponiendo rocas de la
secuencia de Cuenca Mesozoica del Centro de México sobre rocas de facies de talud
de la plataforma calcárea Valles San Luis Potosí (Fig. 57).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
155
Figura 57. Sección esquemática de la estructura de La Sierra de Coronado, donde se representan los diferentes planos de despegue en la cubierta jurásica-cretácica, la actitud de los pliegues con vergencia al oriente y el despegue de la secuencia de cuenca sobre las facies de talud de la plataforma. Valles-San Luis Potosí. La sección A-A´ y las claves de las secuencias en la leyenda, están reprensadas en la Figura 24.
La Sierra de Coronado fue seccionada por cinco fallas normales post-laramídicas,
las que están dispuestas en un arreglo NW-SE (Fig. 58). La falla que divide a los
bloques 1 y 2, tiene sobre su traza alojados diques piroclásticos y de basalto (Fig.58).
Por la disposición que presenta el bloque norte (1) con respecto al del sur (2), se
observa una dislocación de ambos bloques que sugiere una falla con desplazamiento
derecho. La Sierra de Coronado está seccionada en cinco bloques que fueron
basculados al NE por la Falla Coronado exhibiendo las rocas más antiguas; este
basculamiento actuó de manera diferencial en cada bloque, reactivando las estructuras
“en echelón” NW-SE formadas por el levantamiento del bloque, ocasionando que las
fallas tengan un salto mayor en su extremo NW y casi nulo en su extremo SE.
La diferencia de desplazamiento en los extremos de las fallas fue interpretada
como producto de fallas de tijera (Tristán-González y Torres-Hernández, 1999). El
basculamiento diferencial afectó con mayor intensidad a los bloques centrales 3 y 4,
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
156
ocasionando la exhumación de la Formación Nazas del Jurásico temprano en el flanco
poniente de la Sierra de Coronado (Figs, 24 y 58).
La edad del basculamiento principal de esta sierra, de acuerdo al análisis de las
secuencias terciarias de la zona del norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí,
actuó principalmente durante el periodo de máxima extensión ocurrido en el Oligoceno.
IV.1.5. Bloque Sierra Las Minas
En la porción norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí, se localiza la Sierra
Las Minas, ubicada dentro del bloque Pinos-Moctezuma (Fig. 42). Tiene una forma
romboidal y abarca unos 50 km2. En trabajos anteriores se había considerado a esta
sierra como un anticlinal con buzamiento al SE desarrollado durante la deformación
Laramide a fines del Cretácico (Aguillón-Robles y Tristán-González, 1981).
Este bloque sobresale sobre una llanura aluvial donde afloran ventanas de rocas
marinas de la Formación Caracol (Campaniano-Maastrichtiano) y vestigios erosiónales
de rocas volcánicas del Oligoceno (Figs. 19, 32 y 35). Las rocas más antiguas que
afloran en el núcleo de la sierra Las Minas son sedimentos marinos del Aptiano-Albiano.
La estructura en la Sierra Las Minas muestra un estilo de deformación
característico de la orogenia Laramide, con vergencia de los pliegues al ENE, que se
obtuvo con el análisis de una población de mediciones de ejes de pliegues menores y
planos de estratificación So; la orientación de los ejes de los pliegues es NNW y por lo
general buzan a ambos lados NNW-SSE. Toda la secuencia de sedimentos marinos del
núcleo de la Sierra Las Minas está muy deformada, imbricandose por despegues
intraformacionales que repiten varias veces la secuencia, sobre todo en la formación
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
157
Figura 58. Mapa estructural de la Sierra de Coronado (modificado de Tristán-González y Torres-Hernández, 1999).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
158
con abundancia mayor de terrígenos (formación Indidura), como lo muestra la sección
levantada en el flanco sur de esta sierra (Fig. 60). Todas las rocas muestran un grado
alto de plegamiento con la mayoría de sus pliegues rotos e imbricados (Fig. 61 A y B).
El núcleo de la Sierra Las Minas está limitado por dos fallas conjugadas con rumbo
N40°W. En la falla del flanco NE la traza se flexiona suavemente al sur. En el interior
del núcleo hay una falla de rumbo promedio N60°W, con componente lateral derecho
menor, que cruza la sierra dividiéndola en dos secciones (Fig.59). Gran parte de las
laderas de la Sierra Las Minas están cubiertas por grava, lo que impide ver los planos
de falla que limitan el núcleo de la sierra, sobre todo la falla SW.
En el flanco sur-oriental de la Sierra Las Minas, se encuentran diques de andesita,
cortando a la Formaciones Caracol y Cenicera, con rumbo promedio N 30° W. El dique
de San Antonio del Rúl (Figs. 59 y 62 A), coordenadas UTM 279812-2504246), se
encuentra emplazado entre una secuencia de sedimentos de la Formación Cenicera
basculada 30º al NE. En esta misma localidad del poblado de San Antonio del Rúl, se
aprecia la discordancia angular entre los sedimentos de la Formación Caracol
previamente deformados por la orogenia Laramide, y los sedimentos lacustres de la
Formación Cenicera basculados por tectónica extensional (Fig 62 B, coordenadas UTM,
NAD-27, 279406-2504205).
IV.1.6. Cuenca de Ahualulco.
La Cuenca de Ahualulco se encuentra en la parte norte del Campo Volcánico de
San Luis Potosí; forma parte de la zona de bloques basculados al NE de la Cuenca de
Arista-San Luis Potosí (Fig. 42). Los estudios realizados en está área mencionan que se
trata de una fosa tectónica formada en el Oligoceno por fallamiento normal (Labarthe-
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
159
Hernández y Tristán-González, 1981; Labarthe- Hernández et al., 1982, 1995; Martínez-
Ruiz, 1994; Labarthe-Hernández et al., 1995).
Figura 59. Mapa geológico estructural de la Sierra Las Minas. La altitud máxima del núcleo de la sierra es de 2250 msnm en su porción central. En su núcleo afloran las formaciones La Peña, Cuesta del Cura e Indidura en su flanco SE. Los lomeríos de sus márgenes tienen 1900 msnm, donde aflora la Formación Caracol del Cretácico tardío.
La Cuenca de Ahualulco tiene forma ligeramente romboidal con dimensiones de
unos 45 km de largo en su eje norte-sur y por 15 km de ancho en su eje oriente-
poniente. En el fondo de la cuenca se detectó por perforación de pozos para agua
sedimentos de la Formación Caracol, andesita y depósitos clásticos continentales del
Oligoceno tardío (Martínez-Ruiz, 1994). La porción norte de la cuenca está ocupada por
los domos de la dacita Jacavaquero y latita Portezuelo con un espesor intra-cuenca de
unos 800 m estimado por perfiles geológicos (Fig. 43). El relleno en la porción sur de la
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
160
cuenca es ~340 m, determinado por la perforación de un pozo para agua, que cortó
depósitos clásticos, flujo de ceniza y finalizó cortando una andesita (Martínez-Ruiz,
1994).
Figura 60. Sección levantada en el flanco sur de la Sierra Las Minas, que muestra las múltiples imbricaciones de las formaciones Cuesta del Cura e Indidura. La línea de sección A-A´ está marcada en la Figura 59 entre las coordenadas UTM, NAD-27, A 276562-2503981, A´ 277308-2503409. Escala original de la sección 1:50,000.
La Cuenca de Ahualulco forma parte del sistema de fosas con orientación NNW y
NNE que se formaron en la porción oriental de la Mesa Central, en el límite entre la
Cuenca Mesozoica del Centro de México y la Plataforma Valles San Luis Potosí (Fig.
42). La Cuenca de Ahualulco se desarrolló en la margen poniente de la Fosa de Villa de
Arista, y guarda una relación estrecha con ella.
Figura 61. En la Sierra Las Minas la secuencia sedimentaria está muy deformada por la orogenia Laramide. A) los pliegues en la Formación Indidura están rotos e imbricados. Fotografías tomadas en afloramientos del flanco sur de la Sierra Las Minas, B) La caliza arcillosa y limolita de la Formación Indidura, fueron las más afectadas por la deformación debido a su contenido alto de arcilla. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276984-2503494, B)
277308-2503366).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
161
Figura 62. A) Fotografía de un dique de rumbo N 30º W de la andesita Casita Blanca, en el arroyo que pasa por el poblado de San Antonio del Rul, B) Sedimentos lacustres de la
Formación Cenicera basculados 53º NE. (Coordenadas UTM, NAD 27, A) 279812-2504246, B)
279406-2504205).
La fosa de Villa Arista forma parte de una franja de orientación NNE en el limite
oriental de la Mesa Central que se extiende desde la porción interna de la Curvatura de
Monterrey hasta el Graben de Villa de Reyes en el norte de la ciudad de San Luis
Potosí (Fig. 1). Esta franja se caracteriza por la presencia de bloques basculados con
inclinación ~40º NE. Esta franja tiene unos 50 km de ancho formando un conjunto de
medios-graben que son más evidentes en su porción sur.
Dentro de la Cuenca de Ahualulco, se emplazaron en su parte NW domos de la
dacita Jacavaquero de 31.6 Ma y cadenas de domos con orientación NNW de la latita
Portezuelo de 31 Ma. Los domos rellenaron toda la porción norte y sur de la cuenca. En
su parte central, al oriente de la población de Ahualulco, quedó una depresión donde no
hubo emplazamiento de domos, que se rellenó con productos clásticos y vulcano-
clásticos (Fig.35). El alineamiento NW-SE de las cadenas de domos, sugiere que las
lavas siguieron como conductos las fallas previas al vulcanismo voluminoso del
Oligoceno temprano (32-29 Ma). Las zonas de fuente por donde ascendieron las lavas
son franjas paralelas orientadas NNW y se ubicaron con información de campo, usando
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
162
planos de fluidez de las lavas y otras características físicas mencionadas en el capitulo
de geología.
Los domos de dacitas y riodacitas están afectados por fallas normales en un
arreglo trenzado (Figs. 66 y 65). En la parte central y norte de la cuenca, el rumbo del
sistema de fallas es NW-SE con inclinación promedio de 80º, predominando las de
planos inclinados al SW (Fig. 66, estereogramas 1 y 2). Algunos de los planos de falla
tienen estrías oblicuas y horizontales, sobre las cuales están sobrepuestas las estrías
normales. Las estrías laterales son el resultado de una primera etapa de fallamiento que
afectó a las rocas de la Cuenca de Ahualulco, después de la salida de la Latita
Portezuelo. (Fig. 63),
El sentido del corrimiento de las fallas principales fue izquierdo, determinado por la
actitud de las estrías y por los juegos de fracturas “Riedel” generados en la zona de
cizalla (Fig.66).
El análisis de las fallas normales NW-SE en la porción norte de la cuenca, muestran
juegos conjugados (Fig. 66 estereogramas 1 y 2) que corresponden a la serie de fallas
que formaron fosas estrechas (fosas de San Nicolás, Zapote y Matancillas); sin
embargo, la mayoría de los planos de falla están inclinados al SW, retratando un arreglo
en dominó que basculó la secuencia de rocas de la Cuenca de Ahualulco al NE.
Se realizaron mediciones de basculamiento por zonas; para la localidad de
Cúcamo-La Barranca, el basculamiento promedio en los depósitos clásticos del Eoceno
medio (Formación Cenicera) fue de 40°NE (Fig. 67 A), y para la ignimbrita Membrillo un
promedio 26° NE (Fig. 67 B). Esto sugiere que al momento del depósito de la ignimbrita
Membrillo la secuencia estaba ya basculada al menos 14°NE (la diferencia entre 40° y
26°).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
163
Figura 63. A) estrías horizontales marcadas sobre la roca de la latita Portezuelo en la falla San Nicolás. B) estrías normales en una falla en la dacita Jacavaquero. (Coordenadas UTM-NAD-27, A 282207-2491794, B 277059-2494495).
La fosa de San Nicolás formada sobre la latita Portezuelo, se rellenó por los
depósitos vulcanoclásticos y epiclásticos San Nicolás, ignimbrita Panalillo y gravas
miocénicas? (Fig. 65).
Se midieron basculamientos en los depósitos pre-25 Ma (edad de la ignimbrita
Panalillo) del interior de la fosa San Nicolás, en la localidad del Rancho San Nicolás
(Fig. 65), con promedio de basculamiento de 51°NE (Fig. 67 C), y para la ignimbrita
Panalillo que los cubre de 24° NE (Fig. 67 D).La diferencia en la intensidad del
basculamiento entre los clásticos y la ignimbrita Panalillo, sugiere que los depósitos que
rellenaron la Fosa de San Nicolás, tuvieron cuando menos dos episodios de
basculamiento.
La porción sur de la cuenca se caracteriza por la presencia de mesetas alargadas
de la ignimbrita Panalillo superior (25 Ma) y por los depósitos San Nicolás. La ignimbrita
Panalillo superior forma franjas de mesetas alargadas basculadas al NE. Las mesetas
de la parte sur-poniente de la Cuenca de Ahualulco tienen basculamientos entre ~20-
40º y las de la porción nor-oriente entre ~10-20º (Fig. 67 E y F).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
164
Figura 64. A) Basculamiento ~35°NE de un afloramiento de los sedimentos clásticos de la Formación Cenicera del Eoceno, B) Basculamiento 20° NE de la ignimbrita Panalillo (Trp) que sobreyace a sedimentos lacustres. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 276652-2492211, B)
292454-2485094).
Se midieron algunas de las fallas que bascularon las mesetas de la ignimbrita,
pero la mayoría se infirieron por el basculamiento. Este patrón de mesetas basculadas
al NE tiene magnitud de inclinación diferente a lo ancho de la franja de basculamiento
máximo (Fig. 72).
El ancho de la franja de basculamiento máximo donde se encuentra la Cuenca de
Ahualulco, se extiende desde el hombro oriental de la Fosa de Villa Arista en el oriente,
hasta el Centro Volcánico de Ahualulco en el occidente (Fig. 72).
Fuera de la influencia de la franja de basculamiento máximo, al poniente de la
Cuenca de Ahualulco, las mesetas de la ignimbrita Panalillo tienen poco o nulo
basculamiento que no excede los 5º.
En la porción norte de la cuenca de Ahualulco, al SE de la población de
Moctezuma (Fig. 35), se encuentran remanentes de mesetas alargadas de la ignimbrita
Panalillo, que descansan sobre los depósitos epiclásticos San Nicolás, con un promedio
de basculamiento de 20º al NE.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
165
Figura 65. Mapa geológico-estructural de la porción central de la Cuenca de Ahualulco, donde se formaron fosas tectónicas estrechas afectando la latita Portezuelo. Se aprecia parte del arreglo anastomosado que presenta el sistema de fallas.
En la margen oriental de la fosa de Ahualulco, en el hombro poniente de la Fosa
de Villa de Arista, al sur de la población de Bocas (Fig.35), se encuentran depósitos
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
166
Figura 66. Mapa estructural de la Cuenca de Ahualulco mostrando el arreglo anastomosado de fallas. El diagrama 1 y 2 representan la actitud de las fallas normales de alto ángulo NW-SE, de la porción centro y NW de la cuenca. B) Zona de basculamiento de la ignimbrita Membrillo, C) Zona de basculamiento de los depósitos San Nicolás, D) Zona de basculamiento de la ignimbrita Panalillo Superior en el SW de la cuenca, E) Zona de basculamiento de las gravas del Mioceno?. Los círculos en la figura, representan las zonas donde se midieron los basculamientos y las letras C, D y E corresponden a las letras que indican los dominios estructurales en la Figura 67.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
167
delgados de ceniza sin soldar sobre la ignimbrita Panalillo que fueron alimentados por
múltiples diques piroclásticos (Fig.68), y una cubierta de gravas que pudieran ser de
edad miocénica? sugerida por su posición estratigráfica arriba de la ignimbrita; su
promedio de basculamiento es 34°NE (Fig. 67 F). Esta última etapa de basculamiento
sugiere que en el Mioceno? hubo otra etapa importante que basculó los bloques por
reactivación de las fallas lístricas.
De acuerdo con el análisis de los bloques basculados en la franja de
basculamiento máximo, cuyo límite es la margen poniente de la Sierra del Coro por
donde pasa la traza de la Falla Matehuala-San Luis (Fig. 42, 71 y 72), se sugiere que
esta sea la falla maestra que está controlando el fallamiento lístrico.
La zona que forma el límite de la Cuenca Mesozoica del Centro de México y el
talud de la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí coincide con la zona de falla
Matehuala-San Luis, donde se encuentra la franja de basculamiento máximo.
La actividad de las fallas en la zona de la Cuenca de Ahualulco, en los diferentes pulsos
de reactivación principal, tuvieron importancia relevante en la actividad volcánica del
Oligoceno tardío hasta el Cuaternario; esta observación se basa, en la presencia de
diques de la ignimbrita Panalillo cruzando a la latita Portezuelo, alineación sobre las
trazas de fallas de volcanes pequeños de lava basanítica del Cuaternario y enjambres
de diques piroclásticos asociados a la falla del hombro poniente de la Fosa de Villa de
Arista, que cortaron a los depósitos de gravas y sedimentos lacustres más jóvenes del
área (Fig. 68 B).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
168
Figura 67. Simplificación de la intensidad y dirección de basculamiento medidos en el norte del CVSLP, que abarca desde los depósitos clásticos del Eoceno temprano hasta las gravas del Neógeno. Los diagramas de rosas indican dirección de basculamiento, y el de densidades la intensidad del basculamiento. Los polos de los planos de basculamiento se proyectaron en el hemisferio inferior de la red de Schmidt.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
169
Figura 68. A) dique piroclástico de la ignimbrita Panalillo que utilizó para su salida la margen de una fuente de la latita Portezuelo, en el norte del CVSLP, .B) dique piroclástico que utilizó una falla para su salida, en un evento post-ignimbrita Panalillo (Trp) en la porción oriente de la Cuenca de Ahualulco. (Coordenadas UTM, NAD-27, A) 283448-2504095, B)
292454-2485094
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
170
V. EVENTOS TECTÓNO-MAGMÁTICOS Y SEDIMENTACIÓN CLÁSTICA OCURRIDOS ENTRE LA FASE FINAL DE LA OROGENIA LARAMIDE Y LA
EXTENSIÓN OLIGOCÉNICA CUENCAS Y SIERRAS: DISCUSIÓN
En la Mesa Central durante el Paleoceno tardío sucedió un cambio de régimen
tectónico de compresión a tensión, pero que se registra en casi todo el norte de México
(McDowell et al., 1989; Aguirre-Díaz y McDowell, 1991; Nieto-Samaniego et al., 1997;
Aranda-Gómez et al., 2000). El evento de la última fase de la orogenia Laramide, se ha
estimado indirectamente en base a edades en sedimentos clásticos, y rocas intrusivas
no deformadas en el norte y nor-oriente de México como del Paleoceno tardío-Eoceno
temprano (Vega-Vera y Perrillat, 1989; Ye, 1997; Chávez-Cabello, 2005).
Para la Mesa Central el rango de aproximación de edad de la fase final de la
orogenia Laramide, está dado por los fechamientos de los intrusivos graníticos no
deformados del Eoceno temprano, por palinología y edades K-Ar de lavas andesíticas
intercaladas con los depósitos clásticos continentales del Campo Volcánico de San Luis
Potosí, Guanajuato y Zacatecas (Labarthe-Hernández et al., 1982; Nájera-Garza, 1997;
Aranda-Gómez y McDowell, 1998). De acuerdo con los fechamientos de los intrusivos
post-orogénicos del sur de la Mesa Central, se puede determinar indirectamente la
última fase de deformación causada por la orogenia Laramide en esta porción de
México, la cual se estimó para este trabajo en el rango de edad Paleoceno tardío-
Eoceno temprano. En los trabajos efectuados en el norte del CVSLP está documentada
la discordancia angular de la Formación Cenicera basculada por tectónica extensional,
sobre las rocas plegadas por compresión de la Formación Caracol.
El inicio de la actividad ígnea pos-laramídica en la Mesa Central, empezó con el
emplazamiento de cuerpos intrusivos en el rango Paleoceno tardío-Eoceno temprano
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
171
(Fig. 69), los cuales se encuentran emplazados y alineados sobre las trazas de las
fallas NW-SE que seccionaron la sierras en bloques para exhibir basamento del
Mesozoico temprano (sierras La Ballena-Peñón Blanco y Charcas); estas sierras se
presentan como núcleos levantados, limitados por fallas periféricas NNE y NW (Figs. 1,
42 y 71).
En el caso del tronco intrusivo Peñón Blanco, diques y apófisis de granito que
aflora en la porción norte de la sierra La Ballena-Peñón Blanco, están emplazados
sobre las trazas de las fallas normales principales NW-SE que cortan la sierra Los
diques utilizaron segmentos de esas fallas como conducto para su ascenso, como se
aprecia en la Falla Comanja en la Sierra de La Ballena-Peñón Blanco (Figs. 22 y 50 A).
Lo mismo ocurre en la Sierra de Charcas, donde el intrusivo El Temeroso, se localiza
alineado sobre la traza de la falla que divide al bloque central del bloque norte (Fig. 54),
que muestra evidencias de tener un corrimiento lateral derecho; esto por estratigrafía,
ya que las secuencias de ambos bloques están dislocadas uno con respecto a la otra,
no coincidiendo la continuidad de las formaciones en ambos bloques. En las labores de
la mina de Charcas se encuentran diques del intrusivo Temeroso emplazados en el
sistema de fallas NW-SE. También en la Sierra de Zacatecas, la disposición de los
domos de la riolita Bufa está relacionada con el sistema de fracturas de cizalla asociado
a la veta-falla La Cantera, que de acuerdo al modelo cinemático que se propone en este
trabajo , se originó por una actividad dextral a que estuvo sujeto el bloque norte de la
Sierra de Zacatecas.
La edad isotópica K-Ar para el granito de Peñón Blanco obtenida para este estudio
en base a muscovita fue 51.5±1.4 Ma (Tabla 1), Solé, et al. (2007), K-Ar con muscovita,
51.0±2 Ma y Aranda-Gómez et al. (2007) con 40Ar/39Ar con muscovita 50.9±0.47 Ma
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
172
(Tabla 2). El pórfido de cuarzo-monzonita que aflora en la parte nororiental de la Sierra
de Charcas, San Luis Potosí, fue fechado por K-Ar en 43±3.0 Ma por Mújica-Mondragón
y Albarrán-Jacobo (1983). También para la localidad de Charcas, Butler (1972) obtuvo
una edad K-Ar de 46.6±1.6 Ma (Tabla 2).
Barboza-Gudino et al. (2004) mencionan que la sierra de Real de Catorce, es un
bloque que se levantó, a manera de un pilar tectónico con orientación general norte-sur.
La edad del levantamiento la estimaron como pre-Eoceno temprano, basado en los
diques de cuarzomonzonita de edad K-Ar 53 Ma (Mujica-Mondragón y Jacobo-
Albarrán, 1993) que se encuentran inyectados en las fallas que seccionan el bloque. El
flanco oriental de la Sierra Real de Catorce está delimitado por una serie de fallas
menores de orientación general norte-sur y por una falla mayor que se localiza en la
zona de la Mina de La Paz de orientación norte-sur, y que se le conoce como Falla
Dolores o Gran Falla, la cual se le estima una edad post-oligocénica por estar cortando
a un intrusivo granodiorítico de edad 35.7 Ma (Tuta et al., 1998), aunque mencionan
que esta puede ser una estructura más antigua que fue reactivada. La actividad
volcánica félsica del Eoceno medio-temprano, se dio también de manera puntual en la
sierra de Zacatecas con la emisión de la riolita Bufa y piroclásticos los Alamitos, y en la
Sierra de Charcas con la dacita e ignimbrita Charcas. Los domos de la riolita Bufa se
encuentran alineados con el patrón de fracturas de cizalla producto de la actividad
dextral de la veta-falla La Cantera, lo cual ocurrió según dos fechamientos disponibles
de 46.8 Ma (Ponce-Sibaja y Clark, 1988) y para este estudio, una edad K-Ar, roca
completa, para la riolita Bufa de 49.9 Ma.
Esta etapa de actividad plutónica y volcánica del Eoceno temprano-medio en esta
porción de la Mesa Central, de acuerdo a las observaciones de campo y
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
173
geocronológicas, está asociada al sistema de fallas post-laramídicas que seccionaron
las sierras en bloques. Esta actividad ígnea se dio simultáneamente con el depósito de
los clásticos continentales (lechos rojos) en cuencas contiguas antes de los 44 Ma, que
es la edad de la andesita Casita Blanca que los cubre en el norte del CVSLP (Fig.69).
Las primeras evidencias de sedimentación continental en la Mesa Central se dio
durante el Paleoceno tardío-Eoceno medio, con la acumulación de los conglomerados
rojos reportados por Edwards (1955) (Fig. 69). Los depósitos clásticos rellenaron
cuencas continentales y descansan discordantemente sobre los sedimentos marinos del
Mesozoico. Este tipo de depósitos se han identificado en diferentes partes de la Mesa
Central, sobresaliendo: (1), el área de Guanajuato, donde se conocen edades basadas
en el descubrimiento en la localidad de Marfil de roedores endémicos, en afloramiento
de limos intercalados con conglomerados de la parte inferior de la secuencia, lo que
sitúa a estos sedimentos en el Eoceno y probablemente en el Eoceno medio-tardío
Ferrusquía-Villafranca (1987). También para esta área, Aranda-Gómez y McDowell
(1998) reportaron una edad K-Ar roca completa de 49.3±1.0 Ma, para una muestra de
derrame de lava de andesita intercalada en el conglomerado rojo. Ellos sugieren que el
depósito fue dentro de una fosa tectónica. (2) en la parte occidental del estado de San
Luis Potosí, muy cerca del limite con el estado de Zacatecas entre los poblados de
Hernández y El Barril (Hoja Hernández F-13-B9, Coordenadas UTM, NAD-27, 796171-
2550815), aflora una secuencia clástica continental, entre la cual se encontró
intercalado un depósito de oleada piroclástica que se fechó por K-Ar, roca completa, de
44.6±0.7 Ma, (Tristán-González y Torres-Hernández, 2000). (3) para la región del
Campo Volcánico de San Luis Potosí, estos sedimentos se les nombró como Formación
Cenicera, y su edad se infirió por la relación que guarda con la andesita Casita Blanca
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
174
44.1±2.2 Ma, que la cubre (Labarthe-Hernández et al., 1982). También hay un reporte
de estudios de palinología realizados por la entonces Secretaría de Recursos
Hidráulicos, donde reportan variedades del genero Clasopollis, sp y M.Triatriopollanites
sp, que son representativas del Paleoceno-Eoceno (Trujillo-Candelaria, comunicación
personal, en Labarthe-Hernández et al., 1982). Para los afloramientos de la ciudad de
Figura 69. Esquema que resume los principales eventos tectónicos, vulcanismo, plutonismo y sedimentación ocurridos en la porción oriental y sur-oriental de la Mesa Central, en el periodo comprendido entre la última fase de la orogenia Laramide y el evento extensional lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno.
Zacatecas, Nájera-Garza (1997) reportó una edad basada en granos de polen del
genero de Bernapollenites sp., que es característico del Paleoceno-Eoceno temprano.
También Ponce-Sibaja y Clark (1988), con la edad obtenida de los flujos piroclásticos
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
175
que descansan sobre el conglomerado de 46.8 Ma, infirieron una edad del Eoceno
medio.
Con la sedimentación clástica del Eoceno medio, ocurrió en el mismo intervalo de
tiempo, la efusión de lavas de composición andesítica, que en algunos sitios se
intercaló entre ellos, como en el caso de Guanajuato (Aranda-Gómez y McDowell,
1998) y en el norte del Campo Volcánico de San Luis Potosí se depositó sobre la
andesita Casita Blanca, su erupción fue a través de fisuras y de pequeños centros
eruptivos alineados en las trazas de las fallas. La edad K-Ar determinada para este
estudio en dos localidades de la andesita Casita Blanca fue de 44.4 y 45.5 Ma (Tabla
1). La sedimentación de clásticos continentales y vulcanismo andesítico no fue continua
en la región, más bien su depósito fue en cuencas aisladas en lugares específicos. El
rango de emisión de rocas andesíticas para las localidades del CVSLP y Guanajuato
entre 44 y 49 Ma, sugiere un periodo de vulcanismo andesítico, contemporáneo con el
depósito de los sedimentos continentales (Fig. 69), y asociado a los sitios donde se
encuentran las cuencas.
La sedimentación clástica no fue exclusiva del Eoceno medio; hay otros periodos
en el Terciario donde se dio, como en el caso del área del Complejo Volcánico de
Pinos, Zacatecas, donde hubo tres periodos de sedimentación clástica, la más antigua
correspondiente a los lechos rojos de Pinos que fue fechada con rocas volcánicas
asociadas con 40Ar/Ar39 de 32.3±1.5 Ma (Aranda-Gómez et al., 2007). Para el norte del
CVSLP, hubo sedimentación clástica continental en el Oligoceno tardío posterior a la
latita Portezuelo de 31.5 Ma y anterior al depósito de la ignimbrita Panalillo de 26 Ma.
Posterior a la ignimbrita Panalillo se formaron abanicos amplios de depósitos de gravas
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
176
y sedimentos lacustres post-ignimbirta Panalillo que se encuentran basculados hasta
35º NE.
Las rocas plutónicas y volcánicas del Eoceno temprano-medio que se emplazaron
en los núcleos levantados en el centro-oriente de la Mesa Central (sierras El Sabino,
Real de Catorce, Coronado, Charcas, Peñón Blanco y Zacatecas, están asociadas con
las fallas que resultaron del levantamiento de esos núcleos, utilizándolas como
conducto para su ascenso.
Para explicar el levantamiento de los núcleos, se propone en este trabajo como
una alternativa, un modelo que involucra zonas en franjas que forman bloques de
orientación NE-SW que se aprecian en las imágenes de satélite y modelos de elevación
digital. Estas franjas sobresalen en la porción central y sur del área de estudio y se
separan por lineamientos muy visibles. A estas franjas se les nombra como bloques de
Salinas-Charcas y Pinos-Moctezuma (Fig. 42 y 71). Los bloques están separados por
dos lineamientos regionales orientados NE-SW, nombrados como La Pendencia y
Ahualulco (Fig. 42). La zona donde se localizan los lineamientos está cubierta por
depósitos de suelos y gravas, lo que dificulta obtener información directa para su
descripción, sin embargo, por la presencia de afloramientos de basalto e ignimbrita a lo
largo de estos lineamientos. se sugiere que se trata de fallas sepultadas bajo la cubierta
de sedimentos clásticos recientes. Para explicar los levantamientos de núcleos que se
alzaron sobre la llanura alta de la Mesa Central, Vélez-Scholvink (1990) propuso en su
modelo de transcurrencia, que esos bloques levantados anómalamente en la parte
central y oriental de la Mesa Central, se debió a que una porción de la secuencia fue
apretada y empujada, “botandola” hacia arriba por falta de espacio durante la
deformación, esto de acuerdo con el modelo de Lowel (1972).
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
177
Otra alternativa que se plantea en este trabajo está basada en el modelo de la
Figura 70 de Jones y Holdsworth (1998), que involucra un mecanismo de cizalla simple
oblicua en zonas de transpresión. En el caso de la zona aquí estudiada, los
levantamientos de los núcleos se encuentran distribuidos en la parte central de los
bloques separados por lineamientos que se propone sean fallas con movimiento dextral
(Fig. 70). Los núcleos están limitados por segmentos de fallas marginales de orientación
preferente NW-SE, donde algunas de ellas tienen movimiento lateral derecho menor. En
el caso de las sierras que están hacia extremo SE de los bloques, la falla del flanco
poniente tiene mayor expresión, y es donde se aprecian las rocas más antiguas (sierras
La Ballena-Peñón Blanco y la Parada, Figs. 42 y 71) y en cambio las sierra del centro y
NE de los bloques, las fallas marginales descubren la misma litología en ambos lados,
sugiriendo un levantamiento vertical uniforme (sierras de Las Minas, Guanamé, Charcas
y Santa Catarina, Figs. 42 y 71). El modelo de Jones y Holdsworth (1998) está basado
en la transformación homogénea de un cubo como unidad, que asume un volumen
constante, donde a mayor desplazamiento, mayor basculamiento de una de los lados
del cubo. Este modelo involucra una zona de transpresión con una componente de
cizalla simple en el plano xy paralelo al eje x (Fig. 70).
La porción oriental de la Mesa Central en la zona del limite entre las dos unidades
paleogeográficas del Mesozoico (Cuenca Mesozoica del Centro de México y Plataforma
Valles-San Luis Potosí), se caracteriza por cadenas de montañas truncadas y cuencas
N-S y NNW que forman una franja donde se distinguen pliegues en échelon que reflejan
una zona de cizalla dextral (Fig. 71). Dentro de las estructuras importantes en esta zona
se distinguen las sierras de Catorce y Coronado que fueron levantadas y que ahora
exhiben rocas Mesozoicas antiguas correspondientes al Triásico y Jurásico. Estas
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
178
sierras están limitadas por cuencas rellenas de depósitos clásticos que se fueron
acumulando en tiempos diferentes durante el proceso de subsidencia (Fig. 71).
Figura 70. Modelo de transpresión, que se propone como una alternativa para explicar los levantamientos de núcleos que exhiben rocas del basamento Mesozoico, en la porción central y oriente de la Mesa Central. El modelo muestra la trasformación homogénea de un cubo. A) zona de transpresión con una componente de cizalla simple en el plano xy paralelo al eje x, B) transpresión que muestra una cizalla simple oblicua. (Jones y Holdsworth, 1998).
El inicio del evento extensional se puede aproximar con la salida de las primeras
andesitas en el Eoceno medio-tardío (andesita Casita Blanca de 44-45 Ma). Estas
andesitas utilizaron para su salida conductos en las márgenes oriental y occidental de la
zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis. El emplazamiento de estas lavas
se dio a través de diques siguiendo los planos de fallas NNW (Cuenca de Ahualulco,
afloramientos de la andesita Casita Blanca en el NW de Ahualulco, Fig. 35).
Este patrón de fallas desarrolladas desde el Eoceno medio se reactivaron en fallas
de alto ángulo que a fines del Oligoceno temprano facilitaron el ascenso de los magmas
para dar paso al evento de vulcanismo voluminoso ocurrido principalmente en el sur de
la zona Matehuala-San Luis para formar los campos volcánicos de San Luis Potosí y
Río Santa María. El inicio de este vulcanismo fue de lavas dacíticas (32-31 Ma) que
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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formaron cadenas de domos que se orientaron paralelas a la zona de basculamiento
máximo Matehuala-San Luis (Fig. 19). En seguida de la efusión de las dacitas ocurrió
un vulcanismo riolítico de sílice alto en el periodo 31-28 Ma, que se da en el sur de la
zona de falla en su margen poniente.
Después del evento de vulcanismo voluminoso (32-28 Ma) se inició un periodo de
extensión máxima que tiene su pico en el periodo 28-26 Ma (Labarthe-Hernández et al.,
1982; Tristán-González, 1986; Aranda-Gómez et al., 2000). Este conjunto de fallas post-
vulcanismo voluminoso es tipo lístrico y está más representado en la porción sur de la
zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, donde se da por sectores,
separados por lineamientos NE-SW (Fig. 72), donde los vectores de extensión de cada
sector cambian ligeramente de dirección, pero conservando el NNW y NW-SE (Fig. 72).
La inclinación de los bloques también cambia de sector a sector con promedio general
de 30º NE (Fig.72).
El fallamiento en la zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, fue
episódico; desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno tardío, como lo demuestra las
gravas basculadas en el norte de la Cuenca de Wadley al NE 20º, las cuales tienen
fragmentos de basalto del Campo Volcánico de Los Encinos (FIG. 71, coordenadas
UTM, WGS-84, 297616-2649696). También se reafirma con la información de
basculamientos de la secuencia volcánica y clástica del norte del CVSLP en la zona de
la Cuenca de Ahualulco (Fig. 67). Para el CVSLP, Torres-Hernández (1998) documentó
evidencias de plegamiento roll-over en la Sierra de San Miguelito al poniente de la
ciudad de San Luis Potosí.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
181
Figura 72. Mapa estructural generalizado de la zona de estudio. Las zonas sombreadas en franjas de grises representan los sectores de basculamiento máximo, donde se da la actividad mayor de fallas lístricas. En los cuadros blancos se da la intensidad de basculamiento para la ignimbrita Panalillo. En la zona de Charcas el basculamiento corresponde a gravas post-ignimbrita Charcas. Los cuadros en negro representan el basculamiento de la ignimbrita Panalillo fuera de la influencia de los sectores de máximo basculamiento. Sco-Sierra de Coronado, Sch-Sierra de Charcas, Sgu- Sierra de Guanamé; SSC- Sierra de Santa Catarina, SM- Sierra Las Minas, SB-PB- Sierra La Ballena-Peñón Blanco, SP- Sierra La Parada, CA- Cuenca de Ahualulco, AM- Alto de La Melada. El mapa estructural es el complemento del mapa geológico regional de la Figura 19.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
182
La intensidad en el basculamiento de los remanentes de la ignimbrita Panalillo que
se localizan al poniente de la zona de basculamiento máximo Matehuala-San Luis no
sobrepasa los 5º. Lo mismo ocurre en la porción oriental de la zona de falla, donde hay
remanentes de ignimbritas del Oligoceno con basculamientos leves. Esto lleva a
concluir que la zona con desarrollo intenso de fallamiento lístrico estuvo concentrada
principalmente en la zona sur de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, donde se
dio la principal actividad volcánica en el Oligoceno temprano.
Aranda-Gómez et al. (2000), documentaron cuatro pulsos de extensión para la
zona de Cuencas y Sierras: 32-27 Ma; 24-20 Ma; 12-10Ma y <5Ma, los cuales coinciden
con los documentados en este trabajo para la zona del norte del CVSLP.
La zona de falla Matehuala-San Luis, también coincide con el límite de los bloques
corticales, Tampico y Sierra Madre (Fig. 10) propuestos por Dickinson y Lawton (2003),
por lo que la zona de falla Matehuala-San Luis puede interpretarse como una falla de
basamento (Fig. 71).
Las rocas más antiguas conocidas en la Mesa Central pertenecen al Triásico
marino y continental que se encuentran por debajo de una cubierta de rocas jurásicas y
cretácicas depositadas en la Cuenca Mesozoica del Centro de México. Esta cubierta de
rocas marinas de cuenca fue deformada intensamente por el evento de compresión
laramídico acortando la secuencia al ENE y NE:
De acuerdo al análisis de deformación de la secuencia triásica y jurásica-cretácica,
se vio que el paquete de rocas triásicas tuvo menos participación durante la
deformación Laramide, en cambio la cubierta jurásica-cretácica fue deformada
notablemente, como ocurrió en la sierras de La Ballena-Peñón Blanco y Charcas.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
183
Por otro lado, se conoce que debajo de las rocas mesozoicas de la Plataforma
Valles San-Luis Potosí las rocas triásicas no se depositaron. En la porción NW de la
plataforma las rocas del cretácico temprano se encuentran descansando directamente
sobre esquistos del Paleozoico.
La presencia de dos basamentos diferentes, debajo de la cubierta de rocas
marinas mesozoicas de cuenca y plataforma, sugiere dos bloques con basamento
diferente (Fig.71)
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
184
VI. MODELO TECTÓNICO REGIONAL PARA LA PORCIÓN ORIENTAL DE LA MESA CENTRAL: DISCUSIÓN-PARTE II
Con la información de datos geológicos, estructurales y geocronológicos descritos
anteriormente, se presenta un modelo que resume la evolución tectónica-volcánica-
sedimentaria del Paleoceno tardío-Oligoceno tardío, para la porción centro-oriental de la
Mesa Central, basado en los datos obtenidos en las localidades propuestas en este
trabajo. La Figura 73 resume los eventos tectónicos y episodios vulcano-sedimentarios
que tuvieron lugar en esta región.
Con la información disponible no es posible determinar con exactitud la
terminación de la última fase de la orogenia Laramide en la región central y oriental de
la Mesa Central; sin embargo, se puede aproximar con la geocronología disponible de
los cuerpos intrusivos graníticos no deformados que se encuentran en varios sitios de la
porción sur centro y sur de la Mesa Central. El rango de edades de los granitos pos-
orogenicos varía entre 50 y 55 Ma. Con las edades anteriores se puede aproximar el
final de la fase compresiva de la Orogenia Laramide, cuando menos hasta el Eoceno
temprano (Fig. 73 A). Esta orogenia de tipo compresivo acortó la secuencia hacia el
oriente, formando innumerables pliegues recostados y fallamiento inverso (cobijaduras y
décollements).
Después de las fases compresivas de la orogenia Laramide, se registró un cambio
tectónico importante en el Paleoceno tardío-Eoceno temprano en la región centro-
oriental de la Mesa Central, de un régimen compresivo a uno de transpresión que
involucró levantamiento de bloques, por actividad transcurrente ocasionando
levantamientos de bloques y formación de cuencas (Figs. 73 B y 71). En el oriente de la
Mesa Central en el limite con la plataforma Valles-San Luis Potosí, los bloques se
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
185
levantaron siguiendo patrones alineados NNE en un arreglo abudinado, como
continuación del sistema de sierras que se desprenden de la Curvatura de Monterrey
(Sierra de Catorce y Coronado Figs. 1 y 71). Los bloques que se levantaron fueron
seccionados en el Eoceno temprano por fallas en patrones NW-SE, a través de las
cuales hubo emplazamiento de rocas intrusivas y volcánicas (Fig. 73 C).
Las cadenas de sierras NNW de la porción oriental de la Mesa Central, están
separadas por largas cuencas, que hacia el sur se cierran formando vértices agudos
(Cuenca de Matehuala-Huizache y cuencas paralelas) (Fig. 1 y 71). Esta sierras llegan
a exhibir en su flanco occidental rocas del Triásico tardío-Jurásico temprano (sierras de
Catorce, Coronado, Charcas, La Tapona, Fig. 42) o bien solo núcleos de rocas marinas
del Cretácico Inferior (El Sabino, Guanamé, Santa Catarina y Las Minas, Fig. 42). Las
rocas que solo exhiben núcleos de rocas del Cretácico temprano no presentan
evidencias de basculamiento importante, sino más bien se trata de bloques levantados
y limitados en ambos flancos por fallas de alto ángulo de orientación predominante NW-
SE, y que se elevan sobre una extensa llanura de rocas marinas del Cretácico superior
(Fig. 73 B, 19 y 42).
Hacia el occidente de la Mesa Central los bloques están levantados y basculados
al NNE, exhibiendo en su flanco poniente la secuencia sedimentaría del Mesozoico,
desde el Triásico tardío hasta el Cretácico Superior (La Parada, La Ballena-Peñón
Blanco y Zacatecas Fig. 42 y 71).
Al inicio del Eoceno temprano (55 y 50 Ma) se emplazaron cuerpos plutónicos
principalmente de granitos y granodioritas utilizando como conducto para su salida
algunas de las fallas que seccionaron a los núcleos (Charcas, Coronado, Peñón Blanco
y Zacatecas) (Fig. 73 C). Después del emplazamiento de los intrusivos, en cuencas
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
186
aisladas y dispersas de la Mesa Central hay depósito de lechos rojos y vulcanismo
andesítico que se intercaló y depositó sobre los lechos rojos.
El rango de edad de los clásticos continentales es de 44 a 49 Ma. La edad más
antigua corresponde a la andesita intercalada entre los lechos rojos de Guanajuato y la
más joven para la andesita que descansa sobre la Formación Cenicera en el norte del
CVSLP (Tabla 1 y 2). Las erupciones de la andesita en el norte del CVSLP fueron a
través de diques en las fallas marginales de las cuencas (Dique de Cúcamo y de La
Yerbabuena) o por centro volcánicos alineados a las fallas principales (Fig. 73 C).
En el Oligoceno temprano (32-33 Ma) tuvo lugar el primer evento volcánico
voluminoso de la Mesa Central, sobre todo hacia su porción sur a lo largo de la zona de
falla Matehuala San Luis, formando los campos volcánicos de San Luis Potosí y Río
Santa María (Figs. 1 y 15). Los productos volcánicos de este evento fueron
principalmente lavas traquíticas y dacíticas que formaron cadenas de domos exógenos
orientadas NNW y un volumen menor de flujos piroclásticos (Fig. 73 D).
El segundo evento de vulcanismo voluminoso se dio entre los 31-28 Ma, que fue
de lavas y piroclásticos de alto sílice (domos e ignimbritas riolíticas), los cuales se
dispusieron en cadenas de domos orientados en un patrón NW-SE, en el sur de la zona
de basculamiento máximo Matehuala-San Luis, en la porción central del Campo
Volcánico de San Luis Potosí (Sierra de San Miguelito) (Figs 73 E y 15). En el periodo
26-28 Ma se desarrolló un evento de extensión máxima, donde se generó
principalmente un sistema de fallas normales NW-SW, en un arreglo en dominó,
basculando los bloques al NE, combinándose con la formación de fosas tectónicas
estrechas (Fig. 50 E). Después de la etapa principal de extensión, hubo un evento
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
187
Figura 73. Modelo tectono-magmático para la porción oriente y sur-oriental de la Mesa Central, que abarca desde la fase final de la orogenia Laramide en el Cretácico tardío-Paleoceno temprano hasta el evento de fallamiento lístrico del Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Ver explicación en el texto.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
188
piroclástico dentro de las fosas (fosas de Villa de Reyes, Bledos, Enramadas, Fig. 14),
correspondiente a la ignimbrita Panalillo (25-28 Ma), que fue a través de innumerables
diques siguiendo las fallas pre-existentes (Fig 50 F).
Una extensión lístrica, dio inicio con la etapa de extensión máxima en el Oligoceno
temprano, la cual es episódica principalmente dentro de la zona de falla Matehuala-San
Luis. Esta extensión está documentada cuando menos hasta el Mioceno tardío y
basculó los bloques al NE. El cambio de intensidad en el basculamiento desde los
clásticos continentales (Formación Cenicera) hasta el basculamiento de los
conglomerados miocénicos, sugiere que la extensión fue episódica cuando menos
desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
189
VII. CONCLUSIONES
Para este trabajo se seleccionaron seis estructuras geológicas en el sector centro-
oriental y sur-oriental de la Mesa Central, las cuales son fundamentales para
comprender las relaciones vulcano-tectónicas post-laramídicas, para el periodo
comprendido entre el Paleoceno tardío-Eoceno temprano, y el Oligoceno-Mioceno.
La cubierta de rocas mesozoicas en esta porción de la Mesa Central fue
deformada por la orogenia Laramide acortando la secuencia al ENE. Este acortamiento
ocasionó el desarrollo de pliegues y fallamiento inverso que fue más intenso en la
porción oriental de la Mesa Central. De acuerdo a la información obtenida para este
trabajo, la deformación Laramide debió terminar en el Eoceno temprano.
Durante el Paleoceno tardío-Eoceno temprano la tectónica de esta porción de la
Mesa Central estuvo regida por levantamientos corticales de bloques con núcleos de
rocas del basamento Mesozoico (Triásico-Jurásico). Estos núcleos al levantarse
formaron sierras dispersas que se elevan sobre una llanura aluvial amplia, donde
afloran ventanas de rocas del Cretácico tardío y remanentes de rocas volcánicas del
Oligoceno. Para explicar el levantamiento de los bloques se propone un modelo
alternativo, que considera una tectónica de transpresión que desarrolló zonas de cizalla
simple y oblicua. La primera se asocia con bloques desplazados verticalmente y sin
bascularse, y la segunda a bloques levantados con basculamiento de una de sus
márgenes.
El levantamiento de los núcleos ocasionó el desarrollo de fallas normales NW-SE
que seccionaron a las sierras en bloques. Estas fallas fueron conductos favorables para
el emplazamiento de rocas intrusivas en las sierras de Peñón Blanco, Charcas y El
Sabino y de rocas volcánicas félsicas (Zacatecas y Charcas). La edad obtenida para los
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
190
granitos no deformados que se encuentran en la porción central y sur de la Mesa
Central que se emplazaron a lo largo de las fallas que seccionaron los bloques, está en
el rango de 50-55 MA, y para las rocas volcánicas en 37-45 Ma, lo cual sitúa la edad de
esas fallas en la base del Eoceno temprano.
Casi al mismo tiempo al levantamiento de los núcleos con basamento Mesozoico,
empezó el relleno en cuencas dispersas de la Mesa Central. El relleno incluye
sedimentos clásticos continentales y vulcanismo andesítico contemporáneo. Los
clásticos continentales se acumularon discordantemente sobre la secuencia de rocas
del Cretácico tardío muy deformada por la orogenia Laramide.
Durante la etapa del Oligoceno medio, en el periodo comprendido de 33-31
millones de años, se desarrolló un primer evento de vulcanismo voluminoso de
composición traquítica-dacítica en la porción sur y sur oriental de la Mesa Central. Este
vulcanismo está representado por domos exógenos y en menor cantidad flujos
piroclásticos, y se desarrolló principalmente a lo largo de una franja paralela al límite de
la Mesa Central con la plataforma carbonatada Valles-San Luis Potosí. Los domos
formaron cadenas de domos orientados NNE y posteriormente fueron afectados por el
fallamiento normal formando las fosas de Arista y Villa de Reyes. Finalmente quedaron
sepultados por depósitos sedimentarios clásticos y piroclásticos durante el colapso de
ésta estructura vulcano-tectónica.
La segunda etapa de vulcanismo voluminoso de dio entre los 31-28 Ma y fue de
composición riolítica. Este episodio de vulcanismo ocurrió principalmente a lo largo de
los hombros de las fosas tectónicas. Similar al evento anterior también se formaron
cadenas de domos riolíticas, pero en este caso orientados NW-SE, y se caracterizaron
por la abundancia de topacio y estaño. La erupción de estas lavas estuvo asociada a
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
191
flujos piroclásticos voluminosos que juntos formaron la mayor parte del volumen del
CVSLP.
La primera evidencia de vulcanismo fisural en el norte del CVSLP son los diques
NNW de la andesita Casita Blanca que sugiere que la extensión en esta porción de la
Mesa Central empezó a manifestarse desde el Eoceno medio, continuando
incipientemente hasta los 33 Ma cuando se incrementa para dar paso al evento de
vulcanismo félsico voluminoso del Oligoceno (32-28 Ma).
En el Oligoceno tardío 25-28 Ma se desarrolló otro evento fisural, representado por
flujos piroclásticos que tuvieron gran distribución hacia la porción sur-oriental de la
Mesa Central y que ahora se identifica por una serie de remanentes de ignimbritas
basculadas en forma de mesetas (ignimbrita Panalillo).
En la porción suroriental de la Mesa Central los productos volcánicos utilizaron
para su salida un patrón de fracturas NNE, como lo demuestra el alineamiento paralelo
de sus fuentes siguiendo la zona de falla Matehuala-San Luis. Este periodo extensivo
tuvo su pico de extensión máxima en el periodo 28-26 Ma, después del emplazamiento
de las rocas félsicas.
Según el registro de los basculamientos analizados para la porción sur-oriental de
la Mesa Central, a partir del Eoceno medio y hasta el Mioceno medio, se concluyó que
el tipo de fallamiento en la zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luis fue lístrico
desde los 28 Ma y continuó hasta los 11Ma. De acuerdo a la diferencia de intensidad de
basculamiento que presenta la secuencia volcánica y clástica del norte del CVSLP, este
fallamiento ocurrió de forma episódica.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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La zona de Extensión Máxima Matehuala-San Luis constituye el límite entre la
Cuenca Mesozoica del Centro de México y la Plataforma Valles-San Luis Potosí y forma
también el límite entre los dos bloques corticales Tampico (bloque oriental) y Sierra
Madre (bloque occidental).
Con las observaciones estructurales y estratigráficas que se manejan en este
trabajo, de acuerdo a observaciones de campo y apoyadas con geocronología de las
rocas intrusivas y volcánicas que afloran en el área de estudio y áreas cercanas, se
presenta un modelo vulcano-tectónico que abarca los eventos sucedidos desde el
Paleoceno tardío cuando finaliza la última etapa de la orogenia Laramide, hasta los
eventos de extensión que ocasionaron el vulcanismo voluminoso durante el Oligoceno-
Mioceno.
Evolución tectono-volcánica de la Mesa Central, México. Tristán-González, M., 2008.
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