Imagen satelital en falso color de la Sierra Madre Oriental, en una región limítrofe entre Coahuila y Nuevo León, tomada por el Landsat 7 Enhanced

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Imagen satelital en falso color de la Sierra Madre Oriental, en una región limítrofe entre Coahuila y Nuevo León, tomada por el Landsat 7 Enhanced Thematic Mapper Plus (ETM+) el 28 de noviembre de 1999. Fuente: USGS EROS Data Center Satellite Systems Branch.

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José Jorge Aranda-Gómez* Hace cuatro décadas, Zoltan de Cserna (1969) publicó un articulo breve con el enigmático título The “Alpine Basin and Range Province” of north Central Chihuahua. En esa contribu-ción, de Cserna resaltó un problema importante que aún permanece parcialmente sin resolver y que puede hacerse extensivo a otras regiones del centro y norte de México. El problema puede resumirse de la siguiente manera: la expresión fisiográfica característica de la Provin-cia Tectónica de Cuencas y Sierras de Norteamérica —sierras alargadas dispuestas en forma paralela y separadas por valles amplios— refleja: (1) la presencia de “montañas de bloque” (block mountains) limitadas por fallas normales cenozoicas; o (2) que puede ser producto de la alternancia de pliegues laramídicos, correspondiendo las sierras a los anticlinales o anticli-norios y los valles a los sinclinales o sinclianticli-norios parcialmente enmascarados por sedimentos continentales; o bien (3) una combinación de las dos primeras opciones.

En el transcurso de nuestra investigación en el centro y norte de México, hemos tratado de resolver el problema a escala local en las cercanías a campos volcánicos de intra-placa y/o de pliegues desarrollados en rocas volcánicas terciarias. Ejemplos relevantes que discutiremos son los de las sierras Cuesta El Infierno y Los Palmares (Chihuahua) y los cam-pos volcánicos de Camargo (Chihuahua) y Ventura (San Luis Potosí). En todas estas áreas, quedan claras las disyuntivas planteadas por De Cserna (op. cit.). Nuestras conclusiones de que en todas esas áreas existen fallas normales que limitan a las sierras compuestas por rocas sedimentarias mesozoicas sólo pudieron inferirse a partir de la extrapolación de información derivada de rocas volcánicas cercanas o que sobreyacen a los sedimentos marinos deforma-dos, o a datos indirectos como los de magnetometría aérea.

Las sierras Cuesta El Infierno y Los Palmares forman un solo rasgo orográfico com-puesto por rocas volcánicas del Eoceno tardío y Oligoceno temprano (45 – 33 Ma; Ovie-do-Padrón et al., 2010). Como un todo, este rasgo orográfico tiene un rumbo NNW en el norte y cambia abruptamente a una dirección WNW en el sur, imitando lo que sucede en rocas mesozoicas plegadas y cabalgadas en otro conjunto orográfico paralelo formado por las sierras El Morrión (NNW) y La Gloria (WSW), que rodea la porción sudoccidental del Levantamiento de Plomosas. El extremo septentrional de la sierra Cuesta El Infierno es un sinclinal que buza al SSE y que cambia a un monoclinal con capas inclinadas al SSW en su extremo meridional. La sierra Los Palmares está compuesta por una sucesión sub-horizontal dominada por derrames de lava andesítica que yace discordantemente sobre el monoclinal. *Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Juriquilla, Querétaro. E-mail: jjag@servidor.unam.mx

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Al SE de la sierra Los Palmares, en un área conocida como Cuesta el Rincón del Nieto, las rocas volcánicas terciarias forman una antiforma producto de basculamientos asociados a un arreglo de dos fallas normales antitéticas lístricas. La asociación cercana en el tiempo y es-pacio entre las rocas volcánicas y los elementos estructurales, como pliegues abiertos, fallas normales y fallas oblicuas (componente normal > componente lateral), nos hacen suponer que el sinclinal de la sierra Cuesta El Infierno se originó por plegamiento asociado a procesos de extensión (e. g., Janecke et al., 1998). Tomando en cuenta que en la vecindad inmediata del sinclinal buzante no es evidente una falla normal mayor, creemos que la estructura es un pliegue por doblez de falla (fault bend fold) asociado a la reactivación e inversión del sentido de desplazamiento de la cabalgadura Solís (Hennings, 1994), fenómeno que sucedió durante un pulso de extensión en el Paleógeno (Oviedo-Padrón et al., op. cit.). Es notable que en los frentes de montaña de las sierras El Morrión y Gómez, ubicadas inmediatamente al oriente y occidente del extremo septentrional del sinclinal de la sierra Cuesta El Infierno, respectiva-mente, en donde sólo afloran sedimentos mesozoicos plegados, algunos autores cartografían fallas normales (Hennings, 1994; Hernández-Noriega et al., 2000; Oviedo-Padrón et al., op.

cit) y otros no (Hernández-Noriega y García-Peralta, 2005), posiblemente debido a que los

rumbos de los pliegues y cabalgaduras laramídicas y de las fallas normales son paralelos, que es el fenómeno al que hizo alusión de Cserna en 1969.

El campo volcánico de Camargo está ubicado en la parte sudoriental de Chihuahua, cerca del límite con Coahuila. A diferencia de la mayoría de los campos volcánicos de intra-placa, en Camargo existe un área extensa (∼3,000 km2) cubierta de manera continua por

de-rrames de rocas volcánicas máficas del Plioceno-Cuaternario (4.9-0.09 Ma; Aranda-Gómez

et al., 2003) y cerca de 300 volcanes monogenéticos. Un rasgo estructural notable en el

cam-po de Camargo es que está cruzado cam-por un graben complejo con dirección NNW. El graben, como tal, sólo se presenta dentro del campo, mientras que en las inmediaciones (sierras Agua de Mayo y San Francisco), sólo se observan fallas normales aisladas que bordean las sierras (front range faults). Creemos que el graben es una zona de acomodo entre fallas normales inclinadas al oeste en la región septentrional (sierra Agua de Mayo) y fallas normales incli-nadas al oriente, en la parte meridional (sierra San Francisco). La edad de las fallas normales (4.7-2.1 Ma) en el graben de Camargo pudo establecerse con gran precisión, gracias a que el vulcanismo y el fallamiento coincidieron en tiempo y espacio. Las diferencias observadas en la cantidad de rechazo vertical (throw) mínimo en las fallas maestras del graben puede esti-marse con base en la altura de los escarpes topográficos en el área cubierta por derrames de lava. Las fallas de frente de montaña de las sierras Aguachile y San Francisco se prolongan dentro del campo, pero ahí tienen un rechazo vertical notablemente menor que en las rocas volcánicas del Terciario de la sierra Agua de Mayo o en las rocas sedimentarias mesozoicas de la sierra San Francisco. Por tanto, se concluye que la extensión y actividad de las fallas normales en la región posiblemente hayan tenido una historia prolongada, y que el último pulso significativo de deformación sucediera en el Plioceno-Pleistoceno, posiblemente reac-tivando las fallas de frente de montaña de las sierras Agua de Mayo y San Francisco. Los rechazos mínimos estimados en las sierras Agua de Mayo y San Francisco son cercanos a los

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400 m, mientras que en las fallas adyacentes en el campo volcánico son tan solo del orden de 70 m. A una escala regional, el campo volcánico de Camargo se ubica muy cerca del Bolsón de Mapimí, una cuenca amplia rodeada por las sierras Mojada, El Diablo y San Francisco, formadas todas por rocas calcáreas mesozoicas. Los frentes de montaña de estas sierras son relativamente rectos (poco sinuosos) y tienen asociados abanicos aluviales activos, lo que sugiere que hubo desplazamiento reciente en sus fallas (Bartolino, 1992), posiblemente con-temporáneo a las fallas del graben de Camargo. La edad del último pulso de extensión, así como su desplazamiento relativo y la tasa de deformación correspondiente al Plioceno-Pleis-toceno, serían imposibles de precisar si las fallas no afectaran a las rocas volcánicas alcalinas del campo volcánico de Camargo.

El campo volcánico de Ventura está en la Mesa Central, a unas decenas de kilómetros al noreste de la ciudad de San Luis Potosí. A diferencia del área de Camargo, este campo volcánico está formado por un número relativamente pequeño (∼20) de volcanes monogené-ticos, conos de escoria y maars (4), y derrames de lava poco extensos. Las manifestaciones volcánicas del Cuaternario están distribuidas en un área de aproximadamente 800 km2 y se

estima que sus productos sólo cubran un área considerablemente menor al 5% del total de la misma. En el campo volcánico de Ventura, los rasgos estructurales dominantes son los anticlinorios de las sierras de Arista, El Coro y Álvarez. En esa región, la relación entre la ubicación del campo volcánico y/o los volcanes con fallas normales regionales dista mucho de ser evidente, como lo es en Camargo, aunque a nivel regional es aparente que los volcanes forman tres alineamientos separados, todos con dirección ∼N20W (López-Loera y Aranda-Gómez, 2006), que es muy cercana al rumbo de los planos axiales en las estructuras laramí-dicas del área (Aranda-Gómez et al., 2000). Por su cercanía relativa con los grábenes de Villa de Reyes y San Luis Potosí (Tristán-González, 1986), y la intersección de estas estructuras con el sistema de fallas normales San Luis-Tepehuanes (Nieto-Samaniego et al., 2006) y por la composición química de sus productos (marcadamente alcalina), se ha asociado de una manera general al campo volcánico de Ventura con una o más de estas estructuras extensio-nales (e. g., Aranda-Gómez et al., 1993; López-Loera y Aranda-Gómez, 2006).

Los frentes occidentales de las sierras El Coro y Villa Arista, formadas por sedimen-tos marinos mesozoicos plegados durante la orogenia Laramide, son notablemente sinuosos y en su cartografía original no fueron considerados como controlados por fallas normales (e. g., Labarthe-Hernández et al., 1982). Posteriormente, Tristán-González (1986) infirió la presencia de fallas normales que varían en rumbo de NNW a NNE y se ha hecho referencia al valle ubicado al occidente de ellas como graben de San Luis Potosí, de Arista (Nieto-Sa-maniego et al., 2005) o prolongación de Villa de Reyes (Tristán-González et al., 2008).

La magnetometría aérea muestra que en la región en donde se encuentra el princi-pal alineamiento de volcanes de Ventura hay dos dominios aeromagnéticos contrastantes. Uno, ubicado al occidente de los volcanes cuaternarios, corresponde a un área en donde los afloramientos son principalmente rocas volcánicas terciarias y áreas extensas cubiertas por aluvión. El otro, situado al oriente, coincide con afloramientos de sedimentos marinos

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zoicos y aluvión. El contacto entre los dominios es notablemente recto —aunque presenta un cambio de rumbo abrupto de NNE a N20W— y coincide con la ubicación del cluster alar-gado de volcanes cuaternarios y con el frente sinuoso de las sierras. Creemos que ese límite puede reflejar la presencia de fallas normales post-oligocénicas que, al parecer, no han tenido actividad reciente, a juzgar por la sinuosidad marcada de los frentes de montaña.

Las disyuntivas resaltadas por De Cserna (1969) siguen siendo válidas, así como la solución que sugiere para resolverlas: se requiere de trabajo de campo intenso y de la presen-cia de cuerpos de roca volcánica cercana para establecer con un cierto grado de certidumbre si la región con topografía de cuencas y sierras ha sido extendida o no, y cuándo y cuántos pulsos de deformación han sucedido en cada área.

agRadeCimienTos

Las investigaciones relacionadas con los ejemplos discutidos en este trabajo fueron financia-das en parte por CONACYT, a través de los proyectos 47071 y 129550.

RefeRenCiasbibliogRáfiCas

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Centeno-García, Elena* En el año de 1970, el Dr. Zoltan de Cserna presentó un trabajo en el simposio denominado “The geologic framework of the Chihuahua tectonic belt—A symposium in honor of Ronald K. Deford, held in Midland on November 4-6, 1970”, y que fue impreso por la West Texas Geological Society. El título del trabajo es Mesozoic sedimentation, magmatic activity and

deformation in northern Mexico. En dicho trabajo, el Dr. de Cserna hace una revisión, con

base en los conceptos tectónicos vigentes para ese tiempo, sobre la evolución tectónica de la parte centro-septentrional del país. Las observaciones que puntualiza en dicha publicación sobre la evolución del Triásico-Jurásico Tardío sirvieron de base para el trabajo que la autora de este resumen ha venido desarrollando desde los años noventa del siglo pasado. En el tra-bajo mencionado, De Cserna (1970) describe las diferencias litológicas entre el Triásico de Sonora y el Triásico de Zacatecas, y resalta que la composición litológica de la Formación Zacatecas, constituida por esquistos verdes, es indicadora de un ambiente de eugeosinclinal, y que estas rocas están en contacto directo sobre rocas del continente, sin la presencia de facies de miogeosinclinal (plataformas calcáreas).

En ese artículo, el Dr. de Cserna expresa su inquietud por la posición que guardan las rocas de la Formación Zacatecas, e intuye que representen probablemente un alóctono con respecto a las rocas del continente y que constituyan la placa superior de una cabalgadura. Tomando en cuenta el contexto regional, el Dr. de Cserna llega a la conclusión de que cabal-gamientos de gran escala, con una vergencia del oeste hacia el este, debieron ocurrir después del Triásico Tardío y antes del Jurásico Tardío, que emplazaron las rocas triásicas sobre el cratón y ocasionaron la deformación observada en las rocas de la Formación Zacatecas. De-nominó a este evento de deformación como “Cabalgamiento Zacatecas” del Ciclo Geotec-tónico Mexicano y, de alguna manera, lo liga con la evolución magmática del occidente de México. Por último, considera que no debiera equipararse este evento con la Orogenia

Neva-diana, ya que esta última es más joven que el evento de deformación observado en México.

Para resolver el problema del origen, tanto del depósito como de la deformación de la Formación Zacatecas, realicé trabajo de campo en colaboración con otros colegas, no sólo en dicha formación, sino también en otras localidades con rocas similares. Parte del trabajo se llevó a cabo en forma de tesis de maestría y doctorado bajo mi asesoría, e incluyó las lo-calidades de Arteaga, Michoacán; la ciudad de Zacatecas, Pico de Teyra y Peñón Blanco, en Zacatecas; y Tolimán, Querétaro. Dichas unidades se describen brevemente a continuación. *Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D. F. E-mail: centeno@servidor.unam.mx

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Centeno-GArCíA sIGnIfICadoteCtónICodeleventodedeforMaCIónjurásICoenelCentrode MéxICo 29 foRmaCión ZaCaTeCas

Los afloramientos de la Formación Zacatecas, en el Arroyo del Ahogado, en la ciudad de Zacatecas, han sido motivo de debate por muchos años, por lo cual existen publicaciones con diversas interpretaciones (Ranson et al., 1982; Monod y Calvet, 1991). Dicha formación está constituida por una alternancia de lutita y arenisca cuarcítica, con bloques de lavas almoha-dilladas. Otras rocas que habían sido consideradas como parte de la Formación Zacatecas han sido fechadas como cretácicas, e incluyen tobas, conglomerados volcánicos, calizas y volcaniclásticos marinos alternados con lavas almohadilladas. La porción del afloramiento perteneciente a la Formación Zacatecas contiene lavas almohadilladas con una afinidad de piso oceánico (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). Las turbiditas siliciclásticas presentan afinidades continentales y sus circones detríticos las ligan a las otras localidades menciona-das, por procedencia similar. Presenta fósiles del Triásico Tardío. En cuanto a la deforma-ción, presenta estructuras superimpuestas de dos fases de deformadeforma-ción, por cabalgamiento y una fase más joven de plegamiento.

foRmaCión TaRay

La Formación Taray aflora en la región de Pico de Teyra, en el norte del Estado de Zacate-cas. Está formada por turbiditas siliciclásticas (alternancia de lutitas y areniscas) que forman una matriz sedimentaria con bloques de diversas composiciones; entre éstos, los de mayor tamaño están constituidos por pedernal, y le siguen en tamaño bloques de rocas ultramáficas serpentinizadas, lavas almohadilladas y calizas marmorizadas (Díaz-Salgado et al., 2003). Las turbiditas contienen fósiles triásicos y presentan estructuras primarias que sugieren un depósito en condiciones de abanico submarino con una procedencia continental (Silva et

al., 2000). Los bloques de lavas almohadilladas tienen afinidades geoquímicas de MORB

y los pedernales contienen conodontos, lo cual sugiere ambientes oceánicos profundos para su formación. Esta unidad está cubierta discordantemente por conglomerados y depósitos volcánicos de las unidades descritas como Caopas y Rodeo. Presenta también dos fases de deformación intensa: la más antigua dio lugar a una textura de bloques en matriz, y la segun-da corresponde a pliegues y cabalgaduras que afectan también a la cobertura.

foRmaCión la ballena

En la sierra del Peñón Blanco, entre los estados de Zacatecas y San Luis Potosí, afloran rocas que han sido consideradas como parte de la Formación Zacatecas por diversos autores, pero que Centeno-García y Silva-Romo (1997) separan en otra unidad, por no contener las rocas ígneas y presentar diferencias en los estilos e intensidad de la deformación. Esta unidad está formada exclusivamente por turbiditas siliciclásticas, en una sucesión monótona de capas de lutita y arenisca alternadas. Contiene fósiles del Triásico Tardío. Aunque está intensamente

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deformada, no presenta las estructuras de bloques en matriz observadas en las Formaciones Zacatecas y Taray; está cubierta discordantemente por capas rojas volcaniclásticas del Jurá-sico Medio-Superior.

Complejo el ChilaR

Ubicado en la región de Peña de Bernal-Tolimán, Querétaro, las rocas que constituyen al Complejo El Chilar fueron originalmente agrupadas por Carrillo-Martínez (2000) como par-te de la Formación San Juan de la Rosa del Jurásico Superior. Sin embargo, la cartografía detallada llevada a cabo por Dávila-Alcocer en los últimos años ha demostrado que exis-ten dos unidades en la zona, separadas por una discordancia mayor que marca un evento de deformación importante (Dávila-Alcocer et al., 2009). Se renombró la unidad inferior como Complejo El Chilar (Dávila-Alcocer et al., 2009), formada por un grueso paquete de turbiditas siliciclásticas que ha sufrido una deformación intensa, lo que impide conocer su estratigrafía original, y que imprimió a la roca una textura de bloques en matriz. Las turbidi-tas están constituidas por una alternancia de lutiturbidi-tas y areniscas ricas en cuarzo, con escasos lentes de conglomerado que representan rellenos de canal. La unidad contiene un conjunto de bloques exóticos, emplazados en una importante zona de cizalla, que varían de tamaño desde aproximadamente 500 m hasta centímetros. Dichos bloques están constituidos por pedernal deformado, que contiene diques de rocas máficas. La afinidad de los diques sugiere magmas oceánicos (OIB) y los pedernales contienen radiolarios (Alcocer et al., 2009; Dávila-Alcocer et al., sometido). Los circones detríticos recuperados de las areniscas presentan las mismas poblaciones que las otras unidades descritas en el presente resumen. Nuevamente, esta unidad presenta estructuras originadas por al menos dos fases de deformación compresi-va con un importante acortamiento.

Complejo aRTeaga

Esta unidad aflora en la región de la costa michoacana, en los alrededores del poblado de Tumbiscatío, al norte del poblado de Arteaga. El Complejo Arteaga está formado, al igual que las otras unidades descritas, por kilómetros cúbicos de turbiditas siliciclásticas (luti-tas y areniscas ricas en cuarzo), intensamente deformadas y cizalladas, con estructuras de bloque en matriz, con zonas menos deformadas, donde se aprecia estructuras primarias que permitieron su identificación. Además, contiene algunos estratos de lutitas y areniscas volcaniclásticas y algunos horizontes de pedernal. Contiene bloques de gabros bandeados, lavas almohadilladas, pedernal, caliza y lavas basálticas masivas. La geoquímica de las ro-cas básiro-cas indica un origen intraoceánico. Sus facies metamórfiro-cas varían desde esquistos verdes hasta anfibolita, con zonas entre escamas tectónicas sin metamorfismo. Contiene radiolarios del Triásico Tardío y es cortado por granitos del Jurásico Superior, además de estar cubierto discordantemente por las unidades volcánicas y sedimentarias del Cretácico.

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Al igual que las otras unidades, presenta estructuras asociadas a por lo menos dos fases de deformación.

Con base en el trabajo de campo y toda la información geoquímica, petrológica y estructural, se puede afirmar que el Dr. de Cserna estaba en lo correcto con respecto a que existió un evento tectónico importante, que implicó aloctonías significativas, durante el final del Triásico y el principio del Jurásico. Las características estructurales de las unidades des-critas indican que todas ellas fueron depósitos de un gran abanico submarino (Abanico Po-tosino) que se extendió de la margen continental hasta cubrir una porción del piso oceánico. Fuera de la Formación La Ballena, ubicada en Peñón Blanco, las demás fueron deformadas y mezcladas tectónicamente con fragmentos de la corteza oceánica en una zona de subducción, o, en otras palabras, dichas unidades representan mélanges y rocas deformadas que consti-tuyeron un grueso prisma de acreción en algún momento al inicio del Jurásico. Las rocas de la Formación La Ballena, junto con otras unidades similares que han sido reconocidas en otras localidades del norte del país, principalmente en el estado de San Luis Potosí, y que han sido descritas por Rafael Barboza–Gudiño y sus colaboradores en múltiples publicaciones, aparentemente sufrieron la misma deformación pero, a diferencia del prisma, se encontraban sobre la margen continental, razón por la cual no contienen bloques exóticos. Aún no se ha determinado la vergencia de la subducción para la época; aparentemente, no hay evidencias de volcanismo de arco contemporáneo en el continente, por lo cual se infiere que el arco se encontrara en el occidente (arco intraoceánico) y que colisionara hacia el continente en el Jurásico Temprano. Relictos de este arco hipotético pudieran estar representados por la For-mación San Hipólito en las costas de Baja California.

RefeRenCiasbibliogRáfiCas

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Centeno-GArCíA sIGnIfICadoteCtónICodeleventodedeforMaCIónjurásICoenelCentrode MéxICo 32

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Eguiluz de Antuñano, Samuel* Este trabajo se dedica al Dr. Zoltan de Cserna por sus contribuciones a la investigación geológica de México, facilitando al suscrito el conocimiento de este país.

Resumen

Este trabajo muestra las características estratigráficas y los ambientes de depósito de las fa-cies continentales de la Formación Nazas y su paso transicional hacia condiciones litorales y marinas de la Formación La Gloria. Estas unidades estratigráficas tienen total aloctonía y es-tán situadas en el flanco nororiental de un pliegue orientado NW-SE, que se encuentra en una zona da alta deformación de cobertura (thin skin) de posible edad de deformación Laramide, en la terminación NW del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental. Palabras clave: Formación Nazas, deformación estructural, Durango, México.

absTRaCT

This paper shows the stratigraphy and depositional environments of the continental facies of the Nazas Formation, and its transitional facies towards coastal and marine conditions of the La Gloria Formation. These stratigraphic units have full structural detachment, and crop out in the northeastern limb of a NW-SE oriented fold, which is located in a region of thin skin deformation, of probable Laramide age of deformation in the NW end of the Fold-and-Thrust Belt of the Sierra Madre Oriental.

Key words: Nazas Formation, structural deformation, Durango, Mexico.

inTRoduCCión

La Sierra de Atotonilco se encuentra ubicada en las coordenadas geográficas 26°05’ a 26°10’ N y 104°35’ a 104°40’ W, en la zona limítrofe entre los estados de Durango y Chihuahua, a 150 km al noroeste de la ciudad de Torreón, Coahuila (Figura 1).

La Sierra de Atotonilco forma parte de las estructuras que se localizan en la termina-ción noroccidental del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental, en *Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 D. F. E-mail: vinculacion@geologia.unam.mx

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el sector denominado San Pedro el Gallo (Eguiluz et al., 2000) y se encuentra en el límite de los terrenos Oaxaquia y Central o Parral (Centeno et al., 2008). La estratigrafía de esta sierra fue descrita en un resumen (Eguiluz-de Antuñano, 1997) que surgió de informes inéditos de Petróleos Mexicanos (Eguiluz-de Antuñano, 1976). La región ha sido descrita en la literatura geológica por Eguiluz-de Antuñano y Campa (1982), Araujo et al. (1986), Eguiluz-de Antu-ñano (1989) y Aranda-García (1991).

La estratigrafía regional fue inicialmente descrita por Burckhardt (1930) en el área del poblado de San Pedro el Gallo, Durango. Ese autor consideró una edad del Dogger para las capas rojas más antiguas, cubiertas por una sucesión de areniscas de cuarzo y en su cima carbonatos con Nerinea sp., asignadas al Oxfordiano inferior. Esta última, a su vez, está cu-bierta por capas de arenisca con Perisphinctes ellizabetiformis, entre otros géneros, que dan a los estratos una edad del Oxfordiano tardío. Pantoja-Alor (1963) refirió esta sucesión de estratos, de la base a la cima, a las Formaciones Nazas y La Gloria, y a las capas con amo-nites como Formación La Casita. Estas tres unidades estratigráficas subyacen a un espesor potente de estratos marinos del Cretácico Inferior y Cretácico Superior. La Formación Nazas fue definida por Pantoja-Alor (1972) para designar capas sedimentarias y volcánicas de am-biente continental, obteniendo por el método Larsen una edad isotópica de 230±20 Ma para una ignimbrita (Triásico Tardío). Bartolini (1997), por el método 40Ar/39Ar, obtuvo una edad

absoluta de 195.3 ± 5.5 que apoya la idea de que la Formación Nazas sea más joven. La For-mación Nazas no posee metamorfismo y en la sierra de San Julián, Zacatecas, descansa sobre esquistos (Blickwede, 1981, 2001), mientras que en el área de Santa María del Oro, Durango,

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sobreyace a esquistos de edad cuestionable (Main, 1950) y a sedimentos del Jurásico Inferior (Aranda-García et al., 1988).

La Formación La Gloria fue definida por Imlay (1937) en la Sierra de Parras, Coahui-la, para nombrar a una sucesión potente de areniscas que regionalmente sobreyacen a capas rojas (Formación Nazas) y subyacen a la Formación La Casita; esta última posee un conteni-do fósil que indica una edad del Kimmeridgiano y Tithoniano.

desCRipCiónesTRaTigRáfiCa

La sección estratigráfica de la sierra de Atotonilco (Figura 2) fue descrita por Eguiluz de Antuñano (1989) a partir de reportes inéditos de Petróleos Mexicanos (Eguiluz-de Antuñano, 1976). La localidad se ubica a 2 km al oeste del rancho Bella Vista, Durango, y consiste en cinco miembros:

Figura 2. Sección estratigráfica de las Formaciones Nazas y La Gloria en la Sierra de Atotonilco. Descripciones en el texto.

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El miembro inferior (A) tiene 128 m de espesor formados por arkosa de grano fino a grano medio, de color rojo oscuro producido por óxidos de hierro (hematita), en estratos de espesor rítmico que varía de 5 a 20 cm. La estratificación paralela es la estructura sedimenta-ria más común y posee algunas capas de derrames de lava compuestas por cuarzo, feldespato y minerales de hierro.

El miembro B tiene 43 m de espesor; está compuesto por limolita y arkosa de grano fino a medio constituida por cuarzo, plagioclasa sódica, muscovita y fragmentos líticos vol-cánicos, todo cementado por sílice. Los estratos tienen de 5 a 10 cm de espesor, con estratifi-cación laminar, agrupados en cuerpos de 5 a 10 m de espesor que forman ciclos en los que el grano grueso predomina en la base y el grano fino hacia la cima. El característico color rojizo se debe a minerales férricos. Unas formas cónicas, que son características de esta unidad, se considera que sean raíces de plantas.

El miembro C tiene 104 m de espesor; está compuesto de una litología heterogénea formada por arkosa de grano medio cementada por sílice, en estratos de 30 a 40 cm de espe-sor, interrumpidos por capas de conglomerado compuesto por clastos volcánicos, de esquisto y de arenisca retrabajada, alojados en estructuras de corte y relleno de canales (Figura 3a). Este miembro se distingue por estar constituido por limolitas y capas volcánicas. Las rocas ígneas son andesitas o dacitas con fenocristales de plagioclasa en una matriz afanítica de color gris.

El miembro D tiene 87 m de espesor; está formado por arenisca de grano medio a grano grueso y contiene intercaladas capas de conglomerado y arenisca de grano fino, ambas de 20 a 35 cm de espesor. Es común la presencia de diastratificación de ángulo bajo, pero no es obvia a primera vista. Su color rojizo oscuro se debe a la oxidación del hierro. El rasgo principal de este miembro son los cambios de granulometría.

El miembro E tiene 58 m de espesor; está compuesto por cuarzoarenita blanca de gra-no grueso, interestratificada con arkosa de gragra-no figra-no y limolita. Los principales componen-tes son granos de cuarzo, feldespato sódico, muscovita y zircón, los cuales están cementados fuertemente por sílice, que les da alta dureza. Las capas varían de 15 a 39 cm de espesor y presentan diastratificación de ángulo medio a alto, con barrenos originados por organismos.

El miembro F está en la cima de la Formación Nazas y está compuesto por arkosa conglomerática, con fragmentos de arenisca, volcánicos y metamórficos fuertemente cemen-tados por sílice. La coloración rojiza se debe a hematita. No es obvia la diastratificación, pero está presente en estratos que varían de 5 a 15 cm de espesor.

El miembro G constituye la base de la Formación La Gloria, estando entre dos capas de conglomerado de espesor no mayor que 30 a 40 cm, de color blanquecino, con estructura de corte y relleno en su base. Los clastos del conglomerado son de arenisca cuarcítica, de 5 cm de diámetro, intercalados entre estratos de arenisca de cuarzo de grano seleccionado y bien redondeado. Las capas superiores tienen diastratificación muy constante y fácilmente

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observable, pero esta característica da la impresión errónea de estar en discordancia angular con el miembro F. El miembro G está compuesto por 225 m de espesor de una sucesión homogénea de capas de cuarzoarenita (Q93F5L2), de grano medio bien redondeado, de color blanquecino, con diastratificación de ángulo alto (Figura 3 b) y bien cementada por sílice. La cima de este miembro cambia a una arenisca con bioturbación abundante cementada paulati-namente a la cima por carbonato de calcio.

El miembro H es una sección incompleta de 52 m de espesor de caliza gris. Está com-puesta por grainstone oolítico, grapestone y carpetas de algas, fragmentos de corales y abun-dante Nerinea sp. Capas de wackestone bioclástico y dolomías con abunabun-dante barrenamiento indican en conjunto facies típicas de un ambiente de alta energía. Algunas capas delgadas de arenisca están presentes en la base de este miembro, pero desaparecen hacia la parte media y la cima. En general, los estratos varían de 30 a 80 cm de espesor.

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La base de la Formación Nazas se observa con falla subhorizontal en contacto con lutitas y areniscas de la Formación Indidura, con foraminíferos Heteroelix sp., Hedbergella amabilis,

H. planispira, Rotalipora sp. y Calciesphaerula sp., que confirman una edad del Cenomaniano

o más joven para un espesor delgado de esta unidad, la cual a su vez descansa concordante-mente sobre calizas wackestone de bioclastos, miliólidos y rudistas del Cretácico, asignada a la Formación “Aurora”, con la que la Formación Nazas también está en contacto tectónico.

El mapa geológico, la panorámica y el corte estructural (Figuras 4, 5 y 6) muestran una estructura compleja, orientada NW-SE, angosta y alargada, donde las capas se inclinan

Figura 4. Mapa geológico de la sierra de Atotonilco que muestra la total aloctonía de las Formaciones Nazas y La Gloria sobre las Formaciones “Aurora” e Indidura las que, a su vez, son sospechosas de aloctonía sobre rocas cretácicas indiferenciadas.

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al NE, formando el flanco de una estructura con recostamiento aparente al SW; sin embargo, la vergencia regional de las estructuras denota un transporte tectónico al NE (Eguiluz-de An-tuñano y Campa, 1982; Eguiluz, 1989; Aranda-García, 1991). La aloctonía de la Formación Nazas en esta estructura es irrefutable, alcanzando el acortamiento alrededor de 50% o más (Aranda-García, 1991; Eguiluz-de Antuñano et al., 2000). El contacto superior de la Forma-ción La Gloria está erosionado, la cual descansa, a su vez, sobre el plano subhorizontal de cabalgadura principal que es doblemente emergente al NE y al SW. En conjunto, las forma-ciones Nazas y La Gloria en el flanco NE de la Sierra de Atotonilco constituyen una isla es-tructural (klippe), con despegue en la base de la Formación Nazas y con un relieve eses-tructural de más de 4,000 m de diferencia respecto al basamento cortado por los pozos petroleros en el área, los cuales al oriente de la estructura de Atotonilco, después de cortar rocas del Albiano, no han encontrado en el subsuelo rocas más antiguas del Aptiano o del Jurásico Superior in

situ (Eguiluz-de Antuñano y Campa, 1982; Aranda-García, 1991; Araujo, 1986). La edad de

deformación de esta estructura se considera laramídica.

Figura 5. Vista panorámica hacia el NNE de la sierra de Atotonilco. Se observa el contraste de coloración de capas de carbonatos de la Formación “Aurora” y las capas rojizas y ocres de las Formaciones Nazas y La Glo-ria, respectivamente, en total aloctonía entre sí y con respecto a rocas del Cretácico indiferenciado. Al fondo se encuentra la sierra de San Felipe como un complejo estructural alóctono (Eguiluz-de Antuñano, 1989). La simbología se encuentra en la explicación del mapa geológico. Imagen tomada de Google Earth.

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disCusión

La sección estratigráfica de Atotonilco muestra para las Formaciones Nazas y La Gloria una transición de ambiente continental con magmatismo incluido, hacia facies marinas someras, que siguen el modelo de transgresión clásico de la Ley de Walther (1894), formado por fran-jas paralelas de facies de ambiente continental a facies marinas, donde cada subambiente se sobrepone a otro más antiguo, denotando una transgresión (Figura 7). El presente autor asu-me que las areniscas de grano fino, con minerales de oxidación ferrica, en estratos uniforasu-mes y paralelos del miembro A, fueran depositadas en ambiente de energía baja y asociada a un relieve relativamente plano, en un ambiente de planicie aluvial (Miail, 1978). La alteración del mineral férrico sugiere un clima húmedo.

El miembro B pudiera representar un sistema de río meándrico, donde se pueden alternar ciclos de barras laterales de acreción (point bar) y su paso a planicie de inunda-ción (floodplain), con energía variable, representados por los ciclos de contrastes litológicos (Allen, 1970). Las huellas de posibles raíces sugieren un clima húmedo y lagos locales.

El miembro C representa rejuvenecimiento de relieve marcado por flujos de lava e incisión de canales rellenos por conglomerados, los cuales denotan ciclos de energía alta. El retrabajo de clastos de arenisca, esquisto y volcánicos podría indicar movimiento asociado a un rift. No se ha reportado u observado basalto o diabasa en la Formación Nazas, solamente vulcanismo de composición intermedia: dacítico o andesítico. Sin ser concluyente, parece que los derrames de lava correspondan a rocas volcánicas en un rift y no poseen metamorfis-mo, como se observa en los esquistos de San Julián, Zacatecas (Blickwede, 1981, 2001 ) o espilitas de Zacatecas (Burckhardt y Scalia, 1905).

El miembro D tiene diastratificación e imbricación de clastos en canales, denotando corrientes dirigidas más desarrolladas y con más energía. El presente autor interpreta que estos depósitos pudieran corresponder a canales y barras (Cant y Walker, 1976) o meandros de ríos (Walker, 1984). Las limolitas con bioturbación y laminación paralela que subyacen a esta unidad D posiblemente fueron depositadas en un ambiente de baja energía o en facies de laguna o planicie de abandono o inundación.

Figura 6. Sección estructural de la Sierra de Atotonilco. La simbología se encuentra en la explicación del mapa geológico.

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El miembro F, compuesto por estratos de arenisca de cuarzo retrabajado y muy lim-pio, posiblemente derivado de dunas, pudiera compararse a depósito de canales de alta ener-gía en sistemas meándricos. No está presente un contacto de discordancia angular subaérea y el cambio de ambiente con la unidad superior es congruente con la transición dentro del sistema transgresivo (Brookfield, 1984).

La unidad G tiene areniscas de cuarzo bien seleccionadas de grano unimodal, con un ángulo de depósito alto, en conjunto con diastratificación, que se interpreta como depósitos de arenas eólicas. La cima del miembro está cementado por carbonato y perforado por bio-turbación y pudiera corresponder a una transición a ambiente de barra o a planicie de playa (strad plain) con su paso a una zona de intermarea (Reison, 1984).

La base del miembro H representa una transición de ambientes de playa e intermarea a ambientes de submarea en una plataforma de carbonatos, con grainstone con núcleos de grano de cuarzo, que indican el ingreso de terrígenos en una plataforma de rampa con car-bonatos con alta energía (Wilson, 1975). Hacia la cima del miembro H, hay wackestone de bioclastos y Nerinea sp., que denota condiciones más marinas, lagunares de plataforma, pero su contacto con la unidad superior está erosionado para observar facies de mayor profundi-dad presentes en otras localiprofundi-dades.

Figura 7. Modelo de depósito para la Formación Nazas y su transición hacia la Formación La Gloria, de acuerdo con la Ley de Walther (1894). Descripción en el texto.

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eGuiluzde AntuñAno estratIGrafíayaMbIentesdedepósItodela forMaCIón naZas, duranGo 42 ConClusiones

La Formación Nazas en la sierra de Atotonilco está compuesta por seis unidades estratigrá-ficas. Su coloración rojiza, estratificación paralela, estructuras de corte y relleno de canales, granodecrecencia, derrames de lava y ausencia de metamorfismo regional son sus rasgos distintivos.

El análisis de sus unidades revela variaciones de facies que gradúan desde continentales con actividad volcánica en la base, hasta litorales en la cima. La cima tiene facies de canales que son una zona de transición hacia la sobreyacente Formación La Gloria. La Formación La Gloria está compuesta por dos unidades; la inferior se interpreta como una zona de dunas que gradúa hacia la cima a una zona de playa y pasa a litoral de alta energía de una plataforma carbonata-da.

Las Formaciones Nazas y La Gloria, en conjunto, pertenecen a un ciclo transgresivo que inició con facies no marinas y graduó hacia facies marinas someras.

La posición estratigráfica debajo de estratos oxfordianos, la concordancia de parale-lismo entre los estratos de las Formacions Nazas y La Gloria, y la ausencia de metamorfismo regional de los lechos rojos en la Formación Nazas, son los rasgos geológicos que apoyan el considerar una edad del Jurásico Medio a la Formación Nazas.

Con apoyo en las relaciones estructurales y metamórficas, se considera que la Forma-ción Nazas sea más afín a un depósito de tipo rift, relacionado principalmente con la apertura del Golfo de México, que a un depósito de arco magmático continental, al que sí pueden pertenecer secuencias más antiguas que los lechos rojos descritos.

agRadeCimienTos

Se agradece a todas las personas que colaboraron en la revisión de este trabajo para mejorar lo aquí expuesto y a los organizadores de este merecido reconocimiento al Dr. Zoltan de Cserna por su desarrollo en pro de la geología de México.

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Fitz-Díaz, Elisa*,# y Tolson, Gustavo* El Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras Mexicano (CPCM) es el rasgo tectónico más promi-nente en el oriente de México, cuya expresión fisiográfica se manifiesta en la Sierra Madre Oriental. A escala continental, este rasgo parece ser la terminación hacia el sur del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de la Montañas Rocallosas (CPCMR). Este último rasgo, a su vez, constituye la zona externa o antepaís de un elemento tectónico mayor, el Orógeno Cor-dillerano (Coney, 1983; Campa, 1983). Es posible que el CPCM sea la continuación hacia el sur de los cinturones orogénicos Sevier o Laramide, los cuales son parte del antepaís del Orógeno Cordillerano al suroeste de los Estados Unidos (Armstrong, 1974; Allmendinger

et al., 1982; Brewer et al., 1982; Yonkee, 1992; Schmidt et al., 1993). Para poder analizar

dicha conexión, se llevó a cabo un análisis estructural detallado a lo largo de una sección transversal del CPCM en el centro de México, acompañado con análisis geocronológicos (fechamiento de illita por el método K-Ar) y termocronológicos (U-Th/He, en zircón). Las edades obtenidas pueden ser consultadas en la Figura 1.

En el centro de México, el CPCM presenta una deformación de tipo piel delgada; es decir, la cubierta sedimentaria acomodó cantidades considerables de acortamiento y ésta está despegada de su basamento cristalino. La comparación del estilo de deformación del CPCM en el centro de México con otras secciones con deformación de tipo piel delgada del CPCMR, en el norte de los EU y el sur de Canadá, nos permitió notar que el estilo de de-formación del CPCM difiere de lo observado en el CPCMR. Mientras que en el norte de las Montañas Rocallosas el acortamiento es acomodado dominantemente por cabalgaduras con una deformación mínima en el interior de las escamas tectónicas, en el CPCM la deformación es dominantemente acomodada por pliegues mesoscópicos que indican una distorsión inter-na considerable de las rocas involucradas en la deformación. Aunque en ambos cinturones la litología dominante es de secuencias sedimentarias carbonatadas, una de las razones para estas diferencias en estilo estructural son las variaciones de facies, tanto lateral como verti-calmente. La otra posiblemente se deba a variaciones en el ángulo de inclinación de la zona de despegue.

El estilo de deformación dominante del CPCM, de tipo piel delgada, es comparable con el que se observa en el Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras Sevier. Sin embargo, la edad de depósitos sinorogénicos en el área (e. g., Fm. Soyatal y Fm. Méndez) indican que la defor-*Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán,

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Figura 1. Sección geológica del Cinturón de Pliegues y Cabalga duras Mexicano en el centro de México, la cual se extiende de Peña de Bernal a Tamazun

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mación en el área estudiada ocurrió entre 90-65 Ma (Hernández-Jáuregui, 1997; López-Oliva

et al., 1998). Este rango de edad es un poco más joven que el acotado con depósitos similares

en el Cinturón de Pliegue y Calbalgaduras Sevier (Lawton y Trexler, 1991; DeCelles et al., 1995; DeCelles, 2004).

Las edades por el método K-Ar obtenidas en illita extraída de capas cizalladas de bentonita dieron edades de entre 84 y 77 Ma en un afloramiento y de entre 71- y 64 Ma en otro afloramiento de la sección estudiada. Por otro lado, la edades de enfriamiento (de entre 170 y 190°C) de zircones fechados por U-Th/He (Reiners, 2005) dan edades de entre 60 y 65 Ma en las dos localidades en el centro y oriente de la sección. En general, estas edades son consistentes con el rango de edad establecido a partir de la estratigrafía.

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Franco-Rubio, Miguel*,# y Oviedo, Angélica* At the closure of Mesozoic-sedimentary basins in Chihuahua, as a result of compression by subduction of the Farallon Plate under North American Plate, deformation of the Jurassic-Cretaceous stratigraphic sequence occurred in two different ways north and south of the Alamitos lineament (Figure 1).

*Ciencias de la Tierra, Facultad de Ingeniería, Universidad Autónoma de Chihuahua, Apdo. Postal 1528, Suc. C, Chihuahua, Chihuahua.

#E-mail: mfranco@uach.mx

Figure 1. Digital elevation model for the State of Chihuahua, where Sierra Fernando and other geographical features are located.

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Along the Chihuahua trough, north of the lineament, a thick stratigraphic section with 7,143 m (Franco-Rubio, 2007) was progressively deformed following the Hidalgoan orogeny. Jurassic evaporites of La Casita Formation acted as a detachment surface above which the se-quence was folded (Carciumaru and Ortega, 2008). The La Casita, Navarrete, Las Vigas, La Virgen, Cupido, La Peña, Coyame, Glen Rose, Walnut, Edwards, Kiamichi, Georgetown, Del Río, Buda, Ojinaga Inferior, Ojinaga Superior, San Carlos, and El Picacho Formations crop out in this sector. South of the Alamitos lineament in the Middle Basin (Cuenca Intermedia), a thin stratigraphic sequence with 2,878 m (Franco-Rubio, 2007) was folded above at least two different detachment surfaces. One of them consists of Lower Cretaceous evaporites of La Virgen Formation, as observed in Chorreras, Roque and Amargosa mountains (see Figure 1). In Sierra Fernando, a décollement is suggested below the Cretaceous strata, probably at a Jurassic shaly or evaporitic level. A thinner but similar sequence of northern Jurassic-Creta-ceous strata is observed south of the Alamitos lineament along the Middle Basin.

The Sierra Fernando is located south of the Alamitos lineament (see Figure 1), among the few outcrops that erosion uncovered beneath a thick and distinctive Cenozoic volcanic sequence. Six Cretaceous sedimentary units are exposed in Sierra Fernando. At the base, red beds of Las Vigas Formation exhibit primary structures of cross-bedding in the central portion of the unit (Figure 2). La Virgen Formation is composed of thin- to medium-bedded limestone with at least one visible horizon of evaporites. The Cupido Formation consists of medium- to thick-bedded limestone having high resistance to erosion, feature that enables it to form a high elevation prominence. La Peña Formation is composed of thin to lamellar lay-ers of marl, clay and argillaceous limestone. A distinctive horizon with Exogyra

quitmanen-sis and Gryphaea sp. is present near the top of the unit (Figure 3). The Coyame Formation, a

calcareous unit, is composed of medium- to thick-bedded limestone alternating with lamellar beds of marl and argillaceous limestone. Planktonic remains are ubiquitous through the entire unit, being most distinctive those of the Order Tintinnida. Finally, the Glen Rose Formation exhibits a massive to thick basal strata that characterize this unit everywhere.

Figure 2. Scouring channel as a primary sedimentary structure that indicates top and bottom of the Las Vigas Formation at Sierra Fernando in Chihuahua.

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Structurally, sedimentary units at Sierra Fernando form a recumbent fold with its ax-ial plane oriented N50°W and southwest vergence. Primary sedimentary structures indicate an inverted stratigraphic sequence (see Figure 2). Considering that most recumbent folds in Chihuahua are usually verging to the northeast, several interpretations arise to explain what caused the southwestward vergence in Sierra Fernando.

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