CARACTERIZACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN DEL MESOZOICO ... · Caracterización del Prisma de Acreción del Mesozoico Temprano del occidente-centro de México: implicaciones en la

M E X I C O

CARACTERIZACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN DEL MESOZOICO

TEMPRANO DEL OCCIDENTE-CENTRO DE MÉXICO: IMPLICACIONES EN LA

DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE YACIMIENTOS MINERALES

ESPECIALIDAD: GEOLOGÍA

Ing. Elena Centeno García Doctora en Filosofía (Geología)

México, D. F:, a 22 de agosto de 2013.

Caracterización del Prisma de Acreción del Mesozoico Temprano del occidente-centro de

México: implicaciones en la distribución regional de yacimientos minerales.

Especialidad: Geológica

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CONTENIDO

Página

Resumen ejecutivo 3

1 Introducción 4

2 Antecedentes 11

3 Regiones Estudiadas 13

4 Composición, procedencia y paleogeografía: definición del Abanico Submarino

32

5 Deformación del Abanico Submarino Potosí y generación del Prisma de Acreción: ¿hacia dónde

fue su polaridad?

38

6 Importancia del prisma de acreción en la

distribución regional de los yacimientos minerales

43

7

8

Conclusiones

Referencias

47

47




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1) RESUMEN EJECUTIVO

Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la zona

donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el manto de la tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental.

En estas zonas de subducción se da la incorporación de fragmentos de la corteza oceánica y sedimentos acumulados en la fosa al continente. Este proceso da lugar al crecimiento de las masas continentales por acreción

tectónica, y a los materiales que se adhieren a la corteza se les denomina complejos de subducción.

Los complejos de subducción son importantes desde el punto de vista geológico porque son marcadores de los límites continentales del pasado, por lo que permiten la reconstrucción de la paleogeografía y la caracterización de

océanos extintos que dividían masas continentales. Los prismas de acreción pueden contener yacimientos minerales de oro orogénico, cromo, plata, barita,

platinoides y sulfuros masivos (plomo y zinc).

El trabajo realizado en el occidente de México ha tenido como resultado la identificación de un prisma de acreción que se formó durante el Triásico

Tardío-Jurásico Temprano. Dicho prisma aflora en diversas localidades en los Estados de Michoacán, Guerrero, Colima, Jalisco, Zacatecas y Querétaro, con

una extensión actual aproximada de 640x350 km. El prisma de acreción recibe varios nombres según la región, en la costa se denomina Complejo Arteaga o

Complejo Las Ollas, y hacia el centro del país se conoce como Formación Zacatecas, Formación Taray y Complejo El Chilar. Está constituido por una matriz sedimentaria (turbiditas siliciclásticas) que contiene bloques de diversos

tamaños de gabros, basaltos, pedernal y caliza.

Con base en estudios de procedencia de sedimentos se determinó que la

matriz sedimentaria se formó en un abanico submarino, al cual se le denomina Abanico Potosí, depositado en la margen continental, cuyos componentes fueron transportados desde el Este de México y de Sudamérica (Gondwana).

Posterior a la sedimentación que alcanzó probablemente varios kilómetros de espesor, se inició una zona de subducción que deformó a las rocas del Abanico

Potosí y que incorporó bloques tectónicos formados de fragmentos desprendidos de la corteza oceánica al momento de la deformación.

El conocimiento de la naturaleza y distribución geográfica de dicho prisma

de acreción es una contribución importante que permite reconstruir la evolución geológica del occidente de México. También aporta a la exploración

minera, ya que además de los yacimientos que contiene, aparentemente juega un papel importante en el control regional de yacimientos más jóvenes, principalmente los de plata y oro.

Palabras clave: Ingeniería Geológica, Yacimientos Minerales,

Tectónica, Subducción, Terreno Guerrero.




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2) INTRODUCCIÓN

Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las

márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la

zona donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el interior de la

tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental. La zona de

subducción está constituida por la placa oceánica, la zona de flexión o

arqueamiento de la placa oceánica, la trinchera o fosa, el prisma de

acreción y la zona de antearco.

Son tantas las variaciones morfo-estructurales y sedimentológicas,

que se dan en esta zona de límite de placas, que ha sido difícil generar

clasificaciones o ejemplos-tipo de ellas. Quizás la clasificación más

elemental es aquella que divide las zonas de subducción en zonas con

erosión tectónica y zonas con acreción (Uyeda y Kanamori, 1979). En

las zonas donde se presenta la erosión por subducción las rocas que

forman la corteza de la placa superior y la corteza oceánica subducida

se encuentran en contacto ambas prácticamente sin cubierta

sedimentaria, debido a que la tasa de sedimentación es muy baja, y en

ellas hay pérdida de corteza, ya que grandes fragmentos son

“arrancados” y llevados hacia el manto, arrastrados por la corteza que

subduce (Figuras 1y 2a).

En cambio, en otras zonas de subducción se presenta acreción, en

ellas se forma un cuerpo por lo regular con una morfología triangular o

de cuña, constituido por rocas que son arrancadas de la corteza

oceánica subducida y que se adhieren a la placa superior (corteza

continental u oceánica), a veces incluye sedimentos y materiales

derivados de la placa superior (Figura 1). A este cuerpo se le conoce con

varios nombres: complejo de subducción (subduction complex), prisma

de acreción (accretionary prism), cuña de acreción (acretionary wedge)

o complejo de acreción (accretionary complex).

El proceso de acreción puede variar, tanto en los mecanismos que

lo producen, como en los volúmenes de material que se incorpora a la

placa superior, así como la velocidad o tasa de acreción (km3 por millón

de años). Así en los prismas de acreción se pueden observar, desde

grandes escamas tectónicas formadas por fragmentos de la corteza

oceánica, hasta rocas del basamento de la placa superior o rocas ígneas

derivadas del arco instaurado en dicha placa.




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Figura 1. Mapa tectónico circum-Pacífico que muestra las zonas de

subducción donde no hay acreción o hay erosión tectónica (líneas

amarillas) y las zonas de subducción en las cuales se está formando el prisma de acreción (líneas rojas) (modificado de von Huene y Scholl,

1991).

La morfología de la cuña tectónica depende de varios factores, por

ejemplo: de la morfología del límite de la corteza de la placa superior,

sin importar si esta es oceánica o continental. Cuando la corteza ha

sufrido un adelgazamiento por algún proceso tectónico previo, le dará

una topografía de pendiente suave y continua, así una margen pasiva

podría evolucionar a una convergente, en estos casos la cuña de

acreción tiende a cabalgar sobre la margen continental, permitiendo que

la acreción sea superficial, inclusive permite la obducción de escamas

tectónicas de la corteza oceánica subducida (Figura 2c). En cambio, si el

límite de la placa superior tiene una morfología abrupta o muy vertical el

prisma de acreción será angosto y el apilamiento ocurrirá hacia la

corteza oceánica. En algunos casos se presenta una acreción subcortical,

esto es, por debajo de la placa superior (Figura 2b).

Los prismas de acreción son rasgos tectónicos significativos por

varias razones:

1) Son laboratorios naturales de los procesos orogénicos y de

deformación.




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Figura 2. Modelos morfotectónicos de subducción y geometría de

la acreción (tomado de von Huene y Scholl, 1991).

2) Son uno de los mecanismos de crecimiento de los continentes.

3) En el caso de los complejos de subducción antiguos, delinean los

paleolímites de placas y permiten reconstruir la morfología de los

fragmentos litosféricos existentes en el pasado, así como su evolución

paleogeográfica.

4) Permiten reconstruir las características principales de cuencas

oceánicas extintas.

Desde el punto de vista de la Geología Económica los prismas de

acreción son importantes ya que las cuencas sedimentarias asociadas a

ellos en ocasiones presentan manifestaciones de hidrocarburos.

Además, algunos prismas antiguos contienen yacimientos minerales

importantes.

LITOLOGÍAS Y RASGOS ESTRUCTURALES

Las asociaciones litológicas de los prismas de acreción pueden ser

muy diversas, en la mayoría de ellos, se presentan rocas sedimentarias

o sedimentos (en el caso de prismas activos) que pueden ser de cuatro

tipos (Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; Busby e Ingersoll, 1995;

von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013):

Placa superior

Placa subducida




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Tipo 1

Rocas sedimentarias (sedimentos) de relleno de trinchera. Por lo regular

son sedimentos derivados del arco activo, contemporáneo a la zona de

subducción que origina el prisma, y/o derivados de la erosión de rocas

más antiguas, inclusive derivados de la erosión del basamento en el

caso de arcos continentales. Estos tienen por lo regular características

particulares, son principalmente sucesiones rítmicas depositadas por

flujos turbidíticos u otros flujos de gravedad, contienen abundantes

fragmentos volcánicos, y las areniscas son principalmente volcarenitas y

presentan una procedencia de arco magmático. Pueden estar alternadas

con pedernales, aunque estos son raros. La edad de depósito es muy

próxima a la edad de deformación, y los zircones detríticos que

contengan tendrán edades equivalentes al arco magmático asociado y

muy cercanas a la edad de la formación del prisma, con zircones

heredados en el caso de arcos continentales. En la mayoría de los

prismas de acreción que incorporan los sedimentos de relleno de

trinchera, estos no van a estar consolidados, por lo que la deformación

tendrá características muy particulares, como deformación fluidiza de

sedimentos no consolidados (soft-sediment deformation), volcanes de

lodo, diques de arena y arcillas, (Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987;

von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013).

Tipo 2

Rocas sedimentarias (sedimentos) de la cobertura sedimentaria de la

corteza oceánica subducida. Otro tipo de litologías común en los

complejos de acreción son aquellas que se depositaron en el fondo

marino, sobre la placa oceánica que está siendo subducida, estas rocas

pueden variar, desde sedimentos hemipelágicos, como lutitas negras y

radiolaritas, hasta calizas, si el depósito ocurrió, por ejemplo, sobre

escudos volcánicos. Estas litologías pueden estar interestratificadas con

volcanoclásticos, como tobas y lapilli originados por erupciones

submarinas en una dorsal, estas rocas tendrán una composición básica y

firmas geoquímicas tipo basaltos de dorsal oceánica (MORB). Las edades

de este tipo de rocas sedimentarias son por lo general mucho más

antiguas que la edad de la acreción, y sus fósiles pueden tener

afinidades paleobiogeográficas muy distintas a la de los fósiles asociados

a las sucesiones depositadas sobre la placa superior de la zona de

subducción (Thornburg y Kulm, 1987).




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Tipo 3

Rocas sedimentarias depositadas en la margen continental en un

ambiente tectónico previo al inicio de la subducción. Ejemplos actuales

de márgenes continentales indican que antes de la iniciación de la

subducción, puede darse un ambiente tectónico distinto por períodos

prolongados. Es común que un proceso como la subsidencia en una

margen pasiva, ocasionada tanto por enfriamiento de la corteza

oceánica como por el peso de los sedimentos, eventualmente de origen

a la subducción, como fue el caso de las márgenes de paleo océanos

como el Tetis, el Reíco o el Iapetus, este proceso forma parte del ciclo

Wilson. Un ejemplo actual, pero asociado a una margen transforme es la

cuenca de Santa Barbara, California, en los Estados Unidos, donde los

esfuerzos asociados a la transpresión en las Sierras Transversales

(Transversal Ranges) ha dado lugar a una cuenca con más de 10 km de

profundidad. Por la tasa tan elevada de subsidencia y las condiciones de

esfuerzos es predecible que se generará una zona de subducción a

futuro (Encarnacion et al., 2001; Yuan-Bao, y Yong-Fei, 2013; Shan et

al., 2013).

En ambos casos, los prismas de acreción que se formaron o

formarán a partir de este tipo de márgenes, tienen como características

esenciales la presencia de paquetes muy gruesos, de kilómetros de

espesor, de rocas sedimentarias con composición muy homogénea,

derivadas de la sedimentación en la margen pasiva o transforme, y las

rocas sedimentarias deformadas carecerán de fragmentos volcánicos o

de rocas volcanoclásticas. En estos prismas, las edades de los zircones

detríticos serán muy viejas comparadas con la edad de la deformación.

Durante la acreción se generarán estructuras muy similares a la de

cualquier otro orógeno, ya que la mayoría de la sucesión que participará

en la deformación se encontrará ya litificada al momento de la

formación del prisma.

Tipo 4

Bloques caídos del antearco en forma de olistolitos. Se han reportado en

prismas de acreción bloques de diversos tamaños de litologías similares

a las encontradas en cuencas de antearco y arco, tales como calizas,

volcanoclásticos y rocas clásticas depositadas en ambientes marinos

someros. Estos se interpretan como bloques deslizados por gravedad y

que son incorporados al prisma de acreción, o depositados en mini-




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cuencas formadas sobre el mismo prisma y que son incorporadas

durante la deformación progresiva del mismo prisma.

Los prismas de acreción pueden contener rocas ígneas de dos

tipos principalmente:

Tipo 1

Rocas ígneas provenientes de la corteza oceánica que está siendo

subducida. En los prismas se puede encontrar desde pequeños bloques

de centímetros de diámetro, hasta grandes escamas con una

estratigrafía coherente, constituidos por las litologías propias de la

corteza oceánica, tales como lavas basálticas almohadilladas, basaltos

masivos, gabros bandeados y peridotitas. Algunos se preservan con

texturas primarias intactas, otros presentarán una intensa

serpentinización o facies metamórficas de alta presión (esquistos azules)

(Shervais, 2006).

Tipo 2

Rocas ígneas provenientes del arco volcánico. En algunos prismas de

acreción también se han encontrado bloques de lavas o piroclásticos con

firmas geoquímicas de arco. Inclusive en complejos de subducción,

formados en la margen de arcos continentales se han reportado bloques

de granitos o de rocas metamórficas del basamento, como bloques

exóticos contenidos dentro de una matriz intensamente deformada

(Shervais, 2006).

En cuanto a las características estructurales de los prismas de

acreción, estas pueden ser de lo más diverso (figuras 3 y 4), desde un

cinturón de pliegues y cabalgaduras hasta texturas de bloques con

geometría de sigmoides, incluidos en una matriz intensamente

tectonizada (en inglés block-in-matrix) las cuales se conocen como

melánge. La matriz del melánge puede ser sedimentaria, con bloques de

todas las litologías mencionadas, o serpentinítica, formada por rocas

ígneas máficas que han sufrido metamorfismo y que puede incluir

bloques de cualquier tipo litológico, inclusive de rocas sedimentarias

(Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; von Huene y Scholl, 1991;

Shervais, 2006; Kusky et al., 2013; Tsuji et al., 2013).




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Figura 3. Litologías involucradas en la generación del prisma de acreción

con base en el nivel de despegue (tomado de Thornburg y Kulm, 1987).

Figura 4. Modelo de sísmica de 3D que muestra los estilos estructurales del prisma de acreción de Nankai, Japón (tomado de Moores et al.,

2007).




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3) ANTECEDENTES

En el caso de México, existen pocos trabajos enfocados al estudio

de prismas de acreción. La presencia de eclogitas, que son indicativas

de niveles profundos de zonas de subducción, en el Complejo Acatlán

fueron reportadas desde 1974 por Fernando Ortega-Gutiérrez. La

identificación de tales rocas metamórficas, llevo a dicho autor a

interpretar al Complejo Acatlán como el resultado de procesos de

colisión continente-continente, y a relacionar el origen del complejo con

la formación de Pangea al final del Paleozoico (Ortega-Gutiérrez, 1974,

1978 Meza-Figueroa et al., 2003).

En la Península de Vizcaíno, Sedlock en 1988 identifica rocas

metamórficas originadas en condiciones de altas presiones y bajas

temperaturas (esquistos azules) y propone la existencia de una zona de

subducción a lo largo de la margen occidental de la Península de Baja

California durante el Cretácico. Trabajos posteriores corroboran la

existencia del prisma de acreción cretácico, aunque proponen edades

más antiguas para su formación (170.160 Ma) (Baldwin and Harrison,

1992; Kimbrough et al., 2003).

En 1990, Anderson y colaboradores, presentan en el Congreso de

la Sección Cordillerana de la Sociedad Geológica de América, las

evidencias de la probable existencia de un melánge en la región central

de México, en el estado de Zacatecas (área de Pico de Teyra) y lo

consideran como de edad Jurásica (?). Tiempos antes, de Cserna

menciona la existencia de rocas intensamente deformadas en las

cercanías de la Ciudad de Zacatecas y publica en 1970 un trabajo

titulado “Mesozoic Sedimentation, Magmatic Activity and Deformation in

Northern Mexico”, en el cual puntualiza la existencia de un evento de

deformación importante al que le llamó “Zacatecas Thrusting” y que

originó una discordancia regional entre las rocas Triásicas de Zacatecas

y las unidades más jóvenes (Figura 5). Además, el mismo autor

menciona que la naturaleza de las rocas deformadas de Zacatecas es

similar a rocas de un ambiente de eugeosinclinal y que contrastan con

las rocas Triásicas continentales (tipo miogeosinclinal) de Sonora.

En el año de 1992, la autora del presente trabajo inicia los

estudios de campo en el occidente de México, con el fin de determinar la

estratigrafía y la evolución tectónica en la región comprendida entre

Caleta de Campos, Michoacán, Zihuatanejo, Guerrero y Huetamo,




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Michoacán, perteneciente al Terreno Guerrero, definido por Campa y

Coney (1983) como un arco de islas volcánico que se desarrolló

principalmente en el Cretácico.

Figura 5. Mapa tectónico del centro norte de México publicado por

De Cserna (1970). Península de Tamaulipas (ancestral)

En una primera etapa el trabajos se enfocó a caracterizar las rocas

intensamente deformadas de la región de Arteaga-Tumbiscatío (Arteaga

en figura 6), posteriormente la investigación se extendió a la zona de

Placeres del Oro y de Tzitzio al sur y norte de Ciudad Altamirano,

Guerrero (Placeres y Tzitzio en figura 6), y a las localidades en el centro

del país, principalmente en la Ciudad de Zacatecas (Fm. Zacatecas en

figura 6) y las áreas de Peñón Blanco y Charcas (Figura 6). Por último,

se realizó trabajo en la Península de Vizcaíno, Baja California Norte (Fm.

San Hipólito en figura 6) y en Pico de Teyra, Zacatecas y Tolimán,

Querétaro (Fm. Taray y C. El Chilar respectivamente en figura 6), estas

dos últimas con la participación de estudiantes de maestría y doctorado.

En paralelo, Oscar Talavera (2000) estudia las rocas metamórficas de

Las Ollas, Guerrero, Gilberto Silva (1993) la estratigrafía de la región de

Peñón Blanco, Zacatecas y Rafael Barboza y et al. (1998, 2004, 2010)

las rocas clásticas pre Jurásicas de las zonas de Real de Catorce y

Charcas (Figura 6). Con la integración de los resultados obtenidos en

todas las áreas antes mencionadas, se llega a la conclusión de la

existencia de un prisma de acreción de extensión regional, formado




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durante el Mesozoico temprano, que es el tema central de este trabajo

inédito. A continuación se describen brevemente las áreas estudiadas:

Figura 6. Mapa de México que muestra la ubicación de las principales

localidades del Mesozoico Inferior y del Paleozoico Superior.

4) REGIONES ESTUDIADAS

Región de Arteaga-Tumbiscatío

Al norte de la población de Arteaga, Michoacán, afloran

ampliamente rocas volcánicas y sedimentarias con distintos grados de

metamorfismo (ver figura 6 para su ubicación). Estas fueron descritas

por primera vez por Gutiérrez (1975), como Esquistos Arteaga. Campa y

colaboradores (1982) reportan la presencia de radiolarios de edad

Triásica (Ladiniano-Cárnico) y proponen que los pedernales que los

contienen corresponden a una unidad distinta a los Esquistos Arteaga

descritos por Gutiérrez (1975). Posteriormente, Grajales y López (1984)

describen brevemente las mismas rocas como una asociación de

metapelitas, meta-areniscas, radiolaritas y lavas almohadilladas, y

sugieren su probable relación con ambientes marinos profundos. El

trabajo cartográfico de detalle realizado en la zona por la autora

permitió llegar a la conclusión de que las rocas mencionadas por Campa




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y colaboradores (1982) y los Esquistos Arteaga de Gutiérrez (1975),

pertenecen a una misma unidad. Por otra parte en éste trabajo

cartográfico se encuentra que las rocas del Mesozoico Inferior están

separadas por una discordancia mayor de las rocas volcano-

sedimentarias de edad Cretácica que las sobreyacen.

Se decidió cambiar el nombre de Esquistos Arteaga a Complejo

Arteaga, debido a su diversidad litológica y a su grado de deformación y

metamorfismo. Se trata de un complejo estructural según el Código

Estratigráfico Norteamericano, ya que cumple con las características de

contener rocas tanto sedimentarias como ígneas y metamórficas y de

que los contactos entre litologías son tectónicos (Barragán et al., 2010).

Aunque Gutiérrez (1975) menciona la existencia de rocas cretácicas en

la zona, no define ni su estratigrafía ni su relación de contacto con el

Complejo Arteaga. En la figura 7 se muestra el mapa geológico de la

zona, en él se definen 3 grandes estructuras: un sinclinal entre

Tumbiscatío y Las Juntas, que afecta tanto a la cobertura Cretácica

como al Complejo Arteaga; un anticlinal recumbente/cabalgadura en el

sur, que pone en contacto al complejo Arteaga sobre la sucesión

Cretácica; y una falla de desplazamiento lateral izquierda al suroeste del

área, en las proximidades de Arteaga y que afecta tanto a cuerpos

intrusivos cenozoicos como a rocas mesozoicas y que produjo una banda

milonítica de aproximadamente 1 km de espesor (en color rosa en el

mapa de la figura 7). Las rocas del Complejo Arteaga presentan dos

bandas de deformación y metamorfismo intenso (marcadas con

achurado en la figura 7) y que corresponden a escamas tectónicas

formadas previamente al depósito de las rocas cretácicas, en ellas se

encuentran bloques y escamas de diversas litologías, y localmente

alcanza facies de anfibolita. El evento de deformación y metamorfismo

más importante que afectó al complejo ocurrió previamente al

emplazamiento de los cuerpos graníticos Jurásicos, los cuales presentan

algo de deformación frágil, y de milonitización incipiente, pero ésta

última asociada a bandas de cizalla más jóvenes. A continuación se

describen las litologías que forman el Complejo Arteaga.

Matriz Sedimentaria: El Complejo Arteaga está constituido

principalmente por rocas sedimentarias (Figura 8A), que representan

aproximadamente un 60% a 70% de todo el complejo (Figura 7) y que

forma la matriz en la cual se encuentran bloques y escamas de diversas




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litologías y tamaños. La matriz sedimentaria está compuesta por una

alternancia de lutitas, limolitas y areniscas, con escasos horizontes de

pedernal negro y verde (Figura 8D). En las zonas donde presenta menos

deformación, se distinguen estructuras primarias que corresponden a las

facies de Bouma principalmente (Figura 8B), por lo que se interpretan

como depósitos turbidíticos. La presencia de pedernal con radiolarios, la

cantidad de pirita diseminada y materia orgánica contenida en las lutitas

sugiere un ambiente de depósito reductor, de abanico submarino

profundo.

Figura 7. Mapa geológico de la región de Arteaga-Tumbiscatío.

Las areniscas son en su totalidad cuarzoarenitas y su deformación

varía de esquistos verdes a zonas con solo plegamiento y cizalla

incipiente (Figura 8A y B). Otra litología, además de los pedernales, que

se encuentra alternada con las turbiditas siliciclásticas es una limolita de

color verde claro, que en las zonas con mayor deformación genera un

esquisto de clorita (Figura 8C). El análisis de elementos traza,

incluyendo las tierras raras, de dichas rocas sugiere que corresponden a

tobas máficas, con firmas de basalto de dorsal oceánica (MORB), lo que

sugiere probablemente la presencia de volcanismo de dorsal oceánica

contemporáneo al depósito del abanico submarino siliciclástico, ubicado

hacia el occidente.




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Figura 8. A) Matriz sedimentaria formada por lutitas y areniscas

(cuarzoarenita) en una zona con intensa deformación y metamorfismo a facies de esquistos verdes baja. B) La misma sucesión turbidítica en

zonas con mínima deformación, en donde se observan estructuras pimarias características de facies de Bouma. C) Volcanoclásticas

alternados con las turbiditas siliciclásticas y que tienen firmas geoquímicas de MORB. D) Pedernal (radiolarita) de color verde claro, en

bloques o alternado con las turbiditas.

Bloques y escamas tectónicas: La matriz sedimentaria contiene bloques

incorporados por tectonismo, que son el resultado de una intensa cizalla

y forman la textura de bloques en matriz (block.in-matrix) los límites de

los bloques están tectonizados y en ellos se encuentran bloques más

pequeños, todos, desde los “bloques” de centímetros hasta los de más

de 20 metros de diámetro tienen forma de sigmoide. Los bloques son

de dos tipos, los de litologías autóctonas, esto es que están constituidos

por las mismas areniscas, lutitas, volcaniclásticos y pedernales que

forman la matriz, y los bloques de litologías alóctonas, estos son

aquellos que no se observan con una relación deposicional primaria.

Los bloques alóctonos están formados por gabros y plagiogranitos,

basaltos almohadillados, basaltos masivos, calizas con pedernal y

pedernal (Figura 9). En las porciones noreste y noroeste del mapa




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geológico de la región de Tumbiscatío (Figura 7) se cartografiaron

cuerpos tabulares continuos, de extensión regional, formados por

basaltos almohadillados, derrames masivos y diques, que constituyen

cuerpos coherentes en forma de cabalgaduras o escamas tectónicas de

varios kilómetros de longitud, cuyas bases presentan la deformación

más intensa (achurado en mapa). Este tipo de cuerpos pueden

presentarse en prismas de acreción como el resultado de las

cabalgaduras y su consecutivo desmembramiento conforme avanza la

deformación.

Figura 9. Litologías principales de los bloques alóctonos: A) caliza con

pedernal; B) basaltos almohadillados. C) gabro bandeado.

Estructura: Como se mencionó anteriormente la deformación del

Complejo Arteaga es muy variable, desde escamas tectónicas con una

estratigrafía coherente hasta zonas de melánge con bloques de

centímetros de diámetro. El estilo estructural observado tiene las

variaciones propuestas en la clasificación de estructuras de cizalla en

bloques y matriz propuesta por Raymond en 1984 (Figura 10). Además,

el complejo Arteaga presenta localmente una sobreposición de por lo

menos otras 2 fases de deformación, una de ellas es en forma de

bandas miloníticas (región de Las Juntas), y en otras como pliegues que

afectan las rocas cizalladas donde se observa la lineación plegada

(Figura 11 A y B). Esta última coincide con la vergencia de las

estructuras que afectan las rocas cretácicas depositadas

discordantemente sobre el complejo (Figura 11). La primera fase de

deformación presenta localmente metamorfismo a facies de esquisto




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verde, con segregaciones de cuarzo (figura 11C) y en la región de Las

Juntas llega a facies de anfibolita.

Hay que resaltar que el Complejo Artega registra, además de la

deformación asociada a la acreción, por lo menos otros dos eventos de

deformación regional, que originaron foliaciones y lineaciones plegadas y

pligues replegados. De estas, por lo menos una coincide con la

deformación que presentan las rocas cretácicas que lo sobreyacen.

Figura 10. Grados de cizallamiento que pueden presentar las rocas

deformadas en zonas de subducción, el esquema A corresponde a la

cubierta sedimentaria de la corteza oceánica, que incluye pedernal y depósitos hemipelágicos, el esquema inferior (B), corresponde a la

porción ígnea de la corteza oceánica, que produce melánge con matriz serpentinítica y bloques de basaltos almohadillados, gabros, etc. En

algunos casos, como el del Complejo Arteaga, se mezclaron las litologías y en las rocas de los niveles sedimentarios se presentan bloques de la

parte inferior (B), magmática.




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Figura 11. Diferentes grados de deformación del Complejo Arteaga. A)

Foliación plegada con desarrollo de crucero de plano axial, que forma un

anticlinal recumbente cuya vergencia coincide con la vergencia de las estructuras registradas en las capas Cretácica. B) Foliación plegada y re

plegada, que origina que la lineación asociada a la cizalla de D1 se curve (señalada con el lápiz), los pliegues se encuentran replegados por

pliegues chevron recostados. C) foliación y secregaciones de cuarzo en la zona con facies de esquisto verde, cortadas por una cizalla frágil

subvertical. D) textura de melánge, con sigmoides a escala de centímetros, formados por estratos de arenisca en una matriz lutítico-

arenosa, correspondientes a la primera deformación D1.

Edad del Complejo Arteaga: No se han encontrado macrofósiles en el

complejo, solamente algunos radiolarios y foraminíferos mal

preservados. Se sabe que la edad del depósito no puede ser más

antigua que el Triásico Temprano (Olenekiano) porque los zircones

detríticos más jóvenes, contenidos en las areniscas de la matriz

sedimentaria tienen edades mínimas de 243 Ma. Por otra parte, la edad

de los radiolarios reportados por Campa et al. (1982), es del Ladiniano-

Cárnico, que es muy probablemente la edad del depósito. El

fechamiento por U/Pb del uno de los bloques de gabro que aflora en la

parte noroeste del área (Las Juntas, mapa en figura 7 y diagrama de




20

concordia en figura 12) dio una edad de 180 Ma, con una mala

precisión, por lo que no puede considerarse como la edad de

cristalización. Por otra parte, la edad de las rocas intrusivas más

antiguas que cortan al complejo ya deformado tienen una edad Jurásico

Medio 163 Ma (Granito Macias en la misma zona, figura 12).

Figura 12. Geocronología del Gabro Las Juntas, que forma un bloque

dentro del Complejo Arteaga y del Granito Macías, cuerpo que corta al complejo ya deformado.

Con esta información se propone una edad del Triásico Medio-

Tardío para el depósito de la matriz sedimentaria del complejo, y una

edad del Jurásico Temprano para su deformación y metamorfismo.

Geoquímica de las rocas magmáticas: La afinidad petrotectónica de las

rocas ígneas contenidas en el Complejo Artega es fundamental para la

caracterización del ambiente tectónico. La diversidad litológica y la

estructura de bloques-en-matriz, en sí ya sugieren un ambiente de

deformación en una zona de subducción, sin embargo, melánge

tectónicos han sido identificados en algunas zonas con fuerte cizalla por

transcurrencia, por esta razón se llevó a cabo el análisis geoquímico e

isotópico de las rocas ígneas. Tanto los gabros como los basaltos

almohadillados y los volcanoclásticos intercalados con la matriz

sedimentaria tiene firmas geoquímicas de magmas primitivos, con




21

valores de Nd(220) de +11 a +7.4 que son típicos de magmas basálticos

de dorsal oceánica. Las concentraciones de elementos traza y tierras

raras también son similares a aquellas obtenidas en dorsales oceánicas

actuales (Figura 13). Estos resultados corroboran las interpretaciones

realizadas con base en el trabajo de campo.

Figura 13. Diagramas petrotectónicos de Th/Ta/Yb y de V vs Ti en los

cuales se representan los valores obtenidos de los análisis de roca total de los bloques de gabro (círculos), de basaltos almohadillados

(cuadrados) y de los volcaniclásticos (triángulos) los cuales caen en el campo de basaltos de piso oceánico.

Cubierta Cretácica: El Complejo Arteaga ya deformado y metamorfizado,

fue intrusionado por cuerpos graníticos con edades de 163 a 153 Ma

(Jurásico Superior). Posterior a la intrusión ocurrió un evento de

exhumación del complejo y los cuerpos intrusivos, ya que sobre ambos

descansa de manera discordante la cubierta volcanosedimentaria del

Cretácico (Figura 14). La columna estratigráfica cretácica de la región

de Arteaga-Tumbiscatío está formada, de la base a la cima por: la

Formación Agua de los Indios, constituida por Conglomerados, lutitas y

areniscas formadas de clastos volcánicos y derivados de la erosión del

Complejo Arteaga, intercalados con tobas y algunos derrames,

depositados en un ambiente transicional y que contiene gasterópodos

fósiles del Aptiano tardío. La Formación Pinzán, formada de derrames

andesíticos a dacíticos, volcaniclasticos y algunos parches calcáreos,

depositada principalmente en ambientes marinos. La Formación

Resumidero constituida por calizas que contiene abundantes restos de

rudistas. Por último la Formación Playitas conformada por una

alternancia de volcaniclásticos y derrames depositados en ambientes

marinos a transicionales, con mayor abundancia de clastos volcánicos,




22

con respecto a la Formación Agua de los Indios. Esta última contiene

zircones detríticos de edad Albiana principalmente (106 Ma) (Centeno-

García et al., 2011). Todas estas rocas fueron deformadas previo al

depósito de una sucesión volcano-sedimentaria del Cretácico Tardío

(Centeno-García et al., 2011).

Figura 14. Fotografía y su interpretación de la discordancia que separa al Complejo Arteaga del conglomerado basal cretácico de la Formación

Agua de los Indios.

Región de Zacatecas

En las afueras de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo del

Ahogado, Burckhardt y Scalia (1906) colectaron fauna de invertebrados

que sugiere la presencia de rocas Triásicas en la región. Con el fin de

determinar si existía alguna correlación con las rocas aflorantes en la

zona de Arteaga-Tumbiscatío, la autora del presente trabajo realizó

cartografía a detalle y muestreo en la zona. Estas rocas fueron

descritas por Burckhardt y Scalia (1906) como Formación Zacatecas

(ver mapa de la figura 6 para su ubicación), y también se encuentran




23

intensamente deformadas y metamorfizadas, con texturas estructurales

de bloques en matriz, muy similares a las estructuras observadas en el

Complejo Arteaga. El afloramiento es muy pequeño, por lo que no se

tiene una muestra clara de la composición de esta unidad, sin embargo,

en lo observado, contiene bloques de basaltos almohadillados (Figura

15). Se llevó a cabo el análisis geoquímico de dichas rocas y se

determinó que presentan la misma composición que los basaltos de

dorsal oceánica (firmas MORB), obtenida de los bloques caracterizados

en el Complejo Arteaga. Además, las características sedimentológicas y

composicionales de la matriz (ver discusión sobre procedencia más

adelante) son idénticas a las observadas en el Complejo Arteaga, por lo

que se interpretan como parte del prisma de acreción (Centeno-García y

Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005).

La Formación Zacatecas contiene fauna fósil del Cárnico-Nórico

(Burckhardt y Scalia, 1906), que traslapa con la edad de los radiolarios

presentes en el Complejo Arteaga (Ladiniano-Cárnico). Las rocas de la

Formación Zacatecas son sobreyacidas, en contacto tectónico, por rocas

riolitas, dacitas y calizas de la Formación El Ahogado de edad

desconocida (Figura 15), las cuales a su vez se encuentran

sobreyacidas, en contacto tectónico, por las rocas Cretácicas de la

Formación La Borda, constituida por lavas almohadilladas y derrames

andesíticos intercalados con turbiditas volcanoclásticas y que contienen

zircones detríticos con edades U/Pb del Cretácico Temprano (132 Ma) y

microfósiles del Aptiano (Yta et al., 2003; Escalona-Alcázar et al.,

2009).

Complejo de Las Ollas, Zihuatanejo

En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay

una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que

subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno

de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al

poblado de Las Ollas (Figura 6). El Complejo Las Ollas está formado por

una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario,

formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con

bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de

serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000).




24

Figura 15. Columna estratigráfica y mapa esquemáticos de la región al

este de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo el Ahogado, y patrones de

tierras raras de las rocas ígneas extrusivas contenidas en las tres

unidades litoestratigráficas identificadas.

Complejo de Las Ollas, Zihuatanejo

En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay

una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que

subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno

de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al

poblado de Las Ollas (Figura 6). El Complejo Las Ollas está formado por

una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario,

formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con

bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de

serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000).

Los bloques están formados por basaltos provenientes de los

niveles superiores de la corteza oceánica, pero también contiene

bloques de rocas provenientes de niveles inferiores, como gabros

bandeados, dunitas werlitas y lerzolitas.

La composición química de la mayoría de los bloques corresponde

a rocas originadas en la corteza oceánica (firmas MORB), y es el único

afloramiento que presenta bloques con facies de esquistos azules




25

(Talavera-Mendoza, 2000). La edad del complejo se desconoce, pero por

su afinidad geoquímica se considera correlacionable con el Complejo

Arteaga y se interpreta como los niveles más profundos de dicho

complejo.

Región de Pico de Teyra (Formación Taray)

Con el objetivo de determinar si existían más afloramientos en el

centro de México de rocas del Mesozoico Temprano, similares a las

descritas en Arteaga-Tumbiscatío y en la periferia de la Ciudad de

Zacatecas, la autora realizó visitas a las áreas de Pico de Teyra en el

norte del Estado de Zacatecas y de Peñón Blanco, Charcas y Real de

Catorce en el Estado de San Luis Potosí. Con base en el reporte

realizado por Anderson y colaboradores (1990), se inició el trabajo de

campo en la región de Pico de Teyra, con la hipótesis de que pudieran

representar la continuación de las rocas cartografiadas en Zacatecas y

Michoacán.

En el marco de éste proyecto, realizó su tesis de maestría el Geol.

Ciro Díaz Salgado (2004), quien confirmó la presencia de una estructura

de bloques-en-matriz (block in matrix). En Pico de Teyra las rocas del

Mesozoico Inferior recibe el nombre de Formación Taray, la cual fue

descrita por primera vez por Córdoba-Méndez, (1964), quien la

consideró como una secuencia orogénica geosinclinal. Del trabajo

realizado se desprende que dicha formación está constituida por

turbiditas (lutitas y areniscas) ricas en cuarzo, que forman la matriz de

un melange tectónico que contiene bloques de basaltos almohadillados

serpentina, pedernal y calizas (Figura 16), todos deformados y

localmente con metamorfismo en facies de esquistos verdes (Díaz-

Salgado et al., 2003; Díaz-Salgado, 2004, Anderson et al., 2005). Los

bloques tienen forma sigmoidal (figura 16B) y varían en tamaño de

centímetros a más de 500 metros de diámetro (bloque conocido como

Cerro el Pedernal). La composición de las rocas basálticas, que se

muestra en los diagramas de tierras raras y de Ti vs V de la figura 17,

muestran que son basaltos oceánicos con dos afinidades, los basaltos

con patrones planos a ligeramente enriquecidos en tierras raras ligeras

(Figura 17a y b), sugieren un origen de dorsal oceánica (MORB), sin

embargo, también se identificaron basaltos muy enriquecidos en tierras

raras ligeras (Figura 17c), que corresponden a firmas típicas de basaltos

de isla oceánica o de punto caliente (OIB), ambos conjuntos de




26

muestras caen en el campo de basaltos oceánicos en el diagrama de

Shervais (1982) (figura 17d).

La composición y afinidad petrotectónica de los bloques de rocas

ígneas que contiene y la naturaleza de su deformación en bloques en

matriz (Figura 18), originada por una intensa cizalla, indican que estas

rocas se formaron en una zona de subducción, como un prisma de

acreción (Díaz-Salgado, 2003; Anderson et al., 2005). La edad de la

Formación Taray no ha sido bien determinada, los fechamientos de

zircones detríticos la presencia de calizas con abundantes crinoideos y el

reporte de conodontos en los bloques exóticos sugieren un depósito

entre el Pérmico y el Triásico Tardío (Díaz-Salgado, 2003; Silva-Romo et

al., 2000).

Figura 16. A) Mapa Geológico de la Región de Pico de Teyra (tomado de

Díaz Salgado, 2004). B) Acercamiento del mismo mapa donde se

observan los bloques de distintas dimensiones.




27

Figura 17. a b y c) tierras raras ligeras normalizadas a condrita, las

firmas son de basalto de dorsal oceánica (MORB) y de basalto de islas

oceánicas (OIB). d) Diagrama de V vs Ti.

Figura 18. A) Bloques de caliza y serpentina en una matriz sedimentaria.

B) Contacto entre las formaciones Taray y Nazas. C) textura de bloques

en matriz, con un sigmoide de arenisca.

MORB

OIB




28

La composición, procedencia y aparentemente también la edad

del depósito de la matriz sedimentaria de la Formaciones Taray y

Zacatecas son muy parecidas entre sí, por lo que se propone

considerarlas como una misma unidad litoestratigráfica (Silva-Romo et

al., 2000), aunque se han descrito como dos formaciones distintas

desde tiempos históricos. Cabe resaltar que la Formación Taray tiene

una mayor diversidad en la composición de los bloques exóticos que

contiene, con respecto a la Formación Zacatecas, pero esto último

también puede deberse a la diferencia en el tamaño de los

afloramientos.

En la zona de Pico de Teyra las rocas continentales volcano-

sedimentarias cubren discordantemente a la Formación Taray (Díaz-

Salgado, 2004). Estas mismas rocas continúan al norte y afloran

extensivamente en Caopas. La sucesión ha sido dividida en tres

unidades, las Formaciones Caopas, Rodeo y Nazas (Córdoba-Méndez,

1964; López-Infanzón, 1986; Jones et al., 1995). La Formación Caopas

está constituida por intrusiones porfídicas con una edad U-Pb de 158 Ma

(Jones et al., 1995). Las formaciones Rodeo y Nazas están formadas por

una alternancia de flujos de lava y diques andesíticos a riolíticos,

alternados con depósitos piroclásticos y depósitos clásticos fluviales,

principalmente areniscas y conglomerados (Jones et al., 1995, Díaz-

Salgado, 2004). Hay el reporte de una edad K-Ar de la Formación

Rodeo, de 183 Ma (López-Infanzón, 1986). Por lo que la edad de

deformación de la Formación Taray es previa al Jurásico Medio y tal vez

al Pliensbaquiano (Jurásico Inferior).

Región de Tolimán

En la región de Tolimán, al oriente de Peña de Bernal, en el Estado

de Querétaro aflora una sucesión de turbiditas siliciclásticas

intensamente deformadas, que fueron agrupadas por Carrillo-Martínez

(2000), junto con rocas volcánicas como Formación San Juan de La

Rosa. Sin embargo, el trabajo cartográfico detallado mostró que son dos

unidades separadas por una discordancia angular (Figura 19). La

distinción fue realizada anteriormente por López Ramos (1985) quien

denominó a las rocas deformadas, en la zona norte de Tolimán, como

Formación El Chilar. Por su deformación distintiva, y con base en el

Código Estratigráfico Norteaméricano, se le cambió el nombre a

Complejo El Chilar (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006). Al igual que




29

las unidades previamente descritas, este complejo está constituido por

turbiditas siliciclásticas cuya deformación varía desde zonas

intensamente deformadas, con una textura de bloques en matriz, y con

facies de esquistos verdes, hasta zonas donde la estratificación y

estructuras primarias se encuentran bien preservadas. En las zonas

intensamente deformadas, se presentan bloques de las mismas

turbiditas, que forman sigmoides de tamaños que van de centímetros a

decenas de metros (Figura 20). Hasta la fecha solo se ha identificado un

bloque exótico, constituido por pedernal (radiolarita) y diques de

microgabro, el cual sufrió fragmentación por la intensa cizalla y que

forma un conjunto de bloques muy cercanos uno al otro, el mayor de

más de 100 metros de diámetro (Figura 20). La composición geoquímica

de los diques de microgabro es similar a la de los gabros de corteza

oceánica, con lo que se plantea que Complejo El Chilar corresponda a la

continuación hacia el sur del prisma de subducción identificado en la

Mesa Central (Dávila-Alcocer et al., 2013).

Figura 19. Mapa geológico de la región de Tolimán, Querétaro, en el cual se muestra la separación del Complejo EL Chilar, de la Formación San

Juan de la Rosa (tomado de Dávila-Alcocer et al., 2009).




30

Figura 20. A) Fotografía del bloque exótico (delineado en rojo) de

pedernal con diques de microgabro, de forma sigmoidal y rodeado de la matriz sedimentaria. B) Mapa de detalle de la zona con bloques de

pedernal con diques de microgabro en la población de El Terrero (ver ubicación en figura 19). C) bloque tectónico de litología autóctona

(arenisca), en forma de sigmoide y rodeado de una matriz lutitíca. D) Una de las zonas con mayor deformación con textura de bloques en

matriz, con una matriz sedimentaria, los bloques son de areniscas y

pedernal negro (al centro), y localmente presenta facies de esquistos verdes.

Se desconoce la edad del Complejo EL Chilar, por la composición

de las turbiditas siliciclásticas y por su posición estratigráfica se infiere

que probablemente corresponde al Mesozoico Inferior, ya que está

cubierto discordantemente por las rocas volcano-sedimentarias de la

Formación San Juan de la Rosa de edad Jurásico Superior-Cretácico

Inferior (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006; Dávila-Alcocer et al.,

2009, 2013). Las rocas de la Formación San Juan de la Rosa están a su

vez cubiertas de manera transicional por calizas de la Formación Peña




31

Azul que a su vez cambia a la cubierta calcárea del Cretácico

(formaciones Tamaulipas y El Doctor) que caracteriza la plataforma El

Doctor y cuencas aledañas.

Regiones de Peñón Blanco, Charcas y Real de Catorce

Rocas de edad aparentemente Triásica también están expuestas

en altos estructurales de Peñón Blanco, Charcas y Sierra de Catorce, en

el Estado de San Luis Potosí (Figura 6) (Labarthe et. al.; 1982; Silva-

Romo, 1993; Tristán-Gonzalez and Torres-Hernández; 1994; Centeno-

García and Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño

et al., 1998, 2010; Bartollini et al., 2002). En estas localidades las rocas

están constituidas por una sucesión sedimentaria muy gruesa, cuyo

espesor original se desconoce, ya que se encuentra fuertemente plegada

y cizallada. No obstante, un pozo exploratorio de PEMEX perforó hasta

4,640 metros de esta unidad sin atravesarla totalmente (López-

Infanzón, 1986). Estas rocas han sido descritas como Formación

Zacatecas, sin embargo no contienen bloques exóticos ni la deformación

llega a ser tan intensa como para formar una textura de bloques en

matriz, por lo que la autora de este trabajo, junto con otros autores

preferimos separar las rocas de estos afloramientos con el nombre de

Formación La Ballena (Silva-Romo, 1993; Centeno-García and Silva-

Romo, 1997; Silva-Romo et al., 2000; Centeno-García, 2005).

La localidad tipo de la Formación La Ballena se encuentra al

occidente de la ranchería del mismo nombre, al norte de Villa Hidalgo,

Zacatecas. La sucesión consiste casi exclusivamente de depósitos

turbidíticos, formados por una alternancia de lutitas, limolitas y

areniscas ricas en granos de cuarzo, y constituyen un depósito típico de

abanico submarino, con escasos estratos de conglomerado, los cuales

están constituidos por clastos de cuarzo y pedernal, y también escasos

clastos volcánicos félsicos y graníticos. Estas rocas contienen amonitas y

bivalvos del Triásico Tardío (Cárnico) similares a los reportados en los

afloramientos de la Formación Zacatecas en la ciudad del mismo nombre

(Cantú-Chapa, 1969; Silva-Romo, 1987; Silva Romo et al., 2000;

Bartolini et al., 2002).

En la zona de Sierra de Catorce las turbiditas previamente

deformadas de la Formación La Ballena, están cubiertas

discordantemente por rocas depositadas en un ambiente fluvial

correspondientes a la Formación Cerro El Mazo (Barboza-Gudiño et al.,




32

2004; Venegas-Rodríguez et al., 2009). Está unidad cambia

transicionalmente a la sucesión volcanoclástica de la Formación

Nazas(?), compuestas por una alternancia de tobas y flujos de lava de

composición riolítica a andesítica, con paquetes de conglomerados y

areniscas de color rojo, estas rocas están cortadas por un dique cuyo

fechamiento radiométrico arrojó una edad de 172+5.1 Ma (Barboza-

Gudiño et al., 2004) lo cual indica que el tiempo del depósito fue pre-

Bajociano. Las unidades anteriores están cubiertas discordantemente

(discordancia angular) por la Formación La Joya (Barboza-Gudiño et al.,

2004), una secuencia transgresiva de conglomerados, areniscas,

limolitas y lutitas que pasa de grueso a fino y de continental a

transicional marino hacia la cima, donde alterna con calizas de estratos

delgados.

Afloramientos de capas rojas en la misma posición

estratigráfica, hacia el sur en la Sierra de Catorce, contienen zircones

detríticos cuyas edades radiométricas definen un grupo importante a

los 159 Ma (Venegas-Rodríguez et al., 2009). Lo que sugiere una

edad máxima de depósito del Caloviano-Oxfordiano, correlacionable

en parte con las calizas de la Formación Zuloaga que la cubren

(Oxfordiano-Kimmeridgiano, Barboza-Gudiño et al., 2004).

En las regiones de Charcas y Peñón Blanco se presentan capas

rojas similares, que sobreyacen en contacto discordante a las rocas

triásicas de la Formación La Ballena y que están a su vez cubiertas por

las calizas del Jurásico Medio-Superior (Silva-Romo et al., 2000).

4) COMPOSICIÓN, PROCEDENCIA Y PALEOGEOGRAFÍA:

DEFINICIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ

Una vez recopilada la información de todas estas localidades que

presentan rocas intensamente deformadas, cuya composición de los

bloques tectónicos y características estructurales sugieren que se

originaron en la zona de subducción, la pregunta que se planteó fue:

¿éstas localidades, aisladas entre sí por kilómetros y distribuidas desde

la parte norte del estado de Zacatecas, hasta las costas de Michoacán y

Guerrero ,conformaron originalmente un solo prisma de acreción?.

Debido a la falta de continuidad de los afloramientos es difícil

tener la seguridad de dicha continuidad. Sin embargo, hay una evidencia

en particular que apoya fuertemente dicha correlación y es la




33

composición y procedencia de la matriz sedimentaria, que a

continuación se describe con detalle.

En todas las localidades estudiadas la matriz sedimentaria está

compuesta por una alternancia de lutitas y areniscas, cuyas estructuras

primarias indican el depósito por corrientes turbiditicas principalmente, y

algunos flujos de grano. Las areniscas son invariablemente

cuarzoarenitas, formadas principalmente por granos de cuarzo, y en

menores proporciones contienen granos de pedernal, argilita, granitos y

de rocas ígneas félsicas (Figura 21). La misma composición se presenta

tanto en las unidades que se interpretan como parte del prisma de

acreción, como en aquellas del centro de México donde la deformación

es menor y se interpretan como depósitos de la margen continental

(Formación La Ballena en Charcas, Peñón Blanco y Real de Catorce). En

el diagrama ternario de procedencia propuesto por Dickinson (1985),

todas las localidades caen en el campo de Orógeno Reciclado, lo que

sugiere que provienen de rocas previamente deformadas y sin la

influencia de arcos volcánicos activos (Figura 21).

Los estudios de procedencia a partir de edades mono-minerales de

zircones detríticos, han dado como resultado las mismas poblaciones

para todas las localidades, ya que todas presentan tres grupos de

edades principales (Figura 22) (Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño

et al., 2010; Centeno-Garcia et al., 2011):

1) Un conjunto de zircones con edades del Pérmico y algunos del

Triásico Temprano.

2) Un grupo de zircones con edades alrededor de los 500 Ma que

se conocen de manera informal como procedencias del “Pan Africano”

(Martínez-Catalán et al., 2004)

3) Otra población importante alrededor de los 1,000 Ma que se

consideran las edades obtenidas cuando los sedimentos provienen de

complejos metamórficos tipo Grenville, cuyo equivalente en México son

los complejos metamórficos que constituyen el Bloque Oaxaquia (Gneis

Novillo, Gneis Huiznopala y Complejo Oaxaqueño).

Las rocas de estas edades, que pudieron ser la fuente de las rocas

sedimentarias estudiadas, se ubican actualmente en Sudamérica y África

(Venezuela, Perú y Brasil), pero también en el oriente y sur de México

(Oaxaquia, Arco Pérmico Delicias-Tuzancoa, Complejo Acatlán).




34

(A)

(B)

Figura 21. A) Diagrama ternario que muestra la procedencia con base en

la composición de las areniscas de las unidades: Complejo Arteaga, Fm. Zacatecas, Fm. Taray, Complejo El Chilar y la Fm. La Ballena, con base

en el análisis modal bajo el microscopio (Qm= cuarzo monocristalino, Lt= líticos, F= feldespato total), diagrama de petrofacies de Dickinson

(1985). B) fotomicrografía de la arenisca de la matriz del Complejo Arteaga.




35

Edad en millones de años

Figura 22. Diagramas de probabilidad relativa con respecto a la edad en millones de años (MA) de las poblaciones de zircones detríticos de

cuatro de las localidades estudiadas, el Complejo El Chilar presenta las mismas poblaciones.

De la procedencia resaltan tres aspectos importantes:

El primero es lo homogéneo de la composición en una distribución

geográfica tan amplia.

El segundo es el espectro tan amplio en las edades, lo que sugiere

un drenaje extenso, de una zona con denudación intensa, este tipo de




36

patrones de procedencias (de amplio rango) es común en cuencas de

márgenes pasivas o de rift evolucionado, las cuales reciben sedimentos

a partir de ríos que drenan grandes extensiones, como por ejemplo el

Rio Ganges, que da lugar al Abanico Submarino de Bengal (Figura 23) o

el Rio Mississippi que origina una sedimentación de mucho espesor.

Figura 23. Mapa que muestra las dimensiones del Abanico de

Bengal, que se origina por los sedimentos transportados por el Rio

Ganges y otros que drenan el Cinturón Orogénico de los Himalayas.

El tercero importante para la interpretación paleogeográfica, es el

hecho de que las edades más jóvenes obtenidas en los zircones

detríticos son por lo menos 30 o 50 millones de años más viejas con

respecto a las edades de depósito, lo que sugiere que no existió un arco

volcánico contemporáneo a la sedimentación, y que, por su composición

cuarcítica, dicha sedimentación probablemente no corresponde al relleno

de una trinchera.

Por estas evidencias se propone que antes de iniciarse la

subducción, existió en la paleo-margen continental del occidente de

México condiciones de tipo margen pasiva, en las cuales se dio el

depósito de un abanico submarino de grandes dimensiones (Figura 24),




37

al cual se le propone el nombre de Abanico Submarino Potosí por haber

sido primero identificado en el Estado de San Luis Potosí (Centeno-

García, 2005; Centeno-García et al., 2008).

Figura 24. Ubicación del Abanico Submarino Potosí al momento del

inicio del rompimiento de Pangea, durante el Triásico Tardío, el cual

recibió sedimentos principalmente

En distancias actuales, la distribución de los afloramientos de las

turbiditas siliciclásticas del Abanico Submarino Potosí se enmarca en un

área de aproximadamente 640 x350 km, con espesores mínimos de más

de 4 km, según indican las perforaciones realizadas por PEMEX. Con

base en este cálculo aproximado, se comparan volúmenes originales

probables de rocas sedimentarias, con aquellos observados en márgenes

pasivas deformadas y son similares. La extensión actual de los

afloramientos es probablemente mucho mayor que la distribución

geográfica original, esto debido a que durante el Cretácico tuvo lugar un

proceso de rift que desmembró el prisma y que además estuvo

acompañado por una fuerte acreción magmática, que probablemente,

por lo menos duplicó el tamaño de la corteza (Figura 25).

En otras palabras, la extensión geográfica inicial del prisma de

acreción fue probablemente no mayor al 50% de lo que se observa

actualmente, esto se infiere por el hecho de que el occidente de México




38

ha sufrido procesos de acreción magmática durante el Jurásico-Cretácico

(apertura de la cuenca de tras arco Arperos y su posterior cierre en el

Cretácico Tardío) y el Cenozoico (cinturón batolítico de la costa) (Figura

25).

Con base en la procedencia y los volúmenes de sedimento se

propone que durante el Triásico Tardío la margen continental tuvo un

período de quietud tectónica, en condiciones de margen pasiva, que

permitió la formación de cuñas sedimentarias de gran espesor, como es

el caso del Abanico Submarino Potosí, que se depositó sobre la margen

continental cuyos relictos se encuentran en localidades del centro de

México: Charcas, Peñón Blanco y Real de Catorce (Figuras 25 y 26). La

sedimentación del Abanico Submarino Potosí probablemente se

extendió sobre la corteza oceánica (Figuras 26 y 27). La deformación de

la cuña sedimentaria formada por el Abanico Submarino Potosí y la

incorporación tectónica de bloques de fragmentos de la corteza oceánica

que lo sobre yacía, ocurrieron durante la subducción que precedió al

depósito del abanico (Figuras 25 y 26).

La presencia de tobas alternadas con las turbiditas siliciclásticas

en el Complejo Arteaga sugieren que hubo magmatismo de dorsal

oceánica cerca de la zona de depósito del Abanico Submarino Potosí, por

lo que se propone la existencia de una paleo cuenca oceánica (Cuenca

de Arteaga, figuras 26 y 27). Actualmente afloran los niveles más bajos

del prisma de acreción en la costa, esto se infiere por la distribución de

las facies metamórficas, que hacia la mesa central no son mayores a

esquistos verdes, en cambio en los complejos las Ollas y Arteaga

alcanzan facies de anfibolita y esquistos azules (Figura 25).

5) DEFORMACIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ Y

GENERACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN: ¿HACIA DÓNDE

FUE SU POLARIDAD?

La información obtenida a la fecha apoya la hipótesis de la

existencia de un abanico submarino que se depositó en la margen

continental paleo-pacífica de México por lo menos en el Triásico Tardío.

Las edades de sus zircones detríticos sugiere que los sedimentos

procedían ya sea de Gondwana o bien del sur-oriente de México (o de

ambos) y su extensión y volumen fueron considerables.




39

Figura 25. Distribución de las unidades estudiadas del Triásico Superior

en el centro y occidente de México, y su interpretación paleoambiental. Nótese que las rocas del prisma de acreción presentan un mayor

metamorfismo (facies de esquistos verdes, anfibolita y esquistos azules) en la zona de la costa, con respecto al mismo prisma en la mesa central

(localmente solo facies de esquistos verdes). La línea azul marca el límite actual del prisma de acreción, dicha ubicación probablemente se

debe a cabalgamientos ocurridos durante la deformación del Cretácico Tardío (Laramídica); la línea roja corresponde al límite de las aloctonías

del Terreno Guerrero ocurridas durante el Cretácico.




40

Figura 26. Modelo de generación del prisma de acreción con polaridad

de la subducción hacia el este. A) reconstrucción para el Triásico Tardío, en la que se infiere que la margen continental occidental de México

actuó como margen pasiva, en la cual ocurrió el depósito del Abanico Submarino Potosí, cuyos sedimentos probablemente fueron derivados de

Sudamérica (Gondwana) y oriente-sur de México. B) Para el Jurásico Temprano, ésta misma margen se convierte en margen convergente, en

la cual los sedimentos del Abanico Potosí son deformados junto con la corteza oceánica que le subyace (modificado de Pindell, 1993).




41

La discordancia regional indica que dichas rocas fueron

deformadas en algún momento antes del Jurásico Medio, esto con base

en la edad de las rocas ígneas intrusivas que cortan o que se

depositaron sobre dichas unidades Triásicas.

Uno de los problemas aún no resueltos es la polaridad de la zona

de subducción, si el prisma se desarrolló por una subducción con

vergencia hacia el este, se esperaría la generación de un arco

magmático en el oriente de México (Figura 26) para dicha época, sin

embargo son pocas las rocas ígneas, extrusivas o intrusivas,

identificadas en México, y la mayoría son cuerpos magmáticos de poca

extensión.

Otra opción es la generación de una subducción con polaridad

hacia el occidente (Figuras 27), en la cual se esperaría la generación de

un arco intraoceánico que eventualmente colisionaría contra el

continente (Centeno-García et al., 2008), dando lugar a la distribución

actual de la deformación de las rocas triásicas. Este modelo de arco

intraoceánico es muy especulativo, ya que no se encuentran evidencias

directas. Las únicas rocas con afinidad de arco intraoceáncio del Triásico

Tardío-Jurásico Temprano se encuentran en la Península de Vizcaíno

(figura 6), en donde se le ha descrito como Formación San Hipólito.

Queda abierta la posibilidad de que dichas rocas sean el remanente de

dicho arco.

Las únicas dos evidencias a favor de este modelo, son: 1) que en

las formaciones Jurásicas que sobreyacen discordantemente sobre la

Formación San Hipólito, se han encontrado clastos de areniscas con

composición y poblaciones de zircones detríticos idénticos a los zircones

fechados en el Abanico Potosí (Kimbrough comunicación personal,

2005). 2) Que el afloramiento del prisma en Las Ollas contiene bloques

tectónicos de afinidad de arco intraoceánico.

Una vez generado el prisma de acreción, este fue “fragmentado”

por procesos de rift de suprasubducción que ocasionó que parte del

prisma se encuentre cubierto por las plataformas calcáreas del Cretácico

del oriente de México y otra parte constituya el basamento de los arcos

marginales del Cretácico del occidente del país.

Posteriormente, tanto las rocas de los arcos marginales del

Cretácico como la cubierta sedimentaria del oriente de México sufrieron




42

deformaciones importantes durante el evento orogénico del final del

Cretácico principios del Cenozoico (orogenias Sevier y Larámide) que

afectaron también a las rocas estudiadas.

Independientemente de los modelos de origen del prisma de

acreción, éste marca el límite de placas para el Mesozoico Temprano, y

permite realizar aproximaciones de la tasa de crecimiento de la corteza

de México. Ésta corteza “juvenil”, pero con una importante componente

de material reciclado de cortezas más antiguas, aparentemente juega

un papel importante en la composición de yacimientos minerales en

México.

Figura 27. Modelo propuesto para la paleogeografía de la margen continental durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano (modificado de

Pindell, 1993). En este modelo la subducción se encuentra al occidente, originada por el acercamiento de un arco intraoceánico que consume la

cuenca oceánica localizada entre el continente y el arco (cuenca de

Arteaga), sobre la cual se depositó el Abanico Submarino Potosí.




43

6) IMPORTANCIA DEL PRISMA DE ACRECIÓN EN LA

DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE LOS YACIMIENTOS

MINERALES.

Como se mencionó en la introducción de este trabajo, en algunos

prismas de acreción fósiles se hospedan yacimientos minerales

importantes, principalmente polimetálicos (Haeussler et al., 1995). En

dichos prismas se presentan algunos rasgos a destacar:

a) Los sedimentos o rocas sedimentarias que constituyen la matriz

sedimentaria del prisma pueden contener cantidades significativas de

metales originados de la erosión del basamento o de los edificios

volcánicos del arco magmático que son la fuente de origen de dichos

materiales.

b) Los fragmentos de corteza oceánica incorporados en el prisma

pueden contener metales como cromo y platinoides; si los bloques

tectónicos incorporados al prisma contienen relictos de los sedimentos

que cubrían originalmente dicha corteza, pueden contener yacimientos

tipo VMS (sulfuros masivos volcanogénicos).

c) Al terminar el proceso de subducción, la corteza generada es una

corteza juvenil, ya que está formada por los materiales acrecionados

derivados de la corteza oceánica y, como base de esta nueva litósfera,

se preserva el último fragmento de dicha corteza oceánica que estaba

siendo subducida, por lo que los procesos tectono-magmáticos

posteriores a la acreción pueden movilizar los metales presentes en

dicha corteza juvenil.

Por las razones descritas anteriormente, desde la perspectiva de la

Geología Económica, la aportación principal de la caracterización del

prisma de acreción del occidente de México, es que abre una serie de

posibilidades de exploración de yacimientos minerales. Además, es una

base para generar modelos metalogenéticos para la región.

En la Mesa Central de México, una porción del prisma de acreción

estudiado constituye el basamento, esta porción del prisma

aparentemente se limita al norte por el Sector Transversal de Parras del

cinturón plegado de la Sierra Madre Oriental, y al sur y occidente por el

límite de las aloctonías del Terreno Guerrero. Este relicto del prisma de

acreción recibe el nombre de Terreno Central (Centeno-García, 2005).




44

Resalta en particular, en el Terreno Central, la presencia de

yacimientos importantes tipo skarn de sulfuros polimetálicos tipo IOCG

(iron oxide copper-gold deposits), asociados a cuerpos intrusivos con

tendencias calcialcalinas a toleíticas, emplazados durante el Cretácico

más tardío y el Cenozoico (Camprubí, 2013).

En su límite norte, en el Sector Transversal de Parras, se

encuentra probablemente el cinturón de skarns económicamente más

productivo de México (Figura 28), que incluye el yacimiento

recientemente descubierto de Peñasquito (distrito de Mazapil, con Au-

Ag-Pb-Zn), Concepción del Oro, Mapimí en Durango y Velardeña

(Camprubi, 2013).

Figura 28. Ubicación del Terreno Central, cuyo basamento está constituido por un remanente del prisma de acreción del Mesozoico

Inferior. El sombreado enmarca la región con yacimientos importantes de skarns formados durante el Cenozoico, los cuadros verdes

representan, al norte, los yacimientos de Velardeña, Peñasquito y Concepción del Oro, y al sur, el distrito de Fresnillo.

En la región de la costa también se encuentran una cantidad

importante de yacimientos metálicos. Estos se dividieron en la figura 29,

con base en la edad de la roca donde se encuentran emplazados. En las

rocas de los Complejos Arteaga y Las Ollas, se han identificado bloques




45

tectónicos con importantes concentraciones de cromo, los cuales no han

sido estudiados para determinar su contenido de níquel y platinoides.

También en las rocas sedimentarias del Complejo Arteaga se han

reportado barita y sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), pero los

yacimientos más importantes dentro del complejo corresponden a los de

oro orogénico, asociados a los eventos de deformación que afectaron

dichas rocas, entre ellos se encuentran Zapotillos y La Michoacana

(Camprubi, 2013).

Algunos de los cuerpos intrusivos del Jurásico Medio-Superior,

emplazados en el Complejo Arteaga contienen yacimientos tipo IOCG

(Figura 29), por otra parte también se presentan alrededor de los

intrusivos de Tumbiscatío (Jurásico) y Placeres del Oro (Cretácico) al sur

de Ciudad Altamirano, yacimientos de oro de placer. Otros yacimientos

asociados al Complejo Arteaga y a las rocas volcánicas Jurásicas que lo

sobreyacen se encuentran en el distrito de Cuale, en Jalisco.

Ésta región de la costa se caracteriza por la gran abundancia

de yacimientos minerales asociados a los eventos magmáticos del

Cretácico y Paleógeno, como se observa en el mapa de la figura 29, los

yacimientos más significativos corresponden a sulfuros masivos

volcanogénicos (VMS), que aunque fueron originados en su mayoría por

el magmatismo del Cretácico Temprano, tienen como basamento la

corteza juvenil del prisma de acreción. El otro tipo de yacimientos

importantes son de tipo skarn de sulfuros polimetálicos tipo IOCG (iron

oxide copper-gold deposits) (Camprubí, 2013), emplazados tanto en

cuerpos intrusivos del Cretácico más superior como en los plutones de

edades cenozoicas. Al igual que el magmatismo del Cretácico Temprano,

la mayoría de los eventos magmáticos posteriores presentan firmas

geoquímicas primitivas, similares a las de los arcos intraoceánicos

actuales, lo que sugiere que el prisma de acreción y los relictos de

corteza oceánica que lo subyacen, han jugado un papel importante en la

generación de los magmas y el origen de su composición.

____

Figura 29 (siguiente página). Mapa geológico de la región occidental del

Terreno Guerrero que muestra la distribución de los yacimientos

minerales metálicos más importantes (modificado de Centeno-García et

al, 2008 y Camprubi, 2013).




46




47

7) CONCLUSIONES

La composición y procedencia las rocas sedimentarias del Triásico

Superior de la región centro-occidental de México sugieren que durante

ese tiempo existieron condiciones de margen pasiva, en la cual se

depositaron potentes espesores de sedimentos derivados del oriente de

México y/o del paleo-continente Gondwana. A estas rocas

sedimentarias se les ha denominado como Abanico Submarino Potosí.

La deformación de dichas rocas ocurrió probablemente durante el

Jurásico Temprano. La presencia de bloques emplazados

tectónicamente en las rocas del Abanico Submarino Potosí, están

formados principalmente por gabros, basaltos de dorsal oceánica,

pedernales y calizas, por lo que se interpreta que estos fragmentos

fueron derivados de la corteza oceánica y que el primer evento de

deformación que afectó a las rocas corresponde a los procesos

tectónicos asociados a la subducción.

Las características estructurales y litológicas resultan en la

caracterización del prisma de acreción del Mesozoico Temprano.

Las rocas del prisma de acreción sufrieron varios eventos de

deformación posteriores, que dieron lugar a una fábrica compleja.

Dichas rocas son cubiertas discordantemente por capas rojas y

calizas jurásico-cretácicas en la región central de México y por rocas

volcano-sedimentarias del Cretácico en la región de las costas de

Guerrero, Michoacán, Colima y Jalisco.

La caracterización de dicho prisma es una contribución importante

al conocimiento de la Geología Regional de México, que aporta nuevos

elementos para la reconstrucción de la evolución tectónica del país y

permite generar nuevos modelos de metalogénesis, fundamentales

para la exploración de yacimientos minerales en la región.

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CARACTERIZACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN DEL MESOZOICO ... · Caracterización del Prisma de Acreción del Mesozoico Temprano del occidente-centro de México: implicaciones en la