Noroeste - Instituto de Geología
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T ema : R egión N oroeste Imagen satelital del campo volcánico El Pinacate, Sonora noroccidental. En la parte superior se halla el cráter El Elegante. Imagen tomada de Google Earth. 65 Facies aluviales de la formación El Tuli del Cretácico Superior en el norte-centro de Sonora: estratigrafía y procesos sedimentológicos en un ambiente de intra-arco García y Barragán, Juan Carlos*,# y Rodríguez-Castañeda, José Luis* Estratigrafía de la formación El Tuli La formación El Tuli es una secuencia sedimentaria siliciclástica y volcánica depositada en ambientes aluviales y lacustres en el centro-norte de Sonora durante el Cretácico Tardío. Una sección medida de 2 km de espesor, a 40 km al sur de Cananea, en el área del rancho San Antonio (Figura 1), incluye conglomerado, arenisca, limolita, lutita, andesita porfídica y toba riolítica. Esta formación no ha sido medida en su totalidad, aunque se estima que puede llegar a alcanzar más de 5 km de espesor de acuerdo con reconocimientos geológicos efectuados entre el sur de Cananea y el norte del rancho San Antonio (Figura 1). 31º 00’ 110º 30’ 110º 15’ 110º 00’ os .L Sa Cananea os Aj Ciudad Bajío Bonito nza Ma El Sie a or rra on Cerro Azul Papigochi Carretera Terracería oS Rancho 16 de Septiembre Rí Poblado pequeño na l Poblado El Salto Los Picachos SONORA Picacho de Bacoachi Las Mercedes Río o arroyo ARIZONA 30º 45’ Bacanuchi La Virgen SAN ANTONIO Río El Palmillal Sierra Los Azulitos Si An erra ton San io i h anuc El Testerazo San Martín Saracachi Bac 1500 Área estudiada 00 15 El Túcabe 30º 30’ Chinapa Buenavista Tahuichopa Arizpe 0 5 10 km Figura 1. Mapa de localización del área estudiada en el norte-centro de Sonora. *Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Av. Luis Donaldo Colosio s/n y Madrid, campus UniSon, 83000 Hermosillo, Sonora. # E-mail: [email protected] Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes García y Barragán y Rodríguez-Castañeda Facies aluviales de la formación El Tuli 66 La secuencia medida se dividió en tres miembros informales: I (inferior), II (medio) y III (superior), según sus rasgos sedimentológicos. El miembro I está compuesto por arenisca conglomerática, interestratificaciones de arenisca gris rojiza y limolita roja oscura, y conglomerado polimíctico rojo grisáceo, pobremente clasificado y soportado en matriz. El miembro II está separado del miembro inferior por una zona de fallamiento y plegamiento moderados. La base de este miembro es una limolita roja grisácea en estratos de 6 m de espesor en promedio, que incluye lentes de 3 m de espesor de arenisca de grano mediano, los cuales se acuñan lateralmente hasta 10 cm de espesor. La mayor parte de este miembro es una interestratificación de limolita roja oscura y arenisca amarilla verdosa o roja moderada, de grano mediano. Esta parte de la secuencia muestra variaciones laterales que consisten en cambios de color a gris olivo o grisáceos, además de cambios en el tamaño del grano de la arenisca, de grano fino a muy grueso, e inclusive localmente a arenisca conglomerática. La parte media de este miembro muestra por primera vez una brecha de andesita porfídica de menos de 10 m de espesor. También en este miembro se encuentra la mayoría de las estructuras sedimentarias significativas de la formación El Tuli, las cuales incluyen diastratificación tabular, clastos de desgarre (rip-up clasts) de limolita, estructuras de escape de agua (también llamadas “pilares”), estratificación con gradación normal y convoluta. El contacto entre el miembro II y el miembro III es un cambio muy marcado en el tamaño del grano, pues mientras que la cima del miembro medio es una arenisca de grano grueso, la base del miembro superior es un conglomerado rojo oscuro, pobremente clasificado y con escasa brecha. La mayor parte del miembro III consiste en cuerpos masivos o muy gruesos de conglomerado sin estratificación o arreglo interno aparente. Los clastos de los conglomerados usualmente alcanzan 1 m de largo y en su mayor parte consisten en caliza fosilífera. Este miembro se distingue, además, porque incluye megabloques de caliza que constituyen megaconglomerados (sensu Blair y McPherson, 1999). Algunos de los megabloques pueden alcanzar 2 km de largo por 20 m de espesor. La parte alta del miembro III incluye andesita porfídica verde grisácea con fenocristales de hornblenda de casi 10 mm de largo. Esta roca volcánica cambia lateralmente a una brecha de grano muy grueso, muy pobremente clasificada. Los estratos de conglomerado de la cima de este miembro tienen cantos y bloques de andesita porfídica en una matriz de grano muy fino. En contraste, al sur y este del rancho San Antonio, la cima del miembro superior incluye estratos de toba riolítica crema parduzca o rosa grisácea. Hacia el norte del rancho San Antonio, en el área del rancho Papigochi y en la cabecera del río Bacanuchi (Figura 1), se encuentran cuerpos muy gruesos de brecha andesítica y andesita porfídica, los cuales podrían incluirse en un miembro diferente y que sería la parte más alta de la formación El Tuli. En el área del rancho San Antonio, el miembro superior se encuentra en contacto por falla con la Formación Morita, del Grupo Bisbee del Cretácico Inferior. Esta falla, llamada Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes García y Barragán y Rodríguez-Castañeda Facies aluviales de la formación El Tuli 67 falla San Antonio, tiene un rumbo general de N65ºW y fue cartografiada a lo largo de 30 km (Rodríguez-Castañeda, 2002). La edad de la formación El Tuli se determinó por medio de un análisis isotópico U-Pb en circones de una toba riolítica en el rancho El Téguachi, 30 km al sur del rancho San Antonio (Figura 1). El resultado fue de 76 Ma (Campaniano tardío) (McDowell, 1999, comunicación escrita) y probablemente sea la edad más joven para El Tuli. Por otro lado, los clastos de caliza de los conglomerados del miembro medio contienen al foraminífero del género Orbitolina, el cual ha sido asignado en el norte de Sonora y sur de Arizona a la parte más alta del Aptiano hasta la base del Albiano (Scott y González-León, 1991). De esta forma, es probable que la formación El Tuli sea más joven que el Albiano, es decir del Cenomaniano. Facies sedimentarias y origen de la sedimentación Se identificó nueve facies para la formación El Tuli según la litología, el tamaño del grano y las estructuras sedimentarias primarias. Los límites entre las diferentes facies fueron establecidos por medio de las siguientes características: (1) cambios abruptos en la litología; (2) cambios abruptos entre estructuras primarias no relacionadas, y (3) cambios abruptos en el tamaño del grano. La ubicación de las facies en la formación El Tuli se muestra en la Figura 2. Cuatro grupos de facies se definieron siguiendo la nomenclatura de Miall (1992): C - Conglomerado, S - Arenisca, S/M - arenisca/limolita, y M - limolita. El grupo de facies C - Conglomerado y sus cuatro subfacies (Cc1, Cm1, Cm2 y Cm3) comprende el 70% de la Facies Litofacies C CONGLOMERADO Cc Soportado por clastos Cm S Soportado por matriz Estructuras sedimentarias Interpretación Pobremente clasificado Cm1 Gradación inversa Cuerpos Cm2 lenticulares Flujo de detritos Cm3 Gradación normal S1 Gradación normal Flujo de detritos Paleocanales Disminución de la capacidad del flujo ARENISCA Grano grueso S2 Clastos de desgarre Disminución del flujo Incremento en la fuerza del flujo Régimen de flujo superior Sc Conglomerática Gradación invertida Régimen de flujo inferior S/M ARENISCA/ LIMOLITA Interestratificación, diastratificación Depósitos fluviales de flujo superior; flujo tranquilo M LIMOLITA Laminada Depósitos fluviales de régimen superior Figura 2. Clasificación simplificada de las litofacies de la formación El Tuli (Clasificación modificada de Miall, 1992). Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes García y Barragán y Rodríguez-Castañeda Facies aluviales de la formación El Tuli 68 columna estratigráfica de El Tuli, por lo que aquí se da más énfasis a la descripción de estas facies. La facies Cc1 sólo se encuentra en los 80 m superiores del miembro superior III. Esta facies consiste en conglomerado polimíctico, soportado por clastos subangulosos a subredondeados, muy pobremente clasificado. Los clastos están compuestos de cantos de cuarcita y escasos bloques de caliza. Este tipo de conglomerado es masivo o, bien, se presenta en estratos muy gruesos. La falta de arreglo sedimentológico interno es un rasgo distintivo. La ausencia en la base de los conglomerados de marcas por excavación (scouring), la falta de estratificación normal o diastratificación, o cualquier otro arreglo geométrico interno en los estratos, sugieren un depósito de flujo de detritos (Blair, 1999). La falta de estratificación en este conglomerado es la diferencia esencial entre los flujos de detritos depositados subaéreamente y los que se depositan como masas fluidas no cohesivas, confinadas en arroyos (Collinson, 1996). Estas características sugieren depósito instantáneo de una masa que se comportó como un flujo plástico o cohesivo (Lowe, 1982; Nemec y Steel, 1984a; Postma, 1986; Miall, 1990). La facies Cm1 constituye la mayor parte del miembro III y consiste en conglomerado polimíctico pardo rojizo, muy pobremente clasificado con clastos subangulares a subredondeados en una matriz arenosa. La mayor parte del conglomerado carece de arreglo interno aunque localmente muestra gradación invertida. Esta facies incluye megabloques y monolitos de caliza de la Formación Mural (Cretácico Inferior). El monolito más grande tiene 2.5 km de largo y 50 m de espesor. Otros clastos están compuestos de arenisca, cuarcita y andesita afanítica. En algunos sitios, clastos ligeramente alargados sobresalen de la parte superior del conglomerado e “intrusionan” a las capas de arenisca que cubren al conglomerado. La gradación invertida se exhibe claramente en cuerpos lenticulares de 80 cm de espesor y 1.5 m de largo: en sus bases se encuentran clastos de aproximadamente 20 cm de largo, así como en la cima se observan clastos de más de 30 cm de largo. En todos los casos, la matriz está compuesta de arena de grano mediano a grueso. El conglomerado soportado por matriz, pobremente clasificado y con gradación invertida, es diagnóstico de flujo de detritos depositado en las partes intermedias o cercanas de abanicos aluviales (Blair, 1999; Nemec et al., 1984b). En la mayoría de los casos, los flujos de detritos podrían ser clasificados como Plásticos Bingham o flujos cohesivos, de tal manera que su densidad debe ser lo suficientemente alta para soportar enormes bloques. Cuando se alcanza el punto de resistencia, el flujo se “congela” y entonces se originan rasgos como la pobre clasificación, la gradación invertida y los clastos que sobresalen o “intrusionan” estratos superiores. La facies Cm2 sólo se encontró en la base del miembro III y en la parte superior del miembro II. Ésta consiste en lentes de conglomerado soportado por clastos redondeados. Los lentes, de forma cóncava con cimas planas, tienen alrededor de 1.5 m de espesor y 15 m de Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes García y Barragán y Rodríguez-Castañeda Facies aluviales de la formación El Tuli 69 ancho. La mayoría de estos lentes cubre a estratos de limolita roja de 1.60 m de espesor. En la base de algunos de estos lentes conglomeráticos, se puede identificar diastratificación. En la parte superior de los lentes, los clastos son más escasos y “flotan” en arena de grano mediano a grueso. Hacia arriba el conglomerado lenticular cambia a estratos de conglomerado de 1.60 m de espesor. Comúnmente, los clastos del conglomerado son bimodales por su tamaño: una población tiene entre 3 y 5 cm de diámetro, mientras que la segunda población promedia 1 cm de diámetro. Los clastos están compuestos de caliza gris fosilífera, limolita roja oscura, toba riolítica rosa y una variedad de areniscas. Todos los cuerpos sedimentarios tienen estratificación normal. Esta facies se interpreta como conglomerado de relleno de canales, formados cuando la competencia del flujo disminuyó hasta que inició el depósito de las gravas. Las dimensiones reducidas de los paleocanales sugieren que la erosión hidrodinámica del lecho no fue muy importante. El redondeamiento de los clastos y el incremento en la matriz arenosa sobre el porcentaje de los clastos pueden indicar un transporte más largo y una disminución de la capacidad del flujo que transportaba los sedimentos. Este tipo de paleocanal es muy común en partes intermedias y distantes de abanicos aluviales disectadas transversalmente (Nemec y Steel, 1984a). La facies Cm3 se encuentra en el miembro I y parcialmente en el miembro III; consiste en conglomerado polimíctico, moderadamente a bien clasificado, soportado en matriz con clastos redondeados. El clasto más grande alcanza más de 1 m de largo y el más pequeño, apenas 1 cm. Los clastos están compuestos por limolita, caliza, riolita porfídica, arenisca y andesita porfídica. La principal diferencia con la facies Cm2 es que la facies Cm3 está burdamente estratificada y no forma cuerpos lenticulares. Otra característica, es que cambia gradualmente hacia arriba a arenisca de grano grueso muy bien clasificada. Esta facies resulta de la disminución de la competencia del flujo o etapa de desvanecimiento de arroyos en las partes intermedias y distantes de abanicos aluviales. La competencia del flujo disminuye gradualmente permitiendo una gradación normal y una mejor clasificación de clastos de acuerdo con su composición o densidad. La arenisca de grano grueso, bien clasificada, se interpreta como el producto del flujo en etapa de disminución de su competencia, mientras que el buen tamizado de los detritos se debe al transporte por carga de fondo en los arroyos. Esta facies también se interpreta como el límite entre flujos de detritos que disminuyen abanico abajo y depósitos distantes por flujo en arroyos (Gloppen y Steel, 1981). Se interpreta que el grupo de facies C se depositó en superficies aluviales subaéreas como flujos de detritos cohesivos. Los flujos de detritos se asocian con lluvias extremadamente copiosas; de aquí que los flujos de detritos sean mezclas de alta densidad de agua y sedimento. La longitud de las pendientes y la altura de la paleotopografía son otros factores que determinan la distancia de transporte y la velocidad de los flujos de detritos. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes García y Barragán y Rodríguez-Castañeda Facies aluviales de la formación El Tuli 70 El grupo de facies S - Arenisca se concentra en el miembro I y en la parte media del miembro II. La ausencia de fósiles, los tonos rojizos o pardos oscuros de toda la secuencia de este miembro y la diversidad de estructuras sedimentarias primarias permiten la identificación inequívoca de sedimentos fluviales confinados, creados por flujos tranquilos o de régimen entre superior e inferior. Los grupos de facies S/M - Arenisca/Limolita y M - Limolita siempre se encuentran interestratificadas discretamente en toda la columna estratigráfica; raramente se encuentran aisladas de otras litologías o forman estratos gruesos. Estas dos facies sugieren depósito en ambientes fluviales restringidos o en las partes más lejanas de abanicos aluviales. En resumen, la identificación de las facies sedimentarias de la formación El Tuli permitieron la reconstrucción paleogeográfica local durante el Cretácico Tardío. El Tuli se interpreta como una asociación de facies volcaniclásticas y aluviales-fluviales depositadas en pendientes de pie de monte, canales medianos y en partes distantes de abanicos aluviales. Se propone que estos ambientes de depósito fueron parte de una cuenca más grande llamada Cuenca Sonora, o bien, formaron una serie de cuencas locales más reducidas; en ambos casos, estos ambientes se localizaron al pie del llamado Alto Cananea. La significativa componente volcánica y volcaniclástica de la formación El Tuli, así como las brechas andesíticas, pórfidos andesíticos y tobas riolíticas encontrados al norte y sur del rancho San Antonio, sugieren una fase ígnea importante relacionada con el arco magmático Cordillerano, la cual formó un intra-arco en lo que hoy es el norte-centro de Sonora. Referencias bibliográficas Blair, T., 1999, Sedimentology of the debris-flow-dominated Warm Spring Canyon alluvial fan, Death Valley, California: Sedimentology, v. 46, p. 941-965. Blair, T.C., y McPherson, J.G., 1999, Grain-size and textural classification of coarse sedimentary particles: Journal of Sedimentary Research, v. 69, p. 6-19. Collinson, J.D., 1996, Alluvial sediments, in Reading, H.G., ed., Sedimentary Environments—Processes, facies and stratigraphy: Oxford, Blackwell Science, p. 37-82. Gloppen, T.G., y Steel, R.J., 1981, The deposits, internal structure and geometry of six alluvial-fan delta bodies (Devonian-Norway)—A study in the significance of bedding sequence in conglomerates, in Ethridge, F.G., y Flores, R.M., eds., Recent and ancient nonmarine depositional environments—models for exploration: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication 31, p. 49-69. Lowe, D.R., 1982, Sediment gravity flows; II. Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity currents: Journal of Sedimentary Petrology, v. 52, p. 279-297. Miall, A.D., 1990, Principles of sedimentary basin analysis: Nueva York, Springer-Verlag, 668 p. Miall, A.D., 1992, Alluvial deposits, in Walker, R.G., y James, N.P., eds., Facies models, response to sea level change: Geological Association of Canada, p. 119-142. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes García y Barragán y Rodríguez-Castañeda Facies aluviales de la formación El Tuli 71 Nemec, W., y Steel, R.J., 1984a, Alluvial and coastal conglomerates—Their significant features and some comments on gravelly mass-flow deposits, in Koster, E.H., y Steel, R.J., eds., Sedimentology of gravels and conglomerates: Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 10, p. 1-31. Nemec, W.; Steel, R.J.; Porćbski, S.J.; y Spinnangr, Ĺ., 1984b, Domba Conglomerate, Devonian, Norway— Process and lateral variability in a mass-flow dominated, lacustrine fan-delta, in Koster, E.H., y Steel, R.J., eds., Sedimentology of gravels and conglomerates: Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 10, p. 295-320. Postma, G., 1986, Classification for sediment gravity-flow deposits based on flow conditions during sedimentation: Geology, v. 14, p. 291-294. Reading, H.G., 1986, Sedimentary environments and facies: Oxford, Blackwell Scientific Publications, 615 p. Rodríguez-Castañeda, J.L., 2002, Tectónica cretácica y terciaria en la margen suroeste del Alto Cananea, Sonora norte-central: México, D. F., Universidad Nacional Autónoma de México, Posgrado en Ciencias de la Tierra, disertación doctoral, 217 p. (inédita). Scott, R.W., y González-León, C.M., 1991, Paleontology and biostratigraphy of Cretaceous rocks, Lampazos area, Sonora, Mexico, in Jacques-Ayala, César; González-León, C.M.; y Roldán-Quintana, Jaime, eds., Studies on the Mesozoic of Sonora and adjacent areas: Geological Society of America Special Paper 301, p. 51-67. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes 72 Evolución de la sedimentación en cuencas extensionales cenozoicas en el centro-norte de Sonora, México Grijalva-Noriega, Francisco Javier*,# Monreal-Saavedra, Rogelio*, Rangel-Medina, Miguel*, Minjárez-Sosa, José Ismael* y Montijo-González, Alejandra* La evolución de una cuenca sedimentaria está controlada principalmente por dos factores: (a) el entorno tectónico bajo el cual se desarrolla, y (b) los ambientes de depósito que dan lugar a su relleno sedimentario. La única forma de entender y explicar dicha evolución es a partir de la definición de los dos atributos más importantes de la cuenca: su estratigrafía y su estructura. En Sonora, la mayor parte de las cuencas intermontanas cenozoicas se encuentran dentro de la porción sur de la provincia fisiográfica del Basin and Range, y su evolución estuvo relacionada principalmente con la etapa tardía de distensión, desde el Mioceno tardío y hasta el Holoceno. La crisis de disponibilidad de agua subterránea por la que atraviesa el Estado desde ya hace varios años, ha llevado a que varias instituciones gubernamentales y empresas privadas hayan realizado una serie de trabajos hidrogeológicos en muchas de estas cuencas. Como parte de estos trabajos, se incluyó el uso de métodos geofísicos, tanto eléctricos como electromagnéticos y gravimétricos, con el fin de caracterizarlas en el subsuelo. Los resultados de la información gravimétrica generados por estos estudios permiten establecer dos elementos importantes de las áreas estudiadas: (a) corresponden a cuencas extensionales que evolucionan a partir de una geometría de graben y medio-graben, con el desarrollo de una serie de fallas normales internas; y (b) la profundidad al basamento dentro de estas cuencas varía entre 300 y 900 m. Por otra parte, la información eléctrica y electromagnética es determinante para caracterizar el relleno sedimentario de estas cuencas, toda vez que las variaciones en la resistividad a profundidad pueden ser eventualmente interpretadas en términos de cambios granulométricos en los sedimentos, sobre todo si se cuenta con información litológica directa complementaria a partir de la perforación de pozos. En este contexto, un común denominador en las cuencas estudiadas es la presencia en el subsuelo de una sedimentación dominada por gravas y arenas; además de que en todas las cuencas, se tienen zonas de concentración de resistividad baja (<10 Ohm/m) que se acuñan lateralmente y llegan a alcanzar un espesor de hasta 200 m, interpretándose como sedimentos arcillosos y arcillo-arenosos. El análisis de esta información del subsuelo integrada a la geología superficial en las cuencas, sugiere que la sedimentación dentro de éstas inicialmente se llevara a cabo bajo el régimen de un nivel base interno, desarrollando ambientes de abanicos aluviales y fluviales en los bordes de las mismas, así como un drenaje endorreico que resultaba en ambientes flu*Departamento de Geología, Universidad de Sonora, campus UniSon, 83000 Hermosillo, Sonora. # E-mail: [email protected] Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Grijalva-Noriega et al. Evolución de la sedimentación en cuencas extensionales cenozoicas 73 violacustres dentro de sub-cuencas asociadas, principalmente durante el Mioceno tardío y el Plioceno-Pleistoceno. Posteriormente, la actividad tectónica, probablemente relacionada con el desarrollo del Golfo de California, condiciona a estas cuencas a un nivel base regional, permitiendo el desarrollo de los sistemas actuales de drenaje axial, dominando entonces una sedimentación principalmente fluvial. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes 74 Orogenia cretácica del norte de Sonora Jacques-Ayala, César*,# y García y Barragán, Juan Carlos* Introducción La evolución geológica del norte de Sonora durante el Mesozoico empieza a entenderse gracias a la identificación de secuencias volcanosedimentarias del Cretácico Superior y sus relaciones con las unidades subyacentes. Una de las razones para que se diera un retraso en el entendimiento fue que estas secuencias se asignaban al Jurásico, tanto por litología como por deformación. Actualmente, diversos autores han descrito este tipo de secuencias asignándolas al Cretácico Superior, especialmente gracias a la descripción detallada y al empleo de U-Pb en circones. Incluso esta metodología ha permitido fechar rocas metamórficas (Esquisto Altar) como del Cretácico Tardío. Con este tipo de información se va reconstruyendo la evolución tectónica del norte de Sonora, en donde ya se pueden documentar claramente dos cuencas sedimentarias y un proceso orogénico que podría separarse en dos fases: Sevier y Laramide. Cabe señalar que la deformación cenozoica ha modificado significativamente la región, de tal manera que complica mucho entender tectónicas previas. Cuenca Bisbee (Cretácico Temprano) La cuenca Bisbee ha sido bien documentada (Figura 1). Se conoce muy bien la distribución de secuencias de esta edad en Arizona y Sonora (Jacques-Ayala, 1995; Dickinson y Lawton, 2001). Haciendo una reconstrucción no palinspástica la podemos ubicar en Arizona, donde el borde tiene una orientación este-oeste aproximado y al sur de Tucson. No se prolonga mucho al oeste de esta ciudad. En Sonora, se extiende desde la frontera con Arizona y al oeste de Nogales hacia el sur. El límite occidental se extiende desde Caborca hacia el sureste pasando al sur de Cerro de Oro. Se estima un acortamiento de unos 100 km en dirección al norte-noreste. Por reconstrucción de facies, se define una “barrera” arrecifal (Formación Mural) desde Cerro de Oro hasta Tuape, Santa Ana y al noreste hacia Cabullona y sureste de Arizona. Al poniente y norte de esta franja, se tienen sedimentos lagunares y tierra positiva. Al este y sur se encuentran sedimentos de mar abierto y cuenca más profunda en la región de Lampazos-Sahuaripa. La cuenca Bisbee se “cerró” a fines del Albiano debido a un levantamiento regional que se inició en el borde sur de la cuenca. La secuencia fue plegada, en algunos lugares muy intensamente y, probablemente, cubierta tectónicamente por rocas paleozoicas. *Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Av. Luis Donaldo Colosio s/n y Madrid, campus UniSon, 83000 Hermosillo, Sonora. # E-mail: jacques@geologia. unam.mx Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Jacques-Ayala y García y Barragán. Orogenia cretácica del norte de Sonora 75 Figura 1. Mapa geológico de la cuenca Bisbee del Cretácico Temprano que muestra el máximo avance marino. Modificada de Jacques-Ayala, 1993. Cuencas del Cretácico Tardío Las secuencias del Cretácico Superior son sucesiones volcanosedimentarias que alcanzan varios miles de metros. Se acumularon probablemente en varias cuencas continentales (Figura 2). Aún no se han fijado límites entre estas posibles cuencas. Se han identificado varios ambientes de depósito: abanicos aluviales, sistemas fluviales, lagos (deltas lacustres) y laderas de volcanes. La nomenclatura estratigráfica es complicada, ya que la relación sedimentos/volcánicos es muy variable, tanto en niveles estratigráficos como geográficamente. En la porción central de Sonora, predominan los productos volcánicos, en tanto en Cabullona, en el noreste de Sonora, están prácticamente ausentes. En la región de Caborca, se encuentran intercalaciones de rocas volcánicas a mitad de la secuencia, la cual está cubierta por el complejo volcánico El Charro (±72 Ma; Jacques-Ayala et al., 2009). En la porción norte-central y oriental se observan bloques deslizados de calizas cretácicas, algunos de varios cientos de metros de longitud (García y Barragán, 2003). El substrato de estas cuencas es muy variable. Localmente se encuentran sobre rocas del Grupo Bisbee. Sin embargo, en algunas localidades está sobre rocas volcánicas del Jurásico, sobre el Triásico-Jurásico, el Paleozoico, e incluso el Proterozoico. Esta variación en los substratos es muy significativa, como también lo es la presencia de diferentes tipos de discordancias (paralela, erosional y angular) entre el Cretácico Superior y su basamento En la región de Altar-Santa Ana, el Grupo El Chanate se encuentra sobre el Grupo Bisbee en discordancia paralela; localmente se ven evidencias de erosión (Jacques-Ayala, 1993). Afloran en una franja casi continua y al norte de un frente de cabalgadura de dimenInstituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Jacques-Ayala y García y Barragán. Orogenia cretácica del norte de Sonora 76 Figura 2. Mapa geológico que muestra la paleogeografía y el escenario tectónico durante el Cretácico Tardío en el norte de Sonora. Modificado de Jacques-Ayala, 1993. siones regionales. La misma relación estratigráfica se tiene en Cerro de Oro. Por otro lado, al sur de la cabalgadura, el Cretácico Superior se depositó sobre rocas paleozoicas (cerro Rajón, sierra Lista Blanca, cerro Picacho) y sobre el Triásico-Jurásico (sierra El Álamo y sierra Santa Rosa). En el segundo caso, se trata principalmente de secuencias volcánicas. En la sierra Lista Blanca se tiene una discordancia angular. Notablemente, en esta localidad y en Santa Rosa, aflora un conglomerado de decenas de metros de espesor constituido por clastos gruesos de cuarcita, dolomía y caliza derivados del Paleozoico. En Cerro de Oro, la base de la formación La Palma (Cretácico Superior; González-León y Jacques-Ayala, 1988), consiste en un conglomerado que incluye clastos de calizas paleozoicas y de la Formación Mural. Conglomerados parecidos se tienen en el área de Arivechi, Sonora oriental (RoldánQuintana, com. personal). En la región de Arizpe-Mazocahui, González-León (com. personal) describió varias secuencias del Cretácico Superior depositadas sobre basamento del Paleozoico-Proterozoico en discordancia erosional. Otro tipo de relación que se ha documentado es la presencia de rocas paleozoicas cubriendo tectónicamente al Grupo Bisbee y ambas unidades cubiertas por el Cretácico Superior. En el cerro Cabullona, en el área de Arivechi y en Cerro de Oro se ha reportado esta relación. Finalmente, en el área de Altar-Caborca, se ha documentado la edad del protolito del Esquisto Altar. Por medio de circones detríticos contenidos en un conglomerado metamorfoseado a facies de esquisto verde se obtuvo una edad de ~74 Ma (Jacques-Ayala et al., en prep.). Edades de K-Ar obtenidas por Damon et al. (1962) y Hayama et al. (1984) sugieren que el metamorfismo es de fines del Cretácico al Paleoceno. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Jacques-Ayala y García y Barragán. Orogenia cretácica del norte de Sonora 77 La orogenia: discusión Las relaciones descritas sugieren que la deformación se haya iniciado muy probablemente en el Cenomaniano con el avance de una placa cabalgante al sur de la cuenca Bisbee (JacquesAyala, 1993). La presencia de clastos de caliza paleozoica y cretácica en el área de Cerro de Oro documenta un levantamiento muy significativo, ya que el Paleozoico está siendo exhumado junto con el Cretácico. El avance de la placa hacia el norte produjo una serie de cuencas de antepaís provocando la acumulación de gruesas capas de sedimentos, al mismo tiempo que había actividad volcánica. Las cuencas de antepaís del área de Caborca-Santa Ana recibieron sedimentos derivados del arco volcánico jurásico localizado al norte, muy probablemente del Grupo Bisbee y del arco Alisitos. La secuencia cretácica completa (grupos Bisbee y El Chanate y el complejo volcánico El Charro) fue plegada después de ~72 Ma. Al mismo tiempo, sobre la placa cabalgante se desarrollaron cuencas piggy back. Estas secuencias se observan más claramente al sur del frente de falla que se extiende desde Sonoyta hasta Estación Llano. Las cuencas piggy back se rellenaron con sedimentos derivados de rocas volcánicas intermedias, principalmente. Estas secuencias aparentemente no fueron plegadas, aunque algunas pueden presentar echados verticales. Al oriente de la línea Nogales-Hermosillo, el panorama es muy diferente. La franja de rocas metamórficas (Esquisto Altar) se interrumpe en Estación Llano y el Cretácico Superior aflora ampliamente. En muchas localidades, esta secuencia se depositó sobre rocas pre-cretácicas y no muestra plegamientos, aunque sí está basculada. En donde aflora el Grupo Bisbee, éste presenta plegamiento más intenso; incluso pliegues volcados. Se propone que esta parte norte-central de Sonora esté formada esencialmente por secuencias depositadas sobre la placa cabalgante como cuencas piggy back. Más al oriente, del área de Cabullona hacia la porción centro-oriental del Estado, se observan relaciones tectónicas muy diferentes. Se ha reportado la presencia de rocas paleozoicas emplazadas tectónicamente sobre el Grupo Bisbee. Este grupo está muy plegado. Encima de ambas unidades se depositó el Cretácico Superior, el cual se encuentra formando pliegues muy amplios o nada más basculado. Localmente, se tienen rocas proterozoicas y paleozoicas cabalgando a formaciones del Grupo Bisbee (área de La Lámina, al norte de Cucurpe), o el caso de la cuarcita Los Changos del Paleozoico sobre rocas jurásicas, entre otras. En síntesis, podemos agrupar los diferentes rasgos descritos en tres regiones o tectofacies, según se han descrito arriba. Éstas pueden explicarse, probablemente, como resultado de grados diferentes de exhumación. En la porción noroeste de Sonora, tenemos la exhumación más profunda, donde vemos la falla de piso representada por el Esquisto Altar y las dos placas, la inferior (al norte) y la superior (al sur). La región central es donde se observa principalmente la placa superior. La región oriental probablemente represente una fase más temprana y, al mismo tiempo, más somera del proceso orogénico. Esta interpretación implica proponer una falla de ruptura en la placa superior que se extendería de Estación Llano hacia el norte, separando las dos primeras tectofacies. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Jacques-Ayala y García y Barragán. Orogenia cretácica del norte de Sonora 78 Finalmente, cabe señalar que existe una controversia muy importante si extendemos el frente de cabalgadura al noroeste de Sonoyta, en la region de Arizona y sureste de California. Se tienen varios rasgos comunes que permiten hacer esta conexión. Los esquistos Altar y “POR” (Pelona-Orocopia-Rand; Jacobson et al., 2000) del SE de California tienen una continuidad geográfica aparente y sus protolitos y deformación son de las mismas edades. Al norte de esta franja metamórfica se tiene secuencias continentales de la misma edad (Formación McCoy Mountains y Grupo El Chanate y sus equivalentes) con el mismo tipo de deformación (plegamiento asimétrico, foliación penetrativa), mientras al sur se tiene rocas paleozoicas. Sin embargo, las interpretaciones propuestas para ambas regiones son muy diferentes. En Sonora no hay duda que se trata de un frente de cabalgadura buzando al sur, con desplazamiento de sur a norte, pero en California se interpreta como una zona de subducción buzando al norte-noreste. Referencias bibliográficas Damon, P.E.; Livingston, D.E.; Mauger, R.L.; Giletti, B.J.; y Pantoja-Alor, Jerjes, 1962, Edad del Precámbrico ‘Anterior’ y de otras rocas del zócalo de la región de Caborca-Altar de la parte noroccidental del estado de Sonora: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Boletín 64, p. 11–44. Dickinson, W.R., y Lawton, T.F., 2001, Tectonic setting and sandstone petrofacies of the Bisbee basin (USA– Mexico): Journal of South American Earth Sciences, v. 14, p. 475–504. García y Barragán, J.C., 2003, Stratigraphy, sedimentology, and tectonic model for the origin of the Late Cretaceous El Tuli formation in northern Sonora, Mexico: El Paso, Texas, University of Texas at El Paso, disertación doctoral, 198 p. (inédita). González-León, C.M., y Jacques-Ayala, César, 1990 (1988), Estratigrafía de las rocas cretácicas del área de Cerro de Oro, Sonora central: Universidad de Sonora, Departamento de Geología, Boletín, v. 5, núms. 1 y 2, p. 1-23. Hayama, Y.; Shibata, K.; y Takeda, H., 1984, K-Ar ages of the low-grade metamorphic rocks in the Altar Massif, northwest Sonora, Mexico: Journal of the Geological Society of Japan, v. 90, p. 589–596. Jacobson, C.E.; Barth, A.P.; y Grove, M., 2000, Late Cretaceous protolith age and provenance of the Pelona and Orocopia Schists, southern California—Implications for evolution of the Cordilleran margin: Geology, v. 28; núm. 3, p. 219–222. Jacques-Ayala, César, 1993, The Cretaceous of the Caborca-Santa Ana region, northern Sonora: Cincinnati, OH, University of Cincinnati, disertación doctoral, 148 p. (inédita). Jacques-Ayala, César, 1995, Paleogeography and provenance of the Early Cretaceous Bisbee Group in the Caborca-Santa Ana region, in Jacques-Ayala, César; González-León, C.M.; y Roldán-Quintana, Jaime, eds., Studies on the Mesozoic of Sonora and adjacent areas: Geological Society of America Special Paper 301, p. 79-98. Jacques-Ayala, César; Barth, A.P.; Wooden, J.L.; y Jacobson, C.E., 2009, Provenance and U–Pb geochronology of the Upper Cretaceous El Chanate Group, northwest Sonora, Mexico, and its tectonic significance: International Geology Review, v. 51, núms. 9–11, p. 1051–1077. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes 79 Deformación por extensión en el oriente de Sonora: Sección Arivechi-Tarachi Rodríguez-Castañeda, José Luis1,#; Roldán-Quintana, Jaime1; Ortega-Rivera, Amabel1 y Lee, James K.W.2 En el oriente de Sonora, en las rocas del Cretácico Superior, se han identificado nuevos patrones estructurales y sedimentológicos entre los que destacan: levantamientos, erosión, grandes bloques deslizados, sedimentación muy amplia con gruesos espesores (>2 km) y magmatismo. Estas características se pueden apreciar muy bien con cierta uniformidad a lo largo de algunos cientos de kilómetros en dirección norte-sur. Se tienen zonas muy amplias de extensión, donde concurren cuencas sedimentarias, fallamiento normal que oscurece las relaciones iniciales, vulcanismo calcialcalino y fallamiento a rumbo. La sección Arivechi-Tarachi en el oriente de Sonora nos permite evaluar esta propuesta. La columna geológica Arivechi-Tarachi (Figura 1) está formada por caliza asignada al Paleozoico; toba, lutita y arenisca del Jurásico Superior?; caliza, lutita y arenisca del Cretácico Inferior; y conglomerado, arenisca, toba, andesita, limolita que se asignan al Cretácico Superior. La columna se complementa con intrusivo, toba y conglomerado que forman la secuencia terciaria. Uno de los rasgos principales que se identifican consiste en que las rocas del Paleozoico, del Jurásico y del Cretácico Inferior conforman bloques, por lo que toda la secuencia que aflora en esa sección se interpreta como del Cretácico Superior. Algo que llama la atención es la presencia de un bloque de intrusivo que, al parecer, forma parte de los bloques y se encaja en las rocas del Cretácico Inferior. Antes de esto no se habían identificado bloques de rocas ígneas dentro de la secuencia del Cretácico Superior. Se puede dividir la secuencia del Cretácico Superior en dos grandes miembros, el inferior constituido por megaconglomerado, conglomerado, arenisca, limolita y toba; y el superior formado por lutita, limolita, toba riolítica y andesita. El fechamiento por el método K-Ar en biotita en las rocas volcánicas proporcionó edades de 83 Ma (Pubellier, 1987) y de 84 y 86 Ma para dos tobas en la parte alta de la secuencia (Grajales-Nishimura et al., 1990), que indican una del edad Cretácico Tardío para la secuencia de Arivechi. Estructuralmente, el miembro inferior presenta una deformación intensa en la que pliegues, fallas normales, fallas inversas y zona de cizalla son comunes; mientras que el Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Av. Luis Donaldo Colosio s/n y Madrid, campus UniSon, 83000 Hermosillo, Sonora. #E-mail: [email protected] 2 Department of Geological Sciences and Geological Engineering, Queen’s University, Kingston, ON, Canada K7L 3N. 1 Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Rodríguez-Castañeda et al. Deformación por extensión en el oriente de Sonora 80 Figura 1. Mapa geológico y sección estructural del área Arivechi-Tarachi, en el oriente de Sonora. miembro superior está afectado principalmente por fallas normales, zonas locales de plegamiento y algunas fallas que presentan componentes a rumbo. Los pliegues en el miembro inferior muestran un vergencia hacia el suroeste. El análisis de las estructuras en el miembro superior nos lleva a establecer una deformación extensional en la que se interpretan movimientos rotacionales de algunas de las fallas y fallamiento normal oblicuo. Aunque el miembro inferior presenta una deformación que aparentemente es compresiva, la idea es que las estructuras compresionales están asociadas al movimiento pendiente abajo de esos bloques. La Figura 2 muestra el comportamiento de los esfuerzos principales mayores de acuerdo con la dirección principal SH indicada por los esfuerzos calculados tomando en cuenta el desplazamiento de las fallas medidas en la región. Las rotaciones observadas se ligan al evento terciario Sierras y Valles. El estilo identificado en esta área no se parece a lo que se reporta como orogenia Laramide, en la que la deformación compresiva del miembro inferior es meramente local y no se extiende al miembro superior y tampoco regionalmente. Estructuralmente, la sección Arivechi-Tarachi muestra los efectos de una deformación por extensión, en la que las estructuras observadas son asociadas a movimientos gravitacionales y otras producto de la deformación Sierras y Valles. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Rodríguez-Castañeda et al. Deformación por extensión en el oriente de Sonora 81 Figura 2. Características de los esfuerzos calculados en la sección Arivechi-Tarachi. Circulo = S1; cuadrado = S2; triangulo = S3. Referencias bibliográficas Grajales-Nishimura, J.M.; Terrel, David; Torres-Vargas, Ricardo; y Jacques-Ayala, César, 1990, Late Cretaceous synorogenic volcanic/sedimentary sequences in eastern Sonora, Mexico: Geological Society of America Abstracts with Programs, v. 22, núm. 3, p. 26 (resumen). Pubellier, Manuel, 1987, Relations entre domaines cordillérain et mésogéen au nord du Mexique; étude géologique de la vallée de Sahuaripa, Sonora central: Université de Paris 6, disertación doctoral, 219 p. (inédita). Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes 82 La geología del norte de Sinaloa a la luz de nuevos datos isotópicos, geoquímicos y micro-paleontológicos Roldán-Quintana, Jaime1; Amaya-Martínez, Ricardo2; y Poole, G. Forrest3 El norte de Sinaloa comprende los municipios de El Fuerte, Choix, Los Mochis y Sinaloa de Leyva (Figura 1). De una manera breve, la historia de la exploración geológica en el norte de Sinaloa y el sur de Sonora se inicia formalmente en los años sesenta con la publicación del mapa geológico de De Cserna y Kent (1961). Aunque no cubre el área en discusión, para ese tiempo existía en el sur de Sonora un estudio geológico regional hecho por King (1939), el cual constituye una referencia obligada. En 1969, el Instituto de Geología firmó un convenio de colaboración con el Gobierno del estado de Sinaloa para llevar a cabo la cartografía geológica del Estado a una escala 1: 100,000. De esta manera, Sinaloa fue uno de los primeros en contar con un mapa geológico de todo su territorio. La cartografía se inició en 1970, encontrando que la geología de esta parte del territorio era prácticamente desconocida. En este proyecto trabajó un grupo importante de geólogos mexicanos y extranjeros. Gracias al proyecto del Instituto de Geología en Sinaloa, se tuvieron avances importantes en el conocimiento de la geología mexicana, como el inicio del estudio sistemático de los batolitos del noroeste de México, obteniéndose algunas de las primeras fechas isotópicas de las rocas intrusivas mesozoicas, una gran cantidad de información sobre la estratigrafía y edad de las rocas volcánicas de la Sierra Madre Occidental y se reportan por primera vez rocas paleozoicas en Sinaloa, entre otros descubrimientos. Todos los hallazgos anteriores sin duda alguna contribuyeron a tener un mejor conocimiento de la geología de esta porción de nuestro país. Uno de los primeros trabajos publicados sobre el área de El Fuerte fue escrito por Mullan (1978), quien describe de una manera general las rocas y la estructura de la región de El Fuerte. Después de este trabajo, el área de El Fuerte atrajo a varios grupos de investigación que han contribuido a mejorar el entendimiento de la geología de esta región. Paleozoico La Figura 2 presenta una columna estratigráfica compuesta con base en datos de diversos autores. Las rocas más antiguas presentes corresponden a rocas paleozoicas que afloran en Estación Regional del Noroeste, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Boulevard Luis Donaldo Colosio s/n y Madrid, campus UniSon, 83000 Hermosillo, Sonora. E-mail: [email protected] 2 Departamento de Geología, Universidad de Sonora, Rosales y Boulevard Transversal, Hermosillo, Sonora 83000 3 United States Geological Survey, Denver, CO 80225, USA. 1 Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Roldán-Quintana et al. La geología del norte de Sinaloa a la luz de nuevos datos 83 Figura 1. Mapa de localización de las principales poblaciones y vías de comunicación en el norte de Sinaloa y sur de Sonora. la vecindad de El Fuerte y hacia el oriente, en la región de San José de Gracia (Figuras 2 y 3). Otros afloramientos de posibles rocas paleozoicas se localizan al oriente de Culiacán y al noreste de Mazatlán (Córdoba, 1980; Ortega-Gutiérrez et al., 1992). Las rocas paleozoicas fueron reportadas primeramente por De Cserna y Kent (1961) como el Complejo Sonobari; más tarde, Roldán-Quintana (1971, 1974) subdividió este complejo en tres unidades, correspondiendo la primera a una secuencia metasedimentaria con metamorfismo en facies de esquisto verde que aflora al noreste de El Fuerte. La segunda unidad correspondió a gneises, anfibolitas y gabros que afloran en la sierra de San Francisco (ubicada en los límites de Sonora y Sinaloa) y en la tercera unidad se incluyeron rocas metavolcánicas e intrusivos deformados que afloran al oriente de El Fuerte, en la región al Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Roldán-Quintana et al. La geología del norte de Sinaloa a la luz de nuevos datos 84 Figura 2. Columna estratigráfica generalizada para las regiones de El Fuerte y San José de Gracia en el norte de Sinaloa. (1) Henry y Fredrikson, (1972); (2) Vega-Granillo et al. (2011); (3) Poole et al. (2010). oeste de Chinobampo. La primera unidad fue posteriormente denominada por Mullan (1978), como Grupo Río Fuerte, al que propuso una edad del Paleozoico. En el norte de Sinaloa, las rocas paleozoicas afloran en los alrededores de El Fuerte, y consisten en metasedimentos en los que se ha encontrado conodontos, foraminíferos y restos de crinoides (Malpica-Cruz, 1972; Poole et al., 2005). También, incluyen esquistos verdes, así como algunas rocas ígneas. En esta zona, las rocas paleozoicas afloran por el camino a la presa Miguel Hidalgo y en el vertedor de la presa de igual forma están expuestas sobre la carretera a Choix y al oriente de El Fuerte por el camino a Chinobampo. Otros afloramientos de rocas consideradas paleozoicas se localizan en el área de Sinaloa de Leyva, al oriente de El Fuerte. En la región al sureste de San José de Gracia (Figuras 1 y 3), la secuencia consiste en rocas sedimentarias (cuarcita, lutita negra y caliza) fosilíferas (Poole et al., 2010) donde se ha definido la sección más completa de rocas paleozoicas del Estado. Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Roldán-Quintana et al. La geología del norte de Sinaloa a la luz de nuevos datos 85 Figura 3. Mapa geológico generalizado del norte de Sinaloa y una pequeña porción del sur de Sonora, modificado a partir de Poole et al., (2010); Vega Granillo et al., (2011); Keppie et al. (2006) y Roldán-Quintana et al. (1993). La primera edad paleozoica obtenida por métodos paleontológicos fue reportada por Poole et al. (2005), quienes describieron la presencia de conodontos en una capa de caliza marmorizada dentro de la Formación Río Fuerte. Más recientemente, Salgado-Souto (2006) y Vega-Granillo et al. (2011) subdividieron al Grupo Río Fuerte en las Formaciones Río Fuerte y Corral Falso. Las primeras fechas isotópicas U/Pb del Grupo Río Fuerte, de 151 a 155 Ma, fueron reportadas por Vega-Granillo et al. (2011). Posteriormente, Poole et al. (2010) describen el terreno San José de Gracia (Figura 2) con base en edades de circones heredados y microfósiles (graptolitos), separando de esta manera dos áreas con rocas paleozoicas. Mesozoico Las rocas mesozoicas presentes en el norte de Sinaloa consisten en rocas metamórficas del Triásico Superior en la sierra de San Francisco, las que se extienden hacia la región al sureste de Yávaros en el sur de Sonora. Las rocas metamórficas de la sierra de San Francisco o Sonobari consisten en gneis cuarzo-feldespático y anfibolita con una deformación intensa. Estas rocas fueron fechadas primeramente por Anderson y Schmidt (1983), quienes reportaron una Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Roldán-Quintana et al. La geología del norte de Sinaloa a la luz de nuevos datos 86 edad de 220 Ma. Posteriormente, estas rocas fueron estudiadas por Keppie et al., (2006), quienes las definen como gneis migmatizado en facies de anfibolita, anfibolita, gabro y rocas ultramáficas con una edad de ~206 Ma (Keppie et al., 2006). De acuerdo con los datos isotópicos, el protolito de estas rocas corresponde a toleítas continentales intraplaca, las que probablemente se acrecionaron al margen de América del Norte. También se han reconocido rocas intrusivas deformadas del Jurásico al norte de Tetaroba, con una edad de 151 ± 4 Ma y un diquestrato de aplita con edad U-Pb de 151 ±3 Ma (Vega-Granillo et al., 2011). Las rocas del Cretácico Inferior, en el norte de Sinaloa consisten en rocas metavolcánicas y calizas sin fósiles; su edad sólo se infiere porque se encuentran intrusionadas por rocas del Batolito de Sinaloa (Henry y Fredrikson, 1972). Las rocas cretácicas afloran en otras áreas, como Estación Naranjo y Sinaloa de Leyva (ver Figura 3), y en la región de Bacubirito se ha descrito una secuencia ofiolítica (Ortega-Gutiérrez et al., 1979; Gastil et al., 1999). Cenozoico Las rocas del Cenozoico consisten en rocas ígneas, tanto intrusivas como extrusivas, así como depósitos clásticos de origen fluvial en las cuencas de los ríos, como el Río Fuerte (ver Figura 3). Las rocas intrusivas están expuestas principalmente en el batolito de Choix, con edades K-Ar de 60-70 Ma (Henry y Fredrikson, 1972) y otros afloramientos más pequeños hacia el oriente. Las rocas volcánicas están representadas por andesita de la Formación San Blas (De Cserna y Kent, 1961), las que probablemente se correlacionen con el Complejo Volcánico Inferior (McDowell y Clabaugh, 1979), y cubriendo estas rocas se encuentran las rocas volcánicas ácidas del Supergrupo Volcánico Superior (McDowell y Clabaugh, 1979) de la Sierra Madre Occidental. Las rocas más jóvenes expuestas consisten en sedimentos clásticos continentales de las Formaciones Maune y Tesila (De Cserna y Kent, 1961), así como derrames de basalto en la región de Choix. Breve descripción de la tectónica El norte de Sinaloa y el sur de Sonora presentan una historia tectónica compleja, la que aún no ha sido totalmente entendida. Básicamente, se trata de una serie de acreciones de diversos terrenos con polaridad hacia el norte sobre el cratón de América del Norte, desde el Paleozoico hasta el Cretácico Tardío. La edad de las primeras acreciones se ha deducido con base en el estudio de zircones heredados en las secuencias de cuarcitas y la presencia de graptolitos en San José de Gracia, Sinaloa (Poole et al., 2010). El proceso se inició en el Ordovícico Medio a Tardío, cuando se acrecionan terrenos de Gondwana sudamericana (terreno San José de Gracia, con fuentes de edad Mesoproterozoica, ~1,400 Ma, a Paleoproterozoica, ~1,8001,900 Ma) y rocas peri-Gondwana (cuenca del Río Fuerte, con fuentes de edades 1,390-2,990 Instituto de Geología, UNAM Simposio Dr. Zoltan de Cserna Libro de resúmenes Roldán-Quintana et al. La geología del norte de Sinaloa a la luz de nuevos datos 87 Ma). Esta deformación ha producido varias foliaciones y metamorfismo en facies de esquisto verde en las rocas paleozoicas del área de El Fuerte. Durante el Mesozoico, en el Triásico Tardío-Jurásico, una secuencia de rift oceánico y rocas ígneas de ambiente continental fueron acrecionadas al cratón América del Norte. Este evento ha sido atribuido a la orogenia Nevadiana (Mullan, 1978; Vega-Granillo et al., 2010). Una alternativa para explicar la presencia en el norte de Sinaloa de rocas con un alto grado de metamorfismo, es la formación de un metamorphic core complex, que elevó a la superficie a estas rocas durante el Terciario (Keppie et al., 2006). En el Cretácico, las rocas marinas someras y continentales, así como una secuencia ofiolítica, fueron cabalgadas hacia el norte en el terreno Guerrero (Roldán-Quintana et al., 1993). Finalmente, en el Cenozoico predomina la tectónica extensiva del evento Sierras y Cuencas formando la topografía actual. Referencias bibliográficas Anderson, T.H., y Schmidt, V.A., 1983, The evolution of Middle America and the Gulf of Mexico-Caribbean Sea region during Mesozoic times: Geological Society of America Bulletin, v. 94, p. 941-966. 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