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.. Cf . .,

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migmatita clásica derivada de rocas sed imen­tarias. La Formación Chazu mba está forma­da princ ipalmente por esqu istos de biotita con intervalos de cuarc ita , metagabro dife­renc iado y esquisto pelítico. La Formación Cosolt pec, que junto con las dos ant eriores integra el Subgrupo Petlancingo, estructural· mente infer ior, está com pu esta de esqu istos psam ít icos y pel ít icos con presenc ia de roca verde, esquisto de talco, esquisto calcáreo, metapedernal y rocas manganes íferas (Orte­ga, 1978):

Vista de las calizas de plataforma de la Formación El Doctor, correspondiente al Albiano,

El Subgru poAcat ecoestá constitu ido por las forma c iones Xayacatlán, Tecomat e, Gra­nitoides Esperanza, así como po r el Tronco de Totoltepec y los Diques San Miguel. La pr imera formac ión es tá integrada por esquis­tos verd es, anfibo lita, metagabro, ec logíta , serpentinita, milon ita, esquistos pelíticos y cua rc ita en un con junto que, según Ortega (op . cit.), pos iblemente constituyó un com­p lejo ofiol ítico y tien e gran im por tanc ia, ya que es la p rim era vez qu e en Méx ico se re­porta la presenc ia de rocas ec logíticas La Formación T ecomate está con formada por meta renisca, pelitas y s mipelitas de origen parcialmen t e tobaceo, as í com o por m etaca­I iza y metacong lomerado. Los Gran itoides Esperanza están formados por rocas gran íti­cas, apl íticas y pegmat ít icas catac lást icas y metamorfoseadas, que en c iertas áreas hab ían sid o cons ideradas por Rodr íguez (1970) como parte del Complejo Oaxaqueño. El Tronco Totoltepec es un intrusivo de com­posición trond hjem ítica, con ligera folia­ción, y que pudo haber sido el resultado de la d iferen iación de un gabro toleítico (Ortega op. c it.). Fries et . a l_ (1970) señaló una edad de 440± S-O mi ll ones de años pa ra este cuerpo intrusivo, con lo cual se ubica en el Ordov íc ico . E l nombre de Diques San Mi­guel ha sido apli cado a una ser ie de cuerpos in­t ru sivos tabulares de composición gran ítica y tonalítica que afectan a algunas unidades del Complejo Acatlán.

localidad ubicada en las cercanlas de Tolimán, üuerétaro. Foto Jesús Olvera Spp

nales que d ieron como resu ltado la formación de un sistema d e pliegues anticlinales y sin­eli na les.

En el intervalo Eoceno-Oligoceno ocurrió un intenso fallamiento normal , acompañado de sedimentac ión elástica contin ental sobre las partes bajas de la nueva topograf ía. Esta sedimentación elástica continental se hab ía in iciado desde mediados del Cretác ico en las zo nas ubicadas al occ id ente de esta región. El d epósi to de materia les conglomerát icos fu e contemporáneodea lgunos derrames lávi ­cos de basalto, lo cual dio origen al conjunto litoestratigráf ico denominado Grupo Balsas (Fries, 1960) Estos depósitos fu eron segu i­dos por importantes misiones volcánicas sil ícieas qu formaron la cu b ierta ignimbr í­tica del área d e Taxco , denom inada R io lita T ilzapot la, y por los depósitos volcanoc lás­ticos y volcánicos de la Formación Tepoz­tlán. Según Campa (1978 ), esta región sufr ió un combamiento co nsid rabi e durante el Mioceno, que se exp lica por la inclinación de las capas del Grupo Balsas y por la posi­ción anormalmente elevada de las ignimbri­tas del Oligoceno.

El Terciario Superior y Cuaternario están caracteri zados en esta región por la influen­c ia d e la actividad vo lcánica del Eje Neovol­cánico y por el desarro ll o de fosas t ectón icas que produjeron el depósito d e los sed imentos elásticos continentalesde la Formación Cuer­navaca.

3.4. Región metamórfica de Acatlán

La región que abarca la parte alta de la Cuenca del Balsas, d renada por los ríos Mix­teco y Acateco, s~ ca racteriza por los ex ten­sos af loramientos de rocas metamórficas de diferen t es tipos que conforman un comp lejo cuya edad correspo ndeal Paleozoico Inferior (Ortega, 1978; ver Fig. 3.4).

Esta unidad metamórfica fue denomina­da en un principio como Esquistos Acatlán,

por Sa las (1949) ; posterio rmente, Fries y Rincón Orta (1965 ) la defi nieron como For· maclo n A catlán Rec ientemente, Ortega (1 978 ) elevó esta un idad al rango de com pl e­jo, argu mentando su var iedad litológ ica y es­tructur'al. Este au t or div id ió el Compl ejo Aca ­t lán en dos subgrupos : El Subgrupo Petla(l cin­go y el Subgrupo Acateco. En la div isión litoe­estra tigráfi ca que llevó a cabo Ortega , a n ive l de formación, se emp lea n a lgunos nombres que ya hab ían sido utilizados por Rodr íguez (1970) en una subdivisión informal que in­c lu ía al Grupo Acateco y las formac iones Esperan a, AGat lán, Sa lad o y T ecomat e.

La formación que constituye la parte estructuralmente inferior del Complejo Aca­tlán es la Migmatita Magdalena que es una

Af~oramie~to (~n ~rimer plano) de esqu istos del Grupo Acatlán, cubierto por dos unIdades plroclastlcas del Cenozoico Medio en una localidad de Oaxaca,

Foto: Jesús Olvera SPP

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El co njun to del Com plejo Aca tlán se encuentra cub ierto en d iscordancia por nu­merosas unidad es ígneas y sed imenta rias que cub ren un ran go geocrono lógico que varía de l Paleozoico Superi or al Cuater nario y const ituye el basamento de una ext ensa rre­gión que abarca parte de los estados de Pue­b la, Oaxaca , Guerrero y Morelos Se co rrela­ciona co n el Grupo Chacús eje Guat emala y co n las rocas met amórf icas de la Sierra de Omoa en Ho nduras; parece no tener relacio­nes de semejanza con el Comp lejo Xo la pa eje la Sierra Madre de l Sur, n i con el Com plejo Oa xaqueño (ver F ig 3.4).

Según F. Ortega (op. c it.) , las caracterís­ticas del Comp lejo Aca t lán hacen suponer que se t rata de ant iguos d epósi tos mari nos de eugeosincl inal co n u n est il o de deforma­c ión t ectón ica y de metamorfi smo semejan­t e al de las zonas internas o profundas de las fajas orogénicas de tipo alpino

3.5 Sierra Madre del Sur y zonas ady acentes

La Sierra Madre del Sur, desde Co lima hasta Oaxaca, y las zonas co ntiguas del nor­occidente d e Guer rero, Michoacán y estado de Méx ico, constituyen una reg ión con alta

complej idad estruct u ra I que presenta varios dominios tectó nico s yu xtapu est os.

El segmento más septentrional de la Sie­r ra Madre del Sur está f ormado por af lora­mientos de secuencias mesozoicas, ta nto sedi mentarias de p lataforma como volcá nico­sedi mentarias de t ipo arco insular vo lcáni­co- mar marginal. Las zonas correspondien­t es al norocc id ente de Guerrero , occid ente del estado de Méx ico y sur d e Michoacán, conforma n una reg ió n con afloramientos va lcá n ico-sed imentaríos del Ju rás ico y Cre­tácico , parcial mente met amorfoseados, que se encuentran cub iertos por las rocas vo lcáni­cas y sed imentarias co nti nenta les del Ceno­zo ico . Esta reg ión limi t a al o ri ente, a la altu­ra de la línea Ixtapan de la Sa l-Taxco- Iguala, con la reg ión d e la Platafor ma Cret ác ica de Mo relos y Guerrero. El segmento merid ional de la Sierra Mad re del Sur está formado por ex tensos af lora m ientos de rocas metamórf i­cas que abarcan u n rango geocro no lóg ico que var ja d el Pa leozo ico al Mesozo ico y que se encu entran afectados por emp lazamientos bato l íticos d el Mesozoico Su peri or y au n del Cenozo ico. La región pacíf ica de la Siérra Madre d el Su r, correspondient e a los estados de Co l ima, M ichoacá n y norte de Guerrero ,

LOS COMPLEJOS METAMORFICOS DE LA PORCION CENTRAL DE MEXICO

Figura 3.4

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I I I I

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~ ComplelO T~loloaJJJn - 1 x lapan del MesozOICo

~ Comp lelo Maza l eco del Pal eozolco -MesozolCo

~ Co mp lelo Xo lapa del PaleOZO ICo MpS010 ICO

ITIIIID Comp le 10 A cal I ~n riel PAleOZOICo

~ Co m plelo Oaxaqueño del Precambllco

presenta af lo ramientos extensosde rocas vo l­cá nicas andesít icas interest ratificada s, con capas roj as de limo lita , conglomerado volcá­nico y capas de ca l iza subarreci fal, con una macrofau na del A lbiano. Estos aflo ramient os forman parte de lo que V idal et .a l. (1980) ha llamado el Conjunto Petrot ectón ico de Zih uatanejo , Guerrero, Coa lcomán, M ichoa­cán. Existen , además, en esta porción septen­t riona l de la sierra, iJf loramientos extensos de secuenc ias sed imentar ias de cal izas de pla­taf o rma con fauna del Albiano y secuencias r ít micas de terrígenos pel ít ico-a renosos. En áreas situadas a lrededor de la c iudad de Co­lima las ca l izas de plataforma presentan in­terca lados fuertes espesores de evapor itas y subyacen en apa rente contacto t rans icional a terr ígenos continenta les del Cret ácico Su pe­r ior. En gran parte de la Sierra Madre del Sur, desde sus estr ibaciones sept entrionales hasta las cercanías de Zihuatanejo, ha sid o reportada por Campa y Ram l rez (1979). la ex istenc ia de numerosas n,ontai'ías fo rmadas por productos andesíticos interestrati f icados con algunas capas de ca li za y terrígeno d ise­minados en pequeiías áreas de la sierra. Este vo lcan ismo mesozo ico continúa bordeando hacia el norte de la costa del Pacífico hasta confundirse con áreas sim ilares de la Cord i­ll era Pacífica Norteamer icana (Campa y Ra­m írcL, op, cit.).

Ferrusqu ía y co lauoraeJores (1978) han repor tado la presencia, en el ár ea de Playa Azu l, M ichoacá n, de u na secuencia vo lcán i­ca-sed imentar ia trans ic iona l, predom inante­mente cont inenta l, con huell as de d inosau­rios, que ind ican t al vez u na edad Jurásico Medio-Cretác ico Temprano; por otra parte, seña lan que e'S el pr imer regist ro de huellas de dinosau rios en México, lo cual constitu­ye el ha llazgo más au stral d e dinosaurios en Norteamérica.

La mayor parte d e los au tores han repor­tado como mesozoicas las secuencias volcá­n ico-sed imentar ia de esta reg ión pacíf ica de Móxico; sin embargo, De Cserna a l. (1978a ) obtuvo u na edad radiométrica Rb-Sr de 311 ± 30 mi llones de años para rocas in­t rusivas estrechamente ligadas a rocas volcá­nicas pertenecientes al complejo metavol­cánico del área de Zapotillo, al orient e de Zihuatanejo .

Ca mpa y Ramírez (1979 1.así comoVidal y colabo radores (1980). consideran que las secu encias volcánico-sedimentar ias meSQzo i­cas de u na gra n parte d e la Sierra Madre del Sur son resultado d e la act iv idad magmát ica de un lím ite convergente de placas desarro­lladas en esta porció n de Méx ico d urante el Cretácico Tempra no.

La mitad merid ional de la Sierra Mad re del Su r está fo rmada por rocas metamórf icas que const ituyen el Complejo Xolapa (De Cserna, 19 65). el cual se encuentra intrusio­nado por cuerpos batol íticos d e grani t o (ver Fig . 3.4). De Cserna (op . c it.) reportó el Complejo Xo lapa en la ca rretera Ch ilpancin­go-Acapu lco , co mo un conjunto de rocas metaseclimentar ias formadas por esquistos d e biot ita y gneis de biot ita, con algunos ho­r izontes d e cuarcita , mármol cipolino y pre­senc ia de pegmatitas; sin embargo, Guerrero y colaboradores (1978) co nsideran que en la

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MODELO TECTONICO ESQUEMATICO DE LA SIERRA MADRE DEL SUR

HONDU RAS ( )

Sierra Madre del Sur

mayor parte de esta región el complejo está formado por ortogneis-cuarzo-feldespático, de composició n granod iodt ica. En el sector más meridional de la Sierra Madre del Sur, correspond iente al sur de Guerrero y occi­dente de Oaxaca, el Complejo Xolapa pre­senta esqu istos de facies esqu istos verdes, derivados de rocas sedimentarias y ortognei­ses, con presencia abundante de migmatites.

De Cserna (1966) considera a este com­plejo metamórfico como de edad paleozoica. dado que subyace a la secuencia volcano-se­dimentaria de la Formación Chapo lapa, pro­bablemente del Triásico, y porque en ningu­na localidad Se le encuentra subyaciendo a rocas sedimentarias del Paleozoico; sin em­bargo, el rango estratig-áfico de este complejo no ha podido ser precisado, dado que los estudiosgeocronológicos han arrojado ajades radiométricas muy dispares, que indican eYentos termales ocurridos en el Paleozoico (Halpern et al., 1974), en el Mesozo ico (Guerrero et al .. 1978) y en el Terciari o (De Cserna. 1965). Guerrero et. al. (1978) apoya la existencia de un evento termal en el Ter­ciario (hace 32 millones de años). en el área de la carretera Chilpancingo-Guerrero, y en sus determinaciones radiométricas no en­cuentra indicio de edades precámbricas o paleozoicas que han sido sugeridas por otros autores, ya que el evento termal más antiguo fue reconocido en el Jurásico por medio de los métodos uranio-plomo (165± 3 millones de años) y rubidio-estroncio (180± 84 millo­nes de años).

En la región de Tierra Caliente y áreas vecinas, del flccidente del estado de Méx ico y sureste de Michoacán, existen extensos afloramientos de secuencias volcánico-sedi­mentarias parci~mente metamorfizadas, que se yuxtaponen a los afloramientos, también extensos, de las secuenc ias mar inas cretácicas de plataforma, de las áreas de Morelos y de Huetamo-Coyuca, en los límites de Guerrero y Michoacán.

TZ I - TZIO

HUETAMO

BasamenTO

no Aflorante

TELOLOAPAN

IXTAPAN DE LA SAL

BasamenTO

no Aflorante

En el sector Teloloapan-Arcelia aflora una secuencia de rocas volcánicas andesíti­ca s, roca::; sed imentarias calcáreo-arcillosas foliadas y grauvacas, que constituyen depó­sitos de un arco volcánico insular y mar mar­ginal. desarrollados en el JUTásico Superior­Cretácico Inferior (Campa y Ram írez, 1979). Estas secuencias volcánico-sedimentarias afloran en forma continua hacia el norte, hasta la zona de Tejupilco, a partir de donde los afloramientos se vuelven aislados y menos extensos; también se llegan a observar las áreas de Ixtapan de la Sal, Zitácuaro y Tlal­pujahua.

En ·el sector Huetamo~oyuca se encuen­tra expuesta una secuencia Jurásico-Cretácica volcánico-sedimentaria . que paulatinamente se vuelve más sedimentaria hacia la cima. La base presenta rocas sedimentarias detríticas interestratificadas. con lavas y tobas andesí­ticas del Jurásico, que constituyen la Forma­ción Angao (Pantoja. 1959). Sobre esta foro mación descansa una intercalación de lutitas y areniscas. con algunos horizontes de tobas, limolitas y calizas arrecifales, depositados en el Cretácico Inferior (Neocomiano-Aptiano­Albiano Inferior); estos depósitos constitu· yen la Formación San Lucas (Pantoja, 1959). Por último. la cima de la secuencia está for­mada por capas de caliza arcillosa atribuidas a la Formación Morelos. del Albiano (Pan­toja, op. cit.).

El sector de Huetamo-Coyuca constitu­ye una zona transicional entre el dominio mesozoico externo, representado por la pla­taforma Guerrero-Morelos, y el dominio me­sozo ico arco insu lar. representado por los afloramientos volcánico-sedimentarios de la Sierra Madre del Sur. Las secuencias volcá­nico-sedimentar ias de Teloloapan e Ixtapan, situadas al oriente de Huetamo, serían en­tonces consideradas como alóctonos tectóni­cos sobre la plataforma del dominio externo (Campa y Ram írez. 1979), y provenientes del dominio arco insular occidental. De

Figura 3.5

PLATAFORMA

GUE R RE RO - MORELOS

Co rteza Continental

(Según Campa y Ramirez. 1979)

Cserna (1978 b) opina que la ausencia de caliza de plataforma en la Formación More­los. al poniente de Teloloapan. se debe a un cambio de facies por la presencia de una cu enea en este sit io du ra nte el Alb iano-Ce­nomaniano. Este autor considera que las rocas volcánicas del área Teloloapan·Arcelia, más que formar la secuencia volcánico-sedi· mentaria del arco insular mar marginal, suge­rida por Campa y Ram írez, pertenecen a una etapa de volcanismo Cenomaniano-Tu­ron iano (Formación Xochipalal. o bien al basamento de rocas volcánicas antiguas, todo esto en un modelo paleogeográfico que no muestra mayores complicaciones tectó n icas.

3.6. Oaxaca y zonas adyacentes

En la región central de Oaxaca y las áreas adyacentes del sur de Puebla, y este de Gue­rrero, aflora una importante secuencia meso­zoica sedimentaria que atestigua el desarrollo de una cuenca a partir del Jurásico Inferior.

Esta región de afloramientos mesozoicos se encuentra limitada por varios complejos metamórficos que afloran en esta porción del país. Al noreste se localizan I~s rocas metamórficas del Complejo Acatlán. del Paleozoico Inferior. que son resultado del metamorfismo de depósitos marinos de eugeosinclinal (Ortega, 1978); sobre este complejo metamórfico descansan las rocas sedimentarias del Jurásico y Cretácico, y algunas unidades no metamorfi zadas del Pa­leozo ico . Al oest e y su r.losaf loramientos no sedimentarios mesozoicos están limitados por el Complejo Xolapa. constituido por gneises. migmatitas y esquistos de. biotita con meta­morfismo de faciesanfibolita (Ortega, 1976). La edad de este complejo es aparentemente mesozoica, pero se han reportado eventos termales del Paleozoico. Jurásico y Terciario (Halpern. et al .. 1974 ; Guerrero et al., 1978; De Cserna et al .. 1962).

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Al sureste, el I (m ite de la cuenca lo for­ma el Complejo Oaxaqueño, formado de gneises bandeados y metamorfizados de fa ­cies que varlan de granulita a transición gra­nulita antibolita, incluyendo charnockitas, anortositas y pegmatitas. Fries y colabora­dores (1962) llevaron a cabo estudios radio­métricos del Complejo Oaxaqueño, que die­ron como resu Itado edades de 110 ± 125, 920 ± 30 y 940 millones de años correspon­dientes al Precámbrico; por otra parte, estos autores señalan que las pegmat itas y la ultima etapa de metamorfismo que afecto las rocas encajonantes son equivalentes a la provincia metamórfica grenvilliana del oriente de Esta­dos Unidos y Canadá. Los 'afloramientos de este complejo forman una parte considerable de la zona montañosa que está ubicada al poniente de la ciudad de Oaxaca. Para con­cluir, procede señalar que al noreste la cuen­ca se encuentra limitada por los afloramien­tos metamórficos del flanco occidental de la Sierra de Juárez, en un contacto marcada­mente rectil rneo que forma la Cañada Oaxa­queña y que puede responder a un rasgo tectónico de dimensiones regionales . Estas rocas metamórficas han sido tradicionalmen­te asignadas al Predtmbrico (Ortogneis) y Paleozoico (filitas y arcosa s metamorfizadas incipientemente) (López Ramos, 1979); sin embargo, Charleston (1980) reporto la exis­tencia de un amplio complejo metamórfico, derivado de deposito s eugeosinclinales de areniscas, lutitas y derrames volclmicos del Cretácico; estudios radiometricos en estas

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rocas dieron como resu Itado edades, para el metamorfismo, correspondientes al Cretáci­co Superior y Terciario Inferior (Charleston op. cit.). Segun este autor, este complejo esta formado por bloques alóctOñosprovenientes del oeste y cabalgados sobre los sedimentos miogeosinclinales del Jurásico y Cretácico durante la Orogenia Laramide.

La región de Puebla, Oaxaca, Guerrero y Morelos, subyacida por los complejos Acatlán y Oaxaq u eño, presenta afloram ¡entos ex ten­sos de unidades sedimentarias del Mesozoico que se encuentra dispuestas en plieges de orientación nor-noreste. Debajo de estas secuencias mesozoicas se han reportad o, en afloramientos aislados, algunas unidades se­dimentarias paleozoicas descansando en dis­cordancia sobre el basamento metamórfico. Sobre el Complejo Acatlán, Corona (1981) y Flores y Buitrón (1982) descubr ieron, en el área de Olinalá, una secuencia de rocas detríticas y ca lcáreas con fós il es del Pensil­vánico y Pérmico. También han sido repor­tad os sobre este complejo, descubrimientos de rocas sedimentarias del Paleozoico Supe­rior en Mixtepec, Oax. (Flores y Buitrón, 1984) y en Tuxtepeque, Pue. (Enciso de la Vega, 1984). La Formación Matzitzi, con plantas fósiles del Pensilvánico (De Cserna, 1970) se encuentra aparentemente cubrien­do. tanto el Complejo Acatlán, como el Complejo Oaxaqueño, y sus principales afloramientos se encuentran al sur-oeste de Tehuacán.

Figura 3.6

20° _ -- - - +---- - - - ----tGOLFO

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CUERNAVACA

I DE MEXICO

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Rocas sedimentarias del Cretácico Superior de la plataforma Guerrero­Morelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.

En la región de Nochitlán, sobre el Com­plejo Oaxaqueño, Pantoja y Robison repor­taron en 1967 el descubrimiento de una secuencia marina con trilobites del Cambrico­Ordov íci co a la cual denominaron Forma­ción Tiñú. Sobre de esta unidad descansa en discordancia una secuencia integrada por las formaciones Santiago, Ixtaltepec y Yodo­deñe que se encuentran formadas por más de mil metros de elásticos correspondientes al Misisfpico, Pensilvánico y Pérmico (Panto­ja,1970).

La base de la secuencia mesozoica que aflora en la Cuenca Tlaxiaco la representan los sedimentos detrlticos de la parte inferior de la Formaci6n Rosario que es de origen continental y contiene horizontes de carbón (Erben, 1956). Segun este autor, los sedi­mentos de la Formación Rosario fueron de­positados en U!la cuenca carbon rfera que se desarrollo durante el Jurásico Inferior en el noroeste de Oaxaca, noreste de Guerrero y suroeste de Puebla, y en cuyos bordes oc­cidental y oriental no se depositaron los estratos inferiores de la formaci6n. Sobre la Formación Rosario descansa el Conglo­mEl"ado Cualac, que junto con los estratos medios y superiores de la primera, pertene­cen al Jurásico Medio; ambas formaciones constituyen el Grupo Consuelo que subyace al Grupo Tecocoyunca, cuyas formaciones afloran en vadas localidades de la Cuenca de Tlaxiaco y pertenecen también al Jurásico Medio.

- Este grupo está formado por sedimentos detr(ticos y carbonatados, tanto continenta­les como marinos, con presencia de plantas fósiles y amonitas, lo cual atestigua varias invasiones y regresiones marinas. Durante el JurAsico Superior en algunas zonas de la cuenca se depositaron sedimentos franca­mente marinos como la caliza con cidaris en el área de Mixtepec-Tlax iaco (Erben, op . ciL) y las formacionGs Chimeco y Mapache del Sur de Puebla, formadas por caliza, calizas arcillosas y lutitas calcáreas (Pérez, et. al., 1965) . La Caliza Teposcolula, considerada originalmente como del Jurásico por Salas (1949) y posteriormente por Erben (1956), ha sido recientemente asignada al Albiano­Cenomaniano (Ferrusquía, 1970) tomando como base su contenido faunístico; por otro lado la Caliza con Cidaris ha sido con­firmada como perteneciente al Jurásico Superior por su contenido de equinoides del Oxfordiano, Calloviano y K imeridgiano (Bui­trón, 1970). Hay que hac.er notar que estas unidades jurásicas se encuentran aflorando en la región del Complejo Acatlán y no ha sido reportada la presencia de rocas semejan­tes sobre el Complejo Oaxaqueño.

El Cretácico Inferior también atestigua sedimentación marina; sin embargo, en al­gunas localidades el Neocomiano y el Aptia­no están ausentes. En el Area de Tehuacán aflora una secuencia de clasticos calcAreos con bancos de caliza que constituyen la Formación Zapotitlén; sobre esta unidad descansan 1 300 m de elásticos calcáreos, finos y gruesos, de la Formación San Juan Raya, del Aptiano. Las formaciones del Neocomiano y Aptiano, det área de Oaxaca central y sur de Puebla, han sido incluidas

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Figura 3.7

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Rocas sedimentarias del Cretácico Inferior de la plataforma Guerrero­Morelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.

dentro del llamado Grupo Puebla. Sin em­bargo. en var ias loca 1 idades este gru po está ausente y las calizas del Albiano descansan en discordancia sobre la secuencia jurasica. Baz~n (1981) menciona que con los pozos Yacuda No. 1 y Teposcolula No. 1 se atra­vesó una secuencia de más de 2 500 m de evaporitas del Jurtlsico Superior y Cretácico Inferior .

I I

afloran al sureste de Nochixtllln y con la Formación Mexcala de la Plataforma Gue­rrero-Morelos.

La secuencia mesozoica plegada de la Cuenca de Tlaxiaco está cubierta en discor­dancia angular por extensos afloramientos de depositos continentales areno-conglome­raticos y arcillo-arenosos del Terciario, y por rocas volcfmicas silkicas, intermedias y mé­licas del Terciario Superior.

Los depósitos continentales terciarios han sido asignados a las formaciones Yanhui­tlán y Huajuapan (Salas. 1949). que según Erbern (1956), son facies distintas de la mis­ma unidad. La primera está formada por ar­cillas co n algunas intercalaciones de arenisca y cen iza volcánica; la segunda está compuesta de arenisca. ceniza volcánica. arcillas areno­sas y capas de conglomerados y brechas. Fe­rrusquía (1976) menciona una edad radio­métrica de 49.0 ± 8m. a para una toba in­terestratificada en la Formación Yanhu itlán de Sayu Itepec. qu e fech a a esta f ormac i6 n co­mo Paleoceno Ta rd io-Eoceno Med io. Este autor seña la que la formación tiene una posi­ción estrat igráfica similar con la Formac ión Tehuacán (Calderón. 1956) y el Grupo Bal­sas (Fries. 1960).

Para el O ligoceno se desarrolló en varias localidades del estado de Oaxaca un periodo de actividad volcánica que originó inicial­mente la emisión de tobas silícicas e inter­medias. Y. posteriormente, derrames lávicos andesíticos. La actividad volcánica culminó con algunos derrames basálticos del Terciario Superior_

Figura 3 .8

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Durante el intervalo Albiano-Cenomania­no se deposito en toda la región una secuen­cia de calizas en capas gruesas desarrolladas en un mar transgresivo. Estas calizas han re­cibido diferentes denominaciones en áreas distintas. Calderón (1956) designb como Formación Cipiapa a una amplia secuencia de calizas masivas de naturaleza micrltica y biomicrltica, con algunos nódulos de peder­nal que afloran en la región de Tehuacán. Ferrusqula (1970) designó como Caliza Te­poscolula a una biomicrita masiva Que aflora en el área homÓnima y Que había sido con­siderada por Salas (1949) como Jurásica; finalmente. Pllrez y colaboradores (1965) aplicaron a estas calizas el nombre de For­mación Morelos. en la region de Acatla, al relacionarlas con las calizas Albiano-Ceno­mani~mo que afloran en la Plataforma Gue­rrero-Morelos.

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Sobre las calizas del Albiano-Cenomania­no descansa una secuencia de caliza margosa, denominada por Ferrusqula (1976) como Formaci6n Yacunama; presenta fósiles del intervalo Coniaciano-Maestrichtiano y aflora al noroeste de Nochixtlán. Se correlaciona con las Margas Tilantongo (Salas, 1949) Que

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PUEBLA

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Rocas sedimentarias del Jurásico de la plataforma Guerrero-Morelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.

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3.7. Sector su r de la Sierra Madre Oriental y Llanura Costera del Golfo Sur

E n el flanco este del sector sur de la Sierra Madre Oriental (Sierra de Juárez) está expuesta una gruesa secuencia de rocas sedimentarias mesozoicas que descansan so­bre un basamento metamórfico que aflora principalmente en el flanco occidental de la misma sierra. Este basamen to metamórfico, oonstituido por esquistos, gneises y filitas, derivados principalmente de rocas sedimen­tarias, ha sido tradicionalmente atribuido al Paleozoico y Precámbrico, sin embargo, en una sección ubicada a la altura del paralelo 18, Charleston (1980) reconoció una gruesa secuencia de esquistos y rocas metavolcáni ­cas que atribuyó al Cretácico Inferior.

La secuencia sedimentaria del flanco oriental, que se encu entra confo rmando plie­gu es asimétricos hacia el oriente, tiene como base, en el sect or Zongolica-Tehuacán , a una unidad de pizarras de color obscuro con al­gunas intercalaciones de areniscas de grano fino y lutitas ca lcáreas que se encuentran ampl iamente expuestas y han sido tentativa­mente atribuidas al Jurásico Medio (López Ramos, 1979). En el sector ubicado al sur del paralelo 18 , y hasta la región del istmo de Tehuantep8C, la base del Mesozoico la constituye la Formación Todos Santos que es una secuencia de lechos rojos continenta­les de areniscas, conglomerado y lutita con estrat ificación cruzada. Esta formación ha sido reconocida además en Chiapas y norte de Centroamérica, en donde a su parte infe­rior se le considera como Jurásico 1 nferior y Medio (Mu ll er ied , 1957); sin embargo, Ló ­pez Ramos (1979) opina qu e podr(a alcanzar el Triásico.

El Jurás ico Superior se encuentra expues­to en el área de Zongolica (Viniegra, 1965) en forma de secuencias marinas de calizas bi­tuminosas con intercalaciones de calizas are­no -arc illosas y con presenc ia de amonitas; sin embargo, en el sector sur del flanco orien­tal de la Sierra de Juárez no han sido repor­tados aflorameintos de esta época.

La secuencia marina del Cretácico que aflora en la porción norte de la Sierra de Juá­rez, está formada principalmente de rocas calcáreas que han sido reconocidas por Petróleos Mex icanos en estudios superfi­

ciales y de subsuelo; estas rocas incluyen las formaciones Tuxpanguillo (Neocomiano), Capolucan (Aptiano), Caliza Orizaba (AI­biano-Cenomaniano), Cal iza Maltrata (Tu­roniano-Coniacianol, Unidad Guzmantla (Tu­roniano-Senoniano) ,as! como las formaciones Necoxtla y Atoyac del Senoniano-Campa ­niano y Campaniano-Maestrichtiano (Vinie­gra, 1965). Por otra parte, el Cretácico Ma­rino está representado en el área del istmo de Tehuantepec por calizas ner(ticas fosil (fe­ras que López Ramos (1979) incluyó dentro de la "Serie de Calizas Cretácicas Nizanda­Lagunas" que ubicó en el Cretác ico Mooio.

En la porción de la Llanura Costera del Golfo que bordea la Sierra de Juárez, Pe­tróleos M ex icanos a llevado a cabo perfora­ciones exploratorias que han permitido reconocer las unidades mesozoicds en el subsuelo, por lo cual ha sido posible la re-

SITUACION DE LA PLATAFORMA DE COIilDOBA Figura 3.9

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construcción de una paleo plataforma llama­da Plataforma de Córdoba que constituyó un algo fondo marino durante la segunda mitad del Mesozoico. La mitad oeste de la plataforma está expuesta en la Sierra Madre Oriental y la mitad este está sepultada en la Llanura Costera del Golfo. Asimismo , se encuentra limitada al poniente por la Paleo­cuenca de Zongolica y al oriente por la Pa­leocuenca de Veracruz (González Alvarado, 1'976). Sobre esta plataforma se acumularon más de 5 000 metros de soo imentos de los cuales se ha obten ido producción petrolera, sobre todo de campos ubicados en su porción or iental (González Alvarado, op. cit.).

Durante el Terciario, en el marco de una regres ión marina hacia el este, se deposita­ron en la Llanura Costera del Golfo los se­Qimentos terrígenos de las Formaciones Ch icontepec-Velazco (Paleoceno); Aragón, Guayabal y"Chapopote (Eoceno); Horcones y La Laja (Oligoceno); Depósito, Encanto, Concepción, Filisola y Paraje (Mioceno). Es­tos depósitos se originaron al empezar las deformaciones orogénicas de la Sierra Madre Oriental durante el inicio del Cenozoico.

La actividad Ignea del sector sur de la Sierra Madre Oriental. que a finales del Me­sozoico y principios del Cenozoico se mani­fiesta en forma de intrusiones graníticas, se restringe en el Terciario Superior y Cuater­nario a las emisiones basáltica-alcalinas del área de los Tuxtlas. Esta zona volcánica De­mant (1978) la relaciona con la provincia alcalina del Golfo de México, más que con el extremo oriental del Eje Neovolcánico como lo hablan señalado algunos autores.

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(Según Gonzá lez Alvarado, 1976)

3.8. Resumen tectónico

La complejidad estructural yestratigrafi ­ca de la porción centro meridional de Méxi­co hace difícil una reconstrucc ión paleog€o­gráf ica y tectó nica que permita una explica­c ión c lara sobre el origen de los rasgos de esta porción de Méx ico .

Recientemente la estructu ra de la región ha sido interpretada en términos de un mo­saico de terrenos tectonoestratigráficos (ver Fig. 311) que fueron acrecionados en dife­rentes episodios de la evolución tectónica de esta parte de México (Campa et al., 1981; Campa y Caney, 1983). Cada terreno cuenta con un basamento distinto y sus límites han sido interpretados generalmente com o l ími­tes tectón icos.

El terreno con el basamento más antiguo es el Terreno Oaxaca que ocupa la parte central del estado homónimo y cuenta con secuencias cám br ico·ordovic ícas y m isisipico­pensivlánicas sin metamorfismo. La base metamórfica, formada por el Comp lej o Oa­xaqueño del Precámbrico (900-1100 mi ll o­nes de años), ha sido interpretada como el resultado de la evolución de un rift con sedi­mentación en corteza continental antigua y el posterior metamorfismo a facies granu lita en una evolución ensiálica o por colisión co ntinental (Or tega, 1981). Este complejo es considerado como una continuación hacia el sur de la faja Grenvil liana (Fries et al., 1962), sin embargo, la fauna de trilobites de su cubierta cambrico-ordovícica, muestra más afinidad con la fauna de Europa y Sud­américa que con la de Norteamérica (Whit­tintan y Huges , 1974). Bazan (1984) no des-

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