BOSQUEJO PALEOGEOGRÁFÍCO Y TECTÓNICO DEL SUR DE …

B O S Q U E J O PALEOGEOGRÁFÍCO Y T E C T Ó N I C O DEL SUR DE MEXICO DURANTE EL MESOZOICO

'JAVIER J. MENESES ROCHA, **MARIA EUGENIA MONROY AUDELO Y JUAN CARLOS GOMEZ CHAVARRIA

R E S U M E N

A principios del Mesozoico se crearon dos cuencas sedimentarias en el Sur de México; la Cuenca de Tlaxiaco al oriente, y la Cuenca de Guerrero-Morelos al occidente. El origen de la primera parece haber estado asociado a la evolución del Golfo de México; mientras que el origen de la segunda está relacionado a la subsidencia que se producía detrás de un arco magmàtico que existía a lo largo de la Costa del Pacífico. El espesor de la columna sedimentaria mesozoica en ambas cuencas es del orden de 6, ООО m, y en ella se observa que en algunos lugares existe una discordancia entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior, y otra entre el Cenomaniano y el Cretácico Superior.

En ambas cuencas se registran dos eventos tectónicos regionales. El más antiguo tuvo lugar a fines del Jurásico y principios del Cretácico. Este evento parece estar asociado al calentamiento, engrosamiento y enfriamiento de la corteza, como consecuencia de la expansión hacia el oriente del arco magmàtico del Jurásico. El evento tectónico más joven es correlacionable con la Orogenia Laramide y ocurrió entre el Paleoceno y el Eoceno Medio. Esta deformación dio lugar a fallas inversas de gran ángulo ("up-thrusts") y fallas de desplazamiento lateral izquierdo en la Cuenca de Tlaxiaco, y a plegamientos y fallas de desplazamiento a rumbo asociados a cizalla pura en la Cuenca de Guerrero-Morelos.

A B S T R A C T

At the beginning of the Mesozoic, two sedimentary basins were formed in Southern Mexico: the Tlaxiaco Basin in the east, and the Guerrero-Morelos Basin in the west. The origin of the first basin seems to be associated to the evolution of the Gulf of Mexico; whereas the origin of the second basin is related to subsidence produced behind a magmatic arc that existed along the Pacific Coast. In both basins, the thickness of the Mesozoic sedimentary column is about 6, ООО т. In this section there is an unconformity between the Upper Jurassic and Lower Cretaceous, and another one between the Cenomanian and the Upper Cretaceous.

The Tlaxiaco and Guerrero-Morelos Basins underwent two tectonic events. The older event took place at the end of the Jurassic and beginning of the Cretaceous. This event seems to be associated to heating, thickenning, and cooling of the crust, as a result of an eastward expantion of the Jurassic magmatic arc. The younger tectonic event is correlated with the Laramide Orogeny and took place between the Paleocene and Middle Eocene. This deformation produced upthrusts and left-lateral strike-slip faults in the Tlaxiaco Basin, and folding and strike-slip faulting associated to pure shear in the Guerrero-Morelos Basin.

* Pemex (PEP) Gerencia de Programación у Evaluación. México, D.F. * * Pemex (PEP) Región Sur. Gerencia de Exploración.

Su deceso fue en mayo de 1990.

BOL. AMGP, VOL. XLIV, NUM. 2, JULIO-DICIEMBRE, 1994, p. 18-45

BOSQUEJO PALEOGEOGRÁFÍCO Y TECTÓNICO DEL SUR DE MEXICO DURANTE EL MESOZOICO 19

INTRODUCCIÓN

El trabajo que aquí presentamos se basa en un proyecto de geología regional que realizamos para Pemex (Región Sur) entre los años de 1987 y 1988. Este proyecto tuvo como objetivo integrar los trabajos geológicos realizados, con el fin de elaborar mapas paleogeográficos que sirvieran como base para identificar áreas con potencial petrolero. El área de estudio cubrió una superficie aproximada de 85,300 km ^ que se distribuyen entre los Estados de Guerrero y Oaxa-ca (Fig. 1). Esta área tiene como límites al sur y occidente a la costa del Océano Pacífico; al norte, al paralelo 18°00' de latitud; y al oriente, una línea diagonal orientada al NW 20° que pasa por la Ciudad de Oaxaca. El límite septentrional se fijó siguiendo un criterio administrativo más que geológico, ya que el paralelo 18° 00' es eílímite entre la "Región Norte" y la "Región Sur" de Pemex.

dos primeras provincias constituyeron depocentros en los que se acumuló una secuencia sedimentaria que actualmente alcanza un espesor del orden de los 6,000 m. La historia geológica mesozoica de estos dos depocentros, conocidos como Cuenca de Tlaxiaco (CT) y Cuenca de Guerrero-Morelos (CGM) es, por lo tanto, la parte medular de este estudio. Por cuestiones administrativas, este estudio se concentró en la parte central y meridional de estas cuencas; pero no por esto dejamos de incluir información geológica clave de las partes septentrionales. Tal fue el caso de la información geológica obtenida por los pozos Ticumán 2 y Zoquia-pan 1, situados en la Región Norte de Pemex.

Anteriormente a este estudio, en Pemex (Región Sur) únicamente se habían elaborado planos paleogeográficos de determinadas regiones (e.g., González Alvarado, 1970; López Ticha, 1969); pero no se había intentado hacer planos paleogeográficos en que se integrara la información geológica del Mesozoico

Fig. 1.- Mapa de localización del área de estudio con pozos y principales localidades geográficas mencionadas en el texto.

De acuerdo con el mapa de "Provincias Geológicas de la República Mexicana" empleado por Pemex, el área de estudio forma parte de las provincias de Tlaxiaco, de Guerrero-Morelos, de la Sierra Madre del Sur y de Manzanillo. Durante el Mesozoico las

de las cuencas de Tlaxiaco y de Guerrero-Morelos. No obstante, sí existían estudios paleogeográficos de México en los que se observa la situación paleogeo-gráfica de estas cuencas (e.g. Erben, 1957; López Ramos, 1984; Salvador, 1987). Con respecto a estudios

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tectónicos regionales, recientemente Vélez (1990) publicó una interpretación tectónica de la Cuenca de Guerrero-Morelos. En lo referente a estratigrafía y geología económica petrolera, López Ticha (1988) publicó un estudio de la Cuenca de Tlaxiaco. En cuanto a trabajos geológicos regionales destacan entre otros los de Salas (1949)*, De Cserna (1965), Ortega-Gutiérrez (1981) y Campa y Coney (1983).

Este bosquejo paleogeográfíco y tectónico del Mesozoico del Sur de México, como su nombre lo indica, es un ensayo, un intento y, por lo tanto, de ninguna manera consideramos que el lema esté acabado. Es esencialmente un trabajo de interpretación geológica regional que se fundamenta en el trabajo de campo realizado por geólogos de Pemex; pero que refleja únicamente nuestro particular punto de vista. En una escala menor, pero no por ello menos importante, también se basa en estudios publicados por geólogos de otras instituciones; y en un reconocimiento de campo de la mayor parte de las localidades descritas.

Por su carácter regional y por el tipo de información existente, este trabajo tiene entre otras las siguientes limitaciones: 1. Los ambientes sedimentarios de cada una de las unidades litoestratigráfícas estudiadas se establecen a un nivel muy general. 2. Las unidades litoestratigráfícas terrígenas no tienen un estudio adecuado sobre su madurez textural y proveniencia. 3. Al no hacerse ninguna reconstrucción palinspásti-ca, los elementos tectónicos no se muestran en su lugar exacto. 4. La interpretación tectónica no es más que una hipótesis de trabajo que requiere, para su evaluación, de una verifícación completa de campo y de información sísmica del subsuelo.

A pesar de estas limitaciones, nosotros estamos seguros que, para fines de exploración j>etrolera, los mapas paleogeográficos que presentamos sí tienen una aplicación práctica, sobre todo si son empleados para elaborar mapas de "plays". Esta certeza y la esperanza de que este ensayo aumente el debate y la inquietud entre los interesados en la geología del Sur de México, es una justificación más que suficiente para haber elaborado este trabajo.

MARCO TECTÓNICO REGIONAL

Desde un punto de vista regional, el límite tectónico septentrional del área de estudio lo constituye el Eje Neovolcánico Transmexicano, el cual representa una franja de vulcanismo transcontinental calcoalca-lino relacionado genéticamente con la Trinchera de

Mesocimérica (Mooser, 1972a; Mooser, 1972b). Hacia el oriente, el área está limitada por la Falla Tomellín, la cual separa a un terreno con basamento formado de orto y paragneises del Precámbrico (Ortega-Gutiérrez, 1981), de un terreno constituido por rocas volcánicas y sedimentarias del Jurásico Superior-Cretácico Inferior, metamorfizadas a facies de esquistos verdes (Terreno Juárez; Campa y Coney, 1983). Hacia el sur el área tiene como límite tectónico a la Trinchera de Mesoamérica, en la cual la Placa de Cocos se subduce hacia el noreste por debajo de las placas de Noneamérica y del Caribe (.\uboin er ai., 1981) (Fig. 2).

C O M P L E J O

C U E N C A D E G U E R H t H O -M O R E L O S

COMPLEJO

C U E M C Û D £ TLAKLOCO [53

D D I Í P L E J O O W A O U E W D

C U E M C A D £ O A X A C A

PALEOZOICO H T B M O S F C O

R g . 2.- Marco tectónico regional del área de estudio. 1. Terreno Guerrero, 2. Terreno Xolapa, 3. Terreno Mixteco, 4. Terreno Oaxaca, 5. Terreno Juárez, 6. Terreno Maya, S M = Sierra Madre Oriental, CV = Cuenca de Veracruz, T M A = Trinchera de Mesoamérica, ENV = Eje Neovolcánico, f1 = Falla Ta-mazulapan, f2= Falla Tomellín.

Atendiendo a la edad y al tipo de basamento de la secuencia sedimentaria y volcánica que aflora en el área de estudio, ésta se puede dividir en tres regiones que de acuerdo al mapa de terrenos estratotectó-nicos de la República Mexicana de Campa y Coney (1983) corresponden a los siguientes terrenos: Xolapa, Mixteco, Oa.xaca y Guerrero.

El Terreno Xolapa fue definido por Campa y Coney (1983) como un complejo metamórfico-plutónico-migmatítico de probable edad mesozoica. El Terreno Mi.xteco fue descrito originalmente por Coney (1981) con el nombre de Acadán. Este terreno fue definido por ese mismo autor como un terreno' con rocas metamórficas paleozoicas cubiertas por depósitos continentales del Mesozoico Inferior, y por rocas sedimentarias marinas del Mesozoico Superior. El Terreno Oaxaca fue definido como un terreno con


basamento precámbrico cubierto por rocas sedimentarias marinas del Cámbrico-Ordovícico, Mississípi-co, Pensilvánico y Pérmico, por rocas sedimentarias continentales del Mesozoico Inferior, y por rocas sedimentarias marinas del Mesozoico Superior. El Terreno Guerrero fue descrito por Campa y Coney (1983) como un terreno formado por rocas mesozoicas sedimentarias y volcánicas submarinas, intrusio-nadas por plutones del Mesozoico Tardío.

Aún no existe un concenso respecto a la naturaleza y ubicación de los límites entre los terrenos mencionados (Fig. 2). Ortega-Gutiérrez (1984) propuso que al norte de Pochutla, Oaxaca, el límite entre el Terreno Oaxaca y el Terreno Xolapa lo constituye una franja de milonitas, cuyo arreglo estructural sugiere una falla inversa y lateral combinadas. Por otro lado, el límite entre el Terreno Xolapa y el Terreno Mixteco también se ha reportado como tectónico (Maldonado y Moreno, 1983); pero sin que exista un acuerdo con respecto a la polaridad del fallamiento inverso que lo constituye. Grajales eí ai. (1984) proponen que en la región de Reforma y Villa Nueva, Oax., el Terreno Mixteco se desliza sobre el Terreno Xolapa; mientras que en la misma región Zaldí-var y Morales (1985) opinan que es este último terreno el que cabalga al Terreno Mixteco. En apoyo a la primera propuesta, se tiene el estudio realizado por Salinas (1984), quien observó que al noreste de Ayutla, Oro., se encuentra una zona de milonitas, en la cual el Terreno Mixteco cabalga al Terreno Xolapa.

Con respecto al límite entre el Terreno Guerrero y el Terreno Mixteco, tampoco existe un acuerdo general con respecto a su naturaleza, ni aun en lo que concierne a su ubicación. Esto último es consecuencia de que no se sabe con certeza si las rocas metamórficas paleozoicas que conforman al Complejo Acadán (basamento del Terreno Mixteco) se encuentran por debajo de las rocas cretácicas que afloran hacia el occidente. Así podemos ver que Campa eí ai. (1981), al considerar el límite oriental aflorante de la secuencia volcano-sedimentaria, observaron que en la región de Chilacachapa-Teloloapan, dicho límite está marcado por una falla inversa, en la cual esta secuencia cabalga a las calizas cretácicas que supuestamente tienen como basamento al Complejo Acatlán. Por otro lado. Salinas (1984), al considerar el límite occidental aflorante del Complejo Acatlán, observó que en la cuenca del alto Río Balsas, el límite está marcado por una falla inversa, a través de la cual este complejo cabalga, ya sea a calizas del Cretácico Me

dio, o a rocas clásticas del Cretácico Inferior, que supuestamente tendrían como basamento a rocas cristalinas de composición y edad diferentes a las del Complejo Acatlán.

A diferencia de los límites entre los terrenos que se han mencionado, el límite entre el Terreno Mixteco y el Terreno Oaxaca parece estar mejor definido. Ortega-Gutiérrez (1978, 1981) reporta que al sur de Tehuacán, Pue., el límite está definido por una zona de rocas cataclásticas con rumbo norte-sur, cuya geometría sugiere un fallamiento inverso y lateral combinados. Más al sur, dentro del área de estudio, la traza de esta falla se alinea burdamente con la traza de la Falla Tamazulapan, que ha sido mapeada por geólogos de Petróleos Mexicanos con un rumbo N-NW a través de 100 kilómetros. Estos geólogos consideran que dicha falla debe constituir el límite entre los terrenos Mixteco y Oaxaca, debido a que separa dos regiones, que además de tener un basamento diferente, su historia geológica pre-cretácica es contrastante, como quedó demostrado en el Pozo Yucudá 1, en el que no se encontraron las rocas jurásicas que afloran al occidente de esta falla.

El línúte entre el Terreno Oaxaca y el Terreno Juárez debe corresponder, como lo sugieren Araujo (1981) y Lopez Ticha (1985, 1988), con la traza de la Fafla Tomellín, la cual es una gran falla que se extiende a través de 270 km, con un rumbo N-NW, separando una región occidental con basamento metamòrfico precámbrico, de una región oriental con basamento constituido por rocas volcánicas y sedimentarias del Jurásico Superior-Cretácico Inferior, metamorfizadas a facies de esquistos verdes (Terreno Juárez).

PALEOGEOGRAFÍA

La paleogeografía del Sur de México se bosquejará en once mapas (Figs. 5 a 15), la simbologia usada en estos mapas se explica en la figura 4 y las unidades litoestratigráficas del Mesozoico se ilustran en la figura 3.

T R I A S I C O TARDÍO (? ) -JURASIC0 T E M P R A N O

Pliensbaquiano. 230-193 Ma

La paleogeografía del Triásico Tardío (?)-Jurásico Temprano del Sur de México no es fácil de reconstruir y resulta muy especulativa, debido a lo restringido de los afloramientos y a la falta de precisión con respecto a su edad.

CUENCA DE GUERRERO-MORELOS

CUENCA DE TLAXIACO

CUENCA DE OAXACA

O o o <

o o co < Q:

O o (f) <

MAASTRICHTIANO

CAMPANIANO

SUR SANTONIANO M E X C A L A Y U C U N A M A Y U C U N A M A

CONIACIANO

TURONIANO CUAUTLA

MEDIO CENOMANIANO

ALBI ANO

TAMAULIPAS

INFERIOR M O R E L O S

A P U A N O < ^ XOCHICALCO < ^

TEPOSCOLULA Y E S O S

TLALTEPEXI

S A N ISIDRO

TITHONIANO

KIMMERIDGIANO

OXFORDIANO

METAVOLCANICAS Y

METASEDIMENTARIAS.

LUTITAS C A R B O N O S A S

ETAMORFIZADAS ,

CALLOVIANO LUTITAS CALC.CON AMONITAS

MEDIO BATHONIANO

BAJOCIANO

AALENIANO

TOARCIANO

INF. PLIENSBAQUIANO ROCAS CON AMONITAS

SINEMURIANO

HETTANGIANO

SUR NORIANO

CARNIANO

MEDIO LADINIANO

ANISIANO

INF SCYTHIANO

A L A C R Á N ^

S A B I N A L M A P A C H

CALIZA CHIMECO

TECOCOYUNCA

VESOS \ p C O T L A N > Y Ü S H E TLALTEPEXI

YUCUNUTI OTATERA

SIMON TABERNA ZOftf^lLLÚ

CONGLOMERADO

IGNIMBRITAS LAS L L U V I A S

C U A L A C

ROSARIO

LAVAS Y TOBAS ANDESITICOS-BASALTICAS

S A N ISIDRO JALTEPETONGO

Sa o

I o

i o

i S S3

Fig. 3.- Correlación de Unidades Litoestratigráficas del Mesozoico de las Cuencas de Guerrero, Morelos, Tlaxiaco y Oaxaca.


En el área de Tezoatíán, Ochoterena (1981) reportó "lavas y tobas andesítico-basálticas" que por cubrir al Complejo Acadán y estar por debajo de la Formación Rosario (Toarciano-Aaleniano Temprano), consideró que tenían una edad pre-Toarciano (Fig. 3). Si estas rocas en realidad fueran post-pérmicas, podrían correlacionarse en tiempo con las "Ignimbri-tas Las Lluvias" que yacen en discordancia sobre el Pérmico, y subyacen también en discordancia al Conglomerado Cualac (Aaleniano tardío-Bajociano temprano), en el área de Huamuxtitlán (Corona Esqui-vel, 1981).

El marco tectónico regional que prevalecía en este tiempo sugiere que estas rocas volcánicas podrían indicar que la zona de rift intracontinental que existía en el oriente de México (Salvador, 1987, Rueda Ga-xiola et al., 1991), se pudo extender hasta la Cuenca de Tlaxiaco. De esta manera, el inicio de esta cuenca puede estar asociado a un graben o medio graben, en el cual la Falla Tamazulapan pudo jugar un papel importante (Fig. 5).

A M B I E N T E S D E D E P O S I T O

L I T O L O G I A

CONGLOMERADO

ASENISCA

L I H O L I I A

L U I i l A

ARENISGA

C A L G A R E A

C A L I Z A

A R E N O S A

CAL IZA

DOIOHIA

ANHIDRITA

N O M A R I N O F L U V I A L . L A C U S T R E P L A N I C I E D E L T A I C A

M A R I N O , S O M E R O D E L T A ,

P L A T A F O R M A

o C7 . o

t\ l\ h r\ A A A A

M A R I N O P R O F U N D O

T A L U D - B A T I A L

MAR ? EPICONTINENTAL

500

Fig. 5.- Mapa paleogeográfíco del Triásico Tardíol?)-Jurásico Temprano (Pliensbaquiano). CT.- Cuenca de Tlaxiaco. C G M . - Cuenca de Guerrero-Morelos. La información paleogeográfica del Oriente de México y del Golfo de México fue tomada de Salvador (1987).

En la Cuenca de Guerrero-Morelos, la paleogeografía para este lapso aún es más difícil de bosquejar, ya que como lo ha comentado Salvador (1987), el único dato que existe y que podría dar luz acerca de las condiciones de sedimentación, es el reporte que hizo Burckhardt (1930) acerca de una amonita colectada en una localidad no defínida del Estado de Guerrero, y que él asignó al Pliensbaquiano tardío. Esta determinación, que fue confirmada años más tarde por Erben (1956a), sugiere que esta cuenca pudo constituir una bahía conectada directamente hacia el mar que ocupaba el centro de México (López-Ramos, 1984; Salvador, 1987), y que por sus características podría considerarse como un mar epicontinental en el sentido de Heckel (1972) y Hallam (1981).

JURÁSICO TEMPRANO-JURÁSICO MEDIO

Toarciano-Aaleniano temprano. 193-185 Ma

m 31 M a c i z o d e

CHIAPAS

[ílíid OAXAQUEMO

pr:r] COMPLEJO

t;si t e r r e n o

JUAREZ

m COMPLEJO

XOLAPA

TIERRA

EMERGIDA

METAVOLCANICOS

^«TASEaNCNTARl05

ULTRA MARCAS

Rg. 4.- Símbolos usados en los mapas paleogeográficos y de litofacies.

En el Sur de México, las rocas del Toarciano-Aaleniano temprano constituyen a la Formación Rosario (Erben, 1956a), que aflora únicamente en la parte central de la Cuenca de Tlaxiaco, al occidente de la Falla Tamazulapan (regiones de Tezoatíán, Petlal-cingo y Chalcatongo). Esta unidad cubre en discordancia al Complejo Acatlán o sobreyace a rocas vol-

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canicas (Tezoatíán), y está formada de litarenitas de grano fino a medio, limolitas cafés, y lutitas negras carbonosas (Fig. 3). Localmente, se observan conglomerados que según Erben (1956a) podrían provenir del Complejo Acadán y de los demás estratos inferiores de esta unidad; sin embargo, de acuerdo a Ochoterena (1981) estos conglomerados están compuestos de rocas volcánicas, cuarcita y lutita, lo cual podría indicar que las rocas e.xtrusivas subyacentes también constituyeron una fuente importante de aporte. El espesor máximo de esta formación es de 280 m (Pedalcingo) y el mínimo de 50 m (Tezoadán). La abundancia de plantas permitió a Burckhardt (1930) asignau- a esta formación al Liásico y denominarle "Capas inferiores con plantas", mientras que el contenido de vetas de carbón Uevó a Cortés Obregón (en Erben, 1956a) a denominarle "'Formación Carbonífera Inferior".

El tamaño general de los granos en la Formación Rosario y la ausencia de volcánicos podría indicar una disminución en la actividad tectónica del área. Como residtado, corrientes fluviales pudieron haber pro-gradado, acarreéuido suficiente cantidad de arena y limo. De esta manera, planicies de inundación se pudieron haber formado a un lado de los canales activos o abandonados, produciéndose y preser\ándose en ellíis la materia orgánica, en un clima probablemente húmedo (Fig. 6).

R g . 6.- Mapa paleogeográfico del Toarciano-Aaleniano temprano.

De acuerdo a Galloway y Hobday (1983), para que la materia orgánica se presers-e como residuo orgánico y sea transformada a carbón, el área de depósito debe estar protegida de cualquier aporte de material

detrítico y el nivel máximo del agua debe permanecer coincidiendo con la superficie de depósito o muy cerca de eUa. Conforme el área se sujeta a subsidencia, el nivel del agua debe elevarse para estar en proporción con el crecimiento vertical de los residuos orgánicos. Por otro lado, según Fielding (1987), el equilibrio entre subsidencia y sedimentación es el factor principal que controla la preservación del residuo orgánico, ya que una subsidencia muy rápida o muy lenta no la favorecen. Si éste fuera el caso para las condiciones de depósito de la Formación Rosario, su contenido de carbón sería consecuente, entonces, con la disminución del tectonismo y subsidencia que hemos postulado. Asimismo, la ausencia de la Formación Rosario en el área de Huamuxtidán nos podría indicar que el área de sedimentación y tectonismo estuvo más restringida con respecto a la del Triásico Tardío-Jurásico Temprano.

Aaleniano tardío. 185-183 Ma

Este lapso está representado por el Conglomerado Cualac (Guzman, 1950) que aflora en la Cuenca de Tlaxiaco al occidente de la Falla Tamazulapan (regiones de Huamuxtitlán, Tezoadán y Tla.xiaco). Se trata de granos y guijas de cuarzo blanco incluidos en una matriz arciUo-arenosa que se presentan en capas de 50 cm y 1.5 m de espesor. En Tezoadán, su edad se ha asignado por posición estratigráfica, ya que sobreyace por disconformidad a la Formación Rosario y subyace a la Formación Tecocoyunca del Bajociano-Calloviano (Erben, 1956a). En Huamuxtidán, Mixtepec y Tlaxiaco cubre discordantemente al Complejo Acatlán y subyace a la Formación Tecocoyunca (Fig. 3). Tanto su espesor máximo como mínimo se ha medido en Tlaxiaco y es de 120 m y 2 m, respectivamente (López-Ticha, 1969).

La transición vertical de las litarenitas de la Formación Rosario al Conglomerado Cualac sugiere que durante el depósito de éste, la actividad tectónica aumentó probablemente a trave», ae la rcr.ctivación de antiguas fallas normales que aceleraron la subsidencia y que se propagaron hacia el sur (Tlaxiaco) y occidente (Hua nuxtidá"^. De esta manera, la Cuenca de Tlaxiaco se extendió hacia esas direcciones y en ella se acumularon depósitos fluviales-alu\-iales que interrumpieron la acumulación de residuos orgánicos (Fig. 7). Evidencias de que el Conglomerado Cualac se depositó en un régimen de inestabilidad tectónica y probablemente en un clima húmedo podrían


ser los variables espesores que se han reportado, la baja proporción de minerales inestables y su inmadurez texturaJ.

MAR

EPICONTINENTAL

Fig. 7.- Mapa paleogeográfico del Aaleniano tardío.

Bajociano-Bathoniano. 183-169 Ma

Las rocas de esta edad han sido identificadas plenamente en la Cuenca de Tlaxiaco al occidente de la Falla Tamazulapan con los siguientes nombres: "Capas superiores con plcintas" (Burckhardt, 1930), "Formación Carbonífera Superior" (Cortés Obregón en Erben, 1956a), "Capas Tecocoyunca (Guzmán, 1950), Grupo Tecocoyunca (Erben, 1956a) y Formación Tecocoyunca (López Ticha, 1969).

En la región de Tezoatíán, Erben (1956a) observó que el Grupo Tecocoyunca contiene cuatro formaciones que fueron depositadas durante este lapso: Zorrillo, Taberna, Simón y Otatera (Fig. 3). En general, estas unidades forman dos ciclos transgresivos sobrepuestos. El más antiguo lo forman areniscas con estratificación cruzada, limolitas con plantas y lutitas carbonosas con vetas de carbón (Formación Zorrillo, 20-80 m), que subyacen a lutitas, margas, limolitas y calizas con amonitas y estructuras de bio-perturbación (Formación Taberna, 50-60 m). De acuerdo a Erben (1956a), la unidad superior se debe asignar al Bathoniano temprano-Bajociano medio con base a sus amonitas; por lo tanto, cabe la posibilidad que la unidad inferior se pueda asignar al Bajociano temprano. El ciclo transgresivo más joven lo forman areniscas conglomeráticas de grano grueso y medio, limolitas con plantas y lutitas carbonosas con vetas de carbón (Formación Simón, 80-100 m), que sub

yacen a limolitas, lutitas y calizas con abundantes os-treas y amonitas (Formación Otatera, 50-70 m). Según Erben (1956a), una amonita de la unidad superior es del Bathoniano superior y, por lo tanto, la unidad inferior por su posición estratigráfica se puede asignar al Bathoniano medio.

En otras localidades de la Cuenca de Tlaxiaco (Huamuxtitlán, Mixtepec, Tlaxiaco y Chalcatongo) no se han podido distinguir con precisión las cuatro formaciones identificadas por Erben (1956a), aunque sí se ha observado la transición general de un ambiente continental a marino (López Ticha, 1969; Quezada-Muñe-tón, 1971; Ham Wong, 1982). En el área de Pedalcingo se observa un caunbio lateral entre el Grupo Tecocoyunca y la Formación Tecomazúchil. Esta formación consiste de conglomerados de cuarzo y rocas metamórficas de 135 m de espesor (que probablemente se correlacionan con el conglomerado Cualac), a los que sobreyacen 600 m de areniscas, limolitas y lutitas rojizas y amarillentas (Pérez-Ibargüengoitia et ai., 1965).

Si sobreponemos la secuencia transgresiva inferior (Formación Zorrillo-Formación Taberna) al Conglomerado Cualac, se puede inferir que durante el Aaleniano tardío-Bathoniano temprano la subsidencia se incrementó, y al combinarse con una elevación del nivel del mar causó que la Cuenca de Tlaxiaco fuera invadida por aguas marinas, suspendiéndose así la acumulación de conglomerados, ya que sus fuentes de aporte quedaron sumergidas (Fig. 8). La secuencia transgresiva superior (formaciones Simón y Otatera) nos puede estar indicando que en el Bathoniano medio pudo haber ocurrido un descenso en el nivel del mar dando lugar a que sedimentos costeros (Formación Simón) progradaran sobre sedimentos netamente marinos (Formación Taberna). Esta fase probablemente fue seguida por una nueva elevación del nivel del mar que permitió la transgresión de la Formación Otatera (Bathoniano Superior) sobre la Formación Simón. Es posible que estos cambios al nivel del mar hayan sido eustáticos, ya que a graso modo parecen coincidir con la curva eustática del Jurásico elaborada por Hallam (1978 en Halláhi, 1981).

Siguiendo el criterio de Fielding (1987) relativo a los factores que controlan la preservación del residuo orgánico, se puede deducir que la presencia de carbón en las Formaciones Zorrillo y Simón podría deberse a que durante su depósito la subsidencia se mantuvo en equilibrio con la sedimentación. A diferencia de los depósitos de carbón de la Formación Rosario que se formaron en planicies de inundación, los

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depósitos de carbón de estas dos formaciones probablemente se formaron en lagunas costeras.

Fig. 8.- Mapa paleogeográfico del Bajociano-Bathoniano.

Desde un punto de vista regional, la litologia y fauna de las unidades descritas significan que el mar inundó por primera vez a la Cuenca de Tlaxiaco al comenzar el Bathoniano (Fig. 8). Es decir, a partir de este tiempo la Cuenca de Tlaxiaco pasó a formar parte del mar epicontinental que invadía paulatinamente el centro de México desde el Triásico Tardío (López Ramos, 1984; Salvador, 1987). Esto es consistente con un modelo paleogeográfico, en el que las aguas marinas que provenían del Pacífico (Imlay, 1980; Salvador, 1987) invadieron primeramente a la Cuenca de Guerrero-Morelos durante el Jurásico Inferior (amonita identificada por Burckhardt, 1930; y Erben, 1956a), y llegaron posteriormente a la Cuenca de Tlaxiaco. Hacia el noreste de esta cuenca existía un sistema fluvial-aluvial, en el que se acumulaban los clásticos terrígenos de la Formación Tecomazúchil. Este modelo paleogeográfico de la Cuenca de Tlaxico en el que capas rojas se interdigitan con formaciones carboníferas es semejante al reportado por Van Houten (1961) en rocas del Pensilvánico de los Estados Unidos de América, e indica que las capas rojas se depositaron en un ambiente predominantemente húmedo.

Calloviano. 169-163 Ma

Las rocas de edad Calloviano se han identificado en la Cuenca de Tlaxiaco al occidente de la Falla Tamazulapan y en la Cuenca de Guerrero-Morelos. En la primera, corresponden a la parte superior del Grupo

Tecocoyunca, la cual ha sido identificada por Erben (1956b) con el nombre de Formación Yucuñuti. En la región de Tezoatíán, este autor describió a esta unidad como una secuencia de 35 a 200 m de espesor, formada por calizas, calizas margosas, lutitas y limo-litas con abundantes coquinas sueltas y amonitas que la ubican en el Calloviano inferior-superior. Estas rocas también se han reportado en las regiones de Huamuxtitlán, Petlalcingo, Mixtepec, Tlaxiaco y Chalcatongo.

En la parte suroriental de la Cuenca de Guerrero-Morelos, en las cercanías de Colotlipa, Rangel-Rincón (1979) reportó 400 m de lutitas calcáreas laminares con escasas amonitas, intercaladas con bancos de os-treas que gradúan hacia la parte media y superior a limolitas y areniscas de cuarzo ligeramente calcáreas. De acuerdo a Cantú {en Rangel-Rincón, 1979), la amonita encontrada se clasifica como Reinekia sp., del Calloviano Medio. Este hallazgo es el único dato confiable con que se cuenta para inferir las condiciones de depósito de la parte meridional de la Cuenca Guerrero-Morelos.

Con la información anterior se puede postular que durante el Calloviano, la Cuenca de Tlaxiaco y la Cuenca de Guerrero-Morelos constituían una bahía marina somera, situada en el extremo meridional del mar epicontinental que ocupaba gran parte del centro de México (Fig. 9) (Salvador, 1987). La extensión de este mar y la ausencia de clásticos gruesos y de volcánicos probablemente reflejan un periodo de quietud tectónica que coincide con la fase final de la etapa de rompimiento ("rifting stage") del Golfo de México.

Fig. 9.- Mapa paleogeográfico del Calloviano.

BOSQUEJO PALEOGEOGRÁFICO Y TECTÓNICO DEL SUR DE MEXICO DURANTE EL MESOZOICO 27

El límite nororiental de la bahía de Tlaxiaco se puede ubicar en la región de Peüalcingo, ya que como se dijo anteriormente en ese lugar se observa un cambio lateral entre la Formación Tecocoyunca y la Formación Tecomazúchil, que es eminentemente continental. Es posible entonces, que para este tiempo la fase de subsidencia inicial de la Cuenca de Tlaxiaco estuviera llegando a su fin.

JURÁSICO SUPERIOR

Oxfordiano. 163-156 Ma

Las rocas del Oxfordiano únicamente han sido identificadas en la Cuenca de Tlaxiaco al occidente de la Falla Tamazulapan. Estas rocas fueron reportadas por primera vez en la región de Tlaxiaco por Felix y Lenk (1899 en Burckhardt, 1930), y posteriormente fueron descritas por Burckhardt (1930) en la región de Tezoatíán con el nombre de "capas con Ci-daris" ("couches avec Cidaris"). Este término también fue empleado por Cárdenas (1966) y López Ticha (1969) para referirse a las rocas del Oxfordiano de la región de Mixtepec y por Martínez Kemp (1987) en la región de Huamuxtitlán. A diferencia de estos geólogos, Pérez-Ibargüengoitia et al. (1965) utilizó el término de Caliza Chimeco para referirse a las rocas del Oxfordiano de la región de Petlalcingo (Fig. 3).

De acuerdo a López-Ticha (1969), en la región de Tlaxiaco, el Oxfordiano consiste de capas de 40 a 80 cm de espesor de calizas oolíticas con fragmentos de ci-darios, parathyridinas, nodulos de pedernal negro y nodulos de óxidos de hierro, que hacia la parte media se interestratifican con lutitas, limolitas y lutitas calcáreas con exogyras. Su espesor varía de 86 m en la región de Tlaxiaco (López Ticha, 1969) a 590 m en la región de Huamuxtitlán (Martínez Kemp, 1985)*. Según Bonet (1973), en la región de Tlaxiaco estas rocas reflejan un ambiente marino que paulatinamente se hacía más profundo, desde una plataforma interna con aporte de terrígenos a una plataforma externa y a talud con fauna pelágica muy escasa. Es importante destacar que en esta unidad no se ha reportado fauna de amonitas como es el caso de las unidades que le subyacen y sobreyacen.

En la Cuenca de Guerrero-Morelos no se ha reportado una secuencia carbonatada semejante a la Caliza Chimeco. Hasta el momento, la información disponible permite inferir que durante el Jurásico Tardío se acumularon en esta cuenca dos unidades bien

diferenciadas en cuanto a su litologia y distribución geográfica; pero semejantes en cuanto al metamorfismo de facies de esquistos verdes que las afecta. Al oriente se acumuló la unidad que aquí denominamos informalmente "unidad de lutitas carbonosas metamorfizadas", y al occidente se acumuló la unidad que denominamos también informalmente "unidad de rocas metavolcánicas y metasedimentarias" (Fig. 3).

La "unidad de lutitas carbonosas metamorfizadas" se distribuye aparentemente en una franja casi norte-sur, ya que ha sido cortada por el Pozo Zoquiapan 1 y probablemente por el Pozo Ticumán 2, situado a 20 km al sureste de Cuernavaca, Mor. El primer pozo encontró a esta unidad en su parte más profunda (2,947-2,953 m), en contacto por falla (?) con una secuencia de dolomías, calizas y anhidritas del Cretácico Medio-Inferior (?). Según Mújica* (informe final del pozo) la secuencia consiste de limolitas calcáreo-arenosas con cuarzo y escasos feldespatos con clorita, sericita y bandas de carbón que sobreyacen a lutitas arenosas y calcáreas con pirita afectadas por metamorfismo de bajo grado, probablemente de contacto, que hacia la base se intercalan con areniscas finas y cuarcíferas que alternan con bandas de clorita, muscovita y calcita. La aparente posición estratigráfica de esta unidad, su distribución geográfica y su posible correlación con las rocas metamórficas cortadas por el Pozo Ticumán 2 parecen sugerir una edad de Jurásico Tardío. El Pozo Ticumán 2 cortó por debajo de un conglomerado basai del Cretácico Inferior (Formación Nexapa) a una secuencia de pizarras, esquistos y metacuarcitas. De acuerdo a Palacios* (Informe final del pozo) las primeras contienen cuarzo, abundante grafito; las metacuarcitas contienen sericita, muscovita, calcita, pirita y escasas plagioclasas sódicas. La edad de este metamorfismo de facies de esquistos verdes fue datada en el IMP con un rango de 145 a 159 Ma (Oxfordiano-Tithoniano según la escala de tiempo geológico de Palmer, 1983). La litologia y la presencia de pirita y carbón parecen indicar que la "unidad de lutitas carbonosas metamorfizadas" se acumuló en un ambiente marino sujeto a condiciones euxínicas y a un flujo intermitente de clásticos-terrígenos.

La "unidad de rocas metavolcánicas y metasedimentarias" también parece extenderse en una franja casi norte-sur, ya que se infiere que abarcaba desde las inmediaciones de Ixtapan de la Sal, Méx. a Chapolapa, Gro. Esta unidad forma parte del Complejo Tierra Caliente en el sentido de Ortega-Gutiérrez (1981)


O del subterreno Teloloapan-Ixtapan correspondiente al Terreno Guerrero en el sentido de Campa y Coney (1983). En la región de Ixtapan de la Sal, Campa eí al. (1974) reportaron una secuencia de lavas andesíticas-dacíticas, tobas y aglomerados, filita, meta-arenisca, cuarcita y caliza foliada, con amonitas, lamelibranquios y tintínidos del Tithoniano-Neocomia-no (?)-Aptiano. La ubicación regional en espacio y tiempo de esta secuencia sugiere, sin embargo, que su edad en la porción basal podría ubicarse en el Oxfordiano.

En el borde suroccidental de la Cuenca de Guerrero-Morelos sobre el Complejo Xolapa, De Cser-na (1965), González Alvarado (1972) y diversos geólogos más han mapeado una unidad metamorfizada denominada Formación Chapolapa que de acuerdo al primer autor alcanza un espesor de 800 m. Debido al metamorfismo, la edad de esta unidad no se ha podido precisar. Por un lado. De Cserna (1965) y González Alvarado (1972), en base a la litologia, consideran que esta secuencia es el equivalente metamòrfico de las formaciones Rosario y Cualac de la Cuenca de Tlaxiaco. Por otro lado, Grajales y López Infanzón (1983) han postulado que esta unidad es post-Jurásico Temprano-pre-Albiano, ya que sus observaciones indican que durante el Jurásico Temprano los ortogneises del Complejo Xolapa estuvieron sometidos a un plutonismo granítico seguido de metamorfismo de facies de anfibolita que no afectó a la Formación Chapolapa. Según estos autores, esta unidad consiste de una alternancia de rocas metavolcánicas y metasedimentarias con metamorfismo de facies de esquistos verdes. En este trabajo, nosotros suponemos que la Formación Chapolapa podría asignarse al Jurásico Tardío en base a los argumentos de Gra-jídes y López Infanzón (1983), y al hecho de que su metamorfismo es similar al de las secuencias que hemos descrito.

La información disponible sugiere que durante el Oxfordiano empezó a manifestarse la presencia de un arco volcánico (¿ submarino ?) en el extremo occidental de la Cuenca Guerrero-Morelos (Fig. 10). Este arco pudo haber formado una barrera que inhibía la circulación del agua, de tal manera que hacia la Cuenca de Guerrero-Morelos las corrientes de fondo marinas comenzaron a ser completamente anaeróbicas, cambiando de este modo las condiciones de depósito que prevalecieron durante el Calloviano. En condiciones euxínicas y probablemente por debajo del nivel base de las olas se acumulaban lutitas carbonosas que du

rante determinadas periodos eran cubiertas por clásticos terrígenos más gruesos que probablemente provenían del Complejo Xolapa. Sin embargo, en la Cuenca de Tlaxiaco, las condiciones bioquímicas eran diferentes, como lo demuestra la presencia del banco carbonatado que representa la Formación Chimeco. Este marco paleogeográfico sugiere que durante el Oxfordiano ocurrió un cambio importante en la sedimentación y magmatismo en el Sur de México, ya que la actividad magmàtica y la acumulación de clásticos terrígenos gruesos ya no ocurren en la Cuenca de Tlaxiaco como sucedió en el Triásico Tardío-Jurásico Temprano, sino que tienen lugar en el extremo occidental de la Cuenca de Guerrero-Morelos. Este cambio en la polaridad del magmatismo y sedimentación sugiere la formación de una zona de eugeosinclinal y de una zona de miogeosinclinal sobre el antiguo margen meridional del mar epicontinental del centro de México. En este marco, el arco volcánico constituiría el geoanticlinal de Umgrove (1947, en Cady 1950).

Desde un punto de vista de la Nueva Tectónica Global, el marco tectónico y sedimentológico en el Sur de México de occidente a oriente sería el siguiente: una zona de arco volcánico-submarino que se extendía de norte a sur a la adtura de Ixtapan de la Sal y Teloloapan (Fig. 10). Este arco pudo evolucionar sobre corteza continental con características calcoalcalinas como lo sugieren Vidal Serratos (1991) y Monod y Fou-re (1991). Una zona de post-arco ("back arc area") con sustrato continental (Complejo Acadán), en la que se depositaban en un ambiente marino restringido lutitas, limolitas y areniscas (Cuenca de Guerrero-Morelos); una zona de post-arco con sustrato continental (Complejo Acatlán) y adyacente al cratón (Complejo Oaxaqueño), en la que se acumulaban carbonatos en un ambiente marino somero. En este marco tectónico, la subsidencia en la Cuenca de Guerrero-Morelos podría asociarse a una anomalía térmica provocada por la aparición del arco volcánico. La subsidencia en el área de la Cuenca de Tlaxiaco, sin embargo, sí podría atribuirse al enfriamiento de la litosfera, ya que en el Oxfordiano se inició la etapa de deriva ("drifting stage' ') en el Golfo de México (Winker y Buffler, 1988). La ausencia de clásticos terrígenos gruesos y la transgresión de carbonatos sobre terrígenos (Formación Chimeco/Formación Tecomazúchil) sugieren que la subsidencia fue continua y aparentemente estuvo acompañada de un ascenso en el nivel del mar.

La aparición de una margen activa en el extremo meridional del mar epicontinental del centro de Mé-


? A R C O V O L C Á N I C O - f -C U E N C A D E P O S T - A R C O E U X I N I C A

Fig. 10.- Mapa paleogeográfico del Oxfordiano.

xico es contemporánea a la etapa de deriva del Golfo de México (Salvador y Green, 1980) y representa la extensión hacia el sur del arco volcánico que existía en la parte occidental de América del Norte desde el Triásico Tardío-Jurásico Temprano (Coney, 1983). Cabe hacer notar que si la Formación Chapolapa fuera más antigua que el Jurásico Tardío, entonces sería posible que este arco volcánico hubiera estado presente desde el Jurásico Medio.

Kimmeridgiano-Tithoniano temprano. 156-148 Ma

Al igual que las rocas del Oxfordiano, las rocas de esta edad han sido identificadas en la Cuenca de Tlaxiaco únicamente al occidente de la Falla Tamazulapan. Estas rocas fueron descritas por primera vez por Felix v Lenk (1891, en Burckhardt, 1930) con el nombre de Lutitas La Virgen. Años más tarde Burckhardt (1930) consideró que las rocas estudiadas por esos autores en realidad pertenecían a "las capas limítrofes entre el Jurásico y el Berriasiano", ya que encontró al norte de Amoltepec, Oax. una amonita {Idoce-ras d.gr. planula) que le permitió correlacionarlas

con las capas de Idoceras del Kimmeridgiano de Ma-zapil. Este autor citó entonces a dicha unidad bajo el título de "Capas limítrofes y Berriasiano" ("Conches limitrophes et Berriasien") y las describió como "lutitas margosas cafés, blanquecinas por intemperismo, muy bituminosas, con trazas de hierro, manganeso, cobre y muy ricas en restos de peces". En años más recientes, López Ticha (1970) propuso cambiar el nombre de Formación La Virgen por el de Grupo Sabinal, y posteriormente Ham Wong (1981), Maldonado (1981), Cartagena (1981), Várela (1981) y Sánchez Martín (1981)* emplearon el término de Formación Sabinal para reportar a las rocas del Kimmeridgiano-Tithoniano (Fig. 3). Ham Wong (1981) describe a la Formación Sabinal de la siguiente manera: mud-stone y wackestone arcilloso, margas y lutitas bituminosas color gris oscuro a negro con abundantes concreciones calcáreas y amonitas {Idoceras) dispuestas en estratos que van de laminares a delgados de 5, 10 y 20 cm, observándose abundantes impregnaciones de aceite ligero en líneas estilolíticas". Según Bonet (1973), la Formación Sabinal ha sido reportada en las regiones de Tezoatíán, Tlaxiaco, Chalcatongo y sur


de Huamuxtidán, con espesores que varían de 700 m a 1,000 m. López Ticha (1969) asignó esta unidad al Kimmeridgiano-Tithoniano temprano por su contenido de cf. Sublanites; Ataxioceras sp.; Moceras, determinados por Cantú Chapa.

Hacia el norte de la Cuenca de Tlaxiaco, la Formación Sabinal cambia a facies más someras, se hace más arenosa y recibe el nombre de Formación Ma-pache (Figs. 3 y 11). En la región de Pedalcingo, Pérez Ibargüengoitia eí al. (1965) describieron a esta unidad como una secuencia de 400 m de espesor de calizas arcillosas interestratificadas con limolitas y limolitas calcáreas que cubren concordantemente a la Caliza Chimeco y subyacen en discordancia al Cretácico Medio y al Eoceno. Esta secuencia está desprovista de amonitas; pero presenta abundancia de os-treas y braquiópodos. Rocas similares en edad y lito-logia han sido reportadas en la parte norte de la región de Huamuxtidán (Martínez Kemp, 1987; Mora eí al., 1991).

una situación semejante en la distribución de las rocas jurásicas de Europa. Según este autor, cuando una región experimenta una subsidencia más rápida que las regiones que la circundan, se crea una topografía irregular, en la que en las partes más bajas se inhibe la circulación de agua y se crean condiciones euxínicas que contrastan con las condiciones aeróbicas que persisten en las partes topográficamente más altas.

Desde un punto de vista regional, el marco paleogeográfico y tectónico para este tiempo parece haber sido semejante al que se ha postulado para el Oxfordiano, ya que las condiciones de sedimentación en la Cuenca de Guerrero-Morelos parecen haber sido las mismas (Fig. 11). Tal vez un incremento en el nivel del mar, acompañado con una mayor subsidencia, pudo ayudar a reestablecer las condiciones ecológicas para que en la Cuenca de Tlaxiaco volvieran a vivir los amonoideos. A diferencia del Oxfordiano, para este lapso sí existen evidencias que permiten además bosquejar la relación paleotectónica entre esta cuenca,

R g . 11.- Mapa paleogeográfico del Kimmeridgiano-Tithoniano Temprano.

La distribución restringida que tienen las facies bituminosas de la Formación Sabinal en la Cuenca de Tlaxiaco podría interpretarse de acuerdo a la idea propuesta por Hallam y Bradshaw (1979) para explicar

el arco volcánico de Ixtapan-Teloloapém y los demás subterrenos del Terreno Guerrero que afloran al occidente (Campa y Coney, 1983). Según Ortiz Hernández y Lapierre (1991) en la región de Arcelia-


Guerrero afloran lutitas negras con amonitas del Titho-niano que se intercalan con rocas ultramáficas y lavas tholeíticas que podrían indicar la presencia de una cuenca alrededor de estratovolcanes submarinos que constituían la fase incipiente de un arco intraoceáni-co. Monod y Foure (1991) consideran, sin embargo, que esta secuencia representa una cuenca de intra-arco que se establecía sobre el arco continental "Teloloapan-Zihuatanejo" a partir del Albiano, lo que quiere decir que estos autores no consideran al Tithoniano como edad más antigua de la secuencia. Un poco más al occidente, en la región de Huetamo, Johnson (1990) reportó capas delgadas de pedernal, limolitas silíceas, conglomerados y areniscas que por su posición estratigráfica asignó tentativamente al Jurásico Superior. Según este autor, estas rocas pudieron acumularse en una cuenca cercana a la margen continental de México, probablemente en un marco tectónico como el Golfo de California, en una cuenca de interarco, o en un mar marginal como el Mar de Japón. Aún más al occidente, en la región de Zi-huatanejo, Vidal Serratos (1991) observó que por debajo de la Formación Zihuatanejo del Albiano ("arco volcánico sobre corteza continental"), se encuentra una secuencia tipo flysch que forma la matriz de bloques de rocas básico-ultrabásicas y de rocas vol-cano-sedimentarias, que probablemente represente "un complejo de subducción".

La discusión de las ideas expuestas por los autores que acabamos de mencionar está más allá del alcance de este trabajo; por lo tanto, el esquema paleotec-tónico del Terreno Guerrero que se muestra en la figura 11 es tentativo y se basa en las sugerencias propuestas por dichos autores. Sí queremos señalar, sin embargo, que en este marco se observa que a diferencia del clásico modelo de "retroarc basins" propuesto por Dickinson (1976) para márgenes activas de tipo andino, en nuestro caso no existió una faja de pliegues y cabalgaduras entre el arco volcánico y la Cuenca de Guerrero-Morelos, y además el arco volcánico se encontraba aún en una etapa incipiente y su actividad era submarina. Por lo tanto, en este trabajo consideramos que para este tiempo, tanto esta cuenca como la Cuenca de Tlaxiaco podrían describirse como cuencas de antepaís en el sentido de Jordán y Alonso (1987). Estos autores, al revisar las Cuencas terciarias de los Andes, usaron el término de "foreland basin" con un sentido geográfico: "una fosa de sedimentos que se acumula en el lado cratónico de un cinturón orogénico con o sin una faja de cabal

gaduras entre el arco volcánico y la cuenca". Sin una faja de pliegues y cabalgaduras es difícil

atribuir la subsidencia de la Cuenca de Guerrero-Morelos a una flexura por carga (flexural loading), por lo que al igual que en el Oxfordiano, la subsidencia se podría asociar a una anomalía térmica producida por la evolución del arco volcánico. La subsidencia en la Cuenca de Tlaxiaco durante este tiempo, creemos que puede seguir atribuyéndose a un enfriamiento cortical.

Tithoniano tardío. 150-144 Ma

En la Cuenca de Tlaxiaco, el Cretácico Inferior está ausente o es discordante sobre el Jurásico Superior, y se caracteriza por cambios verticales y horizontales entre carbonatos y clásticos terrígenos, que reflejan ambientes de mar abierto, plataforma somera y continentales (Fig. 3). Evidencias de la ausencia del Cretácico Inferior y de la discordancia entre esta serie y el Jurásico Superior son:

1. La presencia de un conglomerado de clastos de caliza en la base del Cretácico Inferior en secciones estratigráfícas medidas en la región de Tlaxiaco (López-Ticha, 1969).

2. La relación discordante que se observa en el Ho-moclinal de Petlalcingo entre el Tithoniano (Formación Mapache) y el Cretácico Medio. Esta discordancia está marcada por un conglomerado de clastos de gneises al SE del homoclinal (Quezada-Muñetón, 1979).

3. La relación discordante que se observa en la parte sur de la región de Huamuxtidán entre el Calloviano (Formación Tecocoyunca) y el Albiano-Cenomaniano (García Palomares eí al., 1983).

En la Cuenca de Guerrero-Morelos, la discordancia entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior está marcada por las siguientes evidencias:

1. La relación discordante que guarda el Cretácico Inferior con el Calloviano en la parte sur-oriental de la cuenca (González Alvarado, 1972; Rangel-Rincón, 1979).

2. La presencia de un conglomerado de esquistos, roca verde y calizas en la base de la Formación Acahuizotla en la región de Taxco Viejo (On-tiveros, '1973).


3. La presencia de un conglomerado de tobas an-desíticas en la base del Cretácico Inferior (Formación Nexapa) cortado por el Pozo Ticumán 2. Este conglomerado cubre a la unidad de lutitas carbonosas metamorfizadas, cuyo metamorfismo es de facies de esquistos verdes, y está dotado con un rango de 159-145 Ma.

La sincronía entre un evento metamòrfico y la discordancia finijurásica, así como la litologia y distribución de los medios ambientes de depósito del Cretácico Inferior, permiten suponer que un movimiento tectónico comenzó a fines del Tithoniano y se extendió hasta el Cretácico Temprano.

La información disponible únicamente nos permite elaborar una hipótesis de trabajo con respecto al origen de este evento tectónico, basada en las ideas propuestas por Jordán y Alonso (1987), De Celles (1986), Heller ef ai. (1988) y Heller y Paola (1989), y que se somete a las siguientes restricciones:

1. En el Sur de México aparentemente no hay evidencias de la existencia durante el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano de un cinturón cabalgado entre el área de Ixtapa-Teloloapan y la Cuenca de Guerrero-Morelos.

2. Al no haber existido dicho cinturón cabalgado, la subsidencia en la Cuenca de traspais no estuvo relacionada a una carga tectónica. Es decir, no fue de tipo flexural.

3. Al no haber sido la subsidencia de tipo flexural, no cabe esperar un incremento de la subsidencia hacia el occidente, o sea que la cuenca de traspais haya sido una depresión que se profundizaba hacia el cinturón cabalgado. Esto lo corrobora la distribución de ambientes de depósito y los espesores de las unidades de los bloques a que hemos hecho referencia.

4. Si no existió un cinturón cabalgado, no cabe esperar el depósito sintectónico de conglomerados hacia el occidente y de sedimentos más finos hacia el oriente. Esto lo corrobora la distribución de ambientes de depósito y los marcados cambios de espesor que se observan.

5. Al no haber existido subsidencia flexural por carga tectónica, no cabe esperar un levantamiento flexural isostático ("isostatic rebound". Heller ef ai., 1988) una vez terminada la subsidencia por carga tectónica.

6. Si no tuvo lugar este levantamiento flexural isostático tampoco cabe esperar una fase de erosión de los sedimentos previamente depositados en la cuenca (Heller ef al., 1988).

Por lo tanto, en este trabajo se postula que a fines del Jurásico Tardío tuvo lugar la emersión y expansión hacia el oriente del arco volcánico de Ixtapa-Teloloapan dando lugar a un levantamiento térmico regional acompañado de engrosamiento cortical, que produjo una superficie irregular que se extendió hasta el Terreno Zapoteco (Fig. 12). De este modo, fue posible que un conglomerado basal se acumulara en las partes topográficamente más bajas.

Este evento tectónico finijurásico ha sido detectado anteriormente por Erben (1956b) y por López-Ticha (1969), y recientemente ha sido discutido por Vélez (1990). Erben (1956b) dedujo que no se trataba de un evento "orogénico", sino "epirogenético"; López Ticha únicamente se limitó a mencionarlo; y Vélez lo relacionó a la acreción de los "arcos volcánicos del Jurásico Tardío-Cretácico Temprano" al Terreno Mixteco.

La relación entre el evento tectónico que aquí se postula con la geodinámica de los elementos tectónicos que existían hacia el occidente del arco de Ixtapan-Teloloapan la desconocemos. Tal vez podría haber una relación con un cambio en la geometría de la zona o zonas de subducción que existían en esa región. No es el propósito de estas notas abundar en esta cuestión, pero sí queremos enfatizar que cualquier modelo que sea propuesto para explicar la evolución del Terreno Guerrero, deberá incluir su relación con la discordancia finijurásica que internampió la subsidencia del Terreno Mixteco.

CRETACICO TEMPRANO

Berriasiano-Aptiano. 144 113 Ma

En el Cretácico Temprano aparece un nuevo dominio de sedimentación al oriente de la Falla Tamazulapan, el cual se puede considerar como una extensión de la Cuenca de Tlaxiaco {sensu stricto) hacia esa dirección, o bien, se puede identificar con el nombre de Cuenca de Oaxaca (CO), como ya lo han hecho Oviedo y Martínez Kemp (1992). Este nuevo dominio de sedimentación evolucionó sobre los gneises precámbricos del Complejo Oaxaqueño (basamento del Terreno Zapoteco) y su sección del Cretácico Inferior es predominantemente continental en su margen occidental (Formación San Isidro) y transgresi-


— A R C O V O L C Á N I C O —I Z O N A D E E R O S I O N — ¿ E M E R G I D O ?

0 Km 5 0

1 I I

Fig. 12.- IVIapa paleogeográfico del Tithoniano tardío.

va en su borde septentrional (Formación Jaltepe-tongo).

En la Cuenca de Guerrero-Morelos, el patrón sedimentario del Cretácico Inferior es muy semejante al de la Cuenca de Tlaxiaco y está representado por las Formaciones Nexapa, San Juan, y Acahuizotla (Fig. 3). Hacia el occidente, la Formación Acahuizotla se interdigita con rocas del arco Ixtapan-Teloloapan (Nicolás, 1986; Guerrero Suástegui ef al., 1991).

En la cuenca de traspais se pueden distinguir los siguientes dominios de sedimentación en el Cretácico Temprano (Fig. 13):

1. Acahuizotla-Xochicalco: dominado por una secuencia de carbonatos de plataforma somera en la base y de cuenca en la parte superior. Su espesor varía de 50 m en el occidente a 300 m en el oriente.

2. San Juan: formado por clásticos-terrígenos continentales, y en menor proporción por calizas de plataforma somera. Su espesor varía de 220 m en la parte sur a 3,250 m en la parte norte.

3. Tlaxiaco: formado por clásticos-terrígenos continentales y calizas de plataforma en proporcio

nes variables. Su espesor puede variar de 250 a 2,500 m.

4. San Isidro: constituido por clásticos terrígenos continentales que descansan sobre los gneises del Complejo Oaxaqueño. Su espesor varía de 300 a 1,000 m.

5. Jaltepetongo: constituido por una secuencia transgresiva de calizas y clásticos terrígenos finos que descansan sobre los gneises del Complejo Oaxaqueño. Su espesor varía de 240 a 1,000 m.

Estos dominios de sedimentación probablem.ente se produjeron como respuesta al enfriamiento cortical que fragmentó la cuenca de traspais a través de una subsidencia diferencial.

CRETACICO MEDIO

Albiano-Cenomaniano. 113-91 Ma.

Del Eratema Mesozoico, las rocas del Cretácico Medio son las que tienen mayor distribución en el Sur de México. En la Cuenca de Guerrero-Morelos ocupan un cincuenta por ciento de su superficie, y аПо-

3 4 MENESXS ROCHA, MONROY AUDELO Y GOMEZ CHAVARRIA

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F i g . "В . - Мара р ' " г г з г ' г с ' T e m p r a n o .

TtwBí ¡Mre incq ía lD t ies i i te en las sumas axiales de los antkli-i D i a J l e & . Cini l a Ouienea de Tlaadaco y en la Cuenca d e

Oa3¡aiD% aüanran piríinc^íalmente e n bandas orientadas (ée NW a SE que constitcuQpen los illancos de grandes s Q s d i m a l l e s y iniQS№dSnaks~ £ ^

cñm MesSiiiQ) está (oomstitiutkki tinkamiente por cadbona-№2S y <e«^№iottas qtfie Bnan skik» descritos con diferentes mmAss^s &mmiaiáimaS«s CF%. 3).

La y distribuídSn del Crtítáideo Medio in-«Skca i oae a piti№dp№№ «M ADlMai^ (^0]lj№<tUld t t »c«&nD^ (OQatt№a& « laie I JK» Iho^r a i o n aiiEíoi^ y uuna SQuBssideinida (mntdiniuia <q[iuie p r o p d i é et desarroUb (zfe luuna «sd№ai] fiDal fibmiía carbonatada h/mr wm. ^msjEn pante «fe Utos iteiireatios ineitanEt&tfiícos que « » № i w Í K i r t Q ) a i i i&mB[^áii№ «ftaraattite eS Qixsiíács» Tempraioo, y «guie (OQonstiitciuiiajm l a p r i a i i c q » ! fiaente de a^jorte de d i a s » k s № M t ! m % e s M ! s ( F % . H ). Laexssx&siéndeestapla-Qa£mniyii MsiQi «pie las Ouieawca y «fie Ciruietrae)ni»-'M«2«relkas peanfiesan su iodividhjialidad y jtaumttas ( O Q i i i i s t m i n m y ^ a a n un ;iran hams» carbonatado lk~ omütaii&ü) aD «aniratiite y mscMîx: pzar sottas arredilóles

tlán y Arrecife Yextda). En la zona lagimar se deportaron lodos calcáreos con gran rantidad de milióKdos (i&wàes 7 y 8, Wilson, 1975); y en las «mas de supra-marea se aoimiilarmn egaptwritas y dolomías- Encimar аЫеПо que bordeaba a esta platafimna, se depositaron lodos carbonatados fiinos ссш gran cantidad de or-ûnismos planctónicos ^fennacizHiies ТагтаиНфаз Inferior y Yushe). Hacia di occidente, los deposites de mar аЫшо геоЬаш d аур«ж1№ de Ш11 arco ií>okáim^ tía bada esa direcciSn durante esfee njempo (Guenreco-

i er af., 1991). U n a caractexistica particular de esta platafimna carbcntalaidk^-ev^pioritica que puede tisosT importancia eemMSmicsí-pefirdksra es d bedbo de que las evaporxlas están ausentes en la parte CHÍen-tal de la Cuenca de Haxiaco {mam sñmM}- esto puede deberse a que la püattafearana se d^joeatto soSwe una ai-petficie inegolar.

Desde un punto de vista más rc^ôraal, la plattafiw-ina carbonatada-evapoffMca «M Suor «fie Méxim era UTO de los grandes baíleos carbona&asfios qme bordeaban al GoMb de Méadeo durante di A l I b à r a o < > a B o m a n i a n o

(e.g., Stuart CSíy Tkeaad, PllaBalfeinnnia«ite V a t e EJ Ahra. m Doctor, ToiUmán, «te Oro, PUaatafiasnimaíteChia-


pas, etc.). A diferencia de estas plataformas, la plataforma del Sur de México limitaba al occidente con depósitos volcánicos y volcaniclásticos que representan, según Guerrero-Suástegui eí ai. (1991), la última fase de la actividad del arco Ixtapan-Teloloapan.

A R R E C I F E Y E X T L A

en el caso de la parte occidental de la plataforma del Sur de México no debe descartarse la idea de Fries (1960) y De Cserna (1965), en el sentido de la influencia de pulsos tectónicos verticales relacionados con el emplazamiento de cuerpos graníticos.

A R R E C I F E O C O T L A N

Fig. 14.- Mapa paleogeográfico del Cretácico Medio (Albiano-Cenomaniano).

A fines del Cenomaniano, la parte más occidental de la plataforma carbonatada del Sur de México empezó a experimentar una cierta inestabilidad tectónica, que se manifestó en la emersión de la región que actualmente corresponde al Anticlionorio de Chilaca-chapa (De Cserna eí ai., 1978), y en la presencia de conglomerados con clastos derivados de la Formación Morelos, en la base de la Formación Cuautla (Fries, 1960). Esta emersión ocurrió en forma irregular, de tal modo que en ciertas áreas no solamente se erosionaron las calizas arrecifales del Albiano-Cenomciniano, sino también las rocas más antiguas, llegando incluso a quedar expuestas rocas metamórficas como en el caso de la región de Taxco, Gro. (De Cserna eí ai., 1978). Esta inestabilidad de la plataforma fue contemporánea a una fase de intrusiones graníticas y metamorfismo que ocasionaron la emersión sobre el nivel del mar del arco magmàtico (Fase Austriaca; Bonneau, 1972); y también fue contemporánea a la erosión de una parte de los sedimentos depositados previamente sobre las demás plataformas que circundaban al Golfo de México. Aunque es evidente que este periodo de erosión de las plataformas estuvo directamente relacionado con el descenso del nivel del mar que ocurrió a nivel mundial durante el Cenomaniano medio (Vail eí ai., 1977),

CRETÁCICO TARDÍO

Turoniano-Maastrichtiano. 91-66.4 Ma

El Cretácico Superior aflora en mayor proporción en la Cuenca de Guerrero-Morelos que en la Cuenca de Tlaxiaco. En la primera se pueden distinguir dos facies. La inferior, restringida al Turoniano, está formada mayormente por calizas de banco calcáreo (Formación Cuautla); la superior abarca todo el Senonia-no y se compone principalmente de clásticos terrígenos que representan la facies flysch de la Orogenia Laramide (Formación Mexcala); Hernández García (1973)* reporta un espesor de 400 m; mientras que Fries (1960) reportó un espesor de 750 m. En la Cuenca de Tlaxiaco, tanto el Turoniano como el Senoniano están representados por una facies flyschoide denominada Formación Yucunama que llega a medir 450 m.

A principios del Turoniano, la mayor parte de México, incluyendo al Sur de México, se encontraba dividida en una parte occidental y meridionad emergidas, y en una parte marina en la cual se depositaron mayormente los sedimentos derivados de la erosión de las tierras emergidas. En el caso específico del área de


estudio, la región cubierta por la plataforma carbonatada se redujo considerablemente, ya que un aumento en el nivel del mar, en combinación con una rápida subsidencia, permitió que sedimentos clástico-terrígenos (Formación Yucunama) se depositaran en un mar abierto que cubrió la parte central y oriental de la plataforma carbonatada (Fig. 15). De este modo, la plataforma (Formación Cuautla) quedó bordeada hacia el norte por zonas arrecifales que la separaban del mar abierto en donde se depositaban lodos calcáreos y terrígenos fmos (Formación Mexcala).

OROGENIA LARAMIDE

Edad

En el área de estudio, la Orogenia Laramide se manifiesta estratigráficamente por la presencia de una secuencia de areniscas, lutitas y conglomerados continentales (Conglomerado Tamazulapan y Grupo Balsas) del Eoceno Tardío-Oligoceno Medio, que descansan en discordancia angular sobre rocas mesozoicas de diferente edad y litologia. Esta secuencia se puede considerar co-

Fig. 15.- Mapa paleogeográfico del Cretácico tardío (Turoniano-Maastrichtiano)

Durante el Coniaciano-Maastrichtiano, la continua emersión de gran parte del Occidente de México, en combinación con una subsidencia general, dio lugar al depósito de sedimentos clásticos terrígenos en un mar abierto que ocupaba la mayor parte del área de estudio (formaciones Mexcala y Yucunama). Este mar abierto constituía la parte más meridional de un mar epicontinental que se extendía para ese tiempo desde el Océano Artico hasta el Golfo de México, en el cual se depositaban clásticos-terrígenos que eran los sedimentos pre- y sinorogénicos de la Orogenia Laramide.

mo un depósito post-orogénico (molasse); mientras que las rocas del Cretácico Superior de las formaciones Mexcala y Yucunama se consideran depósitos pre-y sinorogénicos (flysch). Por lo tanto, en el área de estudio el máximo pulso de la Orogenia Laramide puede datarse como Paleoceno-Eoceno Temprano. Esta edad contrasta con la edad de Eoceno Medio que han asignado Mossman y Viniegra (1976) al máximo pulso de la Orogenia Laramide en la Provincia de Veracruz. Estos autores sugieren como evidencia de este pulso tectónico a la discordancia que se observa a ese nivel entre sedimentos de mar abierto del Eoceno Inferior y


del Eoceno Superior. Entonces, podemos decir que desde un punto de vista regional, el pulso de deformación laramídico en el Sur de México experimentó una migración progresiva de occidente a oriente, tanto en tiempo como en espacio.

DESCRIPCIÓN DE L A S E S T R U C T U R A S L A R A M I D I C A S

DEL A R E A D E E S T U D I O

En esta sección nos ocuparemos principalmente del patrón estmctural laramídico que exhiben las rocas sedimentarias de las Provincias Geológicas de Tlaxiaco (Cuencas de Tlaxiaco y de Oaxaca) y de Guerrero-Morelos.

1. Provincia de Tlaxiaco

a. Límites de la secuencia sedimentaria aflorante

En las Imágenes Landsat (Fig. 16) se puede observar que en la Provincia de Tlaxiaco destacan regiones topográficamente altas en las cuales se encuentra expuesto el basamento. Al oriente destaca la presencia de la gran masa de gneises de edad precámbrica conocida como Complejo Oaxaqueño. Al sur se observan las rocas metamórficas del Complejo Xolapa, y al occidente se pueden observar los esquistos paleozoicos del Complejo Acatlán. La región comprendida entre estos "altos" de basamento está ocupada por rocas sedimentarias mesozoicas plegadas y falladas, cubiertas discordantemente por rocas continentales y volcánicas del Terciario.

b. Fallas y Plegamientos

En la Provincia de Tlaxiaco, los plegamientos y fallas tienen una orientación norte-noroeste, y se encuentran expuestos mayormente en la parte central y meridional. Las fallas son principalmente de carácter inverso, y entre éstas destacan por sus dimensiones las fallas Tomellín y Tamazulapan. La primera se extiende con un rumbo NW 25° a lo largo de 270 km, y constituye el límite entre una región oriental cuyo basamento está compuesto por rocas metamórficas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior de una región occidental cuyo basamento lo constituye el Complejo Oaxaqueño. La Falla Tamazulapan tiene un rumbo N-NW 20° y se extiende por cerca de 100 km, separando a una región con basamento Precámbrico (Terreno Zapoteco) de una región con basamento Paleozoico (Terreno Mixteco).

Los plegamientos son de tres tipos: anticlinales, sinclinales y monoclinales. Los primeros se encuentran concentrados principalmente en el área que está inmediatamente al oriente de la Falla Tamazulapan, en donde forman una serranía alargada de norte a sur conocida como Sierra de Teposcolula. En el núcleo de estos anticlinales afloran rocas carbonatadas del Cretácico Medio. A diferencia de la distribución tan reducida de los anticlinales, los sinclinales tienen una mayor área de exposición en esta provincia. De hecho podríamos decir que estructuralmente esta provincia se caracteriza por presentar amplios sinclinales limitados por estrechos anticlinales. En la mayor de las veces, el

50 K m

DAXACA

Bg. 16.- Bosquejo tectónico de la Cuenca de Tlaxiaco.

3 8 MENESES ROCHA, MONROY AUDELO Y GOMEZ CHAVARRIA

núcleo de los sinclinales se encuentra ocupado por rocas del Cretácico Superior. De hecho, la distribución de las unidades Utoestratigráficais hace ver a la Cuenca de Tlaxiaco como un gran sinclinorium, con rocas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior en sus flancos, y con rocas del Cretácico Superior en su núcleo.

Otro rasgo estructural que caracteriza a esta provincia es la presencia de grandes monoclinales, cuyo núcleo lo constituyen las rocas de basamento precám-bricas (monoclinal San Isidro) y paleozoicas (mono-clinal de Pedadcingo y monoclinal Juxüahuaca).

Se puede observar que el límite septentrional de las estructuras descritas lo constituye un alineamiento que se extiende con orientación noroeste desde los alrededores de la Ciudad de Oaxaca, hasta el sur de Huajuapan de León. En su sección más suroriental este alineamiento fue descrito por geólogos de Pemex con el nombre de Falla Huitzo. En este trabajo nosotros sugerimos, como lo veremos en la próxima sección, que se trata de una falla que al menos durante la Orogenia Laramide funcionó como lateral izquierda, en bcise a su orientación con respecto al rumbo que presentan las fallas inversas y los plegamientos.

2. Provincia Guerrero-Morelos

a. Límites de la secuencia sedimentaria aflorante

En esta provincia, la secuencia mesozoica plegada y fa-Dada se encuentra limitada hacia el norte por el Eje Neo-volcánico, hacia el sur por el Complejo Xolapa, al oriente por el Complejo Acadán, y al occidente por las rocas volcano-sedimentarias del Terreno Guerrero (Fig. 17).

b. Alineamientos Mayores

En las Imágenes Landsat (Fig. 17) se puede observar que en la Provincia Guerrero-Morelos existen dos sistemas de alineamientos bien diferenciados en cuanto a su orientación. El primer sistema tiene un rango angular que oscila entre 40 y 50°; y los tres alineamientos que lo conforman tiene una longitud que varía de 70 a 185 km (Fallas 1, 2 y 3). El segundo sistema también se compone de tres alineamientos principales; pero en este caso su rango angular decrece en sentido contrario a las manecUlas del reloj de 315° a 300°; y su longitud varía de 70 a 120 küó-metros (fallas a, b y c). Los alineamientos que conforman a estos dos sistemas no se intersectan entre sí, pero se observa que los alineamientos con orientación hacia el NE parecen desplazar y segmentar a los alineamientos con rumbo NW.

c. Plegamientos

Los anticlinales de la Cuenca Guerrero-Morelos están abiertos generalmente en rocas carbonatadas del Cretácico Medio, y sus ejes presentan un rango angular que varía de 10 a 350° (Fig. 17). Los anticlinales cuyo rumbo es mayormente hacia el norte, se encuentran generalmente en las partes occidentales, nor-occidental y norte de esta provincia, en tanto que aquéllos que se orientan cd NW, se encuentran principalmente en las regiones central, oriental y meridional. En ocasiones, los anticlinales están cortados en sus flancos por fallas inversas.

5 0 K m

I G U A L A

тщ0

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S C H I L . = > A N C Í N 5 0 \

Rg. 17.- Bosquejo tectónico de la Cuenca de Guerrero-Morelos.


d. Relación angular entre las fallas de desplazamiento

lateral y los anticlinales

En la figura 17 es posible observar que los anticlinales con orientación hacia el NW-W están limitados en sus extremos por el sistema de fallas con rumbo hacia el NE, formando con éstas un ángulo que varía de 15° a 90°. Por otra parte, los anticlinales con orientación casi hacia el norte tienen en muchos casos sus cierres asociados a las fallas con rumbo hacia elNW, formando con éstas un ángulo casi recto. En ambos casos, podemos observar que si tratamos de llevar a su posición original a los anticlinales, ya sea mediante un movimiento lateral izquierdo o un movimiento lateral derecho, no se logra una correspondencia entre los ejes de los anticlinales situados a ambos lados de las fallas. Esto puede ser un indicio de que la formación de los pliegues fue posterior o se realizó en forma independiente al movimiento de las fallas.

De esta manera, la relación angular entre los ejes de los anticlinales y las fallas de desplazamiento lateral nos permite describir el patrón estructural de esta provincia como un conjunto de bloques rectangulares limitados por fallas de desplazamiento a rumbo, que contienen anticlinales de cortas dimensiones. En este trabajo se han observado siete bloques estructurales con características bien definidas a los cuales hemos designado con las letras. A, B, C, D, E, F y G (Fig. 17).

Los bloques A, B, C y D contienen anticlinales cuyos ejes están orientados preferentemente hacia el norte, y se puede decir que son los de mayores dimensiones en esta provincia. Los bloques D, E, F y G contienen a anticlinales con orientación casi al noroeste.

INTERPRETA CION CINEMA TICA

(NE-SW). En la siguiente sección haremos una comparación entre la dirección que presentan las estructuras y la dirección de las estructuras que teóricamente debieron haberse formado a partir de un esfuerzo de compresión o, =60°.

al. Provincia de Tlaxiaco

Si comparamos la dirección de las estructuras que teóricamente se formarían a partir de un o, = 60° con aquellas macroestructuras que se observan en la Provincia de Tlaxiaco (Fig. 16), podemos hacer las siguientes observaciones:

a. La orientación de los ejes de los plegamientos de la Provincia de Tlaxiaco es paralela a la orientación del plegamiento que teóricamente generaría un o, con orientación 60°.

b. La orientación de estos plegamientos es paralela a la orientación de los plegamientos de la Provincia de Veracruz o Provincia de Papa-loapan, la cual se encuentra situada en el extremo meridional de la Sierra Madre Oriental.

c. La orientación de las fallas Tamazulapan y Tomellín es paralela a la orientación de las fallas inversas que teóricamente se formarían a partir de un o, =60°; así como también a la orientación de las fallas inversas que cortan a los anticlinales de la Provincia de Veracruz.

d. La orientación de la Falla Huitzo es paralela a la orientación de la falla conjugada lateral iz-quiera que teóricamente se formaría a partir de un O] = 60°.

e. En el Complejo Oaxaqueño se observa una serie de fracturas cuya orientación preferente es paralela a la orientación de fracturas o fallas de tensión que teóricamente se producirían a partir de un Oj = 60°.

a. Orientación de Oj regional

Para sugerir una interpretación cinemática del patrón estructural que se observa en las provincias de Tlaxiaco y de Guerrero-Morelos, primeramente asumiremos que la dirección del esfuerzo de compresión mayor (o,) que generó las macroestructuras fue paralelo a la dirección en que la Placa de América del Norte convergía con la Placa Farallón durante el periodo comprendido entre los 80 y 40 Ma. Esta dirección, según Coney (1971), era del orden de 60°

Por lo tanto, podemos sugerir que las macroestructuras que se observan en la Provincia de Tlaxiaco pueden corresponder a las que se formarían fin un elipsoide de deformación sujeto a un mecanismo de cizallamiento puro, en el que la dirección del esfuerzo de compresión principal que lo generó era aproximadamente 60°.

a2. Provincia Guerrero-Morelos

El arreglo estructural que hemos descrito para la Provincia de Guerrero-Morelos puede interpretarse


de dos maneras distintas. La primera se basaría en el supuesto de que la orientación de la bisectriz del ángulo agudo, que forman entre sí los dos sistemas de fallas principales, es igual a la dirección del esfuerzo mayor de compresión que generó a ambos sistemas. Esta dirección sería 85°. La segunda interpretación se basaría en la aceptación de que la orientación de esfuerzo de compresión mayor ( O j = 60°), que creemos que generó las macroestructuras de la Provincia de Tlaxiaco, también actuó en la misma dirección en esta provincia (Fig. 17).

La primera interpretación justificaría la relación angular actual entre los dos sistemas de fallamiento de esta provincia, así como la orientación casi al norte de algunos de los ejes de los anticlinales. Sin embargo, no explicaría la orientación al NW y W que tienen los anticlinales de la parte meridional de esta provincia. Tampoco le sería fácil justificar las causas de la diferencia en la orientación de O j entre esta provincia y la Provincia de Tlaxiaco.

Por otro lado, si asumimos que la dirección de O j en la provincia de Guerrero-Morelos fue 60°, entonces, para justificar la dirección actual de las macroestructuras tendríamos que postular que el patrón estructural de esta provincia es el resultado de un proceso de cizalla pura, durante el cual el conjunto de fallas conjugadas fueron rotadas paulatinamente en dirección opuesta al eje de máximo esfuerzo compresivo. Como consecuencia de esta rotación, los bloques plegados que se formaron entre estas fallas necesariamente tuvieron que estar sujetos a esa rotación.

La rotación de pliegues y fallas conjugadas ha sido mostrada experimentalmente por Closs (1955), usando un molde de arcilla montado sobre una tela de alambre. Closs observó que conforme este molde se va deformando, las fallas conjugadas empiezan a rotar en dirección opuesta al eje de máximo esfuerzo compresivo. El desplazamiento a rumbo de estas fallas ocurre después de una deformación considerable (20%), y el ángulo entre ellas, que inicialmente era de 55 a 60°, se incrementa hasta 90° o más, cuando el acortamiento es del 50 %.

b. Reconstrucción tectónica

bl. Provincia de Tlaxiaco

Durante el proceso de cizalla pura que deformó y levantó a las rocas de la Provincia de Tlaxiaco, la presencia de antiguos levantamientos influyó directamen

te en el patrón estructural resultante. De acuerdo a Lowfell (1974), cuando una región que ha estado sujeta a fallamiento normal experimenta una compresión tangencial, las superficies de falla pre-existentes se convierten en superficies potenciales de fallamiento inverso, en el cual el movimiento de los bloques es principalmente vertical ("upthrust"), y las estructuras compresivas resultantes se restringen a la parte superior de los bloques fallados. Según este autor, la asimetría resultante se manifiesta en un cambio a profundidad en el salto de la falla, de inverso en la parte superior, a normal en la parte inferior ("structural inversion", Lowefl, 1974). De acuerdo a Harding (1983), este proceso de "inversión estructural" está controlado por el basamento, el cual, cuando está sujeto a un acortamiento, se deforma menos dúctil que la cubierta sedimentaria.

Desde el punto de vista de la Nueva Tectónica Global, Dickinson (1981) sugiere que este proceso tectónico, en el que está involucrado el basamento, podría estar asociado a los grandes esfuerzos que se crean cuando una placa oceánica subduce en forma subho-rizontal a una placa continental. Por otro lado, Lo-weU (1974) ha postulado que este proceso ocurre como respuesta al empuje vertical que ocasiona la "flo-talidad" de una placa oceánica que subduce a bajo ángulo a una placa continental.

Siguiendo las ideas de Lowell (1974), en la sección estructural que se presenta en este trabajo (Fig. 18, modificada de Ham Wong, 1982), podemos observar que si consideramos a una fase distensiva del Triásico Tardío-Jurásico Temprano, y a una fase compresiva finijurásica, entonces podemos asumir que las fallas inversas generadas durante la deformación Laramide tuvieron un movimiento casi vertical, de tal modo que si variamos ligeramente su ángulo de inclinación, se podrían marcar incluso como fallas normales.

Este movimiento esencialmente vertical puede justificar el hecho de que si respetamos, tanto el espesor de la secuencia sedimentaria aflorante como el atravesado en pozos (Teposcolula-1, Yucudá-1), podemos observar un desnivel de 9 km en una distancia de 20 km entre las rocas del Complejo Acatlán que afloran en la parte occidental de la provincia y las del mismo complejo que se supone están sepultadas en el Monoclinal Juxdahuaca. También podría justificar el desnivel de cinco kilómetros que existe entre las rocas del Complejo Oaxaqueño que afloran en el borde oriental de la provincia y las del mismo complejo


que se supone que están sepultadas a 1,600 metros al occidente, debajo del Sinclinal Yutanduchi.

Por las razones mencionadas en incisos anteriores, en este trabajo se considera que el fallamiento inverso, casi vertical, estuvo acompañado del movimiento lateral izquierdo de la Falla Huitzo. En la figura 19 podemos observar que un movimiento de este tipo a

zo es mayor conforme se desplaza dicho segmento a lo largo de la primera falla.

Otra observación que merece atención es el hecho de que la traza de esta falla coincide burdamente en cambios litológicos y sedimentológicos que se tienen en las rocas del Jurásico Superior (Formación

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E S Q U I S T O S (C A C A T L Á N )

C R E T A C I C O S U P E R I O R

C R E T A C I C O MEDIO

CRETACICO I N F E R I O R

( G P O . TLAXIACO)

CRETACICO I N F E R I O R ( F S A N I S I D R O )

VOLCÁNICOS (TERCIARIO)

Fig. 18.- Sección estructural a través de la Cuenca de Tlaxiaco (modificada de Ham Wong, 1982). Para su ubicación ver la figura 16.

través de esta falla, asumiendo que el Bloque Y se mantuvo fijo con respecto al Bloque X, nos podrá explicar los siguientes rasgos:

a. La presencia de pliegues anticlinales (Sierra de Teposcolula) en la región de traslape entre los segmentos A y B del Bloque X y los segmentos 1 y 2 del Bloque Y, respectivamente.

b. La presencia del sobrecorrimiento de los gneises del Complejo Oaxaqueño sobre las calizas del Cretácico Inferior en la región de traslape entre el segmento C del Bloque X y el segmento 3 del Bloque Y (Estación Parian).

c. La presencia de una fosa de forma triangular en la región en la que el segmento D del Bloque X tiende a hundirse, debido a que la distancia entre la Falla Tomellín y la Falla Huit-

Sabinal-Formación Mapache) y del Cretácico Inferior (Grupo Tlaxiaco-Formación Jaltepetongo). Esto podría ser un indicio de que el movimiento lateral izquierdo ocurrido a través de la Falla Huitzo se realizó a lo largo de una antigua zona de debilidad que pudiese corresponder a una falla normal.

El modelo estructural resultante en la Provincia de Tlaxiaco se manifiesta como una serie de bloques fallados que incluyen en su superficie grandes monoclinales y sinclinales que, al flexionarse cerca de las fallas, forma anticlinales estrechos y alargados.

b2. Provincia de Guerrero-Morelos

A continuación, trataremos de demostrar que el actual arreglo estructural que presenta la Cuenca de Guerrero-Morelos pudo haber sido generado por un mecanismo de cizalla pura, durante el cual las fallas conjugadas experimentaron una rotación en dirección opuesta al eje de máximo esfuerzo compresivo.

42 AÍEiVESES ROCHA, MONROY AUDELO Y COMEZ CHAVARRIA

S u p e r f i c i e P o t e n c i a l d e f a l l a .

A n t i g u a F a l l o

T o m e l l í n .

( J , 6 0 '

Fig. 19.- Reconstrucción cinemática a través de la Falla Huitzo. a.- Situación anterior al movimiento de la falla, b.- Situación posterior al movimiento de la falla.

Fo.

Fo . r

T X O L A P A

Fig. 20.- Reconstrucción cinemática de las estructuras mesozoicas de la Cuenca de Guerrero-Morelos. Ver texto para su explicación.


En la figura 20a se han marcado las principales fallas y plegamientos de esta provincia con una orientación que corresponde a la que teóricamente debieron haber tenido en una etapa temprana de deformación, en la que o¡ tenía una orientación 60°. En la figura 20b se observa que a medida que el acortamiento del área seguía avanzando, el problema de reducción de espacio fue resuelto geométricamente al rotar las fallas, a, b y c en sentido de las manecillas del reloj. En este caso, por razones de ilustración, hemos asumido una rotación aproximada de 15°. Como consecuencia de esta rotación, los ejes de los anticlinales que se encontraban en contacto con esas fallas giraban en el mismo sentido, adquiriendo una orientación cada vez más hacia el norte. En una etapa avanzada de deformación (Fig. 20c), las fallas con direction NW continuaron su rotación en sentido de las manecillas del reloj, hasta que los anticlinales limitados por éstas alcanzaron una orientación casi norte. Al mismo tiempo empezaron a rotar hacia el sur las fallas 1, 2 y 3, provocando el movimiento paulatino hacia el NW-W de los anticlinales limitados por esas fallas (bloques E, F y G). En esta rotación continua de bloques, el bloque A se mantuvo esencialmente en su lugar, razón por la que sus anticlinales experimentaran la mayor compresión.

La interpretación estructural de la Cuenca de Guerrero-Morelos a partir de fallas de transcurren-cia ha sido propuesta previamente por Vélez (1990). Tanto en la Provincia de Tlaxiaco como en la de Guerrero-Morelos, la presencia de una gruesa sección de evaporitas en el Cretácico Medio pudo haber ocasionado que algunos de los anticlinales y fallas inversas tengan como plano de despegue a esas evaporitas.

RECONOCIMIENTOS

Agradecemos al Ing. Raúl González García, Subdirector de Exploración de PEP, su autorización para publicar este artículo. Asimismo, queremos darlas gracias a los ingenieros Juan Manuel Quezada Mu-ñetón, Salomón Rangel Rincón y Dionisio Rodríguez Figueroa por sus comentarios y sugerencias. Al Ing. Rafael Sánchez Montes de Oca agradecemos su interés en que se publicaran estas notas. Los errores u omisiones de este artículo son responsabilidad exclusiva de los autores.

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