Las formaciones Gran Tesoro y Nazas

7/24/2019 Las formaciones Gran Tesoro y Nazas

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Resumen

Este artculo es una integracin e interpretacin de datos, cuyos objetivos consisten en rede nir formalmente a la Formacin Tesoro y revisar la estratigrafa de la Formacin Nazas, correlacionar ambos depsitos con otras sucesiones estratigr cas situen similar intervalo de tiempo geolgico y vincular estos depsitos a un evento geodinmico regional. La Formacin Gran Tesuna sucesin de pizarra y lita, que conserva texturas del protolito formado por rocas gneas, sedimentarias clsticas y carbonatcon olistolitos que tienen fsiles del Paleozoico, por ello se consider que esta formacin tena esa edad. La presencia deClassopollis cf. C. classoides P ug, Classopollis cf. C. kieseri Reyre y Micrhystridium lymensis var. lymensis Wall, revela que la Formacin GranTesoro es un depsito Mesozoico, ms joven que lo previsto anteriormente. Originalmente la Formacin Gran Tesoro incluyfacies esquistosa, pero en este trabajo se segrega al esquisto de la formacin por las siguientes razones: 1) Por ser de edades diferel esquisto con edad isotpica de 326 26 Ma (Misispico) y la pizarra y lita de edad Mesozoica; 2) porque sus grados de meta-

smo revelan historias geolgicas diferentes; 3) las relaciones de contacto entre el esquisto y las pizarra y lita son tectnicas. este artculo se da formalidad mnemnica apropiada al Esquisto Pescaditos y a la Formacin Gran Tesoro de acuerdo al Cdi Nomenclatura Estratigr ca.

La Formacin Nazas, en el rea de Villa Jurez, Durango, presenta dos miembros con capas depositadas en ambiente contineEn el miembro inferior predominan derrames volcnicos con cuerpos hipabisales intercalados entre limolitas, mientras que el misuperior se compone de areniscas y limolitas que descansan en discordancia angular sobre el miembro inferior. La cima de la Fo-cin Nazas subyace en discordancia angular a la Formacin La Joya, y sta pasa a su vez en transicin hacia la Formacin La G(Oxfordiano).

Las formaciones Gran Tesoro y Nazas forman parte de una secuencia sedimentaria ( strictus sensus ), limitada en su cima por unadiscordancia angular, similar a otras secciones estratigr cas de edad Trisico Superior y Jursico Inferior observadas en Mxsecciones que han sido deformadas por un evento tectnico poco estudiado; sin embargo, el anlisis regional de las relaciones es-gr cas de estas secciones sedimentarias en dicho intervalo geolgico, nos conduce a proponer el nombre de Tectogenia Ameri para una deformacin post-paleozoica y pre-Oxfordiano, independiente del lapso temporal de las orogenias Nevadiana y Lara

ambas ms jvenes en edad.

Palabras clave: Gran Tesoro, Nazas, Trisico Superior - Jursico Inferior, Tectogenia Americana, Mxico.

Abstract

This article is an integration and interpretation of data that has the objectives to formally rede ne the Gran Tesoro Formationand to revise the stratigraphy of the Nazas Formation, to correlate both deposits with other stratigraphic sequences of similar agerange, and link these deposits to a regional geodynamic event. The Gran Tesoro Formation is a succession of slate and phyllite, which

preserves textures of the protolith formed by igneous, clastic and carbonate sedimentary rocks with olistolites contain ing Paleozoic

BOLETN DE LA SOCIEDAD GEOLGICA MEXICANAVOLUMEN 66, NM. 3, 2014,P. 507-539

Las formaciones Gran Tesoro y Nazas: evolucin de las secuencias TrisicoSuperior-Jursico Inferior en Mxico y su signi cado tectogentico

Samuel Eguiluz-de Antuano1,*, Mario Aranda-Garca1, Blanca Estela Buitrn-Snchez21 Rda. Precolombina, Bonampak 103, Mxico, D. F., C.P. 04700.2 Instituto de Geologa, UNAM, Ciudad Universitaria, Delegacin Coyoacn, Mxico, D.F.

* [email protected]

M E X I C A N A A .

C .

S O C I

E D A D

G E O L G

I C A

1904

2004

C i e n A o s


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Eguiluz-de Antuano et al.508508

1. Introduccin

La de nicin de la Formacin Gran Tesoro es temade controversia. Alba-Pascoe (1956) re ere que Jurez yArreola (1933) citan a Russell (1924) como autor que dionombre a la Formacin Gran Tesoro, y Berumen-Esparza yPavn-Leal (1983), Arandaet al . (1988) y otros, siguierondifundiendo a Russell como autor de esta formacin, sinembargo, no es posible adquirir los artculos de Jurez yArreola (1933) ni el artculo de Russell (1924) para su

consulta. Carrasco (1980) indica que Main (1948) fuequien propuso el nombre Gran Tesoro, pero Main (1948,1950 y 1956) no determin un nombre especfico parala lita que a ora en el rea de Cieneguillas, Durango,descrita como una filita negra, fuertemente crenuladay mineralizada, a la que sin fundamento alguno asignal Paleozoico. Davis (1954) no consider un nombreapropiado para la Formacin Gran Tesoro y tambinasienta que Main (1948) no propuso nombre alguno para estas rocas con metamor smo de bajo grado. Variostrabajos han contribuido sustancialmente en la descripcinlitolgica de esta formacin, pero desafortunadamentela mayora de ellos carecen de propiedad formal paraaceptar su definicin o modificaciones posteriores. El problema mayor se encuentra en los medios en que hasido referida su descripcin y en otros casos, la di cultad para consultarlas. Las caractersticas litolgicas y la edadde la Formacin Gran Tesoro son de crucial importancia para comprender la evolucin geolgica regional. En estetrabajo se consider la necesidad de integrar la evolucindescriptiva que ha tenido esta formacin, en cuanto a lalitoestratigrafa, bioestratigrafa y geocronologa; proponersu de nicin formal y conjuntamente, la relevancia queestos datos poseen para comprender la historia geolgica

particular del intervalo Trisico Superior Jursico Inferior.As mismo, las relaciones estratigr cas y la deformacinque tiene la Formacin Gran Tesoro, vinculadas en uncontexto regional, hacen necesario su anlisis dentro dela evolucin geodinmica de Mxico. Considerando sudescripcin litoestratigr ca y contenido de fsiles, estetrabajo tiene como objetivos: 1) Rede nir formalmente a laFormacin Gran Tesoro, compuesta por vulcano-clsticos delita y pizarra que contiene palinomorfos de edad mnimaMesozoica, con olistolitos de arenisca y caliza que tienen

fsiles del Paleozoico; 2) separar a este conjunto de rocasdel cuerpo de esquisto de edad ms antigua, por lo tantorede nir formalmente ambos conjuntos litolgicos condiferentes nombres; 3) una vez planteada la rede nicin,sealar las relaciones estratigr cas de la Formacin GranTesoro, en donde la discordancia angular que separa a estaformacin, de rocas ms jvenes consideradas del JursicoMedio Cretcico, tiene un signi cado tectnico regionalque revela una deformacin poco estudiada en Mxico o bien, ha sido confundida con la Orogenia Nevadiana.

La Formacin Nazas fue referida de manera informal por Pantoja-Alor (1963), la localidad tipo se propuso en elrea de Villa Jurez, Durango, pero su de nicin formalqued aplazada y se ha tomado como vlida la descripcinde esta unidad representada en los Cerritos Colorados,Durango, en donde se consider de manera preliminaruna edad de 230 20 Ma para su depsito (Pantoja-Alor,1972). En Villa Jurez, Durango, Imlayet al . (1948)consideraron a estas capas continentales equivalentes ala Formacin Huizachal (tema que se abordar en esteartculo al describir la localidad del Valle de Huizachal) yClemons y McLeroy (1965) no reconocieron subdivisionesde las capas continentales en la Formacin Nazas, perodescriben que la cima de esta formacin est truncada

fossils, which is the reason this formation was considered to have the same age. The presence of Classopollis cf. C. classoides P ug,Classopollis cf. C. kieseri Reyre y Micrhystridium lymensis var. lymensis Wall reveals that the Gran Tesoro Formation is a Mesozoicdeposit, younger than previously thought. Originally, the Gran Tesoro Formation included a schist facies, but this paper rejects the

schist from the formation due the following reasons: 1) for being of different ages, the green schist with an isotopic age of 326 26 Ma (Mississippian) and the slate and phyllite of Mesozoic age; 2) because their degrees of metamorphism reveal different geologichistories, and 3) the contact relationships between schist and slate and phyllite are tectonic. This article formally appropriates themnemonic Pescadito Formation and the Gran Tesoro Formation under the Code of Stratigraphic Nomenclature. The Nazas Formation,in the area of Villa Jurez, Durango, has two members, both deposited in a continental environment. The lower member is dominatedby volcanic ows, with siltstones and hypabyssal igneous rocks. The upper member is composed of sandstones and siltstones that rest inangular unconformity on the lower member. The top of the Nazas Formation underlies the La Joya Formation in angular unconformity,and this in turn is transitional to the La Gloria Formation (Oxfordian age).

The Gran Tesoro and Nazas formations are part of a sedimentary sequence (sensus strictus), with an angular unconformity at thetop, similar to other stratigraphic sections of Upper Triassic - Lower Jurassic age observed in Mexico, sections that have been deformedby a poorly studied tectonic event. However, the regional analysis of the stratigraphic relationships of these sedimentary sections in this

geological interval leads us to propose the name American Tectogeny, for a post-Paleozoic and pre-Oxfordian deformation, independentof the time lapse of the Nevadan and Laramide orogenies, both younger in age.

Keywords: Gran Tesoro, Nazas, Upper Triassic - Lower Jurassic, American Tectogeny, Mexico.


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en vetas mineralizadas de cobre y oro, alojadas en fallasde un cuerpo intrusivo de extensin sub-regional, al quedesign como Granito Magistral. Cabe resaltar que Davi(1954) mencion que la edad de las litas y cuarcitas fuedada por su similitud con rocas a nes expuestas en LasDelicias, Coahuila. Alba-Pascoe (1965) cita que Jurez yArreola (1933) tomaron el nombre de la Formacin GranTesoro originalmente propuesto en 1924 por Russell, quindescribi una pizarra con mineralizacin y foliacin bienmarcada, de edad Ordovcica, sin especi car fundamento para proponer esta edad, indicar localidad tipo o mayoredatos geolgicos. La de nicin dada por Jurez y Arreola(1933) est tomada de una publicacin no seriada einaccesible y la cita bibliogrfica que se alude para suconsulta es imprecisa, tomada de un reporte del ServicioGeolgico de Norte Amrica, motivos por los que no es posible consultar las citas de Jurez y Arreola (1933) y lade Russell (1924).

Alba-Pascoe (1965) en su tesis profesional, re ere queMain (1956) consider a la litologa de la Formacin GranTesoro de edad Prmico y Trisico y adems agreg queesta formacin es del Trisico Inferior (sin dar base alguna para sustentar su hiptesis). Es de resaltar que los trabajos dMain (1948, 1950 y 1956) y en el trabajo de Davis (1956)que tambin cit la tesis de Main (1948), no se mencionel nombre de Gran Tesoro, ni tampoco la edad Prmico Trisico referida. Alba-Pascoe (1965) adicionalmente, demanera informal, dio nombre a varias formaciones que no presentan metamor smo. Denomin Tres Varones (nombretomado de la mina Tres Varones en donde se estudi por primera vez, localizada a 2 kilmetros al oriente deCieneguillas por el camino hacia Ind), a un conjunto de

areniscas y conglomerados interestrati cados, en contactoregularmente con la Formacin Gran Tesoro y con riolitasdel Terciario. Por su posicin estratigr ca, a la unidadTres Varones le asign una edad Jursico indiferenciadoCabe aclarar que las capas designadas como Tres Varones posteriormente fueron referidas como estratos vulcanocontinentales de la Formacin Nazas (Berumen-Esparza yPavn-Leal, 1983; Aranda-Garca, 1985, Crdoba y SilvaMora, 1989), pero esta correlacin puede no ser apropiadacomo se describir ms adelante en el desarrollo de esteartculo. Alba-Pascoe (1965) agreg a la estratigrafa derea y de manera informal, a las formaciones Coloradasy Cieneguillas (esta ltima, formada por los miembrosConglomerado Matracal y Caliza Guadalupe), todas estaunidades de edad Cretcica Inferior, sin dar mayor detalleCarrasco (1980) sugiri que la lita de color negro propuesta por Main (1948) es en realidad un esquisto negro en dondse aloja la mineralizacin de plata, plomo y zinc, y aceptconceder la edad Paleozoico propuesta por correlacinlitolgica en los trabajos previos (Main, 1948, 1950, 1956Davis, 1954). Pachecoet al . (1982) describieron que enel rea de Santa Mara del Oro existe la con uencia dedos terrenos estrato-tectnicos. Un terreno constituido por un basamento de mica-esquisto de moscovita, que

por una discordancia y la base de la Formacin La Gloriase compone de estratos de conglomerado y de areniscade color rojo, que pasan en transicin hacia arenisca deambiente marino del Jursico Superior. Bartolini (1999) yBartolini et al . (2003) identi caron en la Formacin Nazasdos unidades sedimentarias, concordantes entre s, pero con predominio de contenido volcnico en la unidad inferior, deesta unidad Bartolini y Spell (1997) obtuvieron una edadisotpica de 195.3 5.5 Ma, (40Ar/39Ar). Varios autores(Pantoja-Alor, 1963; Clemons y McLeroy, 1965; Bartolini,1998) coinciden en que la Formacin Nazas presentauna marcada foliacin que no est presente en rocas ms jvenes. Las caractersticas y subdivisin de las capas rojasde ambiente continental de edad pre-Oxfordiano en VillaJurez, Durango, se describirn en este trabajo.

2. Estratigrafa

Las modi caciones que han tenido las descripcionesde la Formacin Gran Tesoro son numerosas, perodesafortunadamente, las fuentes originales por lo generalson poco accesibles para su consulta. Villar-Roldan(1910) fue el primero que describi en la sierra El Oro,en el Municipio de Ind, Durango, la existencia de variaslitologas constituidas por calizas compactas, pizarrasclorticas y carbonosas, conglomerados y pizarras concemento calcreo, diabasa de textura oftica alterada yroca verde, que a oran en el Arroyo Pescaditos.; tambinsugiri que el grado de alteracin de esas rocas fue pormetamor smo de contacto con rocas gneas, pero no reportla presencia de fsiles ni sugiri una edad espec ca para

estas litologas. Main (1948, 1950, 1956) cit de manerasucinta la seccin estratigr ca en el Distrito de Ind yCieneguillas, Durango (situadas a 15 kilmetros al surestede Santa Mara del Oro). Describi que la base de la columnaestratigr ca contiene una lita fuertemente crenulada, decolor negro, con mineralizacin de plata, plomo y zinc, a laque incluy en el Paleozoico Superior. Esta unidad subyacea capas del Jursico constituidas por interestrati cacionesde conglomerado y aglomerado, con indicios de actividadvolcnica contempornea, capas que a su vez subyacen auna sucesin de caliza, lutita, arenisca y conglomeradoque Main (1950, 1956) consider de edad Neocomianoy Albiano, sin aportar fundamentos para asignar estasedades ni proponer nomenclatura alguna, no obstante queen su resumen sugiere establecer nombres y correlaciones,destacando ser adems el primer reporte exhaustivo deesa rea. Davis (1954), en los alrededores del poblado deMagistral, en el distrito minero de Santa Mara del Oro,Durango, realiz una minuciosa descripcin petrogr cade litas, cuarcitas y rocas volcnicas, a las que no citcomo Gran Tesoro, mencionando otros datos tomados dereportes con denciales de la Santa Mara del Oro MiningCompany. Tambin reconoci la presencia de un esquisto, pero no lo trato con detalle porque su trabajo tuvo nfasis


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subyace a una secuencia clstica continental; mientrasque el otro terreno est formado por meta-sedimentos conlavas almohadilladas intercaladas y un bloque de caliza de probable edad Paleozoico. En esta descripcin no usaronnomenclatura alguna para referir a estas rocas comoFormacin Gran Tesoro, sin embargo, el esquisto descrito parece corresponder a la roca verde reportada anteriormente por Villar-Roldn (1910) y al esquisto citado por Davis(1954); las capas continentales pudieran ser la litologa TresVarones de Alba-Pascoe (1956) y los meta-sedimentos, lavay caliza corresponder a la litologa denominada Gran Tesoro.

Posteriormente, el nombre Gran Tesoro fue usado porBerumen-Esparza y Pavn-Leal (1983), para describir rocascon diferente grado de metamor smo, una roca en facies deesquisto verde y otra litologa formada por pizarra, meta-toba y meta-caliza, con almohadillas de lava bsica y calizafosilfera, que a oran en el Cerro El Picacho y en los arroyosde Pescaditos y Las Cuevas Agua Mala. En la FormacinGran Tesoro descrita por Berumen-Esparza y Pavn-Leal(1983) se reconocen varias litologas. Un conjunto de capas presentan un grado de metamor smo mayor, formado por:(1) una granulomtrica muy na en facies de esquisto verde,con su base constituida por esquisto de moscovita y biotita,con bandas de cuarzo; (2) un esquisto de sericita con bandasde hematita y limonita, que pasa en su cima a; (3) pizarra ylita de textura esquistosa, con gra to entre otros minerales,con esquisto moteado de biotita y moscovita de color verdey morado, con fenoblastos (augen) de cuarzo, feldespatoy mica, que cambian a una tectonita con textura gnisicagranular, la que a su vez pasa a una migmatita. Las rocasdescritas por estos autores en el Arroyo Pescaditos (rocaverde citada por Villar-Roldan, 1910) se repiten en orden

inverso y con metamor smo decreciente para terminar conuna ultramilonita, adems, Berumen-Esparza y Pavn-Leal (1983) hacen notar que la Formacin Gran Tesoro,descrita por ellos, presenta intrusiones de granito calco-alcalino, diorita y diques de dacita, que representan eventosmagmticos posteriores al depsito de esta formacin. Alconjunto litolgico anterior agregan otras rocas con menorgrado de metamor smo, constituidas por pizarra, meta-toba,meta-caliza y meta-arenisca, con intercalaciones de lava bsica almohadillada y bloques de caliza con colonias de briozoarios-fenestlidos y placas articulares de crinoides,entre los que se identi ca Baryschyr anosus del PensilvnicoMedio. Como puede apreciarse en la descripcin deBerumen-Esparza y Pavn-Leal (1983), estos autores sonlos primeros en proporcionar datos para con rmar la edadPaleozoico Superior y reconocen conjuntos de rocas condiferente grado de metamor smo, todas incluidas comoFormacin Gran Tesoro. Zaldivar y Garduo (1984)aportaron datos adicionales para apoyar la edad Paleozoicoen la Formacin Gran Tesoro al describir Fenestella aff.modesta y Rugosochonetes sp., entre otras especies. Sinembargo, Eguiluz y Campa (1982) sugirieron que los bloques de caliza y siliciclastos con fsiles del Paleozoico,son olistolitos de ambiente excluyente a la matriz que

los contiene, estos ltimos depositados en un entorno demargen tectnicamente activo, sin dar fundamento para estaltima aseveracin. Como puede observarse, los trabajosanteriormente citados incluyeron varios tipos de litologascon diferente grado de metamor smo, con ambigedad ensu edad y contenidos dentro de un mismo nombre comoFormacin Gran Tesoro. Aranda-Garca (1985), en uninforme indito, que en este artculo se ofrece exponer,separ a la Formacin Gran Tesoro en dos unidadesdiferentes. Conserv el nombre Gran Tesoro para la sucesincon menor metamor smo, que adems, estratigr camentesubyace en discordancia angular a capas continentales, alas que correlacion con la Formacin Nazas (previamentedescrita como Tres Varones). Por otro lado, la unidad conmayor metamorfismo la defini informalmente comoesquisto Pescaditos. Wilson (1987) introdujo el nombrede esquisto Pescaditos en la literatura geolgica con baseen los datos aportados por Aranda-Garca (1985), perosin dar mayor detalle para proponer de manera formal sumnemnico.

Como se ha explicado, la de nicin y modi caciones dela litologa de la Formacin Gran Tesoro ha sido inapropiadaal describirse en tesis de difcil acceso, publicaciones noseriadas o con de ciencia en sus referencias bibliogr cas,todas estas anomalas di cultan ir a las fuentes originales para su consulta. Con apego al Cdigo Estratigrfico Norteamericano (CEN, 2010), Artculo 18, inciso b, seconsidera necesaria la rede nicin formal de una unidadlitoestratigr ca, en este caso de la Formacin Gran Tesoro,motivado porque su de nicin original se dio en una revistano seriada e inaccesible, sus modi caciones posteriores nofueron divulgadas en medios cient cos apropiados, es decir,

en una publicacin formal (Artculo 3 y 4, CEN, 2010), y porque adems, su localidad tipo, estratotipo, relacionesestratigr cas, edad y correlaciones, entre otras cosas, seapartan de los lineamientos apropiados para su aceptacinmnemnica formal (artculos 5 al 15, CEN, 2010).

3. Esquisto Pescaditos

En este artculo se propone definir formalmente alEsquisto Pescaditos, como una unidad independiente dela Formacin Gran Tesoro. El motivo se debe a que la primera unidad posee un grado de metamor smo mayor, suedad es desigual, tienen historias geolgicas diferentes y elcontacto entre ambas es tectnico. El Esquisto Pescaditoses una unidad litodmica, que deriva su nombre del ArroyoPescaditos, inmediato al poblado del Picacho, ubicado 4.5kilmetros al noreste de Santa Mara del Oro, Durango(Figura 1), sta es la localidad en donde se propone elestratotipo. Su litologa est constituida por dos facies,una es de esquisto verde de clorita y esquisto verde demoscovitagranate y la otra facie de an bolita de esquisto demoscovita-cordierita, con horizontes blastomilonticos entreel esquisto y diques leucogranticos (Figura 2). Este esquisto


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a ora en una franja alargada noroeste sureste, con varioskilmetros de longitud. Su presencia en la super cie no seextiende ms distante de esta rea y estimar su espesor esdifcil e impreciso, pero es posible que su espesor sea mayora 200 metros. La edad reportada para este esquisto en unamuestra de anfbol, por el mtodo de K-Ar, dio una edad demetamor smo de 326 26 Ma (Araujo-Mendieta y Arenas-Partida, 1983, 1986), que corresponde al Misispico Medio

(Viseano), por lo cual la edad de depsito se considera mayoe indeterminable hasta ahora. Su contacto inferior no sereconoce, pero la relacin de contacto entre este esquisto yla Formacin Gran Tesoro (rede nida ms adelante en esteartculo), es por sobreposicin tectnica. Como se mencionanteriormente, este esquisto se encuentra intrusionado podiques que estn plegados, emplazados tanto en esta unidalitodmica como en las litas y pizarras, pero no cortan a

Figura 1. Localizacin y mapa geolgico del rea de Santa Mara del Oro, Durango.


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rocas ms jvenes, lo cual revela un evento magmtico posterior al emplazamiento del Esquisto Pescaditos yal depsito de la Formacin Gran Tesoro. Los esquistosmicceos tienen foliacin penetrante sub-vertical y sub-horizontal, de rumbo predominante al noroeste, afectada por lineamientos de tipoknickbands orientados en lamisma direccin. El Esquisto Pescaditos se correlacionaen edad con partes del Complejo Acatln (Ortega, 1981;Keppieet al ., 2011) y con el Esquisto Granjeno (de Csernay Ortega, 1978) y las relaciones de contacto del EsquistoPescaditos y la Formacin Gran Tesoro, descrita en estetrabajo, permiten interpretar eventos de estratigrafa y

deformacin independientes entre ambas unidades. En elEsquisto Pescaditos hay cuatro tendencias estructurales(Zaldivar y Garduo, 1984), una orientacinC principal predomina (100-110; 1 = N 10-18), dos orientaciones B y A son secundarias (N 20-30; 1 = N 110-120 y N 145 - 152; 1 = N 55 - 65), y otra orientacin D essubordinada (N 75; 1 = N 164), pero sta afecta a laorientacin C . Estas orientaciones estructurales indican quelos esquistos tuvieron una evolucin diferente al resto de lalita, pizarra y olistolitos, de edad ms joven, en dnde lossistemas D y C son claros y contienen las deformaciones A y B , lo cual implica las mismas deformaciones genticas

Figura 2. Columna estratigr ca del rea de Santa Mara del Oro, Durango. Edades isotpicas tomadas de Damonet al . (1981) y Araujo-Mendieta yArenas-Partida (1983, 1986).


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para estas ltimas rocas con 1 NNW-SSE (N 164; Zaldivary Garduo, 1984).

4. Formacin Gran Tesoro

La rede nicin de la Formacin Gran Tesoro, comoconsecuencia de segregar de ella al Esquisto Pescaditos, pretende aglutinar a un conjunto de rocas con menordeformacin y de edad e historia geolgica diferentes. Sudescripcin litolgica permite interpretar tanto su ambientede depsito como el grado de metamor smo; su contenidofosilfero y las relaciones estratigr cas permiten conocersu edad. Todos estos elementos conllevan a vincular sugnesis en un contexto geodinmico de correlacin regional.

La localidad tipo original de la Formacin Gran Tesorose desconoce, Davis (1954) re ere que esta litologa seencuentra en a oramientos ubicados en el camino entreInd y Santa Mara del Oro, en las proximidades de CerroGrande, tambin la describe en el subsuelo en la veta azuritade la mina Cocinera Los ngeles, al noreste de la fallaX en los niveles 6 y 7 y en las minas Santa Ana GranLucero, en el rea de Magistral, Durango. Para el presenteartculo los mejores a oramientos de esta formacin selocalizan en el Arroyo Grande del Picacho y el caminoentre Santa Mara del Oro y la localidad Picacho, as comoen la base del Cerro la Trinchera, este ltimo al suroestedel poblado de Trincheras (Figura 1). Para la FormacinGran Tesoro se propone como localidad tipo la seccinestratigr ca ubicada en el Arroyo Grande del Picacho,entre la interseccin de este arroyo con el camino que unea Santa Mara del Oro con el poblado Picacho, al sur, y la

interseccin de este mismo camino con el cruce del mismoarroyo, cinco kilmetros al noreste (Figura 1). El estratotipo puede ser compuesto, por un lado por la seccin que a oraentre el camino que une a Santa Mara del Oro con el poblado Picacho, y por otro lado, en el Arroyo Grande delPicacho, entre el rancho Las Drogas, al sur, y el Cerro LaTrinchera, al noreste, en este ltimo pueden observarse susrelaciones estratigr cas con el Esquisto Pescaditos, con laFormacin Tres Varones, con el intrusivo Magistral y conrocas volcnicas del Cenozoico (Figura 1).

La Formacin Gran Tesoro se subdivide en dosunidades (Figura 2). Davis (1954) y Aranda-Garca(1985) consideraron que la unidad 1 es posiblemente lams antigua, sin poder ser concluyentes. En el presenteartculo se abordar la posibilidad que la unidad 1 pudieraser ms joven. En la unidad 1 predominan la lita y la pizarra, en las que se reconocen protolitos de rocas gneasy rocas sedimentarias subordinadas. Las rocas extrusivasson andesita de color gris, toba litizada de color guinday basalto verde oscuro que llega a formar estructuras enalmohadilla, adicionalmente se presentan microdioritasy ultrabasita serpentinizada. Entre las rocas gneas seintercalan pelitas de color negro, carbonatos, areniscasconglomerticas y conglomerados que tienen cuarzo-

arenitas y fragmentos de esquisto con marcada foliacin penetrante, muy similares al Esquisto Pescaditos, estaes la razn por la que Aranda-Garca (1985) se inclin aubicarla como la roca ms vieja. El grosor individual delos cuerpos descritos de estas rocas es de 1 a 10 metrosy se suceden alternando sin un orden reconocido, por sudeformacin es difcil medir su espesor. Su contacto conla unidad 2 se presenta poco de nido (Figura 2), por estarazn es impropio proponer a la Formacin Gran Tesorocomo una aloformacin.

La unidad 2 se observa como lita y pizarra, pero conservarasgos que tienen un carcter eminentemente sedimentarioSe reconocen lutita y limolita muy deformadas, peroconservan rizaduras y laminacin paralela, son de color grioscuro o negro y en ocasiones son carbonosas, se intercalancon areniscas de grano no, de color gris, con laminacin paralela y gradacin de grano no en la base a muy no en lacima, con espesores variables de estratos, entre 10 a 40 cm pero mayormente delgados, hay pliegues que difcilment pueden distinguirse si son de origen compresivo o deslizado por gravedad ( slump ). En esta sucesin hay escasas tobasque se intercalan entre los estratos descritos. Dentro de estsucesin de estratos hay brechas y bloques de gran tamaodispuestos de forma catica, sin orden de acomodo dentrode la unidad 2. Estos bloques estn constituidos por capade caliza negra y caliza gris, ambas recristalizadas, limolity arenisca, todas las capas muy plegadas, los bloques tienen bordes irregulares y sub-angulosos, con dimensiones desdlos decmetros, hasta centenas de metros. En estos bloquehay fenestlidos, corales, braquipodos, placas articularede crinoides y trilobites, fsiles del Pensilvnico Medio(localidad fosilfera 1, a 3 kilmetros al noreste de Santa

Mara el Oro, figuras 1 y 2). El contacto estratigrficode estos bloques est inmerso entre la sucesin deareniscas y pelitas que es de una roca ms joven, como sedescribir posteriormente, estos bloques se identi can comoolistolitos. Allaby y Allaby (2003) de nen olistostroma aun depsito sedimentario que consiste en una masa caticde rocas con clastos compuestos de material ms antiguo ydeslizados dentro de la sucesin sedimentaria en la que seencuentran; los clastos pueden ser grandes y gigantescos, lo que se les denomina olistolitos, depositados en ambientmarino profundo. En la unidad 2 hay diques de diabasa qucortan a la sucesin sedimentaria deformada, pero estosdiques, a su vez son cortados por otro conjunto de diquesde composicin grantica, ambos conjuntos de diquesestn deformados y no se observan en rocas de edad m joven, lo que identi ca dos eventos magmticos diferentesy con edad incierta. En las capas pelticas de la unidad 2 seencontraron palinomorfos que Aranda-Garcaet al . (1988)reportaron comoClassopollis classoides , C. kieseri Reyre , yacritarcas del gnero Micrhystidium sp., entre otras especies(localidad fosilfera 2 en el Arroyo del Picacho, guras 1, 2y 3 a-d).Classopollis classoides y C. kieseri Reyre, no sonms antiguos al Trisico (Tayloret al ., 2009). El espesor realde la Formacin Gran Tesoro no puede establecerse por su


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deformacin intensa, no obstante, es posible que ms de 500metros sea una estimacin apropiada debido a la extensinque se presenta en el Arroyo Grande de Picacho.

La relacin estratigrfica entre la Formacin GranTesoro y el Esquisto Pescaditos es tectnica, ya que elesquisto cabalga a la pizarra negra. La relacin entre la litay pizarra Gran Tesoro con el Granito Magistral es tectnica, por la intrusin de ste entre las rocas metamrficas.Mientras que el contacto superior de la Formacin GranTesoro con capas formadas por siliciclastos continentalesy lavas de composicin intermedia o bsica, contenidasen la formacin Tres Varones, se observa discordante, pero tambin como un contacto por falla normal (Figura1). Berumen-Esparza y Pavn-Leal (1983) marcan elcontacto transicional entre el esquisto y la pizarra negra,mientras que el contacto superior de la pizarra y lita esun cambio litolgico abrupto y con discordancia angularcon las capas continentales de las rocas Tres Varones, lacual en su base tiene la presencia de un conglomeradocon clastos de esquisto, lita y roca gnea. En este trabajose acepta que la Formacin Gran Tesoro subyace endiscordancia angular a estratos sedimentarios continentales,con derrames volcnicos, de la formacin Tres Varones.La formacin Tres Varones no est litizada y no presentametamor smo alguno, no est afectada por el intrusivoMagistral y adems, sobreyace al Esquisto Pescaditos y ala Formacin Gran Tesoro. Por las relaciones estratigr casy contenido de palinomorfos que tiene la Formacin GranTesoro, se propone que sta ltima no puede ser un depsitoms antiguo al Trisico, pero tampoco ms joven que elJursico Medio, como se describir ms adelante. Acordea la descripcin litoestratigr ca anterior, la Formacin

Gran Tesoro puede ser en su conjunto, un depsito vulcano-sedimentario, con variacin de ambiente somero (unidad 1),que est en contacto con otra litologa de ambiente marino profundo (unidad 2).

Las caractersticas litolgicas de las formaciones GranTesoro y Pescaditos se reconocen en otras partes del Estadode Durango (Carrasco-Centeno, 1993), con las que es posible correlacionar en las reas mineras de: Magistraldel Oro, Ind, Chacala, San Miguel del Cantil, San Andrsde la Sierra, San Diego Tezains, Monteros, San Juan deCamarones, Santa Mara de Otaez, Pueblo Nuevo y enGuanacev. En esta ltima localidad, el conglomerado conese mismo nombre, tiene clastos de esquisto, cuarcita y pizarra, que denotan erosin de un basamento metamr co.Un esquisto similar al Pescaditos tambin se ha descrito alnoroeste de San Lucas de Ocampo, Durango (Zaldivar yGarduo, 1984), en los alrededores de la ciudad de Zacatecastambin se reporta (Burckhardt y Scalia, 1906), por lo que suextensin en el subsuelo pudiera ser considerable. Por otrolado, en localidades donde se presentan rocas sedimentariasfilitizadas, con la presencia de fsiles del Paleozoico(Carrillo-Martnez, 1971), es conveniente describir loscontactos estratigr cos para con rmar que las rocas quecontienen a los fsiles no son olistolitos, como aconteci

con la evolucin estratigr ca de la Formacin Gran Tesoro.La edad de la Formacin Gran Tesoro ha sido tema

de controversia. Main (1948, 1950, 1956) y Davis (1954)consideraron para las litas una edad Paleozoico por lasimilitud litolgica de estas rocas con a oramientos delPrmico en Las Delicias, Coahuila, ambos autores nomencionaron a Russell (1924), quien segn Alba-Pascoe(1956) report fsiles del Paleozoico (Ordovcico), comose presenta en los bloques de olistolitos contenidos en launidad 2, as como por el aspecto metamr co de estasrocas para sugerir esta edad, incluyendo a los esquistos.Posteriormente, la datacin isotpica por el mtodo deK-Ar en una muestra de anfbol del Esquisto Pescaditos,con rm la edad de metamor smo de 326 26 Ma (Araujo-Mendieta y Arenas-Partida, 1983, 1986), equivalente alMisispico (Viseano). Por otro lado, en los bloques deolistolitos los fsilesCylindrocaudiscos kies ski Moorey Jeffords, 1968, Baryschyr anosus Moore y Jeffords,1968 yCyclocaudex insaturatus reportados por Berumen-Esparza y Pavn-Leal (1983), con adicin del briozoario( Fenestella aff. F. modesta ) y braquipodos ( Linoproductus aff. L. prattenianus y Rugosochonetes sp., reportados porZaldivar y Garduo (1984), aunado a los fsiles colectados por Aranda-Garca (1985): Fenestella spinulifera (Figura3 e), Fenestella aff. F. placida (Figura 3 f), F. modesta (Figura 3 g), F. spinocristata (Figura 3 h); braquipodosde las especies: Hustedia aff. H. mormoni (Figura 3 i),

Puntospirifer sp. (Figura 3 j) y el crinoideCilindrocaudiscus sp. (Figura 3 k), con rman la edad Pensilvnico Medio,exclusivamente para los olistolitos contenidos dentro dela sucesin siliciclastica con metamorfismo bajo de laFormacin Gran Tesoro.

Una capa de lutita no pizarrosa en la unidad 2 de laFormacin Gran Tesoro, que contieneClassopollis cf.C. classoides P ug, Classopollis cf. C. kieseri Reyre y

Micrhystridium lymensis var. lymensis Wall, se le asignuna edad Jursico Inferior (Aranda-Garcaet al ., 1988). Esconveniente aclarar queClassopollis classoides es un taxncosmopolita, distribuido durante el Jursico y Cretcico(Singh, 1964), yClassopollis classoides , C. classoideskieseri Reyre, varan desde el Trisico tardo al Cretcico(Taylor et al ., 2009). Por la posicin lito-estratigrficay contenido de polen la Formacin Gran Tesoro puedeconsiderarse depositada durante el Trisico Superior Jursico Inferior.

El Granito Magistral (Davis, 1954) es una roca calco-alcalina con variaciones de cuarzo-diorita a diorita, laintrusin afecta al Esquisto Pescaditos y a la FormacinGran Tesoro, pero no se observa su relacin con la formacinTres Varones (nombre informal), a su vez este intrusivoest cubierto por derrames volcnicos del Cenozoico. Laedad de este intrusivo se estableci con istopos de K-Ar,en roca total, con 198 7 Ma (Damonet al ., 1981). Este plutn origin metasomatismo de contacto a la FormacinGran Tesoro, generando una asociacin mineralgicacuarzo turmalina moscovita clorita, de textura


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la localidad El Cuarenta, al nororiente de Santa Mara deOro (fuera del rea de la Figura 1), plutones similares alintrusivo Magistral dieron edades de 149 3 y de 155 3 Ma usando el mtodo de K-Ar, obtenidos en hornblendade una diorita y una cuarzodiorita respectivamente (Damonet al ., 1981), estas edades corresponden al Tithoniano yKimeridiagno (ICS, 2014), pero en estos intrusivos no sedescribe deformacin pizarrosa o litizacin como la quese observa en el Granito Magistral.

cristaloblstica (Crdoba y Silva-Mora, 1989), este cuerpogneo presenta xenolitos con metamor smo dinmico que pudieran haber sido asimilados de la pizarra o lita, perotambin se presenta en el plutn fuerte tectonismo, con planos orientados noroeste sureste que presentan mineralestriturados, as como zonas de cataclasis en fallas decabalgadura con vergencia al noroeste, y esta deformacinafecta tanto a las rocas metamr cas de bajo grado de laFormacin Gran Tesoro, como al Granito Magistral. En

Figura 3. (a) Michrystridium lymensis var.lymensis (Pb 3547-1*) 1000 X; (b)Classopolis cf.C. kiesen (Pb 3547-2*) 1000 X; (c)Classopolis cf.C. classoides (Pb 3547-1*) 1000 X; (d) Michrystridium lymensis var.lymensis (Pb 3547-1*) 1000 X (*Numeracin de muestra y microfotografa reproducidas de Aranet al ., 1988); (e) Fenestella spinulifera (MAG-161-85**) 1X; (f) Fenestella aff. F. placida (MAG-163-85**) 1X; (g) Fenestella modesta (MAG-161-85**)1X; (h) Fenestella spinocristata (MAG-163-85**) 1X; (i) Hustedia aff. H. mormoni (MAG-601-8-85**) X1; (j) ? Punctospirifer (MAG-601-A-85**)1X; (k)Cilindrocaudiscus sp. (MAG-601-C-85**) 2X. (**Numeracin de muestras realizadas por Aranda-Garca, 1985).


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5. Formacin Nazas

En Villa Jurez, Durango, los afloramientos de laFormacin Nazas estn aislados entre s por aluvin, nose observa una continuidad entre las capas ms antiguas ylas capas ms jvenes y adems, en varios a oramientosde esta formacin existen cambios internos en su rumbo yechado (Figura 4). En Villa Jurez, Durango, existen tressucesiones de capas rojas pre-Oxfordiano ( guras 4 y 5).La sucesin superior y ms joven est representada por un

conglomerado de guijas y guijarros, con clastos de arenisca,riolita, dacita, ignimbrita y conglomerado re-trabajado,los clastos varan desde angulares hasta sub-redondeados(Figura 6), con dimetros que van desde 1 cm hasta 15 cm,su acomodo tiene imbricamiento, es de tipo grano-soportadoy tiene matriz de arenisca de grano grueso, mal clasi cada.El conjunto est bien cementado y todos los clastos sereconoce que provienen de la unidad subyacente, por estemotivo su color es rojo. El tamao del grano en generaldisminuye hacia la cima, con los estratos en la base pocode nidos, hacia la cima se presentan con estrati cacinregular y se identifica estratificacin cruzada de bajo

Figura 4. Mapa geolgico del rea de Villa Jurez, Durango.


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ngulo. El espesor de esta sucesin en la ladera noreste delCan de Avils vara desde 5 metros, hasta 10 metros y pasa en transicin a una sucesin de areniscas de cuarzode grano grueso, bien clasi cada, cementada por slice ycarbonato, con estrati cacin cruzada, en capas de 15 a30 cm, de color gris, con tinte ocre o rojizo. La aparicinde las areniscas de cuarzo y desaparicin del color rojizoen los estratos de esta sucesin marca el contacto inferiorcon la Formacin La Gloria, la cual sobreyace a las capasrojas de conglomerado y arenisca, a las que en este artculose re eren como Formacin La Joya, sta sobreyace a unasuper cie irregular de erosin, que marca el contacto con

respecto a las rocas de la Formacin Nazas que le subyacen( guras 4 y 6).

La Formacin Nazas puede ser dividida en un miembrosuperior y un miembro inferior. El miembro superiorsubyace a la super cie de erosin arriba citada y las capas deesta unidad tienen rumbo y echado diferente con respecto las formaciones La Joya y La Gloria, por lo que se consideruna discordancia angular. Los estratos de este miembro sonde color rojo y guinda, se componen de capas bien de nidasde 30 a 40 cm de espesor, compuestos por arenisca degrano no a grano grueso, con estrati cacin cruzada dengulo bajo y estrati cacin laminar, es frecuente encontrar

Figura 5. Columna estratigr ca del rea de Villa Jurez, Durango.


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capas que estn barrenadas por organismos. En estascapas sedimentarias no se observan derrames volcnicosintercalados, pero s se reconocen ap sis gneas de dacitaque cortan a esta unidad y ambas rocas tienen fuertefoliacin, con planos inclinados al SW (242-232/42), stafoliacin oblitera parcialmente a la estrati cacin (Figura7). Los mejores a oramientos de este miembro se presentanen el Can de Avils (en donde su espesor completo tiene60 metros, pero lateralmente presenta variaciones) y en lacima del Cerro Grande (Figura 4). La base de este miembrotiene un conglomerado con clastos de 1 a 2 cm de dimetro,soportado por matriz arenosa, la redondez de los clastoses variable, desde angular a sub-redondeada y la base deeste conglomerado es una super cie de erosin poco clara por estar parcialmente cubierta (Figura 8). Es notable queel miembro superior de la Formacin Nazas tiene rumboy echado diferente a las unidades del miembro inferiorque subyacen ( guras 4 y 8), sin embargo, su foliacin escompartida entre todas las unidades de la Formacin Nazas, pero esta foliacin no est presente en las formaciones LaJoya, La Gloria, o rocas ms jvenes que sobreyacen.

Las capas rojas ms antiguas de Villa Jurez correspondenal miembro inferior de la Formacin Nazas y esta sucesininferior consiste de tres cuerpos. El cuerpo inferior (a), conms de 280 metros, est formado por riolita, toba y andesita,de color gris o rojo, con lodolita y arenisca de grano no,ambas de color rojo intenso pero intercaladas y subordinadasal espesor de las rocas volcnicas. Su contacto inferior noa ora y su contacto superior es concordante con el cuerposobreyaciente. Un cuerpo intermedio (b), con 40 metrosde espesor, consiste de arenisca de grano no y limolita,en capas delgadas, bien estratificadas y con abundante

bioturbacin por organismos. Sus contactos inferior ysuperior son concordantes. El cuerpo superior (c) tiene unespesor de 300 metros, compuesto por andesita, riolita, tobasy espordicas ignimbritas intercaladas. Subordinadas hayarenisca, limolita y lutita, en capas de 30 a 40 centmetrosde espesor, pero internamente los siliciclastos tienenlaminacin y abundante barrenamiento por organismos. Escomn encontrar que rocas gneas penetran a las areniscas(Figura 5). Los espesores de estas rocas volcnicas sonvariables, desde 5 hasta 20 metros y se distinguen variosderrames (Figura 4). La base de este cuerpo es concordante, pero su cima subyace a una super cie de erosin, en contactocon el miembro superior de la Formacin Nazas, con posiblediscordancia angular. Los dos miembros de la Formacin Nazas comparten foliacin incipiente (Bartolini, 1998).Varias fallas de extensin con diversos rumbos se presentanen estas sucesiones, pero predominan los planos orientados NW-SE (Figura 4). Las edades isotpicas obtenidas ubicanal cuerpo inferior (a) de esta sucesin en 230 20 Ma porel mtodo Larsen (Pantoja-Alor, 1972), 195.3 5.5 Ma con40Ar/39Ar en plagioclasa de un ujo rioltico (Bartolini ySpell, 1997) y 180-178 Ma con circones detrticos (Lawtony Molina-Garza, 2014), pero el cuerpo superior (c), su edadsusceptible de interpretacin, la sitan entre 170-169 2

Figura 6. En el anco noreste del Can de Avils el contacto estratigr code la unidad superior de la Formacin Nazas (Jns), subyace a una super ciede erosin irregular. Sobre esta super cie sobreyace en discordanciaangular la Formacin La Joya (Jlj), constituida por un conglomeradograno-soportado, que decrece el tamao de clastos hacia la cima y las capasvaran de gruesas en la base, a delgadas en la cima. Una falla pequea seintrepone en el contacto. Al fondo la Formacin La Gloria (Jlg) sobreyaceconcordantemente y en transicin estratigr ca a la Formacin La Joya.

Gua de escala: 15 cm.

Figura 7. Foliacin en la unidad superior de la Formacin Nazas, con planosinclinados al SW (242-232/42), sta foliacin oblitera parcialmente a laestrati cacin con echado 90/8. Escala 10 cm. Coordenadas: 0643968,2815396.


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Ma (Lawton y Molina-Garza, 2014).

6. Discusin y Conclusiones

En los captulos anteriores se han aportado losfundamentos para individualizar a la Formacin GranTesoro de otras unidades y revisar su edad. As mismo, sereconocen dos miembros en la Formacin Nazas, separados por discordancia, ambas formaciones tienen foliacin penetrante y subyacen en discordancia angular con respectoa rocas ms jvenes carentes de esta deformacin. Con baseen la litologa, relaciones estratigr cas y deformacin delas formaciones Gran Tesoro y Nazas, aqu se analizar susigni cado en un contexto geodinmico regional.

El Esquisto Pescaditos tiene una deformacin intensaque ha borrado las caractersticas de su protolito, la edadisotpica de esta roca (326 26 Ma, Araujo-Mendieta yArenas-Partida, 1986) indica una deformacin Paleozoico(Misispico), pero se desconoce cuando ocurri su depsito.Su correlacin con el Esquisto Acatln, con fragmentos

de esquisto en la Formacin Guanacev y esquistos en lalocalidad de San Lucas de Ocampo (Zaldivar y Garduo1984), sugiere que puede existir una distribucin ampliade estas rocas en el borde paleo-Pac co y otros lugaresde Mxico.

La edad absoluta del Esquisto Pescaditos (326 26 Ma posible edad de deformacin) y edad relativa de los fsileinmersos en los olistolitos de la Formacin Gran Tesoro(edad de depsito dada por los crinoides del PensilvnicoMedio), as como las relaciones estratigr cas entre ambasformaciones revelan evoluciones geolgicas diferentesEl primero es un protolito ms antiguo, con deformacinen el Misispico, mientras que los fsiles en los olistolito pertenecen a un ambiente de plataforma somera, depositadodurante el Pensilvnico, pero re-depositados al sererosionados durante el Trisico Superior Jursico Inferior

Las caractersticas litolgicas de la Formacin GranTesoro indican que se deposit en un ambiente vinculadocon vulcanismo. No se tienen evidencias para decidirel orden cronolgico de las unidades 1 y 2 descritas enel presente trabajo (Figura 2). Una opcin asume que lasucesin se inici en ambiente somero, con predominiode magmatismo andestico (unidad 1), y estas condicione pasan a una sedimentacin marina de ambiente profundorepresentado por sucesiones siliciclsticas gradadas, degrano no en la base y muy no en la cima, rizaduras y posibles estructuras por deslizamiento ( slumps ), as como bloques de olistolitos sedimentarios de diferente magnitudcon intercalaciones de almohadillas de lavas espilticasy tobas, las rocas volcnicas estn subordinadas a lossiliciclastos en la unidad 2. La otra opcin es que el contextregional indica que sobre un basamento de esquisto antguo

primero se deposit una sucecin de turbiditas y sobre staen discordancia se emplaz una sucesin volcnica. Lacondicin de sedimentacin de la unidad 2 suele presentarsen cuencas con piso ocenico en expansin, de tiporift back-arc o pull-apart (Allen y Allen, 2005; Dilek y Furnes, 2014).

En cuanto a la edad de la Formacin Gran Tesoro,los palinomorfos que estn incluidos en la unidad 2 dela Formacin Gran Tesoro (Aranda-Garcaet al ., 1988)no permiten distinguir los caracteres apropiados paracon rmar su determinacin inequvoca, motivo por el quese reportaron con razonable duda ambas determinacionetaxonmicas de la especieClassopollis . La descripcinoriginal de Reyre (1970) tom en cuenta la ornamentacinvista al microscopio electrnico de barrido para distinguilas diferentes morfo-especies deClassopollis , informacincon la que no cont el artculo de Aranda-Garcaet al .(1988). Por lo tanto, es prudente considerar que los taxonedescritos dentro del gneroClassopollis , tienen un alcance bioestratigr co desde el Trisico tardo al Maastrichtiano(Tayloret al ., 2009), mientras que el gnero Micrhystridium se distribuye desde el Mesozoico al reciente. Si bien escierto el alcance bio-estratigrfico amplio que poseenestos palinomorfos, tambin es conveniente ubicarlosen la posicin lito-estratigr ca en la que se encuentran

Figura 8. a) Panormica en la parte central del Cerro Grande. La Formacin Nazas (unidad C) tiene echados 190/10 a 170/9, indicados por la lneacortada. La unidad superior de la Formacin Nazas (Jns) sobreyace conechados de 235/12. En la base de la unidad superior hay una super cie deerosin (indicada por la echa) y en ese lugar se encuentra un conglomeradoen su base (recuadro b), en las coordenadas: 0640113, 2818901. Escalade la pluma 15 cm.


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(Figura 2), pues subyacen a capas continentales de laformacin Tres Varones (Jursico Medio?), sta ltima asu vez subyace en discordancia paralela a capas marinasde las formaciones Zuloaga (Oxfordiano?), la que a suvez pasa a la Formacin La Casita que contiene Nebrodites sp. (Kimeridgiano-Tithoniano). Esta ltima formacinsubyace aparentemente concordante a lutita y arenisca de laFormacin Mezcalera, la cual tiene entre otros organismos

Ancyloceras sp. y Anisoceras sp. (Cretcico Inferior).Adicionalmente, todas las formaciones que sobreyacen aFormacin Gran Tesoro no presentan metamor smo, porlo tanto, los palinomorfos que aparecieron en el Trisicoy estn contenidos en la unidad 2 de la Formacin GranTesoro, no permiten que esta formacin sea ms viejaque Mesozoico. Por otro lado, la Formacin Gran Tesorosubyace en discordancia angular a la formacin Tres Varones(de posible edad Jursico Medio), la que a su vez subyacea capas marinas ms jvenes, por lo que la FormacinGran Tesoro no puede ser ms joven que Jursico Medio.Martnez y Ramrez (1996) confrontaron la taxonoma de laespecie Classopollis presente en la Formacin Gran Tesoroy propusieron que los especmenes de polen, previamenteidenti cados por el propio Martnez (en Arandaet al ., 1988),ms bien corresponden a Jugella y Tricolpites del Cretcico,lo cual, en este trabajo no es aceptable para la FormacinGran Tesoro, por las relaciones estratigr cas en que seubica. Por lo anterior, en este trabajo se sugiere utilizartcnicas adicionales para dilucidar la citada confrontacintaxonmica que est fuera de los alcances de este artculo.

La Formacin Gran Tesoro y el intrusivo Magistral,como se indic anteriormente, comparten una deformacinque no afecta a la formacin Tres Varones o a rocas ms

jvenes, por lo que se interpreta que tanto las litas, como elintrusivo, fueron deformadas en un proceso contemporneo.La edad del intrusivo El Cuarenta (149 3 y de 155 3Ma, Damonet al ., 1981), con el que se correlaciona elGranito Magistral, es inconsistente con las caractersticasque tiene la Formacin Gran Tesoro, e inconsistente conlas rocas del Jursico Superior carentes de evidenciamagmtica. Las rocas marinas del Jursico Superior en losalrededores del poblado Picacho no presentan in uenciamagmtica durante su depsito, tampoco se observametasomatismo de contacto, ni deformacin dinmicacomo la presenta el cuerpo Magistral, por lo tanto, la edadreportada para el intrusivo el Cuarenta es cuestionable conel entorno geolgico y requiere estudios suplementarios.Se interpreta que el intrusivo Magistral pudo emplazarse posterior al depsito de la Formacin Gran Tesoro, pero esteintrusivo pudo tener una deformacin contempornea conla Formacin Gran Tesoro de edad pre-Oxfordiano que noafecta a la formacin Tres Varones o a rocas ms jvenes.

La Formacin Gran Tesoro rede nida en este artculo, presenta metamor smo de bajo grado, su contacto superiortiene discordancia angular con la formacin Tres Varonesy su contacto inferior no a ora, sin embargo, por el mayorgrado de metamor smo y la edad del Esquisto Pescaditos,

se considera que el contacto inferior de la Formacin GranTesoro puede ser discordante con rocas del Paleozoico.

La Formacin Nazas descrita en este trabajo presentafoliacin incipiente (Figura 7), grado de deformacinque no comparten rocas ms jvenes y adems, subyaceen discordancia angular a sedimentos continentales de laFormacin La Joya (Figura 6). Este contacto en la cima dela unidad superior de la Formacin Nazas con la FormacinLa Joya, es una super cie que se reconoce con claridadcomo una erosin y discordancia angular. Por otro lado,el contacto estratigrfico entre las unidades inferior ysuperior de la Formacin Nazas no est bien de nido. Elconglomerado que est en la base del miembro superior deesta formacin est parcialmente cubierto, y el cambio deechado y rumbo entre ambos miembros puede tener variasinterpretaciones: 1) una discordancia por efecto tectnico;2) un cambio en la direccin de corriente de depsito; 3)un fallamiento sin-tectnico con rotacin de echado duranteel depsito, entre otras opciones. Un mayor conocimientode este contacto y las dos unidades ser conveniente paraestablecer una nomenclatura ms propia para la Formacin Nazas o considerarse como aloformacin.

De acuerdo con las relaciones de contacto lito-estratigrfico aqu descritas para las formaciones GranTesoro y Nazas, este conjunto de rocas corresponden auna secuencia en el sentido estricto propuesto por Slosset al . (1949) y Sloss (1963). Estos autores de nieron eltrmino de secuencia para designar a un paquete gruesode estratos, o unidades estratigrficas, limitadas pordiscordancias sub-areas y remarcaron la importanciaque tiene el tectonismo en las discordancias para generarsecuencias. Posteriormente, el signi cado de secuencia

se ha expandido para incluir sucesiones concordantes deestratos genticamente relacionados, independientes de suescala temporal o espacial (Mitchum, 1977; Posamentieret al ., 1988; Galloway, 1989). Esta de nicin de secuencianos lleva a tener una metodologa de anlisis, para agruparsucesiones estratigr cas genticamente relacionadas, cuyoslmites son discordancias o concordancias correlativas,vinculadas a diferentes factores como tectonismo o cambios por eustacia. Conceptos ms modernos sobre el anlisisde secuencias enfatizan fundamentalmente que estosdepsitos representan sistemas sedimentarios, ocasionados por cambios regresivos o transgresivos en la lnea de costay los lmites entre estos depsitos constituye super ciessigni cativas para representar tractos en la estratigrafasecuencial (Catuneanu, 2007). Como puede apreciarse,las primeras de niciones de secuencia dan mayor valor al papel que juegan las discordancias como limitantes de unasucesin de estratos, mientras que los conceptos modernosdan mayor peso a los procesos de sedimentacin y espaciode acomodo en una sucesin sedimentaria.

Las formaciones Gran Tesoro y Nazas, descritas en estetrabajo, ocupan una posicin muy importante para vincularsecuencias sedimentarias del Trisico SuperiorJursicoInferior en otras regiones de Mxico. En varios trabajos


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francamente marina, formada por lutita que contieneamonites (Sirenites sp., Trachyceras sp., Clionites sp.,

Juvavites sp.) de edad Crnico Inferior (Burckhardt yScalia, 1906), inter-estrati cada con arenisca de cuarzo ycaliza, con bloques de variadas dimensiones y que tienelamelibranquios excluyentes al ambiente turbidtico querepresenta al depsito. Tambin hay intervalos con lavasespilticas almohadilladas intercaladas en la matriz, estaslavas tienen la rma geoqumica de provenir de un pisoocenico en expansin (Centeno-Garca y Silva, 1997). Laotra litologa predominantemente volcnica est compuesta por paquetes gruesos de brechas volcnicas y volcano-clsticos de grano no de dacita y andesita, tectnicamenteintercalados entre la litologa descrita como francamentemarina. Estas litologas tienen foliacin, pliegues y cizallade una deformacin con incipiente metamorfismo. Sucontacto estratigr co inferior segn Burckhardt y Scalia(1906) lo consideraron discordante con rocas pre-Trisico( schstes sricite anciens ), mientras que su contactosuperior con unidades ms jvenes (formaciones La Bordao Chilitos) no son claras (Tabla 1).

En el rea de Pen Blanco, Zacatecas, se da nombre ala Formacin Ballena compuesta por una sucesin de lutitaque alterna con arenisca rica en cuarzo y conglomerado,con amonitas (Sirenites sp.,Clionites sp., Meginoceras sp.)de edad Landiano-Crnico (Chvez-Aguirre, 1968; Silva-Romoet al ., 1993; Gmez-Lunaet al ., 1998). El conjuntolitolgico representan un depsito de aguas profundas deambiente turbidtico, pero a diferencia de la FormacinZacatecas no se observa vulcanismo contemporneo en eldepsito en estos sedimentos. La sucesin tiene foliacinincipiente (rumbo N 40- 60 E), plegamiento isoclinal y

subyace con discordancia angular a la Formacin Nazas,compuesta por cuerpos volcnicos y estratos clsticos, lavay toba andestica, as como conglomerados integrados porrocas volcnicas. Aqu, la Formacin Nazas es de ambientecontinental y est intrusionada por diques de composicin bsltica (Silva-Romoet al ., 1993). La Formacin Nazasa su vez subyace en discordancia a la Formacin La Joyacon capas de arenisca, conglomerado y lutita, que pasanen transicin a caliza con fsiles marinos de la FormacinZuloaga, de edad Oxfordiano (Tabla 1).

En el rea de Charcas, San Luis Potos, se aprecia laexposicin de rocas del intervalo Trisico Superior - JursicoInferior. La Formacin Zacatecas es una sucesin de lutitacon intercalaciones de arenisca, conglomerado, bloques dearenisca otando en la matriz arenosa y brechas que re ejanun ambiente marino en facies profundas, con amonitas( Juvavites sp., Anatomites aff. herbichi Mojsisovics y

Aulacoceras sp.) de edad Crnico (Cant-Chapa, 1969;Gallo-Padillaet al ., 1993). Geocronologa U-Pb de circonesdetrticos en la Formacin Zacatecas dieron edades mximasde depsito de 230 y 225 Ma (Barbosa-Gudioet al ., 2010).En discordancia angular sobreyace la Formacin Nazascompuesta por ujos piroclsticos, tobas, lavas y brechasde composicin andestica, dactica, riodactica (flsica),

con intercalaciones de lutita, arenisca y conglomerado,con espesor variable, de cero a 200 metros, y el conjunto presenta clivaje y foliacin. Los magmas tienen rmasgeoqumicas de un arco volcnico continental, su a nidadtectnica se vincula con una zona de subduccin (Zavalaet al ., 2012). La edad media ponderada en circones de unadacita en estos depsitos dio 179 1 Ma (206Pb/238U), quecorresponde posiblemente a la edad de cristalizacin de laroca. A esta unidad le sobreyace en discordancia angularla Formacin La Joya, compuesta de la base a la cima, porconglomerado con fragmentos de roca volcnica, seguidode arenisca y en la cima predomina lutita y marga, que seencuentra en transicin de facies continentales, hacia calizacon moluscos de ambiente marino de la Formacin Zuloaga(Tabla 1). Es de resaltar que los espesores de la Formacin Nazas y La Joya son muy variables y posiblemente,como ocurre en otras reas, el paleo-relieve jug un papelimportante en su depsito. Es de destacar que en el arroyoSan Antonio, del Anticlinorio La Trinidad - San Rafael, elcontacto entre las formaciones Zacatecas y Nazas es porfalla lateral izquierda (orientada N 10-15 W) o normal, locual re eja una tectnica previa al depsito La Joya, aunadoa la discordancia angular entre estas secuencias.

En la Sierra de Real de Catorce, dos sucesiones de rocas(Baker, 1922) subyacen con discordancia angular a capascontinentales de la Formacin La Joya (Tabla 1). La unidadinferior es de ambiente marino (Formacin Zacatecas),formada por arenisca, limolita, lutita, conglomerado yclastos angulares de arenisca y caliza recristalizada, sinvulcanismo submarino (Barboza-Gudioet al ., 2010). Enla base de estas capas se han reportado esporas Lycospora sp. y Desosporites sp., que Reaseret al . (1989) consideraron

de edad Misispico-Pensilvnico, lo que indica que en estosdepsitos es persistente el re-depsito de material de edadPaleozoico, que tambin se presenta en otras localidades;sin embargo, hay palmas fsiles similares a Phlebopteris cff.

P. angustiloba , que podran ser de edad ms joven (JursicoInferior a Jursico Medio, Maheret al ., 1991). Una edadmxima obtenida de U-Pb en cristales de zircn para lasucesin sedimentaria ms antigua en Real de Catorce dio230-225 1 Ma (Barboza-Gudioet al ., 2010). La otraunidad es volcanoclstica (Formacin Nazas), compuesta por ignimbrita, metacuarcita, andesita, con intercalacionesde arenisca, limolita y lutita. Los estratos que subyacena la Formacin La Joya presentan variaciones de pizarraa lita con esquistosidad. La deformacin de la unidadmetavolcnica es mayor que la unidad meta-sedimentaria, pero ambas unidades comparten metamor smo regional eintrusiones de diques de lava bsica.

En la Sierra de San Julin inicialmente se de ni alEsquisto Caopas y a la Formacin Rodeo como litologasmetamr cas y se dio para ambas una edad PaleozoicoSuperior (Rogerset al ., 1961). Crdoba-Mndez (1964)sospech que por su grado de metamor smo, el EsquistoCaopas era la roca ms antigua (pre-Cmbrico), que laFormacin Rodeo era del Paleozoico Inferior y propuso que


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la porcin superior de la Formacin Rodeo era otra unidada la que denomin como Formacin Taray, del PaleozoicoSuperior.

Las relaciones estratigrficas entre las formacionesTaray, Rodeo y Caopas no son claras. La FormacinTaray consiste de una sucesin de lutita, arcosa rica encuarzo y conglomerado de facies marinas. Daz-Salgado(2004) describe esta sucesin compuesta por una matrizareno-peltica, con espordicos canales rellenados porconglomerado y fragmentos de crinoides. En zonas dondela deformacin es menor se observa laminacin y gradacinnormal de arenisca a lutita. Lpez-Infanzn (1986), almicroscopio, describe que la lutita muestra clivaje denso,con desarrollo de sericita y moscovita. Los componentesde las capas de arcosa son cuarzo de origen plutnicoy metamrfico, plagioclasa sdica, ortoclasa, biotita,moscovita, lticos de esquisto, volcnicos e intrusivosgranticos. Se presenta gradacin inversa, laminacin yestratificacin convoluta, con estructuras de canales ysurcos. Estas estructuras primarias sugieren que las areniscasfueron depositadas por corriente turbidtica en un ambientemarino profundo (Crdoba-Mndez, 1964; Barboza-Gudioet al ., 1999; Bartoliniet al ., 2001; Daz-Salgado, 2004).Entre esta litologa autctona hay olistolitos formados por bloques mtricos y decamtricos de caliza recristalizada,roca volcnica almohadillada de composicin basltica, pedernal y serpentinita, muy deformados y con clivaje. Daz-Salgado (2004) seala que las relaciones isotpicas de Sm/ Nd de lutitas y areniscas y los datos de circones detrticosen areniscas de la Formacin Taray indican que existen tresfuentes de procedencia: 1) el arco Delicias-Tuzancoa delCarbonfero-Prmico y el arco Prmico-Trisico del Noreste

de Mxico; 2) las rocas de los terrenos Pan-Africanos deleste de Amrica del Norte y de la Pennsula de Yucatn y 3)las rocas del Cinturn Grenviliano. Los datos de circonesdetrticos indican una menor procedencia de las rocas delos cinturones orognicos Mazatzal, Yavapai y de las rocascratnicas ms antiguas del ncleo de Amrica del Nortey Amrica del Sur. Estas procedencias son comunes y parecidas a muchas rocas del Trisico Superior y JursicoInferior.

Toda la sucesin estratigr ca presenta metamor smode bajo grado a moderado, con dos fases de deformacin:la primera es la ms antigua y afecta a litas con clivajeorientado NE-SW, mientras que la segunda (posiblementeLaramide), comparte la deformacin con rocas jursicas ycretcicas. No es visible el contacto inferior y no es claroel contacto con la Formacin Rodeo que posiblemente seadiscordante (Tabla 1).

Las formaciones Caopas y Rodeo constituyen uncomplejo volcnico con metamorfismo regional. LaFormacin Rodeo tiene varios miembros (Blickwede,1981, 2001), la base y la parte media est compuesta porandesita, dacita, latita y ceniza volcnica, con un intervalointercalado de arenisca y conglomerado (lahar); mientrasque en la cima hay ujos de lava rioltica y de tobas, ceniza

volcnica, traquticas, latiticas y andesticas devitri cadas.El color de estas litologas vara del gris al rojo con diversastonalidades y caf. Por su naturaleza, Blickwede (19812001) las integr al complejo volcnico de la Formacin Nazas y las vincul con vulcanismo pliniano ms que coun vulcanismo sural. La Formacin Caopas, descrita porLpez-Infanzn (1986), es un pr do grantico y diortico,hipabisal, constituido por cuarzo, ortoclasa, plagioclasasdica, biotita y hornblenda, con circn y apatito, con un proceso progresivo de metamor smo que ha transformado al protolito de proto-milonita a blasto-milonita. Este intrusivafecta con metasomatismo de contacto a la FormacinRodeo y el conjunto gneo presenta foliacin y esquistosidaorientada al NE (Andersonet al ., 1991). En el conjuntode rocas metamrficas se presentan fallas inversas. LaFormacin Caopas cabalga a la Formacin Rodeo y laFormacin Taray cabalga a s misma (Joneset al ., 1995), suvergencia al suroeste (1 75 NE) la comparte todo estecomplejo metamr co, pero la cubierta sedimentaria post-Calloviano, la cual tiene acortamiento orientado NE 20 SWcon vergencia al NE, no comparte la misma deformacinal suroeste. La Sierra de San Julin es un pliegue orientado NNW-SSE, anmalo a lostrends estructurales NW-SE delsector transversal de la Sierra Madre Oriental, por lo queno se descarta una rotacin del complejo metamr co quemodi cara la orientacin original de anteriores fases dedeformacin.

En una andesita tomada de la parte superior de laFormacin Rodeo (Lpez-Infanzn,1986), con istopode K-Ar en hornblenda, obtuvo una edad de 183 8Ma, mientras que estudios anteriores propusieron paralas rocas meta-gneas del Esquisto Caopas, edades U-Pb

comprendidas entre 195 20 a 220 60 Ma (Fries yRincn-Orta, 1965). Lpez-Infanzn (1986) argumentque la Formacin Rodeo sobreyace en discordancia angulaa la Formacin Taray y determin la citada edad para la primera; adems consider al Esquisto Caopas como unap sis hipabisal de la Formacin Nazas (a la que situ enel Jursico Medio), pues el Esquisto Caopas intrusiona ala Formacin Rodeo. Andersonet al . (1991) y Joneset al .,(1995) admiten que la Formacin Taray es la roca msantigua, mientras que el contacto entre el Esquisto Caopay la Formacin Rodeo fue descrito como una transicin dfacies metamr cas y se asign edad jursica para estasunidades con base en una datacin isotpica de la FormaciCaopas (158.0 4 Ma).Es de resaltar que en la parte occidental de la sierras deSan Julian y rea de Teyra, la Formacin Zuloaga est encontacto sobre las formaciones metamr cas anteriormentedescritas (Crdoba-Mndez, 1964), mientras que en la partoriental de ambas sierras, la Formacin Zuloaga sobreyacea siliciclastos continentales de edad pre-Oxfordiano(Tabla 1), lo cual denota un paleorelieve pre-existente a latransgresin del Jursico Superior . Las formaciones TarayRodeo y Caopas subyacen con discordancia angular a capade conglomerado, arenisca y limolita, son de color rojo, de


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ambiente continental, con espesor variable y no presentanmetamor smo. La litologa de ambiente continental pasa entransicin hacia estratos marinos de la Formacin Zuloaga,ambas unidades tienen paralelismo en el rumbo y echado desus capas. Algunos autores (Rodgerset al ., 1961; Crdoba-Mndez, 1964; Tardy, 1980; Lpez-Infanzn, 1986) citanque estas capas continentales tienen discordancia angularcon la Formacin Zuloaga, mientras que otros autoresdescriben un cambio gradual o su contacto paralelo erosivo(Blickwede, 1981, 2001; Andersonet al ., 1991; Joneset al ., 1995). Estas capas continentales en ocasiones lasconsideran como Formacin Nazas, en otras ocasioneslas citan como Formacin La Joya (Andersonet al ., 1991;Barboza-Gudioet al ., 2010). En este trabajo consideramosque las facies continentales de estas capas rojas, sinmetamor smo, que estn en discordancia erosiva sobrerocas con metamor smo, que pasan en transicin haciaestratos marinos de la Formacin Zuloaga, correspondena la Formacin La Joya (Tabla 1), problemtica que seabordar posteriormente en este artculo. Por lo descritoanteriormente, el complejo metamr co de San Julin esde edad pre-Oxfordiano. La edad U-Pb obtenida de loscircones detrticos ms jvenes en la Formacin Taray es260.2 + 3 Ma (Daz-Salgado, 2004), por lo que la edad dedepsito no puede ser ms antigua, pero si puede ser ms joven. Los fsiles encontrados son: fragmentos de crinoidesde la especie Pentaridica pentagonal is , fragmentos de bivalvos, braquipodos y gasterpodos, en los olistolitoshay conodontos y radiolarios, este conjunto sugiere ser probablemente re-depositado proveniente del PaleozoicoSuperior. La presencia de moldes de posible Palaeoneilo sp.,una espora trilete y un grano colpado de confera, sugiere

ser un conjunto Mesozoico alojado en la matriz peltica.La edad de la Formacin Taray probablemente perteneceal Trisico, mientras que la Formacin Rodeo y el intrusivoCaopas, pueden ser Jursico Inferior, pues comparten elmetamor smo regional pre-Calloviano, presente en lasformaciones Rodeo, Taray y otras unidades anteriormentedescritas con las que se correlaciona (Tabla 1).

En la Sierra de Jimulco, Coahuila, se presentan dossucesiones de capas continentales pre-Oxfordiano. Laroca ms antigua es filita, de un protolito formado porrocas volcnicas, arenisca conglomertica y conglomeradoderivado de rocas volcnicas, de colores verde, caf yguinda, en estratos de 0.60 a 1.5 metros de espesor, conclastos deformados y elongados NW-SE; esta litologase relaciona con la Formacin Rodeo (Mayer-Rl, 1967).Sobre estas rocas descansa en discordancia erosiva y angularuna sucesin de lutita, limolita, arenisca y conglomeradointer-estratificados entre s, de color rojo, con espesorde 60 metros, acundose a corta distancia en la mismalocalidad de Jimulco. Estas rocas estn cortadas pordiques de diabasa, en los que no se identi ca afectacin por clivaje. Su contacto superior es discordante con capasde la Formacin La Gloria, y por la similitud litolgica yrelaciones estratigr cas, estas capas continentales Mayer-

Rl (1967) las design como Formacin Nazas. Cabedestacar que en la Sierra de Jimulco la Formacin Rodeosubyace y est en discordancia angular con estratos delJursico Superior, Cretcico Inferior y con los siliciclastosrojos arriba referidos (Tabla 1). Estos estratos se acuan endistancias muy cortas sobre la Formacin Rodeo, lo cualindica que las rocas ms antiguas constituyen un bloque paleogeogr co alto, que permaneci emergido cuandomenos hasta el Hauteriviano (Aranda-Garca, 1988). Estetipo de altos y bajos de basamento tiene un signi cadoespecial, pues se presentan tanto al oriente como al occidentede Mxico, en Huetamo, Michoacn (Centeno-Garcaet al .,2008), en el Arco de Ind, Durango (Davis, 1954), Alto deIxtla, Hidalgo (Suter, 1990; Ochoa-Carrilloet al ., 1999);Arco de Aramberri-Mezquital-Miquihana, San Luis Potos(Lazzeri, 1977-1979), etc.

Como se describi en prrafos anteriores, en el reade Villa Jurez, Durango, la Formacin Nazas tiene dosmiembros. El miembro inferior es vulcano-sedimentario y elmiembro superior es sedimentario. Ambos miembros estnseparados por una super cie de erosin, poseen discordanciaangular y se depositaron en ambiente continental; asimismose encuentran intrusionadas por diques de dacita ycomparten un incipiente metamor smo. La unidad msantigua o miembro inferior tiene dos dataciones isotpicas,una con 230 20 Ma por el mtodo Larsen (Pantoja-Alor,1972) y otra obtuvo 195.3 5.5 Ma, con40Ar/39Ar en plagioclasa de un ujo rioltico (Bartolini y Spell, 1997;Bartolini et al ., 2003), se considera en este artculo que laedad ms joven es ms con able por el mtodo usado y por lo tanto, el vulcanismo puede corresponder al JursicoInferior, como tambin por paleomagnetismo se considera

(Cohenet al ., 1986). La unidad ms joven o miembrosuperior no ha sido datada. En el Cerro Grande, el miembroinferior se identifica con capas vulcano-sedimentarias,que es posible correlacionar con la unidad inferior quea ora en los Cerritos Colorados; en ambas localidades suscapas comparten similar actitud estructural, con echadosinclinados al norte y al sur, que denotan ejes orientadosoriente-poniente en general. En contraste, el miembrosuperior de la Formacin Nazas tiene capas inclinadas al NE y SW, orientacin diferente con respecto al miembroinferior (Figura 4).

Numerosos trabajos (Pantoja-Alor, 1963; Aranda-Garca, 1985, 1991; Lpez-Infanzn, 1986; Centeno y Silva,1997; Blickwede, 2001; Eguiluz, 2011; etc.) designan Nazasa las capas continentales que subyacen a estratos marinosdel Oxfordiano. Esta designacin ha generado mltiples problemas de interpretacin en el estudio de las capas rojasen esta regin de Mxico. Andersonet al . (1991) seala queel hecho de encontrar estructuras sedimentarias depositadascon angulosidad puede tomarse como discordancia angularcuando en realidad es un contacto concordante entre unambiente con diferente condicin dinmica, como sucedeen la Sierra de San Julin, Zacatecas. Otro caso ocurre enla Sierra de Atotonilco, Durango, en donde hay capas de


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lutita, arenisca y conglomerado, intercaladas con derramesde andesita y basalto, que subyacen a una super cie deerosin. Sobre esta super cie desaparecen las rocas gneas, pero continan las areniscas y su cima pasa gradualmente,de ambiente continental a marino de edad Oxfordiano. Todala seccin tiene estratos paralelos entre ella y no presentaalteracin dinmica. Eguiluz (1989, 2011) denomin a estascapas continentales como Formacin Nazas, sin embargo, por las caractersticas descritas aqu su denominacin resultaimpropia. La sucesin arenosa de ambiente continental sobrela super cie de erosin corresponde a la Formacin La Joya.Las capas continentales con volcnicos que subyacen a lasuper cie de erosin y tienen magmatismo calco-alcalino,sin metamor smo regional y son semejantes a la litologaconsiderada por Mayer-Rl (1967), como Formacin Nazasen la Sierra de Jimulco, guardan caractersticas semejantescon las formaciones Tres Varones y Cahuasas (Tabla 1),motivo que permite suponer la presencia de un depsitode capas continentales, independiente a otras sucesionesde capas continentales ms antiguas (formaciones LaBoca, Nazas, etc.), o ms jvenes (Formacin La Joya),cuya posible edad sea Jursico Medio, pero estas unidadesrequieren un estudio ms profundo que escapa de losalcances del presente trabajo.

Conviene aclarar aqu que, tanto las rocas continentalesde edad pre-Oxfordiano, como su cubierta sedimentaria, enel sector entre Torren, Coahuila y Parral, Chihuahua, tienenaloctona total y vergencia al noreste, son una napa sin razestructural conocida al poniente (Eguiluz y Campa, 1978;Eguiluz, 2011), que traslapa tectnicamente al conjunto derocas que constituyen a la plataforma de Coahuila (Aranda-Garca, 1991; Garza, 1973). Esta aloctona puede afectar la

interpretacin para reconstruir la posicin paleo-magnticade capas pre-Oxfordiano (Goseet al ., 1982).En el Valle de Huizachal, Tamaulipas, existen varias

unidades estratigr cas de capas continentales separadas pordiscordancias. Imlayet al . (1948) aglutinaron en una solaunidad a diferentes intervalos de capas rojas que subyacena rocas sedimentarias marinas del Jursico Superior,designndolas como Formacin Huizachal, con su localidadtipo ubicada en el Valle de Huizachal, con su columnaestratigr ca representativa situada en el arroyo de JuanCapitn, en la parte poniente del valle citado. La descripcinlitolgica de esta localidad tipo fue tomada de un reporteindito de la compaa Mexican Gulf Oil, en el que sedescribi una sucesin de 377 pies (126 metros), compuesta por conglomerado con arenisca y lutita interestrati cada,de coloracin predominantemente rojiza, con su contactoinferior descansando sobre roca metamr ca. Imlayet al .(1948) interpretaron que su litologa re eja un ambientede depsito de una facies transgresiva y no necesariamenterestringida a condiciones continentales, adems destacaronque en el rea de Villa Jurez, Durango, en la FormacinHuizachal (posterirmente de nida como Formacin Nazas),hay lavas y limolita que resulta difcil distinguir entre sen el a oramiento. El nombre Huizachal como formacin

se extrapol indistintamente a numerosas localidades concapas rojas que afloran en Mxico y subyacen a rocasmarinas del Jursico Superior.

La Formacin Huizachal fue re-de nida formalmenteelevando su categora al rango de grupo litoestratigr co,que incluy al menos dos unidades (Mixonet al ., 1959). Launidad ms joven se design Formacin La Joya, separad por discordancia angular de la unidad ms vieja, a la que sre ri (impropiamente) como Formacin La Boca. Para laFormacin La Joya se propuso como localidad tipo al ranchla Joya Verde, situada en la parte noreste del mismo Valle deHuizachal, mientras que la localidad tipo de la FormacinLa Boca se propuso sobre el lecho del ro San Pedro, Cande la Boca, localizado a 40 kilmetros al norte del Vallede Huizachal. La descripcin litolgica para la FormacinLa Joya fue tomada considerando los 109 pies (36 metrossuperiores de la columna descrita por Imlayet al . (1948),transcrita del reporte indito de la compaa Mexican GulOil, compuesta por ms de 60 % de conglomerado, conarenisca y lutita subordinadas, de color rojo. La FormacinLa Boca en su localidad tipo se describi compuesta portres sucesiones: la inferior constituida por 75 a 100 metrode capas gruesas de conglomerado, interestrati cado conareniscas de cuarzo y feldespato de grano medio a gruesode colores rojo, rosa, gris-verdoso y verde, derivado delas capas rojas o cristalinas que subyacen. La parte mediacompuesta por 600 metros de siliciclastos de arenisca,limolita, lodolita y con numerosos conglomerados deguijas intercalados. La parte superior formada por 325metros de arenisca y conglomerado, color caf, verde ygris, limolitas y lodolitas micceas de color amarillento overdoso, con fragmentos de plantas no identi cables. El

contacto inferior de la Formacin La Boca en su localidadtipo se observa con falla (y posiblemente sobreyace endiscordancia angular) a rocas del Paleozoico, mientrasque su contacto superior subyace a carbonatos de edadOxfordiano, por lo tanto no est presente la FormacinLa Joya, lo que denota un paleorrelieve irregular para losdepsitos ms jvenes, Mixonet al . (1959) reconocieronque la litologa de la seccin tipo de la Formacin La Bocaen el can del mismo nombre, di ere con respecto a lalitologa presente en la parte norte, noreste y central del Vallde Huizachal, en donde la parte inferior de la seccin tienevariaciones de alteracin y metamor smo, que considerarongenerado posiblemente por accin hidrotermal, con presencia de rocas gneas, como tambin la existencia de pliegues, rasgos que no presenta la Formacin La Joya. Enesta rede nicin, Mixonet al . (1959) inadecuadamenteincluyeron como Formacin La Boca a los 268 pies (89metros) inferiores de la descripcin litolgica del reportede la Mexican Gulf Oil, que Imlayet al . (1948) usaron parareferir las caractersticas litolgicas de la seccin tipo dela Formacin Huizachal (al poniente del Valle Huizachal)compuesta por 90 % de siliciclastos de grano no y que noincluy a la roca metamr ca (lava y toba). La de nicinde la Formacin Huizachal y rede nicin inadecuada de la


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Formacin La Boca (arriba descritas), cre una confusinconceptual de nomenclatura que persiste actualmente.Carrillo-Bravo (1961) acept a la Formacin La Joya, pero continu nombrando Formacin Huizachal a todaslas capas continentales subyacentes a sta sin reconocerotra subdivisin.

El nombre Huizachal o La Boca presenta di cultadconceptual cuando se re ere a estas unidades.

En la de nicin de la Formacin La Boca aplicada en elValle de Huizachal no se reconoci que hay otras sucesionessedimentarias separadas por discordancias. Ruedaet al .(1993) pudieron distinguir regionalmente varias sucesionesestratigr cas separadas por discordancias y las designaronformalmente como el Alogrupo Los San Pedros, compuestode la base a la cima por la Aloformacin Huizachal yla Aloformacin La Boca, ambas pueden subyacer endiscordancia angular a la Formacin La Joya. En el Vallede Huizachal se distinguen dos sucesiones de capas rojascontinentales, independientes de la Formacin La Joya.Fastovskyet al . (2005) reconocen que la Formacin La Joyasobreyace en discordancia a dos unidades: la una unidadinferior y ms antigua que all a ora (unidad VES), estformada por toba, conglomerado y derrames volcnicos,de edad imprecisa (pre- Jursico Inferior temprano); endiscordancia angular sobreyace otra unidad sedimentaria(unidad SS), compuesta en la base por piroclsticos y enla cima es siliciclstica. En la base de la unidad SS hayvertebrados del Jursico Inferior - Medio ( Bocateriummexicanum , Clarket al ., 1994) y la edad dada por circonesdetrticos es de 189 Ma (Jursico Inferior). A esta unidadSS, Fastovskyet al . (2005) la reconocen (impropiamente)como Formacin La Boca.

Originalmente la edad de la Formacin La Boca seestableci con plantas fsiles ( Pterophyl lum fragi le , Newberry, Pinaequale Fontain,Cephalotapsis carolinensis y Podozamites sp.), que las excluyen de ser del Paleozoico ysugieren ser Trisico tardo por no haber sido reportadas enel Jursico Inferior de Mxico (Mixonet al ., 1959). Weber(1997) revis la taxonoma oral y precis una edad Crnicoo Nrico. Estas plantas fsiles se colectaron en la cabeceradel Can del Novillo, en donde las relaciones estratigr casde la Formacin La Boca son por falla con esquisto, por estemotivo hay imprecisin para ubicar a las plantas fsiles enla columna estratigr ca dentro de la Formacin La Boca.Con base en palinomorfos Ruedaet al . (1993) sugierenque posiblemente la Aloformacin Huizachal puede serRtico-Hettangiano, mientras que la Aloformacin La Boca posee edad Sinumeriano-Pliensbaquiano (Tabla 1). Rubio-Cisneros y Lawton (2011), basados en geo-cronologaU-Pb en circones detrticos, opinan que la edad mximade depsito para el miembro inferior de la Formacin LaBoca en el Valle de Huizachal puede situarse en 184 183Ma (Jursico Inferior), mientras que el miembro superiorde esa formacin tiene una edad mxima de 167 163 Ma(Bathoniano-Calloviano). Retomaremos ms adelante estaobservacin al describir a la Formacin Cahuasas en la

localidad de Huayacocotla.En el Valle de Huizachal la Formacin La Joya est

afectada por fallas de extensin, con depsitos sin-sedimentarios que generan espesores variables en estasucesin, estas fallas de extensin (normales) tambinafectan a la sucesin vulcano sedimentaria inferior(unidad VES) y al intrusivo dactico rioltico contenidoen ella, pero estas fallas no afectan a las sucesiones ms jvenes. Como se ha descrito en prrafos anteriores, enotras localidades el metamor smo regional es un rasgocompartido en litologas que subyacen a la FormacinLa Joya. Mixonet al . (1959) sealaron el clivaje y el plegamiento como un rasgo distintivo en la Formacin LaBoca, pero la deformacin es diferente en la Formacin LaJoya y en rocas ms jvenes. Fastovskyet al . (2005) muestradatos estructurales para enfatizar la discordancia angularentre las unidades VES, SS y La Joya, adicionalmenteadmiten que estas rocas fueron afectadas por deformacinde piel gruesa durante el tiempo Laramide. Es importanteresaltar que el echado de las capas en VES y SS se inclina predominantemente al norte o al sur, lo que in ere una posibilidad de acortamiento pre-Calloviano, con sigma 1en esa direccin. Fastovskyet al . (2005), describieron lasorientaciones de clivaje en las dos unidades de la FormacinLa Boca y sus relaciones estratigr cas discordantes entres y con la Formacin La Joya; sin embargo, Barboza-Gudioet al . (2008) argumentan que las discordanciasentre las unidades VES y SS, son producidas por estructurasvolcnicas tipo dmico, que pertenecen a un mismo eventomagmtico del Jursico Inferior. La presencia del TrisicoSuperior en el Valle de Huizachal puede ser cuestionable,sin embargo, en los caones de la Boca y Novillo hay

certidumbre de su presencia mediante plantas fsiles,como ocurre en el Can del Alamar, pero el depsitoirregular, la deformacin, erosin y el paleo-relieve delas rocas continentales pre-Oxfordiano, gener relacionesestratigrficas complejas. Una posible solucin puedesurgir de las relaciones estratigrficas regionales haciael Anticlinorio de Huayacocotla, la Cuenca de TampicoMisantla y el Can del Alamar, pues se puede contemplarun panorama diferente que ser analizado en seguida.

De la descripcin anterior, en este artculo se deduce quela Formacin La Boca, por de nicin, debera referirse alas capas ms antiguas que a oran en la regin y que por laedad dada por plantas fsiles es Trisico Superior. La edadTrisico Superior se asign a la Formacin Huizachal enel Anticlinorio de Huayacocotla (Carrillo-Bravo, 1965) yel nombre lo retom la Aloformacin Huizachal, la cual,mediante vertebrados y circones no se reconoce en el valledel mismo nombre. Se considera que las unidades VES y SS, por sus caractersticas litolgicas y relaciones estratigr cas, pueden pertenecer al vulcanismo desarrollado en elJursico Inferior o quizs al Jursico Medio pero hay otrosargumentos confrontados por probar. Por lo anterior, lanomenclatura litoestratigr ca requiere una conciliacin,as como un anlisis ms detallado, propuesta que se analiza


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ms adelante.En el Can el Alamar y en las Lomas de San Pablo,

en Galeana, Nuevo Len, la Formacin La Joya sobreyacea una super cie de erosin, la cual marca una discordanciaangular con la Formacin El Alamar (Barboza-Gudioet al ., 2010). En las Lomas de San Pablo la Formacin LaJoya subyace concordante y pasa en transicin a evaporitasde la Formacin Minas Viejas (miembro La Nieve) ycontinua con carbonatos del miembro Los Cuervos quetiene amonitas (cf. Euaspidoceras sp., cf.Cymatoceras sp.),as como tobas del miembro La Mesita, con edad U-Pb de163 2.0 a 164 1.7 Ma tomada en circones de la toba(Cross, 2012). La taxonoma dudosa de las amonitas en laFormacin Minas Viejas puede variar desde Calloviano alOxfordiano, mientras que la poblacin de circones indicada por Cross (2012) puede representar un evento volcnicode extensin cortical durante el Calloviano, periodo en elque se con rma el inicio de la inundacin marina para elGolfo de Mxico en ese tiempo. La Formacin El Alamarest compuesta por terrgenos continentales de color rojo(Barboza-Gudioet al ., 2010) y tiene foliacin incipienteno observada en rocas ms jvenes. Por la presencia de

Araucarioxylon sp. y edad de 280 240 Ma obtenida conU-Pb en circones detrticos (Barboza-Gudioet al ., 2010) pertenece al Trisico Superior. En esta localidad no hayregistro de rocas del Jursico Inferior, posiblemente porerosin o hiato (Tabla 1). Barboza-Gudioet al ., (2010)abordan el problema de nomenclatura y proponen el usoformal de Formacin El Alamar para restringirlo a lasrocas sedimentarias continentales del Trisico Superior(parte inferior de la definicin del Grupo Huizachal),y reconocer a la Formacin La Boca como una unidad

vulcano-sedimentaria del Jursico Inferior. Esta propuestade re-de nicin contina arrastrando un nombre impropioaplicado a las capas rojas del Valle de Huizachal. En estecaso, sera conveniente proponer una nueva localidadtipo para la Formacin La Boca o sustituir su nombre porFormacin Huizachal, como originalmente lo propusoImlayet al . (1948), la solucin la proponemos al nal deeste anlisis.

En el Anticlinorio de Huayacocotla la FormacinHuizachal (en el sent

Las formaciones Gran Tesoro y Nazas

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