texto explicativo - Servicio Geológico Mexicano

Carta Geológica de México
Servicio Geológico Mexicano
Carta Geológica de México
Escala 1:2´000 000
6ª Edición
2007
TEXTO EXPLICATIVO
Presentación
La sexta edición de la Carta Geológica de México, a escala 1: 2’ 000 000, fue realizada,
elaborada y editada por el Servicio Geológico Mexicano (SGM) a partir de su programa
cartográfico nacional en escalas 1:50 000, 1: 250 000 y 1: 500 000. Este programa inició
en 1995 con personal del mismo SGM y contó con la participación de diversas instituciones
de Educación Superior, como el Instituto Politécnico Nacional, Universidad Autónoma de
Baja California Sur, Universidad Autónoma de Guerrero, Universidad Autónoma de Nuevo
León, Universidad Autónoma de San Luís Potosí, Universidad de Guadalajara, Universidad
de Sonora, Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo, Universidad Nacional Autónoma de México. También participaron el Instituto Nacional de Estadística, Geografía e
Informática (INEGI) y la Dirección de Minas del Gobierno del Estado de San Luís Potosí. Estas
instituciones aportaron, específicamente, información y trabajo de campo. Otras instituciones
que aportaron recursos económicos a través de convenios fueron los gobiernos estatales de
Hidalgo, Puebla y San Luís Potosí.
Los principios esenciales que rigen la representación, fueron objeto de una basta consulta
que incluyó a distinguidos investigadores de diversas universidades especializadas en este
tema. El primer borrador fue presentado en la V Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra
organizada por la Sociedad Geológica Mexicana en septiembre de 2006.
La carta fue editada en la Gerencia de Geomática del SGM, asistida por las herramientas y
equipos informáticos más actuales y se encuentra soportada por bases de datos en un Sistema de Información Geográfica.
La edición precedente a esta carta se realizó en 1992 por el Instituto de Geología de la
Universidad Nacional Autónoma de México, auspiciada por el Consejo de Recursos Minerales. El concepto de la 5ª edición de la carta se basó en información disponible, producto de
investigaciones de distinguidos académicos. Estas investigaciones tuvieron diferentes alcances
y objetivos y fueron representadas en diversas escalas. Sus autores depuraron y sintetizaron la
información dando como resultado un excelente trabajo.
Sin embargo, resulta necesario, 15 años después, poner a disposición de la comunidad geológica, un documento actualizado con la información del programa cartográfico del Servicio
Geológico Mexicano, que tiene las siguientes ventajas:
1. Fue realizado con una metodología y objetivo homogéneos en todo el país.
2. El territorio nacional está cubierto completamente en escala 1:250 000. Disponible también en la página web del SGM.
3. La totalidad de los datos existentes fueron obtenidos en el campo, se encuentran georeferenciados y capturados en bases de datos con coordenadas precisas.
4. Existen muestras de diversa naturaleza, analizadas con los más estrictos estándares de
calidad.
5. Fueron utilizados los métodos isotópicos más probados para determinaciones de edad
de magmatismo y metamorfismo, en convenio con la Universidad Nacional Autónoma de
México y el Servicio Geológico de los Estados Unidos, en las regiones más significativas, de
acuerdo al criterio de los geólogos de campo.
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El conjunto de estos factores contribuye a una notable evolución de la Carta Geológica
de México, expresada en la 6ª edición aquí presentada.
La carta en escala 1: 2’ 000 000 fue realizada a partir de una primera síntesis en escala 1:
500 000.
Al momento de la adaptación de parámetros y polígonos para la escala 1: 2’000 000, se
hizo necesaria una adaptación de la leyenda y la paleta de colores y tramas que tomó como
base la propuesta de la Comisión para la Carta Geológica del Mundo (1981).
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La Carta Estratigráfica Internacional de la Comisión Estratigráfica Internacional (Gradstein
et al., 2006) y la Guía Estratigráfica Internacional (Salvador, 1994) fueron la base para establecer los criterios estratigráficos específicos.
Con respecto al manejo de unidades geocronológicas, es importante mencionar que las
fuentes bibliográficas consultadas presentan diferencias relacionadas con las divisiones de
las épocas (Temprano, Medio y Tardío), que en algunos casos se apegaron a la Carta Estratigráfica Internacional o de Norteamérica vigente, y que han sufrido actualizaciones donde
las diferencias se basan en la utilización de divisiones bipartita, tripartita, o bien el uso de
diferentes nombres; por otro lado, el uso indiscriminado de divisiones no establecidas formalmente constituye parte del problema. Por esta razón, en este trabajo, cuando el nombre de
las divisiones no corresponde a lo establecido en la Geologic Time Scale (Gradstein et al.,
2006), y con la finalidad de no seguir incurriendo en este tipo de problemas nomenclaturales,
se hace mención al término sensu strictu utilizado por el autor, en letra minúscula, para hacer
referencia a su informalidad.
La carta toma en consideración los siguientes parámetros geográficos:
Proyección Cónica Conforme de Lambert, Paralelo base 17º 30’, Meridiano central 102º 00’
y Falso Este 2’ 500 000
La base topográfica fue tomada de INEGI, serie II, escala 1: 250, 000, así como el Modelo Digital de Elevación (GEMA). Las vías de comunicación fueron obtenidas del INEGI y de
la Secretaría de Comunicaciones y Transportes (SCT).
Objetivos de la carta
Esta carta tiene como objetivo reflejar, al momento de su aparición, el estado del conocimiento geológico del territorio nacional. A lo largo de la frontera norte, hicimos una labor
conjunta con el Servicio Geológico de los Estados Unidos para manejar los mismos criterios
de representación geológica. Esta serie de cartas en escala 1: 250 000 son un producto independiente que contiene información de ambos países en cartas completas. La información
fue considerada para la síntesis a 1: 2’ 000 000.
Los datos de campo obtenidos en el programa cartográfico del SGM son abundantes y
fue necesario, entonces, realizar una labor de selección y de estructuración de la información,
para resolver los problemas de legibilidad de la carta.
En los últimos 20 años el desarrollo del conocimiento geológico del territorio nacional ha
sido muy importante y hoy se conocen muchos datos e interpretaciones a partir de la geoquímica isotópica; sin embargo, aún quedan muchas regiones del país sin investigaciones con
estas técnicas. Esta situación implica que la información, sea inhomogénea e impida una
representación gráfica de mayor alcance.
El presente texto está dividido en dos secciones: la primera explica, de manera breve,
cuáles son las formaciones que fueron agrupadas en cada polígono de la carta, así como las
relaciones estratigráficas y edades. En la segunda sección se hace una descripción muy breve
de las estructuras tectónicas más importantes representadas en la carta.
Finalmente se presentan dos anexos con las edades obtenidas, tanto de fuentes bibliográficas
como de análisis propios del programa cartográfico del SGM. Una tabla es de edades isotópicas y la otra de edades paleontológicas con coordenadas, método utilizado, nombre de
la fauna y edad propuesta.
Rocas Sedimentarias
Proterozoico
El Proterozoico sedimentario en México se encuentra en el estado de Sonora, representado
principalmente por pequeños afloramientos de dolomía, caliza y arenisca, que conforman las
formaciones Gamuza, La Ciénega, Pitiquito, Caborca, Papalote, El Arpa y Clemente (S150).
La edad ha sido establecida por la presencia de estromatolitos cónicos del género Conophyton del Neoproterozoico (Stewart et al., 1984); este paquete de roca conserva una relación discordante sobre las unidades infrayacentes.
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Paleozoico
Rocas sedimentarias carbonatadas y siliciclásticas del Paleozoico, afloran en los estados de
Baja California, Sonora, Sinaloa, Chihuahua y Durango.
En el norte y noroeste de Sonora, y al norte de Sinaloa y de Chihuahua, afloran principalmente caliza, dolomía, arenisca y lutita, de edad Cámbrico inferior al Pérmico (Lopingiano), del
Grupo Hueco (formaciones Earp, Colina, Epitaph y Scherrer) y las formaciones Escabrosa,
Martín, Abrigo, Cuarcita Bolsa, La Venada, Represo, Murciélago, Monillas, Percha y Solís
(S147). La edad ha sido determinada por la presencia de trilobites, fusulínidos, conodontos,
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amonites, gasterópodos, crinoides, corales y briozoarios. Estas rocas sedimentarias cubren
discordantemente a unidades inferiores (Juvera, 1959).
La serie paleozoica continúa con caliza de la Formación Puerto Blanco, que pasa concordante a la Cuarcita Provedora (Cooper y Arellano, 1956) en el Pensilvánico, así como la
Formación Monos (S141), de edad Pérmico, definida con fusulínidos del género Parafusulina
(Cooper y Arellano, 1946). De estas últimas formaciones, no se observa y, aparentemente, están cubiertas en discordancia angular por unidades suprayacentes (González-León, 1980).
Hacia el norte de Sinaloa aflora la Formación San José de Gracia (S139) (Carrillo-Martínez,
1971), compuesta de caliza, pedernal negro y cantidades menores de lutita negra, con una
edad probable del Ordovícico al Pérmico.
Por otra parte, en el norte del estado de Chihuahua, se observa una serie de lutita, arenisca y conglomerado del Pérmico, de las formaciones Rara, La Verde y Plomosas (S143), cuya
edad ha sido determinada por la presencia de fusulínidos (Armin, 1987).
Asimismo, en el margen oriental de Baja California, formando un cinturón norte-sur, existen afloramientos del Ordovícico-Pérmico (S148), compuestos por esquisto, filita y mármol,
que en este trabajo han sido agrupados con lutita, arenisca y caliza del norte de Sinaloa y
sureste de Sonora. Las unidades son el Grupo Canal de Ballenas del Ordovícico y del Devónico-Carbonífero, las formaciones Mármol, Zamora, Cerro El Volcán y Cañón de Calamajue.
En ellas se desconoce su límite inferior y en otros casos han sido definidas algunas relaciones
tectónicas mediante falla inversa, sobre todo, con la Formación Picacho Colorado (PérezRamos, 2001). Su edad ha sido determinada por la presencia de graptolitos (Ketner y Noll,
1987) y radiolarios, crinoides, fusulínidos y conodontos (Pérez-Ramos, 2001), con los que se
ha determinado un rango estratigráfico del Pensilvánico-Pérmico (Ketner y Noll, 1987).
Por otra parte en el oriente de México se han determinado a partir del Silúrico y hasta el
Pérmico, afloramientos de rocas sedimentarias de distribución aislada en los anticlinorios
de Ciudad Victoria, Tamaulipas y de Huayacocotla, Hidalgo. En este intervalo paleozoico
se han definido las formaciones Cañón de Caballeros, Vicente Guerrero, Caliza El Monte y
Guacamaya (S144), compuestas principalmente de horizontes de arenisca, conglomerado y
carbonatos en cuyas capas es posible distinguir fauna artrópoda de trilobites (Boucot et al.,
1997).
Mientras tanto, las rocas sedimentarias más antiguas del sur de México, se han determinado en intervalos del Cámbrico al Ordovícico y del Carbonífero al Pérmico. Consisten
de arenisca, lutita, conglomerado y niveles calcáreos. El afloramiento del primer intervalo
agrupa a las formaciones Tiñú (S149) y Santiago e Ixcaltepec (S146) (Pantoja-Alor, 1970),
localizado al noreste del estado de Oaxaca en las inmediaciones de los poblados de Tiñú y
Yododoñe; la edad se ha determinado por fósiles como briozoarios, braquiópodos y crinoides. Los afloramientos se encuentran sobreyaciendo discordantemente al Complejo Oaxaqueño. Afloramientos del segundo intervalo se tienen en los límites de los estados de Puebla y
Oaxaca. Son rocas del Carbonífero-Pérmico de las formaciones Olinalá, Patlanoaya (S142)
(Silva-Pineda, 1970) y Matzintzin (S145) (Aguilera, 1906), representadas por niveles de caliza
y arenisca, con crinoides y coníferas fósiles que han servido para ubicar su edad. Así mismo,
guardan una relación discordante con las unidades a las que subyacen.
Las formaciones Grupera y Paso Hondo (S140) se extienden ampliamente al oriente del
estado de Chiapas, expandiéndose al territorio de la vecina República de Guatemala. Consisten de sucesiones de limonita y caliza con fusulínidos (Schwagenna) del Pérmico Inferior
(López Ramos, 1979). Por otro lado, los fósiles que se han determinado en la Formación Paso
Hondo (Weber et al., 2006), presentan fauna muy típica del Leonardiano (Thompson y Millar
1944).
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Mesozoico
Las rocas sedimentarias más antiguas del Mesozoico se manifiestan en Baja California. Son
pequeños afloramientos de lutita y arenisca del Triásico Inferior, conocidas como Formación
El Indio (S138) (Woods, 2003).
En la Sierra del Álamo al suroeste de Sonora, se depositó arenisca calcárea en alternancia con limolita, capas delgadas de caliza y caliza arenosa, areniscas de grano fino de la
Formación Antimonio (S137) (González-León, 1980), que contienen una gran variedad de
fósiles como gasterópodos, corales, briozoarios esponjas y amonites. Estos últimos ubican a
la formación mencionada, que se observa en discordancia sobre la Formación Monos, en el
Triásico Superior (González-León, 1980).
En el período del Triásico Superior-Jurásico Inferior en Baja California Sur y Sinaloa,
predominó la sedimentación siliciclástica. En la Península de Vizcaíno aflora una sucesión de
pedernal, caliza y tobas de la Formación San Hipólito de edad Triásico Superior (CárnicoNórico) (S134), determinada por radiolarios. En Sinaloa se tiene lutita, arenisca y cuarcita,
de la Formación Venadillo (S135) (Arredondo-Guerrero, 2003, 2004), que se encuentra
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como colgante sobre las rocas graníticas del Cretácico (Arredondo-Guerrero, 2004). Su
edad no ha sido establecida con precisión, considerándose del Triásico Superior-Jurásico
Inferior (Arredondo-Guerrero, 2004).
En este mismo intervalo de tiempo, al sur de Sonora, en la Sierra de San Javier, el Grupo
Barranca (S136) (Alencaster, 1961) está compuesto de arenisca, arenisca cuarcífera, lutita
y conglomerado de las formaciones Arrayanes, Coyotes (Alencaster, 1961) y Santa Clara
(Wilson y Rocha, 1946). Su relación es generalmente discordante con las unidades infra y
suprayacentes. Su edad se ha establecido con base en pelecípodos, braquiópodos, cefalópodos y flora fósil (Silva-Pineda, 1961).
Al nororiente de México, se observa una potente sucesión de conglomerado polimíctico,
arenisca y limonita, denominada Formación Huizachal (S133), que fue depositada de manera discordante sobre unidades del Paleozoico. La edad Triásico se ha determinado por flora y
fauna fósil (Nixon, 1989; Carrillo-Bravo, 1961).
Hacia el Jurásico Inferior en el centro y noroeste de Sonora, se depositaron unidades
compuestas de lutita, arenisca, arenisca volcaniclástica, unidades volcaniclásticas y volcanosedimentarias, con menores cantidades de caliza y arenisca carbonatada, correspondientes
a las formaciones Santa Rosa, Caracahui, San Luis y el miembro superior de la Formación
Antimonio (S131). La edad de estas rocas ha sido determinada como Jurásico Superior, con
base en fósiles de Weyla (W) alata (Damboronea y González-León, 1997) y fósiles de amonites, pelecípodos, gasterópodos y hojas de árboles (González-León, 1980). Estas unidades
se encuentran en contacto tectónico con el basamento precámbrico (Hardy, 1981) y con las
rocas volcánicas y volcanosedimentarias de la Riolita Pinito (Arriaga-Meléndez et al., 2004).
Durante el Jurásico Superior en Chihuahua, Durango y Zacatecas, se depositaron rocas
carbonatadas, compuestas principalmente por caliza y lutita de las formaciones La Gloria,
Zuloaga, La Casita y La Caja (S120). El límite inferior de esta agrupación es discordante,
mientras que el superior es concordante con el Cretácico Inferior (Imlay, 1937). Su edad
se ha establecido con base en una gran cantidad de especies de amonites del Oxfordiano,
Kimmeridgiano y Tithoniano (Imlay, 1936; Imlay, 1937; Villaseñor, 1982; Contreras-Montero
et al., 1988). Por otra parte, en Chihuahua la sucesión de arenisca, cuarzolutita y conglomerado de la Formación Samalayuca (S118) (Imlay, 1936, 1953) ha sido ubicada por posición
estratigráfica y su relación con la Formación La Casita dentro del Jurásico Superior (SalinasPrieto et al., 2004).
En el intervalo del Jurásico Superior al Cretácico Inferior en Sonora se depositaron discordantemente las formaciones Cucurpe y Los Tanques (S114) constituidas por lutita, caliza,
arenisca y rocas probablemente de influencia volcánica. Los niveles inferiores contienen amonites del Oxfordiano (Rodríguez-Castañeda, 1994) y los calcáreos superiores tiene un alto
contenido fosilífero de pelecípodos, orbitolinas y gasterópodos que las ubican en el AptianoAlbiano (Rodríguez-Castañeda, 1989).
En el mismo intervalo, en la Isla Cedros y la Península de Vizcaino, se depositaron sedimentos marinos de las formaciones Eugenia y Coloradito (S116), constituidos según Kimbrough y Moore (2003) por una sucesión de material volcanogénico, como lavas almohadilladas y olistostromas. Su edad ha sido determinada como Tithoniano-Neocomiano (Hickey,
1984, Boles y Landis, 1984 en Kimbrough y Moore, 2003). Esta misma unidad se extiende
a los estados de Sonora, Chihuahua y Durango, en donde se observa como alternancia de
lutita, arenisca, caliza, andesita y aglomerado, y cuya edad ha sido determinada con base en
la presencia de amonites y foraminíferos en sus niveles carbonatados, principalmente (Martínez-Palafox, 1985; López-Doncel, 2003; Mijares, 2000 en Salinas-Prieto et al., 2004).
La historia jurásica, hacia el oriente y nororiente de la República Mexicana, involucra a rocas
del Jurásico Inferior de la Formación Huayacocotla (S132), que representa uno de los pocos
registros de trasgresión marina de influencia atlántica. De mayor extensión se registra una sucesión del Jurásico Medio-Superior, representada por una interdigitación clástica de conglomerado polimíctico, arenisca y limonita, de las formaciones La Joya, Cahuasas y Tenexcate
(S125), que afloran desde el sur de Coahuila hasta el norte de Hidalgo.
Con mayor diversidad litológica, en el Jurásico Superior se deposita una potente sucesión de
rocas que infieren un ambiente de carácter mixto y muy complejo, con importantes espesores
de caliza, lutita y yeso, de las formaciones La Caja, La Casita, La Gloria, Olvido, Caliza Zuloaga y Minas Viejas (S120).
Entre los estados de Chihuahua y Sonora, una sucesión compleja de conglomerado, arenisca y lutita, conforma al denominado Grupo Bisbee (S115), constituido por las formaciones
La Morita, Caliza Mural, La Cintura y Conglomerado Glance. En conjunto constituyen una
edad del Jurásico Superior al Cretácico Inferior (Aptiano temprano), determinada con base en
su posición estratigráfica y restos fósiles (Rosales-Domínguez et al., 1995).
Desde el extremo meridional de San Luis Potosí hasta el extremo septentrional del estado de
Puebla, se observan los depósitos calcáreo-arcillosos de las formaciones Tepexic, Santiago,
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San Andrés, Tamán, Chipoco y Pimienta (S123), cuyo rango de edad ha sido propuesto del
Jurásico Medio al Cretácico Inferior.
Durante este intervalo y asociada, probablemente, a la evolución de los arcos pacíficos,
en los estados de San Luis Potosí, Querétaro e Hidalgo, se desarrolló una sucesión alternante
de lutita y caliza, con algunos niveles arenosos de influencia volcánica que se han definido
como las formaciones Santuario y Las Trancas (S117).
Mientras que en la región del sureste de México, ocurrieron los primeros depósitos marinos
de carbonatos que gradúan a siliciclásticos de las formaciones San Ricardo, Edén, Chinameca y Uzpanapa (S124), distribuidos en los estados de Veracruz, Oaxaca y Chiapas.
Hacia el Cretácico Inferior, se generaliza en Veracruz, Oaxaca, Chiapas y Guatemala, potentes depósitos de caliza y dolomía que constituyen la Formación Sierra Madre (S94). Para
el Cretácico Superior se establece una sucesión constituida predominantemente de caliza y
arenisca, con fauna típica de arrecife, representada por abundantes rudistas; asimismo, se
presentan foraminíferos que diagnostican este tipo de ambiente en las formaciones Ocozocuautla, Angostura y Jolpabuchil (S82).
Por otro lado, los sedimentos jurásicos en el sur de México se extienden entre los estados
de Oaxaca y Guerrero como una sucesión de conglomerado y arenisca mayormente compuestos de clastos de cuarzo correspondientes a la Formación Cualac (S128) y de arenisca,
lutita y niveles carbonatados del Grupo Tecocoyunca (S127) (Burckhardt, 1927); en ambos
casos se observa una relación discordante sobre el Complejo Acatlán.
Hacia el sureste, una potente sucesión de arenisca y conglomerado, probablemente del
Jurásico Medio constituye la Formación Todos Santos (S126) (Sapper, 1894), que se observa
en relación tectónica al oriente de la Sierra de Juárez y discordante sobre el batolito granítico
Permo-Triásico en el estado de Chiapas.
El Cretácico Inferior, en los estados de Durango y Chihuahua, está representado por la Formación Navarrete (S107), compuesta de arenisca calcárea verde con intercalaciones de caliza y lutita gris-verdosa, asociadas a capas delgadas de evaporita hacia su base. La edad ha
sido asignada con base en su posición estratigráfica (Haenggi, 2002).
En el límite de los estados de Chihuahua y Durango, dos sucesiones sedimentarias de conglomerado, caliza arcillosa intercalada con lutita, arenisca y limolita constituyen las formaciones
Mezcalera y Baluarte (S91). La edad Cretácico Inferior-Superior de estas unidades ha sido determinada por la presencia de amonites y radiolarios (Araujo-Mendieta y Arenas, 1986). Estas
sucesiones presentan zonas altamente deformadas que enmascaran su relación inferior y, por
otra parte, son cubiertas de manera discordante por depósitos volcánicos del Cenozoico.
En Baja California Sur, el Cretácico Inferior está representado por las formaciones Asunción (S105) y Perforadora (S106), constituidas de sucesiones de arenisca, lutita, limolita y
conglomerado. Barnes (1984 en Kimbrough y Moore, 2003) precisa la edad de la Formación
Asunción, asignándola al Aptiano-Albiano.
Por otra parte, en el Cretácico Superior, en la misma región de Baja California Sur, se
depositaron potentes horizontes de conglomerado polimíctico, arenisca y escasas capas de
limolita, que corresponden a las formaciones Redonda, Rosario y Valle Salitral (S76) (Flynn,
1970). La edad de dichas unidades se ha determinado como Cretácico Superior, con base en
material fósil (Popenoe et al., 1960 en Flynn, 1970) y a su posición estratigráfica (Wetmore
et al., 2003). Estratigráficamente la relación de estas unidades es discordante tanto a la base
como en la cima (Cruz-Castillo y Delgado-Argote, 1999).
Al oriente del estado de Chihuahua, nororiente de Coahuila y Nuevo León, en el Cretácico
Inferior, se registran rocas carbonatadas y siliciclásticas de las formaciones Taraises, Cupido,
La Peña, Carbonera, Pátula, Padilla, La Mula, Puerto Rico, La Virgen, Las Uvas, San Marcos,
Menchaca y Barril Viejo (S109), así como depósitos de extensos bancos evaporíticos de la
Formación Acatita (S112). Esta última continúa su sedimentación con el depósito de caliza,
lutita y arenisca, con registro hasta el Cretácico Superior, sucesión que se conoce como Grupo Washita (S99) y esta integrado por las formaciones Loma de Plata, Santa Elena y Salmon
Peak.
Los depósitos más comunes del Cretácico Inferior-Superior, entre Chihuahua y Coahuila,
se caracterizan por tener caliza, dolomía y lutita, que corresponden a las formaciones Aurora,
Kiamichi, Finlay, Del Carmen, Edwards, Mcknight, Walnut, Baicuco, Treviño y Monclova (S97). En
este mismo período y cubriendo parte de los estados de Nuevo León, Tamaulipas, San Luis Potosí,
Hidalgo, Puebla y Veracruz, se depositaron sucesiones calcáreas y arcillosas, que se aprecian en
los afloramientos de las formaciones Tamaulipas Inferior, Horizonte Otates y Tamaulipas Superior
(S98). Al mismo tiempo, en el sector meridional de Nuevo León y Tamaulipas, San Luis Potosí,
Guanajuato, Querétaro e Hidalgo se desarrollaron rocas constituidas de caliza, brecha y anhidrita que comprenden las formaciones Guaxcamá, El Abra, Tamabra y Tamasopo (S92). Entre las
unidades sedimentarías características de este periodo se debe destacar la Formación Cuesta del
Cura (S100), conformada esencialmente de caliza y pedernal.
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En el sur de México las rocas sedimentarias del Cretácico se extienden desde el estado de
Jalisco hasta Oaxaca. La sucesión del Cretácico Inferior está constituida por conglomerado,
arenisca y limolita con intercalaciones de horizontes de caliza de las formaciones Zicapa
(De Cserna et al., 1980) y Comburindio (S102) (Pantoja-Alor, 1959), así como por caliza y
yeso presentes en los afloramientos de la región de Huamuxtitlán (S101). Existen facies de
turbiditas, expuestas en la región de Huetamo, Tamazula, Zapotitlán y Oaxaca, que agrupa
a las formaciones San Lucas, Alberca (S102), Zapotitlán (S113) (Aguilera, 1906) y Jaltepetongo (S104) asociadas, probablemente a la evolución de los arcos insulares mesozoicos
del Pacífico.
En el intervalo Aptiano-Cenomaniano, una constante formación de bancos calcáreos en
facies y subfacies de plataforma, cubren el sur de México, y comprenden las formaciones
Morelos, Morena, Mal Paso, Miahuatepec y Teposcolula (S90), entre otras. El elemento mejor
conocido es la Plataforma Guerrero-Morelos (Fries, 1960), que consiste de caliza y dolomía
con abundante fauna de moluscos y miliolidos.
Un cambio de sedimentación tiene lugar en el Cretácico Superior, marcado por la sofocación de las plataformas con una serie de sucesiones terrígenas que evidencian la evolución
de deltas y cuencas. Estas sucesiones forman grandes paquetes de arenisca, conglomerado,
limolita, marga y lutita, que se reconocen como formaciones Cutzamala, Mezcala (S78)
(Fries, op cit) y Yucunama (Salas, 1949); en este periodo las relaciones sedimentarias son
graduales y transicionales. Una sedimentación continental del Cenozoico temprano marca
el cambio de rocas sedimentarias a secuencias volcánicas. Los conglomerados rojos con
intercalaciones de arenisca y limolita están representados por las formaciones Balsas, Conglomerado Rojo de Guanajuato, Tamazulapan, Huajuápan y Tehuacán (S66) (Salas op cit).
Al sur y surponiente del Puerto de Veracruz, cerca del litoral del Golfo de México se observa
una sucesión del Cretácico Superior compuesta de bancos calizos de las formaciones Guzmantla, Tecamalucán (S83) y Atoyac (S81).
A mismo tiempo, en la región septentrional de Chihuahua y Coahuila, se depositaron sucesiones de arenisca, lutita y caliza de las unidades Ojinaga, Eagle Ford, Boquillas, Indidura,
Agua Nueva (S84), Austin, Pen, San Vicente (S85), Parras, Méndez (S89), Upson, San Miguel
(S79), Olmos, Escondido (S86) y Caracol (S77). Asimismo, se desarrollan las rocas del Grupo
Difunta (S73), el cual transgrede al Cenozoico con una potente sucesión constituida de horizontes de arenisca, lutita y limolita. Mientras tanto, en el centro de México, se depositaron las
formaciones Soyatal y San Felipe (S88).
En el intervalo del Cretácico Superior-Paleoceno, para la región de Sonora, Chihuahua,
Sinaloa, Durango y probablemente al sur de México, se depositó una potente sucesión
sedimentaria compuesta de conglomerado polimíctico, arenisca y limolita, con influencia
volcánica, que constituye la parte sedimentaria de la Formación Tarahumara (S74).
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Cenozoico
La historia cenozoica de la Península de Baja California, después de los depósitos turbidíticos
de la Formación Rosario, inicia en el Paleoceno-Eoceno, con rocas marinas de las formaciones Tepetate y Bateque (S62), compuestas de arenisca, limolita, niveles de conglomerado,
caliza color gris y algunos horizontes de yeso que contienen gran diversidad de fauna fósil,
dentro de la cual destaca la presencia de foraminíferos del género Discocyclina. De manera
general se observa en estas unidades una relación discordante a la base, mientras a la cima
es concordante.
En el Eoceno, las rocas de las formaciones Las Palmas y Delicias (S56) representan la
culminación de esta etapa con grandes paquetes de conglomerado, arenisca y lutita. Parte de
estos paquetes se depositaron sobre una superficie de erosión desarrollada en el basamento
granítico durante el Cretácico Superior y el Paleoceno.
En el límite Mioceno-Plioceno inicia una sucesión sedimentaria marina de arenisca, limolita, coquina y lutita, que conforma las formaciones Trinidad, Salada, Almeja y Los Barriles (S29). Estudios paleontológicos de
la Formación Almeja indican una edad del Plioceno temprano (Barnes, 1991). La relación con las unidades
inferiores es generalmente erosiva, discordante o transicional. La Formación Trinidad contiene gran cantidad
de fauna fósil de gasterópodos y pelecípodos (Centhea sp., Anadara grandicarca, Strombus, Melogena,
Murex, Conus y Oliva), así como restos de plantas. En la misma formación, Martínez-Gutiérrez (1986)
reportó la primera mandíbula de caballo (Merychippus) probablemente de edad Mioceno.
En las inmediaciones de Santa Rosalía, aflora una serie de paquetes de roca bien definidos representados por limolita y arenisca fosilífera, semicompacta de grano medio, con un horizonte
conglomerático de espesor irregular hacia la base y en menor cantidad se observa la presencia de
lutita intercalada; éstas han sido descritas con los nombres formacionales de Gloria (Tirabuzón),
Infierno, Imperial (S27) y Hornillos (S24), consideradas como de edad Plioceno. Las relaciones
estratigráficas entre ellas son complejas, pero infrayacen discordantemente a la Formación Santa
Rosalía (Applegate, 1978; Wilson, 1949).
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En el Plioceno-Pleistoceno y aun con afinidad marina, las formaciones San Diego, Los Barriles, Trinidad y El Refugio (S20) se caracterizan por una arenisca gris blanquecina de cuarzo
y feldespato, interestratificada con horizontes de caliza y lutita. Smith (1991), reconoció en
la Formación Refugio una asociación faunística con afinidad caribeña, caracterizada por
Clementia dariena, turritela abrupta fredeas, Florimetis tritinana, Cyathodonta gatonenis y
Ratea ondulata.
En la región de Santa Rosalía, existen afloramientos discontinuos e irregulares de una
secuencia cuaternaria que Wilson (1949), definió como Formación Santa Rosalía (S14), integrada por arenisca, conglomerado polimíctico e intercalaciones de coquinas con espesores
variables. La presencia de pómez indica algún período de actividad volcánica proveniente,
probablemente, del volcán Las Tres Vírgenes. Se encuentra cubriendo a formaciones más antiguas por medio de una superficie erosiva e infrayace al Grupo Tres Vírgenes del Pleistoceno
Superior.
Finalmente, una sedimentación continental pleistocénica de conglomerado, arenisca y
limonita es descrita como Formación El Chorro (S11) (Martínez-Gutiérrez y Sethi, 1997).
Hacia el estado de Veracruz, en el Paleoceno-Eoceno, se depositaron las unidades Velasco, Chapopote y Tantoyuca, Pico Clay, Laredo, Yegua, Jackson (S69, S57, S60, S61, S54,
S53) respectivamente. Así como también el material siliciclástico de la Formación Chicontepec (S63), los sedimentos de ambiente mixto de las formaciones Guayabal y Aragón (S59);
asimismo, extensos depósitos de arenisca, limolita, conglomerado y lutita edificaron las
formaciones Conglomerado Uzpanapa, Lutita Nanchital y Soyaló (S65, S67 y S71 respectivamente). Por otra parte, en la Sierra de Chiapas, continúa la sedimentación carbonatada
de plataforma, gradando de los arrecifes cretácicos a las facies lagunares de las formaciones
Lacandón y Tenejapa, (S70).
En el norte del país, la Cuenca de Burgos marca el inicio de la sedimentación cenozoica
con las unidades Wilcox y Midway, Carrizo y Bigford (S68 y S51), para continuar con el depósito de las formaciones Frío, Norma y Vicksburg (S43). En el Mioceno, se registra una sucesión de eventos regresivos y transgresivos reflejados por los horizontes de arenisca, lutita y
conglomerado que constituyen las formaciones Catahuola, Oackville y Lagarto (S41 y S34).
En el Eoceno-Oligoceno, depósitos de conglomerado y arenisca (S55) conglomerado (S48),
limolita, arenisca y caliza (S46), arenisca y conglomerado (S42), se distribuyen en grabens y
valles sinclinales dentro de la Sierra Madre Oriental y Occidental.
Sucesiones de arenisca, conglomerado polimíctico y limolita de la Formación Tuxpan (S35)
y arena sílica de las formaciones Concepción y Filisola (S30), marcan el periodo MiocenoPlioceno; mientras que en el Oligoceno sucesiones de lutita, limolita, arenisca y conglomerado son típicos de las formaciones Palma Real, Mesón, Horcones y Alazán (S45), Escolin y
Coatzintla (S39).
En el área de la Sierra de Chiapas, el Mioceno se distinguió por el depósito de las sucesiones arcillo-calcáreas de las formaciones Tulijá y Macuspana (S38), así como por los delgados
horizontes conglomeráticos de la Formación Ixtapa (S36). Por otra parte, en las regiones del
borde de la Plataforma de Yucatán continúan desarrollándose las barras arrecifales y lagunas
carbonatadas de caliza y dolomía de las formaciones Estero Franco y Bacalar (S37).
Cubriendo una amplia región peninsular entre los Estados de Quintana Roo, Yucatán y el
extremo norte de Campeche, durante el Mioceno y Pleistoceno, una gruesa sección de sedimentos arrecifales consolidó la coquina y caliza de la Formación Carrillo Puerto (S32).
Mientras que en el estado de Tabasco se depositaron arenisca y lutita de las formaciones Tres
Puentes, Belem, Zarzagal, Encajonado, Amate y Encarnación (S19).
Hacia el fin del Neógeno los depósitos continentales (S23) tienen un importante desarrollo, ejemplo de ello son los depósitos distribuidos principalmente en las inmediaciones
de la Sierra Madre Oriental y de la Mesa Central, representados por las formaciones Conglomerado Sabinas y Reynosa, así como por los lechos lacustres ricos en travertino como la
Formación Mayrán que aflora en Coahuila. Rocas similares se encuentran en los estados de
Nuevo León, Tamaulipas y Jalapa Veracruz, mientras que depósitos calcáreo- evaporíticos se
observan en los estados de San Luis Potosí, Guanajuato y Querétaro.
La sedimentación deltáica en pleno apogeo, irrumpió sobre la región ítsmica septentrional
quedando registradas potentes secuencias de conglomerado polimíctico, arenisca y limolita
de las formaciones Jaltepec, Paraje Sólo, Cedral, Ahuehuexquite y Tierra Colorada (S21).
En el intervalo del Paleoceno-Oligoceno, facies arrecifales progradaron hacia el noreste para
dar pie a la construcción de la plataforma cenozoica de la Península de Yucatán, barras arrecifales que fueron denominadas Formación Icaiché (S72). Asimismo, en el Eoceno el proceso
de la inundación del antepaís, deposita los horizontes calcáreo-arenosos de las formaciones
Lomut y El Bosque (S58). Posteriormente, en el apogeo eocénico el ambientes lagunar fue
definitivo al depositarse las secuencias siliciclásticas de las formaciones Mompuyil, Simojovel
y Yalhó (S47). Mientras tanto, en el sector sudoccidental de la península, los arrecifes y las la-
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gunas continúan desarrollándose ampliamente representados por las calizas de la Formación
Chichen-Itza (S50). Para el norte de la Península de Yucatán, se desarrolla una importante
barra arrecifal de caliza y coquina (S44).
En la Península de Yucatán, fue posible reconocer una unidad sedimentaria de horizonte
bioclástico, coquina y caliza de la unidad Seybaplaya (S15), distribuido a lo largo de una
angosta franja litoral entre las ciudades de Campeche y del Puerto Ciudad del Carmen, las
cuales conformaron una delgada barrera arrecifal pleistocénica. Del mismo modo otros depósitos de coquina, arenisca, caliza y conglomerado- arena (S9 y S13), conforman la región
peninsular.
Los depósitos holocénicos de ambiente litoral de la costa del Golfo de México en los estados de Tamaulipas, Veracruz, Tabasco, Campeche, Yucatán y Quintana Roo, aún en proceso
de sedimentación conforman depósitos de limos, arcillas y arenas palustres, arenas de dunas
costeras y playas, y sedimentos carbonatados de plataforma reciente (S4) aflorantes en el
atolón del Banco Chinchorro en el Mar Caribe Mexicano.
En el límite de los estados de Guerrero y Oaxaca, en el área de Cuajinicuilapa-Punta Maldonado, se tiene un amplio afloramiento de arenas y areniscas vulcanogénicas bien consolidadas que contienen metales atrapados en una paleocolonia con abundantes especies fósiles
de gusanos, tubiformes y conchas gigantes asociadas a foraminíferos, en un ambiente de
chimeneas hidrotermales. Campa et al. (2000) interpretan con base en estos fósiles que estas
rocas podrían corresponder a un bloque fósil de fondo oceánico acrecionando actualmente a
los gneisses y granitos del terreno Xolapa. Estos depósitos sedimentarios fueron denominados
como Formación Punta Maldonado (S17) y gracias a su contenido fosilífero se ha podido
asignar una edad de Mioceno (?) al Plioceno-Pleistoceno (Cardoso-Vásquez, 2000).
En parte del Pleistoceno y durante el Holoceno, los procesos de denudación y deposición,
reflejan la vigencia e intensidad con la que se encuentran funcionando los sistemas sedimentarios activos distribuidos en el territorio nacional. De esta manera es posible observar
depósitos conglomeráticos aluviales (S7) asociados con sedimentos de arenas, limos y gravas
(S2), sedimentos evaporíticos (S6), depósitos eólicos (S1), coluviones (S3) y limos, arcillas y
arenas de ambientes lacustres (S5).
Rocas Volcanosedimentarias
Paleozoico
El reporte más antiguo de rocas volcanosedimentarias en México, se tiene en la región de
Delicias, al occidente de Coahuila. Se trata de una sucesión del Pensilvánico al Pérmico de
arenisca, caliza y ciertos derrames de lava andesítica conocida como Formación Delicias
(Vs21) (McKee et al., 1988; Wardlaw, 1979). Su contacto inferior es desconocido, mientras
que el superior es discordante con las rocas mesozoicas del alto estructural de Coahuila.
8
Mesozoico
El registro más antiguo de este periodo se restringe al Jurásico Inferior-Medio, en donde se reporta una sucesión de rocas volcánicas, volcaniclásticas y sedimentarias, formadas por riolita,
dacita, andesita y basalto, con intercalaciones de conglomerado, limolita, arenisca y arenisca
volcaniclástica, que constituyen las formaciones Riolita Pinitos y Nazas (Vs20) que afloran al
norte y centro de México, respectivamente. La orientación de estos afloramientos es hacia
el noroccidente, pasando los estados de Sonora, Durango, Zacatecas y San Luis Potosí. Estas
rocas cubren de manera discordante a diferentes unidades del basamento. Por otro lado, la
edad de la Riolita Pinito y Formación Nazas ha sido establecida como del Jurásico InferiorMedio, obtenida principalmente por fechamientos isotópicos y/o relaciones estratigráficas.
Muy probablemente, otro ejemplo de la sedimentación en una cuenca asociada al desarrollo
de sistema volcánico en el Océano Pacífico durante el Jurásico Inferior-Superior, pueda ser
representado por las rocas de la Formación San Juan de la Rosa (Vs19), emplazadas en la
región central del estado de Querétaro, en donde es posible apreciar litologías de arenisca,
filita y tobas riolíticas, que ocasionalmente se observan metamorfizadas en bajo grado, en
facies de esquisto verde (Carrillo-Martínez, 1989).
Al sur del estado de Puebla, en la región de Zapotitlán, afloran arenisca y limolita roja con
intercalaciones de tobas y niveles epiclásticos de la Formación Tecomazuchil (Vs18) (Pérez et
al., 1965), posiblemente asociados a los sedimentos de la Formación Tecocoyunca, de edad
Jurásico Medio.
Por otra parte, al sur de la ciudad de Oaxaca, en la región de Taviche y hasta el Istmo de
Tehuantepec, una sucesión volcanosedimentaria ha sido definida como Arco Chontal (Vs17)
(Carfantan, 1983), la cual se caracteriza por presentar zonas importantes de deformación,
evidente foliación y niveles de cizalla. La edad establecida es del Jurásico Superior al Cretácico Inferior.
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Al sureste de México, en el límite de Veracruz con Oaxaca, en la Sierra de Zongolica,
se observan potentes paquetes de una intercalación de arenisca, andesita, toba andesítica
y niveles calcáreos, de las formaciones Chivillas, Xonamanca y Tepexilotla (Vs16). La edad
de Jurásico Superior (Tithoniano) al Cretácico Inferior ha sido determinada con base en su
contenido paleontológico (Mena, 1960; Pano, 1973; Sales, 1977).
Por otra parte, al sur del Pacífico mexicano, las rocas volcanosedimentarias han sido
asociadas a la evolución de los arcos insulares interoceánicos mesozoicos del Pacífico (Campa y Coney, 1983). Desde el estado de Jalisco hasta Oaxaca, se tiene la exposición más
conspicua de rocas con estas características, que consisten de una intercalación de niveles
potentes de andesita, basalto, toba, arenisca epiclástica, conglomerado, niveles calcáreos y
lentes arrecifales, que se han definido como Arco de Zihuatanejo del Cretácico Inferior (Vs15)
(Vidal, 1983) y que se extiende hasta la región de Huetamo y Arcelia.
De igual manera, rocas de estas características y de la misma edad, se distribuyen en una
franja orientada al noroeste, a lo largo del occidente de Baja California, definidas como Grupo Alisitos y Volcánicos Santiago Peak. Contienen una gran variedad litológica entre las que
destacan intercalaciones de lava andesítica, flujos volcánicos, aglomerado, caliza, arenisca
epiclástica, lava almohadillada y limolita (Larsen, 1948, Schroeder, 1967, Herzig, 1991,
Meeth, 1993 en Wetmore et al., 2003). Las relaciones estratigráficas de estas sucesiones no
han sido claramente definidas, sin embargo, por el grado de deformación que presentan,
los pliegues y cabalgaduras sugieren una relación tectónica. Por otro lado, estudios geoquímicos indican que las rocas de Santiago Peak, fueron derivadas de un manto oceánico
empobrecido y que representa un arco volcánico de margen continental (Todd et al., 1988;
Herzig, 1991 en Wetmore et al., 2003). Por otra parte, estudios paleontológicos e isotópicos
permiten establecer una edad de Aptiano-Albiano (Allison, 1955, 1974, Silver et al., 1963,
Carrasco et al., 1995, Jonhson et al., 2003 en Wetmore et al., 2003).
Para el Cretácico Superior de Sonora, se observan rocas atribuidas al Grupo Cabullona
(Vs13), que incluye las formaciones Corral de Enmedio, Arenisca Camas y Lutita Packard. La
litología de este grupo consiste de lodolita, limolita, arenisca, caliza, lutita negra y tobas riolíticas, que conservan relaciones transicionales entre niveles. La edad Campaniano-Maastrichtiano, ha sido determinada por la presencia de gasterópodos, pelecípodos, peces, huesos
de tortugas, dinosaurios y ostrácodos (González-León, 1994).
En los estados del noroccidente de México, se tiene una potente sucesión de andesita, toba
andesítica, arenisca, arenisca volcánica, pedernal, caliza estromatolítica y riolita intercalada
(Beraldi-Campesi et al., 2004), definida como la parte volcanosedimentaria de la Formación
Tarahumara (Vs12), cuya edad se ha establecido en el Cretácico Superior-Paleoceno.
9
Cenozoico
En la región alrededor de la Caldera de Tomochic, Chihuahua y alrededor de los límites
estatales entre Sinaloa, Sonora y Chihuahua, se observan pequeños afloramientos de una
sucesión volcanosedimentaria compuesta de conglomerado, andesita, riolita y toba riolítica
de edad Oligoceno (Vs11), la cual se depositó durante los inicios de la Provincia Volcánica
de la Sierra Madre Occidental.
Hacia el Oligoceno-Mioceno, la actividad magmática tuvo gran impacto en la Península
de Baja California, caracterizada por sucesiones de rocas volcanosedimentarias que incluyen
a las formaciones El Salto, San Gregorio y El Cien (Vs9), constituidas por intercalaciones de
arenisca, conglomerado y lutita con toba riolítica, así como niveles de fosforita y coquina.
Una toba asociada de la Formación El Salto, fue fechada isotópicamente por el método K/Ar,
obteniéndose una edad estimada de 28.1 + 0.9 Ma (McFall, 1968).
En los estados de Sonora, Chihuahua y Sinaloa durante el Mioceno se generaron depósitos de andesita y toba riolítica intercalada con conglomerado, arenisca y limolita (Vs5), que
cubren a las rocas volcánicas e intrusivas del Cretácico y Paleoceno y que se asocian a las
depresiones generadas por el sistema de fosas y pilares.
Por otro lado, en el estado de Baja California Sur, se depositaron los niveles sedimentarios
de las formaciones San Isidro, Comondú, El Boleo (Wilson y Veytia, 1949), Tortugas y San Ignacio (Vs4), que se intercalan con brecha volcánica, toba y derrames de lava de composición
andesítica. Continuando estratigráficamente, en la parte superior del Mioceno, una sucesión
de basalto y arenisca se ha identificado como Formación Rosarito Beach (Vs6). Las relaciones
estratigráficas entre las unidades anteriores se han definido principalmente como discordantes y transicionales. Las edades isotópicas realizadas por el método K/Ar indican una edad
estimada entre 7.5 a 10 Ma que corresponde al Mioceno tardío (Angelier et al., 1981).
En el período Neógeno, se establecieron sobre el centro de México diversas cuencas lacustres, dentro de las cuales los depósitos de sedimentos arenosos se mezclan con flujos volcánicos, formando alternancias con pumicita y toba riolítica (Vs1), sucesiones que afloran en los
valles del bajío guanajuatense. Los depósitos lacustres que bordean la caldera de Améalco
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al noroccidente de la ciudad de Toluca, atestiguan dicha sedimentación vulcanoclástica. Por
otro lado, en Sonora, se depositó una sucesión compuesta por conglomerado, arenisca,
limolita y basalto intercalado (Vs2); esta unidad rellena una pequeña depresión que forma
parte de sistema de fosas y pilares.
En el sureste la sedimentación siliciclástica compuesta de depósitos de arenisca, conglomerado polimíctico y laminaciones de toba riolítica del Oligoceno y Mioceno (Vs8) constituyen las formaciones Conglomerado Nanchital, La Laja, Depósito y Encanto.
En el Cenozoico, hacia la zona central de Guerrero y hasta la región de la Mixteca, se tienen
afloramientos de una potente sucesión de arenisca epiclástica verde con intercalaciones de
toba andesítica y riolítica, andesita con horizontes y vetilleos de yeso, conocida como Formación Oapan (Vs3) (Nájera-Garza, 1965). Sus relaciones estratigráficas permiten ubicar a
esta unidad en un rango de edad del Mioceno-Plioceno.
Rocas Ígneas Extrusivas
Mesozoico
En el noroccidente de México las rocas extrusivas del Jurásico se registran en la Península de
Vizcaíno y en la Isla Cedros, Baja California. Afloran como una sucesión compuesta por rocas
volcánicas y volcaniclásticas, correspondientes al Complejo San Andrés-Cedros, que incluye
a las formaciones Gran Cañón y Choyal (E74). Estas unidades están compuestas por flujos
de andesita, brechas y lavas almohadilladas máficas, intercaladas con areniscas volcaniclásticas, conglomerado y brecha, flujos basálticos, andesíticos y dacíticos con influencia marina
(Kimbrough y Moore, 2003). Un fechamiento isotópico de 164 Ma utilizando el método U/Pb
en zircones, la ubica en el Jurásico Medio (Kimbrough y Moore, 2003). Las rocas volcánicas
de la Sierra de San Andrés tienen afinidades de toleitas y boninitas de arco de islas (Moore,
1983 en Kimbrough y Moore, 2003), mientras que las rocas volcánicas de la Isla Cedros
tienen afinidades subalcalinas, toleíticas, boniníticas y calco-alcalinas (Kimbrough y Moore,
2003).
Al occidente de la ciudad de Guanajuato, el vulcanismo más antiguo del sector central de
México, está caracterizado por derrames de basalto almohadillado (E73), de edad Jurásico
Tardío, que pudieran representar, junto con otras rocas ígneas aledañas, un complejo ofiolítico de corteza oceánica obducida.
Por otra parte, en los estados de Sonora, Chihuahua, Sinaloa, Durango y en parte de Baja
California, en el intervalo del Cretácico Superior hasta la parte media del Mioceno, se observa un potente paquete de rocas volcánicas, volcanosedimentarias e hipabísales, de composición bimodal, constituido principalmente por riolita (E71) y toba riolítica (E68) del Cretácico
Superior y Paleoceno.
10
Cenozoico
Las rocas mencionadas en el último párrafo, se intercalan con andesita (E65) e ignimbrita
(E66) del Paleoceno-Eoceno. Estas unidades, junto con el vulcanismo del Paleoceno en el
sector occidental de Zacatecas, que se manifiesta como emanaciones de lavas y productos
piroclásticos de composición andesítica (E67), se consideran como parte del basamento
volcánico de la gran pila de flujos, coladas y sedimentos volcánicos que edificaron la Sierra
Madre Occidental. Estos flujos, continúan hasta el Oligoceno y la parte media del Mioceno, con una potente sucesión de tobas riolíticas, riolitas, ignimbritas y en menor proporción
brechas riolíticas y niveles riodacítos (E48, E49, E54, E51, E57, E39, E33), ha reportado
edades de 12 Ma.
La actividad magmática extrusiva de composición básica, para la misma región noroccidental, inicia en el Eoceno y finaliza en el Mioceno, y está representada por una variedad
litológica aflorante de basalto, andesita, brecha andesítica, latita, traquita, dacita y traquiandesita (E67, E63, E43, E44, E46, E47, E58), que se observa en sectores de los estados de
Chihuahua, Sonora, Durango y en menor proporción Sinaloa. Estos depósitos volcánicos son
parte de la Provincia Volcánica de la Sierra Madre Occidental, que representan por su afinidad geoquímica calcoalcalina (Cochemé y Demant, 1991), un ambiente de arco volcánico
continental (Aranda-Gómez et al., 1997).
Durante el Mioceno, Plioceno y Pleistoceno, en los estados de Durango, Sonora, Sinaloa y
Chihuahua, predomina la composición básica y en menor proporción la ácida, con paquetes de rocas de basalto, andesita y toba riolítica (E29, E16, E11). Asimismo, se distribuyen
otros depósitos de rocas de la misma composición (E28, E32, E14, E4), cuya génesis está
relacionada con los eventos distensivos norte-sur que dieron origen a la provincia de fosas
y pilares, del norte de México.
Por su parte, las rocas extrusivas del nororiente de México están representadas por algunos
eventos eocénicos muy discretos, que encuentran su expresión al noroccidente y al nororiente
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de la ciudad de San Luis Potosí, donde existen afloramientos de andesita, basalto e ignimbrita
que constituyen la unidad conocida como Andesita Casita Blanca (E62) (Labarthé-Hernández
et al., 1982). Esta unidad representa los eventos volcánicos más antiguos en esta entidad,
mientras que al occidente, en el sur de Aguascalientes, durante el Eoceno, se manifiestan
ciertas lavas y tobas félsicas (E64), descansando discordantemente sobre metavolcanosedimentos mesozoicos.
En el Oligoceno inicia un vulcanismo intermedio y félsico, débilmente alcalino, que
se hace patente, inequívocamente, en el sector central y oriental del país. Un ejemplo de
tal actividad volcánica, lo representan los emplazamientos de lava andesítica denominados
Andesita Santa Catarina, Andesita El Mosco y Dacita Atotonilco (E42), ubicados al oriente
de la capital potosina (Labarthé-Hernández et al., 1999), así como los afloramientos félsicos
de las unidades Riolita San Miguelito (E50), Riolita El Zapote e Ignimbrita Panalillo (E51), de
la región limítrofe entre los estados de San Luis Potosí, Guanajuato y Zacatecas (LabarthéHernández et al., 1982).
En la porción oriental del país, el vulcanismo intermedio de andesita, dacita y riolita (E36),
denominado Grupo Pachuca, sucedió simultáneamente con importantes procesos hidrotermales, que representaron los primeros pulsos de la notable mineralización argentífera de los
distritos mineros de Pachuca, Real del Monte y Zimapán en el estado de Hidalgo (Geyne et
al., 1963).
Durante el Oligoceno, en el occidente de la república, se da la formación de una de las
provincias geológicas ignimbríticas más grandes del mundo, conocida como Sierra Madre
Occidental. Inicia con un enorme volumen y gran diversidad de productos piroclásticos de
composición calci-alcalina félsica, que acumuló un espesor de más de 1000 metros.
En la región central de México, dichos eventos quedaron reflejados como agrupamientos de
ignimbritas y riolitas (E38), riolita y riodacita (E54), ignimbrita y toba riolítica (E49), riolita y
dacita (E32). Algunos ejemplos de estos eventos se pueden observar en los domos riolíticos
de Pinos, Los Herrera, Cerro Silva y Cerro Gato, así como los derrames lávicos de la Caldera
de Milpa Grande en el sector centro meridional del estado de San Luis Potosí.
Un segundo episodio de intenso vulcanismo silícico de flujos piroclásticos, domos y flujos
lávicos riolíticos, ocurre principalmente al sur de la Sierra Madre Occidental durante el inicio
del Mioceno (Ferrari et al., 2005), mientras que en la región central del país (Zacatecas,
Aguascalientes, Guanajuato y Querétaro), este vulcanismo está representado por ignimbrita,
toba riolítica y riolita (E40, E33 , E39, E20). La región que mejor ejemplifica estos eventos
eruptivos se extiende ampliamente al poniente de la ciudad de Aguascalientes y al oriente de
Tepic, Nayarit, donde posiblemente un nutrido número de calderas pudieran representar las
fuentes del material piroclástico de este evento.
Una vez concluidos los eventos piroclasticos félsicos principales, un nuevo volcanismo
máfico- intermedio irrumpe tanto en las regiones de la Sierra Madre occidental (Ferrari et al.,
2005), como en el área de la Mesa Central de los estados de Zacatecas, Aguascalientes y
San Luis Potosí. Este evento está representado por la presencia de paquetes de andesita, toba
andesítica y riolítica y basalto (E37, E29, E28), que puede alcanzar su mejor expresión en el
Campo Volcánico Los Encinos, ubicado al noreste de la ciudad de Zacatecas.
En esta misma región durante el Plioceno- Holoceno, nuevos pulsos volcánicos se manifiestan conformando discretos campos monogenéticos de composición basáltica, basanítica y
nefelínica, ricos en xenolítos (E11), asociados a las estructuras y fallas que forman las fosas y
pilares del centro de México. Algunas de estas manifestaciones son conocidas como campos
volcánicos de Ventura, Espíritu Santo y de Santo Domingo, que se encuentran dispersos en la
porción central de San Luís Potosí y en la región limítrofe con Zacatecas. Por otro lado, en la
región oriental del estado de San Luis Potosí y meridional del de Tamaulipas, se cartografió
una serie de notables coladas de basalto alcalino sin xenolitos, salvo el volcán Las Flores, que
contiene xenocristales de peridotita.
Asimismo, el vulcanismo máfico de los campos volcánicos de La Esperanza (al sur de Nueva Rosita), Ocampo (al oeste-suroeste de Nueva Rosita) y Las Coloradas (al noroccidente de
Saltillo), se manifiesta en la región central y oriental del estado de Coahuila (Aranda-Gómez
et al., 2003). Mientras que, más al sur, discretos derrames de basalto fueron emplazados
en las inmediaciones de la Sierra de Guanajuato, ejemplificados por los afloramientos del
área de Duarte, sobre la traza de la Falla El Bajío, la cual señala el extremo meridional de la
provincia fisiográfica de La Mesa Central (Nieto-Samaniego et al,. 2005).
Por otra parte, en la región de la Planicie Costera del Golfo de México, desde el Río Soto
La Marina, Tamaulipas, hasta la región de los Tuxtlas, Veracruz, se distribuye una importante
franja de emplazamientos ígneos de notoria composición alcalina, cuyos primeros pulsos
magmáticos ocurrieron en tiempos oligocénicos, emplazando también, diversos cuerpos plutónicos; sin embargo, la mayor manifestación de este vulcanismo es a partir del Mioceno. De
esta manera, numerosos emplazamientos extrusivos de lavas basálticas y traquíticas (E31) se
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observan en los campos volcánicos de la Sierra de Martínez y Aldama de la zona litoral de
Tamaulipas (Camacho, 1987), en Tlanchinol, Hidalgo y en el estado de Veracruz en las localidades de Tantima–El Álamo, Chiconquiaco-Palma Sola y el Volcán San Martín Pajapán.
Posteriormente, durante el Plioceno-Pleistoceno, un vulcanismo máfico alcalino, de basalto y
traquita (E13 y E5), fue extrabasado a lo largo de la franja ya mencionada desde el Campo
Volcánico de LLera de Canales y de Aldama en Tampico, Tamaulipas (Aranda-Gómez et
al., 2003). Estas manifestaciones se extienden sobre Zacualtipán, Huatla y Metlaltoyuca,
Veracruz, al noreste de Tulancingo, Hidalgo, así como en las inmediaciones de la ciudad de
Jalapa (Ferrari et al., 2005) y en el Campo Volcánico Los Tuxtlas, al noroccidente de la ciudad
de Minatitlán, Veracruz.
Numerosos flujos piroclásticos félsicos, intercalados entre diversos derrames lávicos basálticos, y un nutrido número de estructuras dómicas de composición riolítica de carácter peralcalino, conformaron un considerable volumen de rocas estrechamente relacionadas por su
composición con los emplazamientos ígneos de la franja alcalina antes mencionada, cuyos
afloramientos de toba riolítica, toba dacítica y basalto constituyen una unidad bimodal (E8),
distribuida ampliamente en el sector oriental del Valle del Mezquital, en las inmediaciones de
Tulancingo, Hidalgo.
Un complejo sistema de emplazamientos volcánicos ocurre durante el Neógeno en
la región central del estado de Chiapas. Damon y Montesinos (1985) lo denominan Arco
Volcánico Chiapaneco, en el cual incluyen los volcanes Huitepec, Santa Fe, Tzontehuitz, Zinacantan, Navenchauc, y el estratovolcán activo El Chichón, constituidos principalmente por
diversos derrames piroclásticos riolíticos y dacíticos miocénicos (E34), lahar y toba andesítica
(E9), ubicados en el sector oriental de la Presa Angostura y al oriente de la ciudad de Tuxtla
Gutiérrez. Por otra parte, el volcán El Chichón, que en 1982 tuvo un evento eruptivo que
depositó un considerable volumen de productos piroclásticos (Macías, 2005), cubrió una
considerable superficie con derrames de lahar y brecha andesítica (E2) que se distribuyeron
principalmente al suroccidente de la ciudad de Villahermosa.
En la región fronteriza con Guatemala, y al norte de la localidad de Tapachula, Chiapas se
encuentra el Volcán Tacaná, que representa un importante estratovolcán plio-pleistocénico
que ha manifestado su actividad en fechas históricas, y cuya litología está constituida predominante por sedimentos de lahar, toba andesítica y brecha andesítica (E10) (Macias, 2005).
Dentro de las unidades de rocas volcánicas extrusivas, es pertinente mencionar a la Faja
Volcánica Transmexicana, considerada como un arco volcánico continental constituido por
casi 8000 estructuras volcánicas de gran diversidad, entre los que destacan conos cineríticos,
volcanes escudo, domos, estratovolcanes, lahares, calderas y algunos cuerpos intrusivos.
Esta provincia volcánica se extiende desde las costas del Pacífico en Jalisco y Nayarit, hasta
el Golfo de México en el estado de Veracruz. Abarca aproximadamente 1000 km de longitud
con dirección este-oeste y una amplitud máxima de 230 km.
Para la descripción de esta importante provincia se han tomado en consideración el trabajo de cartográfia geológica del Servicio Geológico Mexicano, el análisis de numerosas publicaciones especializadas, así como más de un millar de fechamientos isotópicos compilados.
De esta manera el magmatismo se agrupó de forma muy sintética en al menos trece grupos
litológicos, tomando en consideración su ocurrencia genética, edad, composición química y
distribución cartográfica, principalmente.
Todavía en debate, la sucesión inferior volcánica se ha considerado, primeramente, como
de composición bimodal de niveles de riolita y dacita (E27), del Mioceno medio, en donde
se reportan edades de 19 y 10 Ma (Gómez-Tuena et al., 2005). Aflora, principalmente, en el
centro y oriente de la provincia e incluye los complejos volcánicos de Mil Cumbres y Sierra
de Angangueo en Michoacán.
Continúa un desarrollo de estratovolcánes y conos de lava con edad de 13 a 10 Ma,
entre los que se encuentran el Zamorano en Querétaro, Cerro Grande en Puebla, la Sierra
de Guadalupe y otros centros volcánicos al noroeste de la Ciudad de México, así como el
Campo Volcánico de Apan. Litológicamente incluye derrames y depósitos de caída andesíticos y riolíticos, basalto y andesita (E 26).
El vulcanismo del Mioceno tardío es de carácter máfico y se distribuye desde Nayarit hasta
Veracruz. En este nivel las edades se vuelven progresivamente más jóvenes de oeste a este
(Ferrari, 2004). Este vulcanismo representa el episodio de 11 y 8 Ma en los Altos de Jalisco y
en Cotija, Michoacán (Moore et al., 1994; Rossotti et al., 2002); y entre 9 y 7 Ma en Querétaro y en el área de Pathé, Hidalgo (Pasquaré et al., 1991; Aguirre-Díaz y López-Martínez,
2001); asimismo, existen afloramientos en los campos de Palo Huérfano y La Joya (GómezTuena et al., 2005). Por lo general, este intervalo, está constituido por andesita y basalto con
algunos depósitos de caída riolíticos asociados (E 25).
Hacia el final del Mioceno tardío y durante el Plioceno temprano (7.5 a 5 Ma), el magmatismo se hace más diferenciado hasta un vulcanismo félsico, que conforma complejos
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de domos dacíticos y riolíticos, así como ignimbrita y coladas riolíticas emitidas por posibles
calderas (E27). Existen otros afloramientos al noreste de la Laguna de Chapala en Jalisco y al
norte de la presa de Solís; asimismo, la Caldera de Amazcala se caracteriza por haber generado importantes volúmenes de pómez de caída, ignimbrita, domos y flujos de lava de riolita
potásica, con rangos de edad de 7.3-6.6 Ma (Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001).
Las primeras manifestaciones posteriores al vulcanismo félsico del Mioceno tardío, desarrollan mesetas de basalto y andesita (E19), con registro de edades que varían entre 11 y 8.9
Ma, en la costa de Nayarit y al noroeste de Tepic (Ferrari, 2004; Righter et al., 1995; Ferrari
et al., 2000). Los niveles superiores indican un desarrollo durante el Plioceno temprano hasta
los 3 Ma (Moore et al., 1994; Ferrari et al., 2000; Frey et al., 2004), y se emplazan en la
parte más septentrional de la provincia volcánica. También se localizan manifestaciones en
los graben que limitan el Bloque Jalisco (Righter y Rosas-Figueroa, 1992; Ferrari y RosasElguera, 2000; Righter et al., 2001; Ferrari et al., 2003) así como en una franja de campos
volcánicos desde el oriente de la Laguna de Chapala hasta el occidente de la ciudad de
Querétaro.
Las manifestaciones de vulcanismo mio-pliocénico máfico continúan en latitudes más
surorientales con coladas de basalto (E18), pero en este caso alcalinos de tipo intraplaca
emplazados a partir de los 5.5 Ma (Gilbert et al., 1985; Moore et al., 1994). A partir del
Plioceno tardío, el frente volcánico está dominado por campos volcánicos alcalinos potásicos, asociados al Bloque Jalisco (Righter y Carmichael, 1992). Otras manifestaciones de
vulcanismo de hace aproximadamente 6 Ma se tienen alrededor de la Laguna de Chapala,
y están asociadas a depósitos de lahares (E17), en donde se han obtenido edades de 11 a 5
Ma y se han cartografiado como las formaciones Cuernavaca y Tepoztlán.
En la parte occidental de la provincia, dominan los complejos de domos exógenos y algunos flujos piroclásticos de riolita peraluminosa (E20), con edades comprendidas entre 7.5
y 3 Ma (Gilbert et al., 1985; Rossotti et al., 2002; Ferrari et al., 2003; Frey et al., 2004); por
otra parte, la unidad mio-pliocénica que marca el limite occidental, es una sucesión basáltica
que se extiende al occidente de Tepic. Es pertinente mencionar que parte de esta actividad se
extiende hasta el suroccidente de León, Guanajuato.
En la porción central de la provincia y en el intervalo del Mioceno superior-Plioceno
temprano, dominan las grandes calderas que producen significativos volúmenes de tobas
pumicíticas e ignimbritas (E15). Las edades comprenden un rango de 5 a 1.8 Ma. Como
ejemplos notables de estas estructuras volcánicas están las calderas de Amealco, Huichapan,
Zitácuaro, Apaseo y Los Agustinos (Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001; Aguirre-Díaz et
al., 1997; Verma, 2001; Capra et al., 1997). Como parte del mismo proceso, se incluyen
lavas máficas de 6 a 3.4 Ma, distribuidas en Zacapu, Laguna de Cuitzeo, Presa Solís y Presa
Tepuxtepec (Ferrari et al., 1991; Pasquaré et al., 1991).
Hacia el Plioceno, la migración del vulcanismo cambia de condiciones ácidas y bimodales
a un arco volcánico de composición andesítico-basáltica con algunas variaciones a dacita
(E12), que comienza a desarrollarse en el límite inferior del Plioceno, con edades generalmente menores a 3 Ma.
En las inmediaciones del campo volcánico de Los Azufres y en la Caldera de Zitácuaro
(Ferrari et al., 1991; Capra et al., 1997), el vulcanismo se vuelve menos continuo y ligeramente más evolucionado, desarrollando domos riolíticos y en menor proporción dacíticos,
tobas riolíticas e importantes depósitos de pumicita (E7), con edades generalmente menores
a 1.8 Ma, como es el caso de la región de Maravatío- Zitácuaro- Valle de Bravo.
Con el vulcanismo del Pleistoceno-Holoceno se emplazan diferentes centros poligenéticos
y potentes lahares y depósitos volcánicos (E3), asociados a los estratovolcanes de Colima,
Popocatepetl, Nevado de Toluca y Pico de Orizaba, así como los que limitan al oriente de la
presa de Los Olivos y norte de Apatzingan, en Michoacán.
Como culminación en esta sucesión, en el Holoceno se tiene una extensa unidad de
andesita basáltica y basalto (E1), con edades menores de 40,000 años (Hasenaka y Carmichael, 1987 en Gómez-Tuena et al., 2005), que se distribuyen al centro de la provincia,
formando La Meseta Tarasca y las evidencias más recientes como son los volcanes Jorullo y
Paricutín, así como el Popocatepetl y el de Colima.
Continuando hacia la Sierra Madre del Sur, se tiene un vulcanismo correlacionable con
la Sierre Madre Occidental, cuya distribución se extiende desde Michoacán y Guerrero hasta
Oaxaca. Litológicamente a la base se observan grandes paquetes andesíticos del EocenoOligoceno, de lavas, tobas y brechas, que gradúan a la cima a dacíta, riodacíta y niveles
riolíticos (E61, E59, E48, E44, E54). Las localidades más conocidas son la depresión del
Balsas, en Turicato y Tzitzio Michocán, y Llano de Lobos en Oaxaca.
El vulcanismo continua con una secuencia de edad Mioceno-Oligoceno, de tobas riolítica,
principalmente, con variaciones a andesita, dacita y en ocasiones basalto (E41, E41, E39,
E37 y E30, E29, E33, E32, E23, E28). Algunas localidades donde se presenta esta unidad son
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Tafetán, Michoacán, Tilzapotla, Guerrero y Lalloaga, Oaxaca. Por otra parte, Morán-Zenteno
et al. (2000), sugieren una clara tendencia subalcalina para esta sucesión volcánica.
En el límite del estado de México y Guerrero, se manifiesta una secuencia andesítica de
edad Mioceno-Plioceno conocida como Formación Buenavista (E22), en aparente concordancia con los epiclastos de la Formación Oapan y discordantemente sobre la Formación
Tilzapotla.
Rocas ígneas intrusivas
Proterozoico
Rocas intrusivas del Paleo y Mesoproterozoico, afloran en el estado de Sonora, formando pequeños afloramientos de rocas de composición granítica, granodiorítica y en menor
proporción diorítica (I41). Los afloramientos de dichas rocas corresponden con los granitos
Cananea, Santa Margarita, Aibó y la Granodiorita El Jacalón. Las edades de estos intrusivos
varían entre los 1440 + 15 Ma a 1140 + 20 Ma (Anderson y Silver, 1977; Damon et al.,
1962).
Paleozoico
Varios afloramientos graníticos, alineados al noroccidente, se distribuyen de sur a norte en la
República Mexicana y representan vestigios de un arco continental de finales del Paleozoico
(Torres et al., 1999). Se pueden observar en Chiapas, Oaxaca, Veracruz, Coahuila, Chihuahua y norte de Sonora, y son conocidos con nombres diversos y de relación estratigráfica
generalmente discordante. Estos cuerpos presentan variaciones litológicas de granito, granodiorita y diorita (I40) y su edad permo-triásica ha sido establecida con base en numerosos
fechamientos por métodos diversos.
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Mesozoico
En el estado de Baja California Sur afloran rocas intrusivas máficas del Triásico-Jurásico
(I38), distribuidas en la Península de Vizcaíno y en las islas Magdalena y Santa Margarita
(Kimbrough y Moore, 2003), denominadas Ofiolita Península de Vizcaíno. Su edad por fechamientos isotópicos U/Pb en zircones de plagiogranito en la ofiolita es de 215.5 a 217.2
Ma (Kimbrough y Moore, 2003). Un melange de matriz serpentinítica separa a esta unidad
de un arco volcánico de edad pre-Jurásico Superior (Moore, 1983, 1985). Por otro lado, sus
relaciones son complejas, sobre todo con el arco volcánico Jurásico-Cretácico (Kimbrough
y Moore, 2003).
Otras rocas intrusivas del Triásico Superior (I39) afloran al suroeste y oeste de Sonoyta,
Sonora. Son de composición granítica, intrusionan a las rocas del Complejo Bámori y cabalgan sobre rocas volcánicas del Jurásico; sus edades isotópicas han sido establecidas por el
método U/Pb en 225 Ma.
En la Isla Cedros, en Baja California Sur, aflora un secuencia compuesta de peridotitas y
rocas ultramáficas, así como una unidad volcánica de lavas almohadilladas y flujos masivos
(I36), que constituyen una secuencia ofiolítica denominada Ofiolita Isla Cedros (Kimbrough
y Moore, 2003), unidad que está en contacto tectónico con la Formación Choyal. La edad
de esta sucesión ha sido determinada con zircones por el método U/Pb en 173 + 2 Ma, que
corresponde al Jurásico Medio (Kimbrough y Moore, 2003).
En el Jurásico Superior-Cretácico Inferior, para la región de Baja California, Baja California Sur y Sinaloa, existió magmatismo máfico (I33) y félsico (I30); el primero de ellos, de
edad Jurásico Tardío, se distribuye como pequeños afloramientos de gabro en la Península de
Vizcaíno y al sur de La Paz, Baja California Sur (Kimbrough y Moore, 2003).
Una serie de apófisis de granito, dioríta (I34) del Jurásico Medio-Cretácico Inferior, es conocida con el nombre de Macizo de Teziutlán en el estado de Puebla. Las edades de 163 ± 13 y
134 ± 11 Ma han sido calculadas por el método Rb-Sr en biotitas (López, 1984 en Manjarrez
y Hernández, 1989). Por otro lado, en el estado de Guanajuato aflora una serie de granito,
diorita y tonalita (I30), de la localidad de Cerro Pelón, fechadas como del Jurásico SuperiorCretácico Inferior y que ha sido relacionada a la evolución de los arcos insulares mesozoicos,
por lo que se le ha asignado dicha edad.
En la Península de Baja California las rocas félsicas de edad Jurásico Superior-Cretácico
Inferior, están compuestas principalmente por granodiorita y granito (I30), que afloran en la
Isla Cedros (Kimbrough y Moore, 2003), donde intrusionan a rocas volcánicas y volcaniclásticas de la Formación Choyal (Kilmer, 1979) y a la Ofiolita Península de Vizcaíno y rocas volcánicas y volcaniclásticas jurásicas (Kimbrough y Moore, 2003). La edad de estos intrusivos
ha sido establecida por fechamientos isotópicos U/Pb en zircones de tonalita y granodiorita,
en 163 a 167 Ma y la geoquímica de elementos traza y tierras raras indica un ambiente de
arco volcánico para estas rocas (Kimbrough y Moore, 2003).
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15
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Por otra parte y durante el Jurásico en la región comprendida entre Chihuahua, Sonora
y Durango, se originó magmatismo máfico y félsico, manifestado en pequeños afloramientos de composición variable. Al sur de Hidalgo del Parral, Chihuahua existen afloramientos
muy pequeños de monzonita del Jurásico Inferior (I37). En Sonora afloran granitos de edad
Jurásico Tardío (I35), que forman un cinturón noroeste-sureste, que intrusionan a los rocas
precámbricas y paleozoicas. En Durango afloran diorita, granito y granodiorita, cuyas lecturas isotópicas reflejan un rango de 148 a 154 Ma, que corresponde al Jurásico Tardío (I32),
cubiertas de manera discordante por la Formación Ahuichila y rocas volcánicas del Supergrupo Volcánico Superior (Prian et al., 1999).
Para el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano, en el sur de Baja California afloran rocas
ultramáficas, gabro, diorita, lavas almohadilladas, hornblenditas, piroxenitas y serpentinitas
(I31), que se encuentran como colgantes dentro de las rocas plutónicas del Cretácico, en
aparente discordancia con las rocas volcanosedimentarias de la Formación Alisitos; sin embargo, se consideran como parte de la evolución de esta última.
De la misma manera el magmatismo plutónico mesozoico-cenozoico del sur de México,
está registrado de acuerdo a una gran cantidad de datos petrográficos y fechamientos isotópicos. El periodo probablemente más antiguo es del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano
(I30), y muestra una composición variable de granito, granodiorita a diorita. Algunas localidades de estos plutones son Tumbiscatio, la Presa del Bosque en Zitácuaro, Michoacán,
Tizapa, Estado de México y en Placeres del Oro, Guerrero.
Rocas ultrabásicas del Cretácico Temprano, están representadas por las unidades San
Juan de Otates, en Guanajuato y el Complejo Las Ollas (I29) (Vidal-Serratos, 1983), en la
costa pacífica del estado de Guerrero. Estas unidades están compuestas, por lo regular de
dunita, gabros, horblendita, serpeninita, werhlita, clinopiroxenita de olivino y diorita de hornblenda. En algunas localidades aflorantes en Guanajuato se reportan edades de 122.5 ±
5.6 Ma, por el método K/Ar en anfibol (Ortiz-Hernández et al., 1992).
Entre Zacatecas y Aguascalientes se observa una serie de apófisis de porfido riolítico y
diorita (I28), cuyas características petrográficas y relaciones estratigráficas permiten ubicarlo
como parte de un magmatismo ocurrido en el Cretácico Temprano.
Por otro lado, una franja alineada norte-sur, de cuerpos de sienita (I25), del Cretácico
Tardío, se observa en los estados de Coahuila, Nuevo León y Zacatecas, cuya edad estimada
es de 75 ± 6 Ma, determinada por el método K/Ar (Mujica-Mondragón y Albarran, 1983).
En Baja California aflora un cinturón de intrusivos del Cretácico Temprano-Tardío, con
dirección norte-sur, desde la frontera con Estados Unidos hasta la latitud 28°N, que corresponde al batolito Peninsular (I27); asimismo, en el margen oeste de Sonora y Sinaloa existen
pequeños afloramientos de esta unidad, así como en Los Cabos, Baja California Sur. Con
base en fechamientos isotópicos Ar/Ar y U/Pb se estableció un intervalo de 90 a 140 Ma,
para la edad de emplazamiento del Batolito (Ortega-Rivera, 2003). La composición de este
batolito varía de gabro hasta granito; sin embargo, predomina tonalita, trondhjemita, granodiorita y tonalita de horblenda y de biotita (Gastil, 1975; Todd et al., 1988; Walawender et
al., 1990); la parte máfica se interpreta como de afinidad de arco de islas primitivo, mientras
que las rocas félsicas son metaluminosas y bajas en potasio (Kimbrough et al., 2001).
Durante el Cretácico Temprano, en las regiones noroeste y sureste de Baja California, norte de Sinaloa, en los Cabos y al norte de Baja California Sur, se generó
un cinturón de intrusivos ultramáficos y dioríticos (I29). Se correlacionan con los
intrusivos de Sinaloa al norte de Mazatlán, en donde afloran gabro, plagiogranito, piroxenita, anortosita y otras rocas ultramáficas (Henry y Fredrikson, 1987; ArredondoGuerrero, 2003; Henry et al., 2003). Las edades K-Ar en hornblenda varían de 133 a
138 Ma (Henry et al., 2003). Por otro lado, en el límite estatal entre Baja California
y Baja California Sur afloran pequeños cuerpos intrusivos de composición granítica,
de edad Cretácico Tardío (I23).
Un intenso magmatismo al occidente de México, genera plutones de granito, granodiorita, porfidos y diorita, que reflejan la evolución de un arco magmático durante
el Cretácico Tardío-Cenozoico, cuyas evidencias geocronológicas, petrográficas y
geométricas, indican que migra al sur, haciéndose relativamente más joven en esa
dirección. Pulsaciones de este evento se han registrado desde los estados de Sonora,
Chihuahua y Baja California Sur, para continuar como evidencias sólidas en los estados de Sinaloa y Jalisco, conservando la edad del Cretácico Tardío al Paleógeno (I22,
I24). Asimismo, los datos geocronológicos en los límites de los estados de Jalisco y
Michoacán, y algunas evidencias en Guanajuato (Granito Comanja), indican que el
magmatismo tiende a ser más joven, al menos en un rango Paleoceno-Eoceno (I19).
Continuando hacia los estados de Guerrero, Oaxaca y Chiapas, paulatinamente se
registran las edades Oligoceno y Mioceno (I8), mientras que en los límites de Chiapas
con Guatemala se vislumbran edades pliocénicas (I3).
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Cenozoico
Durante el Paleoceno-Mioceno, se desarrolló en Chihuahua, Durango, Sonora y Sinaloa, una
actividad magmática intrusiva, compuesta de pórfido monzonítico, cuarzomonzonítico, riolítico, monzonita, cuarzomonzonita, granodiorita, diorita y granito (I21, I18, I16, I7, I11, I3).
Por otra parte, en el Oligoceno-Plioceno, para los estados de Durango, Sinaloa, Chihuahua,
Baja California y Baja California Sur, afloran unidades compuestas principalmente por rocas
porfídicas de dacíta, latíta, andesita, riodacíta, traquíta y riolíta (I12, I5, I4, I2).
En Baja California Sur, también durante el Mioceno, se observa una escasa y compleja
manifestación de porfido riolítico, sienita y cuarzomonzonita (I4), así como una sucesión de
granito, diorita y porfido riodacítico (I2), este último sólo presente en la Isla Santa Margarita.
En los estados de Hidalgo y Querétaro, se emplazó un importante tren de cuerpos plutónicos eocénicos de granodiorita, diorita, y pórfido riolítico (I18). Mientras que en San Luis
Potosí y Zacatecas se emplazan cuerpos de cuarzo-monzoníta y granodioríta (I17), de edad
Eoceno-Oligoceno (Mujica-Mondragón y Albarran, 1983).
Un magmatismo oligocénico fuertemente alcalino irrumpe en la región litoral del Golfo de
México al oriente de la Sierra Madre Oriental, al sureste de la ciudad de Linares, Nuevo
León, donde un extenso volumen de magmas dioríticos, sieníticos, monzoníticos y granodioríticos (I15) conformaron la Sierra de San Carlos, cuyos afloramientos fueron fechados por el
método 40Ar-39Ar en 30.45 ± 0.06 Ma en diorita, y en 28.78 ± 0.08 Ma en monzonita
(Iriondo et al., 2003). Este evento se correlaciona con el apófisis gabroico (I13), de la Sierra
del Carmen, en el estado de Coahuila,
Sobre la porción meridional del estado de Coahuila y en el extremo noreste del estado
de Zacatecas, dentro de los distritos mineros de Melchor Ocampo y Concepción del Oro se
cartografiaron numerosos troncos de granito, monzonita y pórfido riolíticos oligocenos (I12).
Otra importante franja de magmas félsicos alcalinos sieníticos del Oligoceno (I10), fue emplazada en las inmediaciones de la Sierra del Carmen, a los que Shinsaku y Yasuaki (1979)
determinó en un pórfido de cuarzo-sienita por K/Ar una edad de 27 ± 2 Ma.
Igualmente, un cuerpo plutónico granítico-granodiorítico (I16), del Eoceno-Oligoceno, denominado Intrusivo Palo Verde, aflora al sureste de la ciudad de San Luis Potosí, probablemente
asociado a las zonas de Mineral del Realito y El Refugio (Grasel, 1979; Labarthé-Hernández
et al., 1984 y 1989).
En la región central de México, el magmatismo máfico del Oligoceno-Mioceno emplaza
un tronco gabróico sobre el hombro occidental del Graben de Villa de Reyes en el estado de
Guanajuato; esta roca es denominada Gabro de Arperos (I9) (Tristán-González, 1986).
Entre Durango y Zacatecas, numerosos y pequeños troncos de pórfido riolítico y andesítico,
así como cuarzomonzonítico del Oligoceno (I7) ocurren al sur y sureste de la ciudad de Torreón, Coahuila (Nieto-Samaniego et al., 2005). De igual manera, ciertas rocas intrusivas
félsicas de sienita y cuarzomonzonita del Mioceno (I4), irrumpen sobre el flanco occidental de
la Sierra Madre Oriental en el estado de San Luis Potosí (Guel-Díaz de León et al., 1999).
Por otra parte, al norte de la ciudad de Jalapa, Veracruz, afloran dispersos pequeños troncos
de granito y diorita de edad Mioceno (I3) (Negendank et al., 1985), que posiblemente representen el magmatismo alcalino que caracteriza el Campo Volcánico de Chiconquiaco-Palma
Sola, recientemente estudiado por Ferrari et al. (2005).
En las inmediaciones de la Laguna de Cuitzeo, al noreste de la ciudad de Morelia, Michoacán, aflora un pequeño cuerpo intrusivo granítico correlacionado con granito y diorita y
pórfidos riodacíticos mio-pliocénicos (I2) que Pasquaré et al., (1991) fecharon en 5.32±0.2
Ma, al norte de la Presa Solis, Michoacán. Manifestaciones similares se observan en al norte
de la ciudad de Tuxtla Gutiérrez, Chiapas, donde Damon y Montesinos (1985) fecharon algunos plutones con edades entre 2.17 y 2.79 Ma.
En el sureste de México, se tienen manifestaciones dispersas de rocas intrusivas con
variaciones en composición, textura y edad. Por ejemplo en el Eoceno-Oligoceno se tienen
manifestaciones de granito, diorita, monzonita y algunos porfidos de riolíta y andesita (I16,
I12, I11); mientras que para el Mioceno, predominan gabro y tonalita (I5, I6).
Rocas Metamórficas
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Proterozoico
Las rocas metamorficas más antiguas de México se encuentran en el estado de Sonora y se
conocen con el nombre de Complejo Bámori, que esta constituido de esquisto de moscovitabiotita, esquisto de hornblenda-anfibolita y cuarcita (M32). Su edad ha sido establecida en
1755 + 20 Ma por Anderson y Silver (1981).
Por otra parte, existen dos unidades metamórficas de las que no se ha precisado su edad;
sin embargo, sus relaciones estratigráficas han permitido considerarlas dentro del Proterozoico (M31). Una de ellas es el Esquisto Pinal (Ransome, 1904), cuya edad es incierta,
Carta Geológica de México
17
Servicio Geológico Mexicano
empero, se ha definido que es intrusionada por rocas de 1650 + 25 Ma. La otra unidad se
encuentra en el estado de Chihuahua, en la Sierra del Cuervo, y consiste de metagranito,
metadiorita, anfibolita, gneiss anfibolítico, cuarcita y metacaliza en facies metamórficas de
anfibolita-granulita, intrusionada por diques de anfibolita y pegmatita, que tienen edades
de 1025 + 21 Ma y 948 + 14 Ma, respectivamente (Blount, 1982).
En el sureste de México se ha estudiado un complejo metamorfico pre-batolítico definido
como Unidad Sepultura (M33), del Proterozoico (Weber et al., 2001). Esta unidad consiste
de ortogneiss, augengneiss, migmatita, mármol cipolino, anfibolita y meta-pelítas parcialmente con granate y cordierita; aflora de manera aislada y dispersa al sur del estado de
Chiapas. Su edad está dada con base en análisis isotópicos de Pb/alfa que indican edades
que van del Precámbrico al Paleozoico (Pantoja-Alor et al., 1974). Sin embargo, la edad de
un zircón hace suponer que existen núcleos de éstos aún más antiguos que 664 Ma (Weber
at al., 2001). Esta unidad es intrusionada por las rocas del Macizo de Chiapas, y aparece
como colgantes dentro de este último (Jiménez-Hernández et al., 2005; Martínez-Amador,
2005).
Es importante destacar que los afloramientos de unidades de afinidad Grenvilliana en
México, se distribuyen de Tamaulipas a Oaxaca, marcando una orientación norte-sur. Estas rocas están representadas por el Gneiss Huiznopala, Gneiss Novillo y los complejos
Oaxaqueño y Guichicovi.
El Gneiss Huiznopala se distribuye al norte del Estado de Hidalgo en el núcleo del Anticlinorio de Huayacocotla; esta compuesto por ortogneiss granulítico y gabroico, paragneiss
calcáreo pelítico y psamítico con edades isotópicas de 1210 ± 140 Ma determinadas por
el método U/Pb en zircón (Fries y Rincón-Orta, 1965); en 900 ma por el método Sm/Nd
en granates (Patchett et al., 1987) y 1080, 1060 Ma, por el método U/Pb en zircones de
un paragneiss (Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Esta unidad infrayace discordantemente a
las demás sucesiones litológicas.
El Gneiss Novillo consta de ortogneiss y paragneiss en facies de granulita, anfibolita y
mármol (Carrillo-Bravo, 1961) intrusionados por diques básicos semideformados (Ortega-Gutiérrez, 1978). Su edad esta dada con base en el método Rb/Sr en 1140 ± 80 Ma
(Garrison et al., 1980), y por U/Pb en 1018 ± 3 Ma (Silver et al., 1994). Esta unidad aflora
en el núcleo del anticlinorio Huizachal-Peregrina, ubicado al oeste de Cuidad Victoria en el
estado de Tamaulipas (Trainor y Nance, 2002).
En el sur de México, el Complejo Oaxaqueño (M30) representa la localidad con mayor exposición de rocas grenvillianas en el país. Su geometría es alargada y continua en
200 Km, con orientación al noreste, en donde es cubierto discordantemente por rocas
mesozoicas. Sus límites oriental y occidental son aparentemente tectónicos, con los de los
complejos Sierra de Juárez y Acatlán, respectivamente; su límite sur se manifiesta por medio
de una zona de cizalla con el Complejo Xolapa. Diversos autores y gran cantidad de datos
geocronológicos han corroborado la edad de 1300-700 Ma (Ordóñez, 1904; Fries et al.,
1962; Fries y Rincón-Orta, 1965; Fries et al. 1966, 1967). Los últimos datos geocronológicos disponibles son edades de enfriamiento de Sm/Nd sobre granates, que arrojan datos
de 940 y 960 Ma (Patchett y Ruiz, 1987).
Sus características petrográficas son sumamente diversas, definiendo entre otras a ortogneiss, gabro-anortosítico, migmatitas, metasedimentos intrusionados por charnoquitas,
sienitas y escasas diabasas y anfibolitas y otras rocas ígneas como gabro-dioríta, gabro,
ferrodiorita, nelsonitas, y charnoquita de granate y un complejo anortosítico. De la misma
manera, se han definido diversos grados de deformación y metamorfismo, dentro de los
que se puede mencionar migmatización, granulitización, zonas de milonita y metamorfismo retrogrado (Solari, 2001).
El Complejo Guichicovi (M34) se encuentra al oriente del Estado de Oaxaca. Datos isotópicos de U-Pb sobre zircones, en charnoquitas y ortogneiss, reportan edades de 991±4
Ma y 1,231 ± 43 Ma, y de 975 ± 36 Ma para el metamorfismo en facies de granulita.
Murillo-Muñetón y Anderson (1994) obtuvieron una edad isotópica de 986 ± 4 Ma, por
medio de U-Pb sobre zircones en dos gneisses granulíticos de hornblenda y piroxeno, respectivamente. Los datos sugieren que este bloque tiene características grenvillianas. Por
otra parte este complejo se encuentra afectado por un plutón Permo-Triásico, con relaciones aparentemente tectónicas con las unidades mesozoicas.
El Complejo Acatlán, se distribuye entre los estados de Guerrero, Puebla y Oaxaca y ha
sido objeto de numerosos estudios, que lo describen como un conjunto de rocas metasedimentarias polideformadas, esquistos, granitoides, migmatitas y eclogitas. Dentro de estas
unidades la más extensa es la de los metasedimentos de la Formación Cosoltepec (M27).
De igual manera y en relación tectónica se tiene a los Granitoides Esperanza, los Esquistos
Chazumba, el cuerpo intrusivo de La Noria con la zona migmatitica en Magdalena y las
rocas metavolcánicas de Xayacatlán (M26, M25, M24).
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Este complejo fue considerado como del Paleozoico inferior (Ortega-Gutiérrez, 1978);
sin embargo, Yáñez et al. (1991) y Campa et al. (2003), obtuvieron edades grenvillianas
en los granitoides Esperanza, similares a los del Complejo Oaxaqueño. Por otra parte, las
metalavas de la Formación Xayacatlán, no son más antiguas que el Carbonífero (Campa et
al., 2006), que significaría ser la unidad más joven del complejo. Asimismo, Ramírez-Espinosa (2001), realiza un estudio muy completo, obteniendo resultados importantes como la
cartografía del complejo, las rocas volcánicas asociadas a los metasedimentos, y describe
nuevas áreas de eclogitas, varios tipos de granitoides y caracteriza geoquímicamente a las
rocas magmáticas. De esta manera, propone para el Complejo Acatlán una nueva interpretación tectónica.
Otro importante complejo metamórfico en el sur de México es el Complejo Xolapa (M29),
estudiado inicialmente por De Cserna (1965). Esta unidad aflora a lo largo de la zona costera del sur, desde Zihuatanejo Guerrero, hasta Puerto Ángel, Oaxaca, en una franja de 80
km de ancho por 600 km de largo.
Motivo aún de discusión, se han propuesto para este complejo, dos grandes conjuntos de
rocas. Uno formado por paragneiss, esquistos pelíticos, esquistos de biotita, cuarcitas y mármoles. La edad isotópica por U-Pb en zircones incluidos en los metasedimentos arrojan una
edad de 1000 a 1300 Ma (Hermann, 1994) y entre 980 y 1270 Ma, con el método U-Pb y
edades modelo de Sm-Nd (Robinson et al., 1989, Morán-Zenteno, 1992).
El segundo conjunto es el más ampliamente distribuido, y consiste, principalmente, de
ortogneiss, anfibolita y migmatita en facies de anfibolita (Alaniz, y Ortega-Gutiérrez, 1997).
Se observa anatexis y migmatización a gran escala, fenómenos que ocurrieron entre 66 y 46
Ma. Participan en la misma sucesión algunos cuerpos graníticos que sugieren que la actividad
magmática del Paleógeno se extiende hasta el Oligoceno (Hermann, 1994).
18
Paleozoico
En los estados de Baja California, Sinaloa, Sonora y Chihuahua, afloran lutita, arenisca,
esquisto y caliza, y al norte del primero se observa esquisto, mármol y cuarcita. De acuerdo
a su contenido fósil se considera esta unidad como del Cámbrico temprano al Carbonífero
(Ortega-Rivera, 1997 y Krummenacher et al., 1975), representadas por el Grupo Playa San
Felipe, Alóctono San Marcos y Grupo Arroyo Grande (M23). Las relaciones estratigráficas
de esta unidad son inciertas, sin embargo, es intrusionada por granitoides del Cretácico
Temprano al Paleoceno.
Rocas de la Formación Santa Rosa y el Grupo Chacus, de edad Paleozoico (M20) afloran
al sureste del estado de Chiapas. La primera está compuesta de esquisto y filita intercaladas
con horizontes de cuarcita y conglomerado; la edad de esta unidad es Mississipico tardío,
determinada a partir de crinoides y pelecípodos (Hernández-García, 1973 en Weber et al.,
2006). La parte basal de esta unidad no aflora, y su parte superior es discordante (Weber et
al., 2006). La Formación Santa Rosa Superior, consta de lutita y limolita ligeramente calcárea
y rara limolita arenosa, arenisca, que en conjunto no contienen macro-fósiles identificables;
sin embargo, su edad está dada con base en similitudes litológicas y relaciones estratigráficas
que la hacen correlacionable con la Formación Tactic de Guatemala (Hernández-García,
1973, en Weber et al., 2006). Además, en el área de Chicomuseno, es sobreyacida discordantemente por lutita silícea y caliza de la Formación Grupera, que contiene fusulínidos de
edad Pérmico Temprano (López-Ramos, 1979 en Weber et al., 2006).
En la estructura de Huizachal-Peregrina, en las inmediaciones de Ciudad Victoria, Tamaulipas, se han definido rocas metamórficas, como los Esquistos Granjero del Paleozoico
(M22). Está constituido litológicamente por mica-esquistos de bajo grado, interestratificados
con roca verde, meta-pedernal y escasas rocas carbonatadas; incluye grandes cuerpos de
serpentina con relictos de textura y estructura que indican que originalmente eran complejos
ultramáficos interestratificados. La edad de esta unidad está dada con base en una isócrona
de siete puntos por Rb/Sr, de 330 Ma (Ortega-Gutiérrez et al., 1993, en Stewart et al., 1999).
Su relación es tectónica con el Gneiss Novillo (Dowe et al., 2001). Por sus características
similares se correlaciona con los Esquistos Aramberri y los esquistos de la Sierra del Carmen
En Santa María del Oro, Durango, existe una sucesión de rocas metamórficas y metasedimentarias, cuyos datos hasta el momento, son controversiales y contradictorios. Esta unidad
litológicamente está compuesta de esquisto de moscovita, gneiss, metalutita, metarenisca,
metabasalto y metacaliza (M19), con briozoarios fenestélidos y crinoides contenidos en aparentes bloques de caliza (Berumen-Esparza y Pavón-Leal, 1982). Los reportes sugieren edades
del Ordivíco-Pérmico y del Pensilvánico medio, sin precisar si es la edad de la sucesión ó de
los olistolitos inmersos en los sedimentos. Bajo esta controversia, se optó por ubicar a esta
unidad en un contexto tectónico y considerarla en un rango de edad del Devónico al Pérmico,
con las dudas y reservas pertinentes. De la misma manera, al norte de la ciudad de Durango
existen afloramientos de rocas volcanosedimentarias metamorfizadas de muy bajo grado
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(M18). La edad del metamorfismo se considera del Pérmico, por lo que la edad de depósito
debe ser anterior a este periodo.
En el noreste del estado de Puebla, aflora El Esquisto Chililis (M22) (Manjarrez y Hernández,
1989), constituido por una sucesión volcanosedimentaria con metamorfismo regional de facies de esquistos verdes. Su litología consiste de filita, cuarcita, meta-lava y, principalmente,
esquisto, cuya edad de metamorfismo por Ar/Ar se reporta como de 280 Ma o Pérmico temprano (Iriondo et al., 2003), considerado tentativamente como el ultimo evento térmico.
En la porción sureste de Oaxaca, un grupo de esquistos, cuarcita, gabro, andesita y granito, conforma un bloque en forma de cuña, entre los complejos Acatlán, Oaxaca y Xolapa.
Los datos de edades K-Ar de 289±5 Ma y 219±6 Ma, así como su afinidad geoquímica,
sugieren que el bloque Juchatengo (M16) representa fragmentos de piso oceánico y arcos
insulares pérmico-triásicos, emplazados tectónicamente en la convergencia de los complejos
mencionados. (Grajales-Nishimura et al., 1999).
Al centro de México, en el norte del estado de Zacatecas (Sierra de Teyra), aflora una sucesión sedimentaria metamorfoseada a facies de esquistos verdes, denominada informalmente
como Formación Taray (M17) (Cordoba, 1964). Los protolitos consisten principalmente de
arcosa, lutita carbonosa a pizarrosa (López-Infanzón, 1986), que soportan bloques alóctonos
de pedernal, basalto (lavas almohadilladas) y serpentinita. La edad de estos depósitos probablemente es Paleozoico Tardío-Triásico, determinada con base en la asociación de restos
fósiles en calizas bioclásticas y a un fechamiento (edad más joven) de zircón de 260.2 ± 3
Ma (Díaz-Salgado, 2004). Esta unidad infrayace discordantemente a los depósitos volcanogénicos del Jurásico Inferior de la Formación Nazas (Bartolini et al., 2001).
19
Mesozoico
Las rocas metamórficas de edad Mesozoico en la región noroeste de país, están representadas por el Complejo Sonobari (M14), las rocas del Melange Puerto Nuevo, el Melange Isla
Cedros y el Melange Sierra de Placer (M13) y las rocas del Complejo Bedford Canyon (M12).
El Complejo Sonobari está compuesto de filita, esquisto de clorita y de biotita (De Cserna et
al., 1962), así como gneiss anfibolítico, metatonalita y metadiorita, se encuentra intrusionado
por granodiorita (Escamilla-Torres, et al., 2000). Anderson y Schmidt (1983) determinaron
una edad U/Pb de 220 Ma, para la edad del protolito del Complejo Sonobari, que lo ubica
en el Triásico Tardío.
A lo largo del margen oriental de Baja California se encuentran afloramientos de la
Formación Rancho Vallecitos (M12), compuesta mayormente de lutita, arenisca y en menor
cantidad de lentes de caliza marmolizada y conglomerado (Castro-Escarrega et al., 2001).
Esta formación es correlacionada con las unidades Bedford Canyon, French Valley y el Esquisto Julián; su edad no ha sido determinada con precisión, sin embargo, por los datos de
zircones detríticos, el escaso contenido fósil, algunos fechamientos isotópicos y relaciones
estratigráficas, se le puede considerar como del Triásico Tardío-Jurásico.
En el Mesozoico inferior afloran aisladamente las formaciones Zacatecas y La Ballena (M15)
en los estados de Zacatecas y San Luís Potosí. Estas unidades están conformadas por una
sucesión de depósitos siliciclásticos (Bartolini et al., 2001; Barbosa-Gudiño et al., 2004).
En el caso de la Formación Zacatecas su litología es predominantemente de arenisca y limolita así como lavas andesíticas almohadilladas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997),
mientras que para la Formación La Ballena estas lavas almohadilladas están ausentes. Por
otro lado, presenta relaciones estratigráficas complejas, generalmente de carácter tectónico.
La información hasta el momento permite considerar a estas unidades como del Tríásico
Medio-Tardío (Silva-Romo et al., 2000). Es pertinente mencionar que en el presente trabajo
se correlacionan con los Esquistos Arteaga, al sur del estado de Michoacán, considerando
ciertas similitudes entre las tres unidades.
Los Esquistos Artega consisten de esquisto, filita, radiolarita, lavas, cuarcita y metasedimentos (Gutiérrez 1975; Grajales-Nishimura y López-Infanzón, 1983). La edad de esta secuencia
metamorfoseada a facies de esquistos verdes, se ha determinado por reportes isotópicos de
metamorfismo y por el análisis de radiolarios, lo que permite ubicarla como del Triásico, en
el piso Ladiniano-Cárnico (Campa et al., 1982). De la misma manera, su relación con las
secuencias vulcanosedimentarias del Cretácico Inferior del arco de Zihuatanejo es tectónica,
por medio de la cabalgadura de Los Pozos.
Durante el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano en Sonora, a lo largo del estado de Sinaloa y al
occidente de Durango, se depositó una sucesión volcanosedimentaria, la cual aflora actualmente con
una dirección al noroeste. Esta unidad se compone de brechas, tobas andesíticas con intercalación de
caliza, pequeños paquetes de conglomerado polimíctico y toba riolítica, además de brecha de andesita, dacita, lavas almohadilladas y pequeños afloramientos de caliza arrecifal (M7) (Salinas-Prieto et al.,
2004; Arriaga-Meléndez et al., 2005). Es posible que este paquete de rocas corresponda a alguna
secuencia volcanosedimentaria metamorfoseada del Terreno Guerrero.
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En el centro del país existen rocas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior muy deformadas, principalmente unidades plutónicas y volcanosedimentarias. La primera de ellas, conocida como Intrusivo Caopas (M8), se localiza en la parte norte del estado de Zacatecas (Pico
de Teyra) y está constituida por un intrusivo hipabisal de 158 +4 Ma (Jones et al., 1995),
afectado por fuerte deformación dúctil (López-Infanzón, 1986; Jones et al., 1995).
Las unidades volcanosedimetarias aparecen en la parte sureste y oeste de los estados de
Zacatecas y San Luis Potosí, respectivamente; las cuales están compuestas por depósitos volcanosedimentarios, interestratificados con caliza del Cretácico Temprano (De Cserna, 1976
en Centeno-García, 1994) y depósitos volcanosedimentarios (M7) de probable edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano. Esta unidad se extiende hacia el límite entre los estados de
Jalisco y Guanajuato y se ha denominado como Formación Arperos-Esperanza, constituida
por un flysch de grauwaca, cuarcita, caliza, pedernal, lutita negra, lava basáltica y andesita
masiva almohadillada, que presenta metamorfismo de bajo grado (Ortiz-Hernández, 1992).
Su rango de edad, se ha estimado de Jurásico Tardío-Cretácico Temprano (Dávila-Alcocer et
al., 1987; Corona-Chávez, 1988) y está sobreyacida en discordancia angular por la Caliza
La Perlita (Albiano-Aptiano), mientras que su base aparentemente no aflora.
En la región entre los estados de México, Michoacán y Guerrero afloran rocas metamórficas de bajo grado constituidas por esquistos, pizarras y cuarcitas a las que se les conoce
como Esquistos Tejupilco (De Cserna 1982) y los complejos Carácuaro y Placeres del Oro
(M11) del Jurásico Temprano, con relaciones complejas con la secuencias volcanosedimetarias de arco insular del Cretácico inferior. En relación a la edad, Salinas (1994) realiza un
estudio microtectónico y concluye que de acuerdo a la diferencia del grado de deformación,
estas rocas sugieren una edad pre-jurásico superior.
Hacia el Jurásico Medio se describe la formación Chapolapa (De Cserna 1965) (Jm
M10), que aflora en el límite sur de la plataforma Guerrero-Morelos, en la porción centroaustral del estado de Guerrero, en las zonas de Chapolapa e Inzcuinatoyac. Consiste de
conglomerado, arenisca, lava andesitita y dacítica y tobas esquistosas. Estudios recientes han
propuesto a la Formación Chapolapa como la evidencia del arco Jurásico, expuesto desde
Sonora hasta Centroamérica, con una cuenca asociada propuesta como el grupo Tecocoyunca (García-Díaz, 2004).
En la porción norte de Oaxaca, a lo largo de la Sierra de Juárez, aflora un complejo metamórfico (M4), que no ha sido plenamente estudiado. Es conformado por una gran variedad
litológica: esquistos, cuarcitas, andesitas, gabros, calizas, areniscas y algunos intrusivos granodioríticos. Asimismo, se observan diversas facies de deformación, la más evidentes es una
facies dúctil de carácter regional y otra cataclástica con desarrollo de franjas miloníticas. Las
edades reportadas por diversos estudios y métodos han arrojado resultados controvertidos,
desde el Paleozoico hasta el Paleógeno. En este sentido, nos inclinamos por darle el carácter
geológico regional, de acuerdo a observaciones de campo, que sugieren una mayor afinidad
a la evolución tectónica del Cretácico Temprano, en el sur de México.
Y precisamente en el Cretácico Temprano, hacia la parte central del estado de Guerrero,
en la región de Teloloapan, aflora una sucesión volcanosedimentaria metamorfoseada que
ha sido estudiada, descrita y caracterizada como arco insular interoceánico (Campa et al,
1978, 1979, 1983). De la misma manera, Guerrero et al (1990, 1992), identifican y proponen la evolución del arco insular, desde el Neocomiano hasta sus coberturas del Cretácico
Superior, documentando las formaciones: Villa de Ayala (M5), Acapetlahuaya (M3), Amatepec (M2) y Pachivia-Miahuatepec. En la región de Puebla, en Chiautla de Tapia, Sabanero et
al, (1995) reporta la continuidad de estas rocas y lo define como Arco Cascalote.
En el extremo occidental de las unidades de Teloloapan, en la región de Arcelia-Palmar
Chico, se han identificado unas rocas de cuenca intrarco (Talavera, 1993), denominadas
Unidad Arcelia (M6), que consisten de una potente sucesión de andesitas en almohadilla y
andesitas basálticas con niveles arcillosos y calcáreos. Presenta algunas zonas de deformación y metamorfismo importante. Salinas (1994), a partir de un estudio estructural, así como
de un análisis de radiolarios, define una edad Valanginiano-Hauteriviano para esta unidad.
Estructuras
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La carta muestra las estructuras tectónicas más significativas. Puede observarse una serie de
rasgos de dimensiones regionales que manifiesta deformación de diferente naturaleza. Destaca, por ejemplo, el cinturón de pliegues y cabalgaduras del noreste del país que conforma
la Sierra Madre Oriental. Por otra parte, las estructuras del dominio frágil mantienen una
vergencia predominante al noreste.
Este tipo de estructuras se observa, también, al sur de la Faja Volcánica Transmexicana,
en el estado de Michoacán y hasta Chiapas. La orientación de estos accidentes tectónicos,
es predominantemente norte – sur, con vergencia al oriente, desde Michoacán a Oaxaca. El
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régimen de deformación en esta región está asociado a condiciones de carácter dúctil.
En el estado de Chiapas se mantiene la vergencia de las estructuras, aunque es evidente el
cambio en su orientación NW-SE.
La edad de la deformación que genera estas estructuras varía del Jurásico superior al
Neógeno, aunque en muchas regiones de los estados de Oaxaca y Chiapas es manifiesta
la presencia de estructuras de desplazamiento lateral asociadas al sistema activo PolochicMotahua.
En contraste, en la Sierra Madre Occidental, las estructuras más importantes son fallas
normales de orientación predominantemente N-S y NW-SE, que genera fosas y pilares. El
régimen de deformación es frágil, producto de esfuerzos distensivos en el Neógeno.
En Baja California se manifiestan estructuras de orientación NW-SE. Son superficies cabalgantes asociadas a un régimen dúctil que han sido, en muchos casos, reactivadas por
movimientos laterales producidas por la actividad de apertura del Golfo de California.
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Bulletin, 103, p. 817-828.
Anexos:
30
Tabla 1.- Fechamientos isotópicos de México.
Tabla 2.- Fechamientos paleontológicos de
México.