Caracterización del Prisma de Acreción del Mesozoico temprano del Occidente–Centro de México: Implicaciones en la distribución regional de yacimientos minerales

6 6
.E1MEXICO
CARACTERIZACIÓN DEL PRISMA DE
ACRECIÓN DEL MESOZOICO
TEMPRANO DEL OCCIDENTE-CENTROff
DE MÉXICO: IMPLICACIONES EN LAff
DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE
YACIMIENTOS MINERALES
ESPECIALIDAD: GEOLOGÍA
Ing. Elena Centeno García
Doctora en Filosofía (Geología)
México, D. F:, a 22 de agosto de 2013.

Caracterización del Prisma de Acreción del Mesozoico Temprano del occidente-centro de
México: implicaciones en la distribución regional de yacimientos minerales.
CONTENIDO
Página
Resumen ejecutivo 3
1 Introducción 4
2 Antecedentes 11
3 Regiones Estudiadas 13
4 Composición, procedencia y paleogeografía: 32
definición del Abanico Submarino
5 Deformación del Abanico Submarino Potosí y 38
generación del Prisma de Acreción: ¿hacia dónde
fue su polaridad?
6 Importancia del prisma de acreción en la 43
distribución regional de los yacimientos
minerales
7 Conclusiones 47
8 Referencias 47
EW
Especialidad: Geológica 2

1) RESUMEN EJECUTIVO
Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las
márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la zona
donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el manto de la tierra por
debajo de otra placa ya sea oceánica o continental.
En estas zonas de subducción se da la incorporación de fragmentos de la
corteza oceánica y sedimentos acumulados en la fosa al continente. Este
proceso da lugar al crecimiento de las masas continentales por acreción
tectónica, y a los materiales que se adhieren a la corteza se les denomina
complejos de subducción.
Los complejos de subducción son importantes desde el punto de vista
geológico porque son marcadores de los límites continentales del pasado, por
lo que permiten la reconstrucción de la paleogeografía y la caracterización de
océanos extintos que dividían masas continentales. Los prismas de acreción
pueden contener yacimientos minerales de oro orogénico, cromo, plata, barita,
platinoides y sulfuros masivos (plomo y zinc).
El trabajo realizado en el occidente de México ha tenido como resultado
la identificación de un prisma de acreción que se formó durante el Triásico
Tardío-Jurásico Temprano. Dicho prisma aflora en diversas localidades en los
Estados de Michoacán, Guerrero, Colima, Jalisco, Zacatecas y Querétaro, con
una extensión actual aproximada de 640x350 km. El prisma de acreción recibe
varios nombres según la región, en la costa se denomina Complejo Arteaga o
Complejo Las 011as, y hacia el centro del país se conoce como Formación
Zacatecas, Formación Taray y Complejo El Chilar. Está constituido por una
matriz sedimentaria (turbiditas siliciclásticas) que contiene bloques de diversos
tamaños de gabros, basaltos, pedernal y caliza.
Con base en estudios de procedencia de sedimentos se determinó que la
matriz sedimentaria se formó en un abanico submarino, al cual se le denomina
Abanico Potosí, depositado en la margen continental, cuyos componentes
fueron transportados desde el Este de México y de Sudamérica (Gondwana).
Posterior a la sedimentación que alcanzó probablemente varios kilómetros de
espesor, se inició una zona de subducción que deformó a las rocas del Abanico
Potosí y que incorporó bloques tectónicos formados de fragmentos
desprendidos de la corteza oceánica al momento de la deformación.
El conocimiento de la naturaleza y distribución geográfica de dicho prisma
de acreción es una contribución importante que permite reconstruir la
evolución geológica del occidente de México. También aporta a la exploración
minera, ya que además de los yacimientos que contiene, aparentemente juega
un papel importante en el control regional de yacimientos más jóvenes,
principalmente los de plata y oro.
Palabras clave: Ingeniería Geológica, Yacimientos Minerales,
Tectónica, Subducción, Terreno Guerrero.

2) INTRODUCCIÓN
Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las
márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la
zona donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el interior de la
tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental. La zona de
subducción está constituida por la placa oceánica, la zona de flexión o
arqueamiento de la placa oceánica, la trinchera o fosa, el prisma de
acreción y la zona de antearco.
Son tantas las variaciones morfo-estructurales y sedimentológicas,
que se dan en esta zona de límite de placas, que ha sido difícil generar
clasificaciones o ejemplos-tipo de ellas. Quizás la clasificación más
elemental es aquella que divide las zonas de subducción en zonas con
erosión tectónica y zonas con acreción (Uyeda y Kanamori, 1979). En
las zonas donde se presenta la erosión por subducción las rocas que
forman la corteza de la placa superior y la corteza oceánica subducida
se encuentran en contacto ambas prácticamente sin cubierta
sedimentaria, debido a que la tasa de sedimentación es muy baja, y en
ellas hay pérdida de corteza, ya que grandes fragmentos son
"arrancados" y llevados hacia el manto, arrastrados por la corteza que
subduce (Figuras ly 2a).
En cambio, en otras zonas de subducción se presenta acreción, en
ellas se forma un cuerpo por lo regular con una morfología triangular o
de cuña, constituido por rocas que son arrancadas de la corteza
oceánica subducida y que se adhieren a la placa superior (corteza
continental u oceánica), a veces incluye sedimentos y materiales
derivados de la placa superior (Figura 1). A este cuerpo se le conoce con
varios nombres: complejo de subducción (subduction comp/ex), prisma
de acreción (accretionary prism), cuña de acreción (acretionary wedge)
o complejo de acreción (accretionary comp/ex).
El proceso de acreción puede variar, tanto en los mecanismos que
lo producen, como en los volúmenes de material que se incorpora a la
placa superior, así como la velocidad o tasa de acreción (km 3 por millón
de años). Así en los prismas de acreción se pueden observar, desde
grandes escamas tectónicas formadas por fragmentos de la corteza
oceánica, hasta rocas del basamento de la placa superior o rocas ígneas
derivadas del arco instaurado en dicha placa.

zonas de subducción no acrecionales —zonas de rift
—zonas de subducción acrecionales —fallas transformes
Figura 1. Mapa tectónico circum-Pacífico que muestra las zonas de
subducción donde no hay acreción o hay erosión tectónica (líneas
amarillas) y las zonas de subducción en las cuales se está formando el
prisma de acreción (líneas rojas) (modificado de von Huene y Scholl,
1991).
La morfología de la cuña tectónica depende de varios factores, por
ejemplo: de la morfología del límite de la corteza de la placa superior,
sin importar si esta es oceánica o continental. Cuando la corteza ha
sufrido un adelgazamiento por algún proceso tectónico previo, le dará
una topografía de pendiente suave y continua, así una margen pasiva
podría evolucionar a una convergente, en estos casos la cuña de
acreción tiende a cabalgar sobre la margen continental, permitiendo que
la acreción sea superficial, inclusive permite la obducción de escamas
tectónicas de la corteza oceánica subducida (Figura 2c). En cambio, si el
límite de la placa superior tiene una morfología abrupta o muy vertical el
prisma de acreción será angosto y el apilamiento ocurrirá hacia la
corteza oceánica. En algunos casos se presenta una acreción subcortical,
esto es, por debajo de la placa superior (Figura 2b).
Los prismas de acreción son rasgos tectónicos significativos por
varias razones:
1) Son laboratorios naturales de los procesos orogénicos y de
deformación.

LÍMITE CONVERGENTE NO ACRECIONAL
Sedimentos
de piso oceánico
WI
-
Corteza
Placa superior
superior
Placa subducida Corteza Oceánica (a)
UMITE CONVERGENTE ACRECIONAL ANGOSTO LÍMITE CONVERGENTE ACRECIONAL EXTENSO
(frontal o subcortical) (corrimiento sobre la margen continental)
Sedimentos
de piso oceánico Pris
7
de Accreción Corteza
~a
superior
Corteza Ocea
(b)
Sedimentos Pris a de A F( ion
de piso oceánico
N
Corteza
superior
Corteza Oceánica
(c)
Figura 2. Modelos morfotectónicos de subducción y geometría de
la acrecián (tomado de von Huene y Scholl, 1991).
Son uno de los mecanismos de crecimiento de los continentes.
En el caso de los complejos de subducción antiguos, delinean los
paleolímites de placas y permiten reconstruir la morfología de los
fragmentos litosféricos existentes en el pasado, así como su evolución
paleogeográfica.
Permiten reconstruir las características principales de cuencas
oceánicas extintas.
Desde el punto de vista de la Geología Económica los prismas de
acreción son importantes ya que las cuencas sedimentarias asociadas a
ellos en ocasiones presentan manifestaciones de hidrocarburos.
Además, algunos prismas antiguos contienen yacimientos minerales
importantes.
LITOLOGÍAS Y RASGOS ESTRUCTURALES
Las asociaciones litológicas de los prismas de acreción pueden ser
muy diversas, en la mayoría de ellos, se presentan rocas sedimentarias
o sedimentos (en el caso de prismas activos) que pueden ser de cuatro
tipos (MialI, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; Busby e Ingersoll, 1995;
von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013):

Tipo 1
Rocas sedimentarias (sedímentos) de relleno de trinchera. Por lo regular
son sedimentos derivados del arco activo, contemporáneo a la zona de
subducción que origina el prisma, y/o derivados de la erosión de rocas
más antiguas, inclusive derivados de la erosión del basamento en el
caso de arcos continentales. Estos tienen por lo regular características
particulares, son principalmente sucesiones rítmicas depositadas por
flujos turbidíticos u otros flujos de gravedad, contienen abundantes
fragmentos volcánicos, y las areniscas son principalmente volcarenitas y
presentan una procedencia de arco magmático. Pueden estar alternadas
con pedernales, aunque estos son raros. La edad de depósito es muy
próxima a la edad de deformación, y los zircones detríticos que
contengan tendrán edades equivalentes al arco magmático asociado y
muy cercanas a la edad de la formación del prisma, con zircones
heredados en el caso de arcos continentales. En la mayoría de los
prismas de acreción que incorporan los sedimentos de relleno de
trinchera, estos no van a estar consolidados, por lo que la deformación
tendrá características muy particulares, como deformación fluidiza de
sedimentos no consolidados (soft-sediment deformation), volcanes de
lodo, diques de arena y arcillas, (MialI, 1984; Thornburg y Kulm, 1987;
von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013).
Tipo 2
Rocas sedimentarias (sedimentos) de la cobertura sedimentaria de la
corteza oceánica subducida. Otro tipo de litologías común en los
complejos de acreción son aquellas que se depositaron en el fondo
marino, sobre la placa oceánica que está siendo subducida, estas rocas
pueden variar, desde sedimentos hemipelágicos, como lutitas negras y
radiolaritas, hasta calizas, si el depósito ocurrió, por ejemplo, sobre
escudos volcánicos. Estas litologías pueden estar interestratificadas con
volcanoclásticos, como tobas y lapilli originados por erupciones
submarinas en una dorsal, estas rocas tendrán una composición básica y
firmas geoquímicas tipo basaltos de dorsal oceánica (MORB). Las edades
de este tipo de rocas sedimentarias son por lo general mucho más
antiguas que la edad de la acreción, y sus fósiles pueden tener
afinidades paleobiogeográficas muy distintas a la de los fósiles asociados
a las sucesiones depositadas sobre la placa superior de la zona de
subducción (Thornburg y Kulm, 1987).

Tipo 3
Rocas sedimentarias depositadas en la margen continental en un
ambiente tectónico previo a/inicio de la subducción. Ejemplos actuales
de márgenes continentales indican que antes de la iniciación de la
subducción, puede darse un ambiente tectónico distinto por períodos
prolongados. Es común que un proceso como la subsidencia en una
margen pasiva, ocasionada tanto por enfriamiento de la corteza
oceánica como por el peso de los sedimentos, eventualmente de origen
a la subducción, como fue el caso de las márgenes de paleo océanos
como el Tetis, el Reíco o el lapetus, este proceso forma parte del ciclo
Wilson. Un ejemplo actual, pero asociado a una margen transforme es la
cuenca de Santa Barbara, California, en los Estados Unidos, donde los
esfuerzos asociados a la transpresión en las Sierras Transversales
(Transversal Ranges) ha dado lugar a una cuenca con más de 10 km de
profundidad. Por la tasa tan elevada de subsidencia y las condiciones de
esfuerzos es predecible que se generará una zona de subducción a
futuro (Encarnacion et al., 2001; Yuan-Bao, y Yong-Fei, 2013; Shan et
al., 2013).
En ambos casos, los prismas de acreción que se formaron o
formarán a partir de este tipo de márgenes, tienen como características
esenciales la presencia de paquetes muy gruesos, de kilómetros de
espesor, de rocas sedimentarias con composición muy homogénea,
derivadas de la sedimentación en la margen pasiva o transforme, y las
rocas sedimentarias deformadas carecerán de fragmentos volcánicos o
de rocas volcanoclásticas. En estos prismas, las edades de los zircones
detríticos serán muy viejas comparadas con la edad de la deformación.
Durante la acreción se generarán estructuras muy similares a la de
cualquier otro orógeno, ya que la mayoría de la sucesión que participará
en la deformación se encontrará ya litificada al momento de la
formación del prisma.
Tipo 4
Bloques caídos del antearco en forma de o//sto//tos. Se han reportado en
prismas de acreción bloques de diversos tamaños de litologías similares
a las encontradas en cuencas de antearco y arco, tales como calizas,
volcanoclásticos y rocas clásticas depositadas en ambientes marinos
someros. Estos se interpretan como bloques deslizados por gravedad y
que son incorporados al prisma de acreción, o depositados en mini-
Especialidad Geológica 8

cuencas formadas sobre el mismo prisma y que son incorporadas
durante la deformación progresiva del mismo prisma.
Los prismas de acreción pueden contener rocas ígneas de dos
tipos principalmente:
Tipo 1
Rocas ígneas provenientes de la corteza oceánica que está siendo
subducida. En los prismas se puede encontrar desde pequeños bloques
de centímetros de diámetro, hasta grandes escamas con una
estratigrafía coherente, constituidos por las litologías propias de la
corteza oceánica, tales como lavas basálticas almohadilladas, basaltos
masivos, gabros bandeados y peridotitas. Algunos se preservan con
texturas primarias intactas, otros presentarán una intensa
serpentinización o facies metamórficas de alta presión (esquistos azules)
(Shervais, 2006).
Tipo 2
Rocas ígneas provenientes del arco volcánico. En algunos prismas de
acreción también se han encontrado bloques de lavas o piroclásticos con
firmas geoquímicas de arco. Inclusive en complejos de subducción,
formados en la margen de arcos continentales se han reportado bloques
de granitos o de rocas metamórficas del basamento, como bloques
exóticos contenidos dentro de una matriz intensamente deformada
(Shervais, 2006).
En cuanto a las características estructurales de los prismas de
acreción, estas pueden ser de lo más diverso (figuras 3 y 4), desde un
cinturón de pliegues y cabalgaduras hasta texturas de bloques con
geometría de sigmoides, incluidos en una matriz intensamente
tectonizada (en inglés block-in-matrix) las cuales se conocen como
melánge. La matriz del melánge puede ser sedimentaria, con bloques de
todas las litologías mencionadas, o serpentinítica, formada por rocas
ígneas máficas que han sufrido metamorfismo y que puede incluir
bloques de cualquier tipo litológico, inclusive de rocas sedimentarias
(Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; von Huene y Scholl, 1991;
Shervais, 2006; Kusky et al., 2013; Tsuji et al., 2013).

Caracterización del Prisma de Acreción de! Mesozoico Temprano del occidente-centro de
EJEDELATIRNCHERA PLACA OCEÁNCA1
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Figura 3. Litologías involucradas en la generación del prisma de acreción
con base en el nivel de despegue (tomado de Thornburg y Kulm, 1987).
•--.____•l... -. fr..I..
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(ibaIgiduras dci prIrua d jcreçion :; - -
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Figura 4. Modelo de sísmica de 3D que muestra los estilos estructurales
del prisma de acreción de Nankai, Japón (tomado de Moores et al.,
2007).

3) ANTECEDENTES
En el caso de México, existen pocos trabajos enfocados al estudio
de prismas de acreción. La presencia de eclogitas, que son indicativas
de niveles profundos de zonas de subducción, en el Complejo Acatlán
fueron reportadas desde 1974 por Fernando Ortega-Gutiérrez. La
identificación de tales rocas metamórficas, llevo a dicho autor a
interpretar al Complejo Acatlán como el resultado de procesos de
colisión continente-continente, y a relacionar el origen del complejo con
la formación de Pangea al final del Paleozoico (Ortega-Gutiérrez, 1974,
1978 Meza-Figueroa et al., 2003).
En la Península de Vizcaíno, Sedlock en 1988 identifica rocas
metamórficas originadas en condiciones de altas presiones y bajas
temperaturas (esquistos azules) y propone la existencia de una zona de
subducción a lo largo de la margen occidental de la Península de Baja
California durante el Cretácico. Trabajos posteriores corroboran la
existencia del prisma de acreción cretácico, aunque proponen edades
más antiguas para su formación (170.160 Ma) (Baldwin and Harrison,
1992; Kimbrough et al., 2003).
En 1990, Anderson y colaboradores, presentan en el Congreso de
la Sección Cordillerana de la Sociedad Geológica de América, las
evidencias de la probable existencia de un melánge en la región central
de México, en el estado de Zacatecas (área de Pico de Teyra) y lo
consideran como de edad Jurásica (?). Tiempos antes, de Cserna
menciona la existencia de rocas intensamente deformadas en las
cercanías de la Ciudad de Zacatecas y publica en 1970 un trabajo
titulado "Mesozoic Sedimentation, Magmatic Activity and Deformation in
Northern Mexico", en el cual puntualiza la existencia de un evento de
deformación importante al que le llamó "Zacatecas Thrusting" y que
originó una discordancia regional entre las rocas Triásicas de Zacatecas
y las unidades más jóvenes (Figura 5). Además, el mismo autor
menciona que la naturaleza de las rocas deformadas de Zacatecas es
similar a rocas de un ambiente de eugeosinclinal y que contrastan con
las rocas Triásicas continentales (tipo miogeosinclinal) de Sonora.
En el año de 1992, la autora del presente trabajo inicia los
estudios de campo en el occidente de México, con el fin de determinar la
estratigrafía y la evolución tectónica en la región comprendida entre
Caleta de Campos, Michoacán, Zihuatanejo, Guerrero y Huetamo,

Michoacán, perteneciente al Terreno Guerrero, definido por Campa y
Coney (1983) como un arco de islas volcánico que se desarrolló
principalmente en el Cretácico.
ivueanwiaod
Tarmulipas
• Eugeosinclinal
Mio9eosinclinol
FrenteCostero (con co u de CabalgaduraÓ 1
Zacatecas-Guanajuato
'ÇCapas rojas y volcánicos
uras,co Temprano)
Figura 5. Mapa tectónico del centro norte de México publicado por
De Cserna (1970). Península de Tamaulipas (ancestral)
En una primera etapa el trabajos se enfocó a caracterizar las rocas
intensamente deformadas de la región de Arteaga-Tumbiscatío (Arteaga
en figura 6), posteriormente la investigación se extendió a la zona de
Placeres del Oro y de Tzitzio al sur y norte de Ciudad Altamirano,
Guerrero (Placeres y Tzitzio en figura 6), y a las localidades en el centro
del país, principalmente en la Ciudad de Zacatecas (Fm. Zacatecas en
figura 6) y las áreas de Peñón Blanco y Charcas (Figura 6). Por último,
se realizó trabajo en la Península de Vizcaíno, Baja California Norte (Fm.
San Hipólito en figura 6) y en Pico de Teyra, Zacatecas y Tolimán,
Querétaro (Fm. Taray y C. El Chilar respectivamente en figura 6), estas
dos últimas con la participación de estudiantes de maestría y doctorado.
En paralelo, Oscar Talavera (2000) estudia las rocas metamórficas de
Las 011as, Guerrero, Gilberto Silva (1993) la estratigrafía de la región de
Peñón Blanco, Zacatecas y Rafael Barboza y et al. (1998, 2004, 2010)
las rocas clásticas pre Jurásicas de las zonas de Real de Catorce y
Charcas (Figura 6). Con la integración de los resultados obtenidos en
todas las áreas antes mencionadas, se llega a la conclusión de la
existencia de un prisma de acreción de extensión regional, formado

durante el Mesozoico temprano, que es el tema central de este trabajo
inédito. A continuación se describen brevemente las áreas estudiadas:
-
7 Rik zok.o iiiiiaiiióiico, ígfl)
y scdinicntano
Triasico Superior (Cámico-Nóiico)
• S liii 'ntaasHurbiditas silicidástizs
, Tiutiditas siliciclásticas, lavas almohadilladas,
xlcmal, calias naniioJLridas
(Art gabms. volcaniclásticos)
Lasas almohadilladas. olcajiiclásticos,
p1cmal y flujos cakixcos( Triásk-JurÑco lnt(w)
90
IV
Figura 6. Mapa de México que muestra la ubicación de las principales
localidades del Mesozoico Inferior y del Paleozoico Superior.
4) REGIONES ESTUDIADAS
Región de Arteaga-Tumbiscatío
Al norte de la población de Arteaga, Michoacán, afloran
ampliamente rocas volcánicas y sedimentarias con distintos grados de
metamorfismo (ver figura 6 para su ubicación). Estas fueron descritas
por primera vez por Gutiérrez (1975), como Esquistos Arteaga. Campa y
colaboradores (1982) reportan la presencia de radiolarios de edad
Triásica (Ladiniano-Cárnico) y proponen que los pedernales que los
contienen corresponden a una unidad distinta a los Esquistos Arteaga
descritos por Gutiérrez (1975). Posteriormente, Grajales y López (1984)
describen brevemente las mismas rocas como una asociación de
metapelitas, meta-areniscas, radiolaritas y lavas almohadilladas, y
sugieren su probable relación con ambientes marinos profundos. El
trabajo cartográfico de detalle realizado en la zona por la autora
permitió llegar a la conclusión de que las rocas mencionadas por Campa
mi 100
25

y colaboradores (1982) y los Esquistos Arteaga de Gutiérrez (1975),
pertenecen a una misma unidad. Por otra parte en éste trabajo
cartográfico se encuentra que las rocas del Mesozoico Inferior están
separadas por una discordancia mayor de las rocas volcano-
sedimentarias de edad Cretácica que las sobreyacen.
Se decidió cambiar el nombre de Esquistos Arteaga a Complejo
Arteaga, debido a su diversidad litológica y a su grado de deformación y
metamorfismo. Se trata de un complejo estructural según el Código
Estratigráfico Norteamericano, ya que cumple con las características de
contener rocas tanto sedimentarias como ígneas y metamórficas y de
que los contactos entre litologías son tectónicos (Barragán et al., 2010).
Aunque Gutiérrez (1975) menciona la existencia de rocas cretácicas en
la zona, no define ni su estratigrafía ni su relación de contacto con el
Complejo Arteaga. En la figura 7 se muestra el mapa geológico de la
zona, en él se definen 3 grandes estructuras: un sinclinal entre
Tumbiscatío y Las Juntas, que afecta tanto a la cobertura Cretácica
como al Complejo Arteaga; un anticlinal recumbente/cabalgadura en el
sur, que pone en contacto al complejo Arteaga sobre la sucesión
Cretácica; y una falla de desplazamiento lateral izquierda al suroeste del
área, en las proximidades de Arteaga y que afecta tanto a cuerpos
intrusivos cenozoicos como a rocas mesozoicas y que produjo una banda
milonítica de aproximadamente 1 km de espesor (en color rosa en el
mapa de la figura 7). Las rocas del Complejo Arteaga presentan dos
bandas de deformación y metamorfismo intenso (marcadas con
achurado en la figura 7) y que corresponden a escamas tectónicas
formadas previamente al depósito de las rocas cretácicas, en ellas se
encuentran bloques y escamas de diversas litologías, y localmente
alcanza facies de anfibolita. El evento de deformación y metamorfismo
más importante que afectó al complejo ocurrió previamente al
emplazamiento de los cuerpos graníticos Jurásicos, los cuales presentan
algo de deformación frágil, y de milonitización incipiente, pero ésta
última asociada a bandas de cizalla más jóvenes. A continuación se
describen las litologías que forman el Complejo Arteaga.
Matriz Sedimentaria: El Complejo Arteaga está constituido
principalmente por rocas sedimentarias (Figura 8A), que representan
aproximadamente un 60% a 70% de todo el complejo (Figura 7) y que
forma la matriz en la cual se encuentran bloques y escamas de diversas

litologías y tamaños. La matriz sedimentaria está compuesta por una
alternancia de lutitas, limolitas y areniscas, con escasos horizontes de
pedernal negro y verde (Figura 8D). En las zonas donde presenta menos
deformación, se distinguen estructuras primarias que corresponden a las
facies de Bouma principalmente (Figura 8B), por lo que se interpretan
como depósitos turbidíticos. La presencia de pedernal con radiolarios, la
cantidad de pirita diseminada y materia orgánica contenida en las lutitas
sugiere un ambiente de depósito reductor, de abanico submarino
profundo.
/ /•i 4I //i/
Çltl
-.
Complejo Arteaga
1 Matriz sedirnentana
(areniscas y luhtas y pedernal)
Basaltos almohadillados y diques
con firmas MORA
Gabro y plaglogranito
Tobas basáltIcas (con firmas MORA)
alternadas con los sillciclásticos
Pedernal verde turquesa
Bloques de calizas sillclficadas
con pedernal
Zonas de mayor
cizalla y metamorfismo
Conjunto de Arco Cretácico
Fm Agua de los Indios
Fn, Pinzan
Fm Playltas
Fm Resumidero
P} Cenozoico: nolitis y capas ro.s
!ntrusivos
[.111 Granitoldes terciarios
Granitoide Cretacico (El Pedregoso(
Granitindes Jurásicos
Granitoides sin fechannento
Figura 7. Mapa geológico de la región de Arteaga-Tumbiscatío.
Las areniscas son en su totalidad cuarzoarenitas y su deformación
varía de esquistos verdes a zonas con solo plegamiento y cizalla
incipiente (Figura 8A y B). Otra litología, además de los pedernales, que
se encuentra alternada con las turbiditas siliciclásticas es una limolita de
color verde claro, que en las zonas con mayor deformación genera un
esquisto de clorita (Figura 8C). El análisis de elementos traza,
incluyendo las tierras raras, de dichas rocas sugiere que corresponden a
tobas máficas, con firmas de basalto de dorsal oceánica (MORB), lo que
sugiere probablemente la presencia de volcanismo de dorsal oceánica
contemporáneo al depósito del abanico submarino siliciclástico, ubicado
hacia el occidente.

7
pr
2
Figura 8. A) Matriz sedimentaria formada por lutitas y areniscas
(cuarzoarenita) en una zona con intensa deformación y metamorfismo a
facies de esquistos verdes baja. B) La misma sucesión turbidítica en
zonas con mínima deformación, en donde se observan estructuras
pimarias características de facies de Bouma. C) Volcanoclásticas
alternados con las turbiditas siliciclásticas y que tienen firmas
geoquímicas de MORB. D) Pedernal (radiolarita) de color verde claro, en
bloques o alternado con las turbiditas.
Bloques y escamas tectónicas: La matriz sedimentaria contiene bloques
incorporados por tectonismo, que son el resultado de una intensa cizalla
y forman la textura de bloques en matriz (block.in-matrix) los límites de
los bloques están tectonizados y en ellos se encuentran bloques más
pequeños, todos, desde los "bloques" de centímetros hasta los de más
de 20 metros de diámetro tienen forma de sigmoide. Los bloques son
de dos tipos, los de litologías autóctonas, esto es que están constituidos
por las mismas areniscas, lutitas, volcaniclásticos y pedernales que
forman la matriz, y los bloques de litologías alóctonas, estos son
aquellos que no se observan con una relación deposicional primaria.
Los bloques alóctonos están formados por gabros y plagiogranitos,
basaltos almohadillados, basaltos masivos, calizas con pedernal y
pedernal (Figura 9). En las porciones noreste y noroeste del mapa

geológico de la región de Tumbiscatío (Figura 7) se cartografiaron
cuerpos tabulares continuos, de extensión regional, formados por
basaltos almohadillados, derrames masivos y diques, que constituyen
cuerpos coherentes en forma de cabalgaduras o escamas tectónicas de
varios kilómetros de longitud, cuyas bases presentan la deformación
más intensa (achurado en mapa). Este tipo de cuerpos pueden
presentarse en prismas de acreción como el resultado de las
cabalgaduras y su consecutivo desmembramiento conforme avanza la
deformación.
!T? P
-r
Figura 9. Litologías principales de los bloques alóctonos: A) caliza con
pedernal; B) basaltos almohadillados. C) gabro bandeado.
Estructura: Como se mencionó anteriormente la deformación del
Complejo Arteaga es muy variable, desde escamas tectónicas con una
estratigrafía coherente hasta zonas de melánge con bloques de
centímetros de diámetro. El estilo estructural observado tiene las
variaciones propuestas en la clasificación de estructuras de cizalla en
bloques y matriz propuesta por Raymond en 1984 (Figura 10). Además,
el complejo Arteaga presenta localmente una sobreposición de por lo
menos otras 2 fases de deformación, una de ellas es en forma de
bandas miloníticas (región de Las Juntas), y en otras como pliegues que
afectan las rocas cizalladas donde se observa la lineación plegada
(Figura 11 A y B). Esta última coincide con la vergencia de las
estructuras que afectan las rocas cretácicas depositadas
discordantemente sobre el complejo (Figura 11). La primera fase de
deformación presenta localmente metamorfismo a facies de esquisto

verde, con segregaciones de cuarzo (figura liC) y en la región de Las
Juntas llega a facies de anfibolita.
Hay que resaltar que el Complejo Artega registra, además de la
deformación asociada a la acreción, por lo menos otros dos eventos de
deformación regional, que originaron foliaciones y lineaciones plegadas y
pligues replegados. De estas, por lo menos una coincide con la
deformación que presentan las rocas cretácicas que lo sobreyacen.
UNIDADES COHERENTES UNIDADES ROTAS UNIDADES MELANGES
Formación (S) o Complejo Formaciónes Rotas (5 DESMEMBRADAS M. tectónico
(1) yT) F. Desmembrada o Melange PG
Complejo (T) Alolistostrome
Endolistostroma (S)
A
FA(
J.
Ra/??Iond, 1 984
Figura 10. Grados de cizallamiento que pueden presentar las rocas
deformadas en zonas de subducción, el esquema A corresponde a la
cubierta sedimentaria de la corteza oceánica, que incluye pedernal y
depósitos hemipelágicos, el esquema inferior (B), corresponde a la
porción ígnea de la corteza oceánica, que produce melánge con matriz
serpentinítica y bloques de basaltos almohadillados, gabros, etc. En
algunos casos, como el del Complejo Arteaga, se mezclaron las litologías
y en las rocas de los niveles sedimentarios se presentan bloques de la
parte inferior (B), magmática.
Especialidad. Geológica 18

..
-,
r
Figura 11. Diferentes grados de deformación del Complejo Arteaga. A)
Foliación plegada con desarrollo de crucero de plano axial, que forma un
anticlinal recumbente cuya vergencia coincide con la vergencia de las
estructuras registradas en las capas Cretácica. B) Foliación plegada y re
plegada, que origina que la lineación asociada a la cizalla de Dl se curve
(señalada con el lápiz), los pliegues se encuentran replegados por
pliegues chevron recostados. C) foliación y secregaciones de cuarzo en
la zona con facies de esquisto verde, cortadas por una cizalla frágil
subvertical. D) textura de melánge, con sigmoides a escala de
centímetros, formados por estratos de arenisca en una matriz lutítico-
arenosa, correspondientes a la primera deformación Dl.
Edad del Complejo Arteaga: No se han encontrado macrofósiles en el
complejo, solamente algunos radiolarios y foraminíferos mal
preservados. Se sabe que la edad del depósito no puede ser más
antigua que el Triásico Temprano (Olenekiano) porque los zircones
detríticos más jóvenes, contenidos en las areniscas de la matriz
sedimentaria tienen edades mínimas de 243 Ma. Por otra parte, la edad
de los radiolarios reportados por Campa et al. (1982), es del Ladiniano-
Cárnico, que es muy probablemente la edad del depósito. El
fechamiento por U/Pb del uno de los bloques de gabro que aflora en la
parte noroeste del área (Las Juntas, mapa en figura 7 y diagrama de
Especialidad: Geológica
19

concordia en figura 12) dio una edad de 180 Ma, con una mala
precisión, por lo que no puede considerarse como la edad de
cristalización. Por otra parte, la edad de las rocas intrusivas más
antiguas que cortan al complejo ya deformado tienen una edad Jurásico
Medio 163 Ma (Granito Macias en la misma zona, figura 12).
200
190
LAS JUNTAS
x (180 ± 6 M
170
MACIAS
(163 ±3 Ma)
Pb207*/U 2 11
Figura 12. Geocronología del Gabro Las Juntas, que forma un bloque
dentro del Complejo Arteaga y del Granito Macías, cuerpo que corta al
complejo ya deformado.
Con esta información se propone una edad del Triásico Medio-
Tardío para el depósito de la matriz sedimentaria del complejo, y una
edad del Jurásico Temprano para su deformación y metamorfismo.
Geoquímica de las rocas magmáticas: La afinidad petrotectónica de las
rocas ígneas contenidas en el Complejo Artega es fundamental para la
caracterización del ambiente tectónico. La diversidad litológica y la
estructura de bloques-en-matriz, en sí ya sugieren un ambiente de
deformación en una zona de subducción, sin embargo, melánge
tectónicos han sido identificados en algunas zonas con fuerte cizalla por
transcurrencia, por esta razón se llevó a cabo el análisis geoquímico e
isotópico de las rocas ígneas. Tanto los gabros como los basaltos
almohadillados y los volcanoclásticos intercalados con la matriz
sedimentaria tiene firmas geoquímicas de magmas primitivos, con
Especialidad Geológica 20

valores de ENd(220) de +11 a +7.4 que son típicos de magmas basálticos
de dorsal oceánica. Las concentraciones de elementos traza y tierras
raras también son similares a aquellas obtenidas en dorsales oceánicas
actuales (Figura 13). Estos resultados corroboran las interpretaciones
realizadas con base en el trabajo de campo.
600
500
400
300
200
100
o
Ta/Yb
1 BASALTOS DE PISO
- .ø—00--a.
OCEÁNICO
.I
IT2T2S
11/1,000 (ppm)
ThI'i
c
Figura 13. Diagramas petrotectónicos de Th/Ta/Yb y de y vs Ti en los
cuales se representan los valores obtenidos de los análisis de roca total
de los bloques de gabro (círculos), de basaltos almohadillados
(cuadrados) y de los volcaniclásticos (triángulos) los cuales caen en el
campo de basaltos de piso oceánico.
Cubierta Cretácica: El Complejo Arteaga ya deformado y metamorfizado,
fue intrusionado por cuerpos graníticos con edades de 163 a 153 Ma
(Jurásico Superior). Posterior a la intrusión ocurrió un evento de
exhumación del complejo y los cuerpos intrusivos, ya que sobre ambos
descansa de manera discordante la cubierta volcanosedimentaria del
Cretácico (Figura 14). La columna estratigráfica cretácica de la región
de Arteaga-Tumbiscatío está formada, de la base a la cima por: la
Formación Agua de los Indios, constituida por Conglomerados, lutitas y
areniscas formadas de clastos volcánicos y derivados de la erosión del
Complejo Arteaga, intercalados con tobas y algunos derrames,
depositados en un ambiente transicional y que contiene gasterópodos
fósiles del Aptiano tardío. La Formación Pinzán, formada de derrames
andesíticos a dacíticos, volcaniclasticos y algunos parches calcáreos,
depositada principalmente en ambientes marinos. La Formación
Resumidero constituida por calizas que contiene abundantes restos de
rudistas. Por último la Formación Playitas conformada por una
alternancia de volcaniclásticos y derrames depositados en ambientes
marinos a transicionales, con mayor abundancia de clastos volcánicos,

con respecto a la Formación Agua de los Indios. Esta última contiene
zircones detríticos de edad Albiana principalmente (106 Ma) (Centeno-
García et al., 2011). Todas estas rocas fueron deformadas previo al
depósito de una sucesión volcano-sedimentaria del Cretácico Tardío
(Centeno-García et al., 2011).
•
J!WV1I
•
- *. 7 • .t. . • ,••
* •
.•- Fru Agua de u
o o Aptiano Albuano)
a o lututa
arenisca
de arenisca
sigmoides conglomerado
. clastos de0.
1'
complejo Arteaga 'ti4
areniscas y )utitas 5%
detormadas y con
metamoramo
)facies de esquistos verdes)
Columna estratigráfica
región de Arteaga
135O
Formación Playltas
alternancia de derrames y
tobas andesificis-dacfts,
epkástks y calizas. el
magmatismo disminuye
liada la dma, ambientes
manno somero a fluviales
550
11
Formación Resumidero
calizas cen abundantes
rudistas (anedfales)
350— Formación Pinzán
flujos de lava andesiticos
— Fm. Agua de los Indios
- o — conglomerado basal
volcanodásticos manno
somero
'— disconianda angular
FIL. Complejo Arteaga
bloques de gabro,
/
basaltos toleitiCx)s
pedernal y caliza en
lntruslvos Maclas
ma
sedimentana
y Tumbiscatio
del Jurásico Superior
Figura 14. Fotografía y su interpretación de la discordancia que separa
al Complejo Arteaga del conglomerado basal cretácico de la Formación
Agua de los Indios.
Región de Zacatecas
En las afueras de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo del
Ahogado, Burckhardt y Scalia (1906) colectaron fauna de invertebrados
que sugiere la presencia de rocas Triásicas en la región. Con el fin de
determinar si existía alguna correlación con las rocas aflorantes en la
zona de Arteaga-Tumbiscatío, la autora del presente trabajo realizó
cartografía a detalle y muestreo en la zona. Estas rocas fueron
descritas por Burckhardt y Scalia (1906) como Formación Zacatecas
(ver mapa de la figura 6 para su ubicación), y también se encuentran

intensamente deformadas y metamorfizadas, con texturas estructurales
de bloques en matriz, muy similares a las estructuras observadas en el
Complejo Arteaga. El afloramiento es muy pequeño, por lo que no se
tiene una muestra clara de la composición de esta unidad, sin embargo,
en lo observado, contiene bloques de basaltos almohadillados (Figura
15). Se llevó a cabo el análisis geoquímico de dichas rocas y se
determinó que presentan la misma composición que los basaltos de
dorsal oceánica (firmas MORB), obtenida de los bloques caracterizados
en el Complejo Arteaga. Además, las características sedimentológicas y
composicionales de la matriz (ver discusión sobre procedencia más
adelante) son idénticas a las observadas en el Complejo Arteaga, por lo
que se interpretan como parte del prisma de acreción (Centeno-García y
Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005).
La Formación Zacatecas contiene fauna fósil del Cárnico-Nórico
(Burckhardt y Scalia, 1906), que traslapa con la edad de los radiolarios
presentes en el Complejo Arteaga (Ladiniano-Cárnico). Las rocas de la
Formación Zacatecas son sobreyacidas, en contacto tectónico, por rocas
riolitas, dacitas y calizas de la Formación El Ahogado de edad
desconocida (Figura 15), las cuales a su vez se encuentran
sobreyacidas, en contacto tectónico, por las rocas Cretácicas de la
Formación La Borda, constituida por lavas almohadilladas y derrames
andesíticos intercalados con turbiditas volcanoclásticas y que contienen
zircones detríticos con edades U/Pb del Cretácico Temprano (132 Ma) y
microfósiles del Aptiano (Yta et al., 2003; Escalona-Alcázar et al.,
2009).
Complejo de Las 011as, Zihuatanejo
En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay
una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que
subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno
de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al
poblado de Las 011as (Figura 6). El Complejo Las 011as está formado por
una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario,
formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con
bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de
serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000).

_
Fauft iJ114 (edad desconocida)
_tobasriollticodacÍticas,
Fault calizas
yconglomeradovolcanico P4
orn. Zacatecas 1 km
turbiditas siliciclásticas, Ciudad de Zac
bloques de basaltos
almohadillados
con firmas MORB
1000
Fauna
Cárnico-Nórica
loo
ArlAr 80 Ma
lo
Figura 15. Columna estratigráfica y mapa esquemáticos de la región al
este de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo el Ahogado, y patrones de
tierras raras de las rocas ígneas extrusivas contenidas en las tres
unidades litoestratigráficas identificadas.
Complejo de Las 011as, Zihuatanejo
En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay
una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que
subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno
de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al
poblado de Las 011as (Figura 6). El Complejo Las 011as está formado por
una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario,
formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con
bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de
serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000).
Los bloques están formados por basaltos provenientes de los
niveles superiores de la corteza oceánica, pero también contiene
bloques de rocas provenientes de niveles inferiores, como gabros
bandeados, dunitas werlitas y lerzolitas.
La composición química de la mayoría de los bloques corresponde
a rocas originadas en la corteza oceánica (firmas MORB), y es el único
afloramiento que presenta bloques con facies de esquistos azules
Fm. La Borda
La Ce P, Nd SmC,, (Od 00 D, Ho O Tn,Vb (o
Fm El Ahogado
-e- Tobas
Lavas
Lavas
e- Volcenoclástícos
Formación Zacatecas
Basaltos
almohadillados

(Talavera-Mendoza, 2000). La edad del complejo se desconoce, pero por
su afinidad geoquímica se considera correlacionable con el Complejo
Arteaga y se interpreta como los niveles más profundos de dicho
complejo.
Región de Pico de Teyra (Formación Taray)
Con el objetivo de determinar si existían más afloramientos en el
centro de México de rocas del Mesozoico Temprano, similares a las
descritas en Arteaga-Tumbiscatío y en la periferia de la Ciudad de
Zacatecas, la autora realizó visitas a las áreas de Pico de Teyra en el
norte del Estado de Zacatecas y de Peñón Blanco, Charcas y Real de
Catorce en el Estado de San Luis Potosí. Con base en el reporte
realizado por Anderson y colaboradores (1990), se inició el trabajo de
campo en la región de Pico de Teyra, con la hipótesis de que pudieran
representar la continuación de las rocas cartografiadas en Zacatecas y
Michoacán.
En el marco de éste proyecto, realizó su tesis de maestría el Geol.
Ciro Díaz Salgado (2004), quien confirmó la presencia de una estructura
de bloques-en-matriz (biock in matrix). En Pico de Teyra las rocas del
Mesozoico Inferior recibe el nombre de Formación Taray, la cual fue
descrita por primera vez por Córdoba-Méndez, (1964), quien la
consideró como una secuencia orogénica geosinclinal. Del trabajo
realizado se desprende que dicha formación está constituida por
turbiditas (lutitas y areniscas) ricas en cuarzo, que forman la matriz de
un melange tectónico que contiene bloques de basaltos almohadillados
serpentina, pedernal y calizas (Figura 16), todos deformados y
localmente con metamorfismo en facies de esquistos verdes (Díaz-
Salgado et al., 2003; Díaz-Salgado, 2004, Anderson et al., 2005). Los
bloques tienen forma sigmoidal (figura 16B) y varían en tamaño de
centímetros a más de 500 metros de diámetro (bloque conocido como
Cerro el Pedernal). La composición de las rocas basálticas, que se
muestra en los diagramas de tierras raras y de Ti vs V de la figura 17,
muestran que son basaltos oceánicos con dos afinidades, los basaltos
con patrones planos a ligeramente enriquecidos en tierras raras ligeras
(Figura 17a y b), sugieren un origen de dorsal oceánica (MORB), sin
embargo, también se identificaron basaltos muy enriquecidos en tierras
raras ligeras (Figura 17c), que corresponden a firmas típicas de basaltos
de isla oceánica o de punto caliente (OIB), ambos conjuntos de
25

Diques Cenozolcos
Granitolde Pico de Teyra (Cenozolc)
Fomiadón Zuloaga (Jurasico Superior)
Formadón Nazas (Jurslco MedIo)
> - Matriz sedimentaria (cuarzoarenitas ylutltas)
- Bloques de pedernal negro
c Bloques de basalto almohadillado
0
Bloques de pedernal verde
E Bloques autóctonos de cuarzoarenita
o
u.. Bloque de caliza recnstallzada
F- Estratdtcadón
Clivaje
. Plano Axial
- Fallas Inferidas
Zonas de dzalla y desarrollo de esquistos
Fallas normales
0 5Km
B
y
muestras caen en el campo de basaltos oceánicos en el diagrama de
Shervais (1982) (figura 17d).
La composición y afinidad petrotectónica de los bloques de rocas
ígneas que contiene y la naturaleza de su deformación en bloques en
matriz (Figura 18), originada por una intensa cizalla, indican que estas
rocas se formaron en una zona de subducción, como un prisma de
acreción (Díaz-Salgado, 2003; Anderson et al., 2005). La edad de la
Formación Taray no ha sido bien determinada, los fechamientos de
zircones detríticos la presencia de calizas con abundantes crinoideos y el
reporte de conodontos en los bloques exóticos sugieren un depósito
entre el Pérmico y el Triásico Tardío (Díaz-Salgado, 2003; Silva-Romo et
al., 2000).
AJuvlon
Figura 16. A) Mapa Geológico de la Región de Pico de Teyra (tomado de
Díaz Salgado, 2004). B) Acercamiento del mismo mapa donde se
observan los bloques de distintas dimensiones.

(ki TI, r)y H,, F T, VI, I
ØP.23l
A P-
* N.4
a)
MORB
1 L--
C.I TI H. U T, 'A
e) -s-a...1io o d)
OIB
11 Iy II. 1' 1 1,
Figura 17. a b y c) tierras raras ligeras normalizadas a condrita, las
firmas son de basalto de dorsal oceánica (MORB) y de basalto de islas
oceánicas (OIB). d) Diagrama de y vs Ti.
rtM —
Figura 18. A) Bloques de caliza y serpentina en una matriz sedimentaria.
B) Contacto entre las formaciones Taray y Nazas. C) textura de bloques
en matriz, con un sigmoide de arenisca.

La composición, procedencia y aparentemente también la edad
del depósito de la matriz sedimentaria de la Formaciones Taray y
Zacatecas son muy parecidas entre sí, por lo que se propone
considerarlas como una misma unidad litoestratigráfica (Silva-Romo et
al., 2000), aunque se han descrito como dos formaciones distintas
desde tiempos históricos. Cabe resaltar que la Formación Taray tiene
una mayor diversidad en la composición de los bloques exóticos que
contiene, con respecto a la Formación Zacatecas, pero esto último
también puede deberse a la diferencia en el tamaño de los
afloramientos.
En la zona de Pico de Teyra las rocas continentales volcano-
sedimentarias cubren discordantemente a la Formación Taray (Díaz-
Salgado, 2004). Estas mismas rocas continúan al norte y afloran
extensivamente en Caopas. La sucesión ha sido dividida en tres
unidades, las Formaciones Caopas, Rodeo y Nazas (Córdoba-Méndez,
1964; López-Infanzón, 1986; iones et al., 1995). La Formación Caopas
está constituida por intrusiones porfídicas con una edad U-Pb de 158 Ma
(iones et al., 1995). Las formaciones Rodeo y Nazas están formadas por
una alternancia de flujos de lava y diques andesíticos a riolíticos,
alternados con depósitos piroclásticos y depósitos clásticos fluviales,
principalmente areniscas y conglomerados (iones et al., 1995, Díaz-
Salgado, 2004). Hay el reporte de una edad K-Ar de la Formación
Rodeo, de 183 Ma (López-Infanzón, 1986). Por lo que la edad de
deformación de la Formación Taray es previa al Jurásico Medio y tal vez
al Pliensbaquiano (Jurásico Inferior).
Región de Tolimán
En la región de Tolimán, al oriente de Peña de Bernal, en el Estado
de Querétaro aflora una sucesión de turbiditas siliciclásticas
intensamente deformadas, que fueron agrupadas por Carrillo-Martínez
(2000), junto con rocas volcánicas como Formación San Juan de La
Rosa. Sin embargo, el trabajo cartográfico detallado mostró que son dos
unidades separadas por una discordancia angular (Figura 19). La
distinción fue realizada anteriormente por López Ramos (1985) quien
denominó a las rocas deformadas, en la zona norte de Tolimán, como
Formación El Chilar. Por su deformación distintiva, y con base en el
Código Estratigráfico Norteaméricano, se le cambió el nombre a
Complejo El Chilar (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006). Al igual que

2055 20 S
1 -
1
San Pablo
T6lim.i
20 50
Ce
Cretaoc
caeo
Cretaoc-
ura
San Jua
uco
n de laR
Chia
.ço /
2Km
99 59 9y :5
las unidades previamente descritas, este complejo está constituido por
turbiditas siliciclásticas cuya deformación varía desde zonas
intensamente deformadas, con una textura de bloques en matriz, y con
facies de esquistos verdes, hasta zonas donde la estratificación y
estructuras primarias se encuentran bien preservadas. En las zonas
intensamente deformadas, se presentan bloques de las mismas
turbiditas, que forman sigmoides de tamaños que van de centímetros a
decenas de metros (Figura 20). Hasta la fecha solo se ha identificado un
bloque exótico, constituido por pedernal (radiolarita) y diques de
microgabro, el cual sufrió fragmentación por la intensa cizalla y que
forma un conjunto de bloques muy cercanos uno al otro, el mayor de
más de 100 metros de diámetro (Figura 20). La composición geoquímica
de los diques de microgabro es similar a la de los gabros de corteza
oceánica, con lo que se plantea que Complejo El Chilar corresponda a la
continuación hacia el sur del prisma de subducción identificado en la
Mesa Central (Dávila-Alcocer et al., 2013).
99 55 99
Figura 19. Mapa geológico de la región de Tolimán, Querétaro, en el cual
se muestra la separación del Complejo EL Chilar, de la Formación San
Juan de la Rosa (tomado de Dávila-Alcocer et al., 2009).

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DT
Figura 20. A) Fotografía del bloque exótico (delineado en rojo) de
pedernal con diques de microgabro, de forma sigmoidal y rodeado de la
matriz sedimentaria. B) Mapa de detalle de la zona con bloques de
pedernal con diques de microgabro en la población de El Terrero (ver
ubicación en figura 19). C) bloque tectónico de litología autóctona
(arenisca), en forma de sigmoide y rodeado de una matriz lutitíca. D)
Una de las zonas con mayor deformación con textura de bloques en
matriz, con una matriz sedimentaria, los bloques son de areniscas y
pedernal negro (al centro), y localmente presenta facies de esquistos
verdes.
Se desconoce la edad del Complejo EL Chilar, por la composición
de las turbiditas siliciclásticas y por su posición estratigráfica se infiere
que probablemente corresponde al Mesozoico Inferior, ya que está
cubierto discordantemente por las rocas volcano-sedimentarias de la
Formación San Juan de la Rosa de edad Jurásico Superior-Cretácjco
Inferior (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006; Dávila-Alcocer et al.,
2009, 2013). Las rocas de la Formación San Juan de la Rosa están a su
vez cubiertas de manera transicional por calizas de la Formación Peña
30

Azul que a su vez cambia a la cubierta calcárea del Cretácico
(formaciones Tamaulipas y El Doctor) que caracteriza la plataforma El
Doctor y cuencas aledañas.
Regiones de Peñón Blanco, Charcas y Real de Catorce
Rocas de edad aparentemente Triásica también están expuestas
en altos estructurales de Peñón Blanco, Charcas y Sierra de Catorce, en
el Estado de San Luis Potosí (Figura 6) (Labarthe et. al.; 1982; Silva-
Romo, 1993; Tristán-Gonzalez and Torres-Hernández; 1994; Centeno-
García and Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño
et al., 1998, 2010; Bartollini et al., 2002). En estas localidades las rocas
están constituidas por una sucesión sedimentaria muy gruesa, cuyo
espesor original se desconoce, ya que se encuentra fuertemente plegada
y cizallada. No obstante, un pozo exploratorio de PEMEX perforó hasta
4,640 metros de esta unidad sin atravesarla totalmente (López-
Infanzón, 1986). Estas rocas han sido descritas como Formación
Zacatecas, sin embargo no contienen bloques exóticos ni la deformación
llega a ser tan intensa como para formar una textura de bloques en
matriz, por lo que la autora de este trabajo, junto con otros autores
preferimos separar las rocas de estos afloramientos con el nombre de
Formación La Ballena (Silva-Romo, 1993; Centeno-García and Silva-
Romo, 1997; Silva-Romo et al., 2000; Centeno-García, 2005).
La localidad tipo de la Formación La Ballena se encuentra al
occidente de la ranchería del mismo nombre, al norte de Villa Hidalgo,
Zacatecas. La sucesión consiste casi exclusivamente de depósitos
turbidíticos, formados por una alternancia de lutitas, limolitas y
areniscas ricas en granos de cuarzo, y constituyen un depósito típico de
abanico submarino, con escasos estratos de conglomerado, los cuales
están constituidos por clastos de cuarzo y pedernal, y también escasos
clastos volcánicos félsicos y graníticos. Estas rocas contienen amonitas y
bivalvos del Triásico Tardío (Cárnico) similares a los reportados en los
afloramientos de la Formación Zacatecas en la ciudad del mismo nombre
(Cantú-Chapa, 1969; Silva-Romo, 1987; Silva Romo et al., 2000;
Bartolini et al., 2002).
En la zona de Sierra de Catorce las turbiditas previamente
deformadas de la Formación La Ballena, están cubiertas
discordantemente por rocas depositadas en un ambiente fluvial
correspondientes a la Formación Cerro El Mazo (Barboza-Gudiño et al.,

2004; Venegas-Rodríguez et al., 2009). Está unidad cambia
transicionalmente a la sucesión volcanoclástica de la Formación
Nazas(?), compuestas por una alternancia de tobas y flujos de lava de
composición riolítica a andesítica, con paquetes de conglomerados y
areniscas de color rojo, estas rocas están corl:adas por un dique cuyo
fechamiento radiométrico arrojó una edad de 172+5.1 Ma (Barboza-
Gudiño et al., 2004) lo cual indica que el tiempo del depósito fue pre-
Bajociano. Las unidades anteriores están cubiertas discordantemente
(discordancia angular) por la Formación La Joya (Barboza-Gudiño et al.,
2004), una secuencia transgresiva de conglomerados, areniscas,
limolitas y lutitas que pasa de grueso a fino y de continental a
transicional marino hacia la cima, donde alterna con calizas de estratos
delgados.
Afloramientos de capas rojas en la misma posición
estratigráfica, hacia el sur en la Sierra de Catorce, contienen zircones
detríticos cuyas edades radiométricas definen un grupo importante a
los 159 Ma (Venegas-Rodríguez et al., 2009). Lo que sugiere una
edad máxima de depósito del Caloviano-Oxfordiano, correlacionable
en parte con las calizas de la Formación Zuloaga que la cubren
(Oxfordiano-Kimmeridgiano, Barboza-Gudiño et al., 2004).
En las regiones de Charcas y Peñón Blanco se presentan capas
rojas similares, que sobreyacen en contacto discordante a las rocas
triásicas de la Formación La Ballena y que están a su vez cubiertas por
las calizas del Jurásico Medio-Superior (Silva-Romo et al., 2000).
4) COMPOSICIÓN, PROCEDENCIA Y PALEOGEOGRAFÍA:
DEFINICIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ
Una vez recopilada la información de todas estas localidades que
presentan rocas intensamente deformadas, cuya composición de los
bloques tectónicos y características estructurales sugieren que se
originaron en la zona de subducción, la pregunta que se planteó fue:
¿éstas localidades, aisladas entre sí por kilómetros y distribuidas desde
la parte norte del estado de Zacatecas, hasta las costas de Michoacán y
Guerrero ,conformaron originalmente un solo prisma de acreción?.
Debido a la falta de continuidad de los afloramientos es difícil
tener la seguridad de dicha continuidad. Sin embargo, hay una evidencia
en particular que apoya fuertemente dicha correlación y es la

composición y procedencia de la matriz sedimentaria, que a
continuación se describe con detalle.
En todas las localidades estudiadas la matriz sedimentaria está
compuesta por una alternancia de lutitas y areniscas, cuyas estructuras
primarias indican el depósito por corrientes turbiditicas principalmente, y
algunos flujos de grano. Las areniscas son invariablemente
cuarzoarenitas, formadas principalmente por granos de cuarzo, y en
menores proporciones contienen granos de pedernal, argilita, granitos y
de rocas ígneas félsicas (Figura 21). La misma composición se presenta
tanto en las unidades que se interpretan como parte del prisma de
acreción, como en aquellas del centro de México donde la deformación
es menor y se interpretan como depósitos de la margen continental
(Formación La Ballena en Charcas, Peñón Blanco y Real de Catorce). En
el diagrama ternario de procedencia propuesto por Dickinson (1985),
todas las localidades caen en el campo de Orógeno Reciclado, lo que
sugiere que provienen de rocas previamente deformadas y sin la
influencia de arcos volcánicos activos (Figura 21).
Los estudios de procedencia a partir de edades mono-minerales de
zircones detríticos, han dado como resultado las mismas poblaciones
para todas las localidades, ya que todas presentan tres grupos de
edades principales (Figura 22) (Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño
et al., 2010; Centeno-Garcia et al., 2011):
Un conjunto de zircones con edades del Pérmico y algunos del
Triásico Temprano.
Un grupo de zircones con edades alrededor de los 500 Ma que
se conocen de manera informal como procedencias del "Pan Africano"
(Martínez-Catalán et al., 2004)
Otra población importante alrededor de los 1,000 Ma que se
consideran las edades obtenidas cuando los sedimentos provienen de
complejos metamórficos tipo Grenville, cuyo equivalente en México son
los complejos metamórficos que constituyen el Bloque Oaxaquia (Gneis
Novillo, Gneis Huiznopala y Complejo Oaxaqueño).
Las rocas de estas edades, que pudieron ser la fuente de las rocas
sedimentarias estudiadas, se ubican actualmente en Sudamérica y África
(Venezuela, Perú y Brasil), pero también en el oriente y sur de México
(Oaxaquia, Arco Pérmico Delicias-Tuzancoa, Complejo Acatlán).
Especialidad; Geológica 33

Qm
Cratón Interior
Cuarzosa
Transicional 2ecicladorógano
Continental
Transicional
/9 Arco lado
Disecta
Lítica
04 Arco Transicional Orógeno
F' Lt (A)
Figura 21. A) Diagrama ternario que muestra la procedencia con base en
la composición de las areniscas de las unidades: Complejo Arteaga, Fm.
Zacatecas, Fm. Taray, Complejo El Chilar y la Fm. La Ballena, con base
en el análisis modal bajo el microscopio (Qm= cuarzo monocristalino,
Lt= líticos, F= feldespato total), diagrama de petrofacies de Dickinson
(1985). B) fotomicrografía de la arenisca de la matriz del Complejo
Arteaga.
34

Peñón Blanco n=98
Pico de Teyra n=94
Zacatecas n=92
Arteaga n=93
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 Ma
Edad en millones de años
Figura 22. Diagramas de probabilidad relativa con respecto a la edad en
millones de años (MA) de las poblaciones de zircones detríticos de
cuatro de las localidades estudiadas, el Complejo El Chilar presenta las
mismas poblaciones.
De la procedencia resaltan tres aspectos importantes:
El primero es lo homogéneo de la composición en una distribución
geográfica tan amplia.
El segundo es el espectro tan amplio en las edades, lo que sugiere
un drenaje extenso, de una zona con denudación intensa, este tipo de
(U
>
4-.
(U
-o
(U
0
£2
(U
£2
2
3-

patrones de procedencias (de amplio rango) es común en cuencas de
márgenes pasivas o de rift evolucionado, las cuales reciben sedimentos
a partir de ríos que drenan grandes extensiones, como por ejemplo el
Rio Ganges, que da lugar al Abanico Submarino de Bengal (Figura 23) o
el Rio Mississippi que origina una sedimentación de mucho espesor.
'1.
4
Figura 23. Mapa que muestra las dimensiones del Abanico de
Bengal, que se origina por los sedimentos transportados por el Rio
Ganges y otros que drenan el Cinturón Orogénico de los Himalayas.
El tercero importante para la interpretación paleogeográfica, es el
hecho de que las edades más jóvenes obtenidas en los zircones
detríticos son por lo menos 30 o 50 millones de aPios más viejas con
respecto a las edades de depósito, lo que sugiere que no existió un arco
volcánico contemporáneo a la sedimentación, y que, por su composición
cuarcítica, dicha sedimentación probablemente no corresponde al relleno
de una trinchera.
Por estas evidencias se propone que antes de iniciarse la
subducción, existió en la paleo-margen continental del occidente de
México condiciones de tipo margen pasiva, en las cuales se dio el
depósito de un abanico submarino de grandes dimensiones (Figura 24),

al cual se le propone el nombre de Abanico Submarino Potosí por haber
sido primero identificado en el Estado de San Luis Potosí (Centeno-
García, 2005; Centeno-García et al., 2008).
Figura 24. Ubicación del Abanico Submarino Potosí al momento del
inicio del rompimiento de Pangea, durante el Triásico Tardío, el cual
recibió sedimentos principalmente
En distancias actuales, la distribución de los afloramientos de las
turbiditas siliciclásticas del Abanico Submarino Potosí se enmarca en un
área de aproximadamente 640 x350 km, con espesores mínimos de más
de 4 km, según indican las perforaciones realizadas por PEMEX. Con
base en este cálculo aproximado, se comparan volúmenes originales
probables de rocas sedimentarias, con aquellos observados en márgenes
pasivas deformadas y son similares. La extensión actual de los
afloramientos es probablemente mucho mayor que la distribución
geográfica original, esto debido a que durante el Cretácico tuvo lugar un
proceso de rift que desmembró el prisma y que además estuvo
acompañado por una fuerte acreción magmática, que probablemente,
por lo menos duplicó el tamaño de la corteza (Figura 25).
En otras palabras, la extensión geográfica inicial del prisma de
acreción fue probablemente no mayor al 50% de lo que se observa
actualmente, esto se infiere por el hecho de que el occidente de México

ha sufrido procesos de acreción magmática durante el Jurásico-Cretácico
(apertura de la cuenca de tras arco Arperos y su posterior cierre en el
Cretácico Tardío) y el Cenozoico (cinturón batolítico de la costa) (Figura
25).
Con base en la procedencia y los volúmenes de sedimento se
propone que durante el Triásico Tardío la margen continental tuvo un
período de quietud tectónica, en condiciones de margen pasiva, que
permitió la formación de cuñas sedimentarias de gran espesor, como es
el caso del Abanico Submarino Potosí, que se depositó sobre la margen
continental cuyos relictos se encuentran en localidades del centro de
México: Charcas, Peñón Blanco y Real de Catorce (Figuras 25 y 26). La
sedimentación del Abanico Submarino Potosí probablemente se
extendió sobre la corteza oceánica (Figuras 26 y 27). La deformación de
la cuña sedimentaria formada por el Abanico Submarino Potosí y la
incorporación tectónica de bloques de fragmentos de la corteza oceánica
que lo sobre yacía, ocurrieron durante la subduccián que precedió al
depósito del abanico (Figuras 25 y 26).
La presencia de tobas alternadas con las turbiditas siliciclásticas
en el Complejo Arteaga sugieren que hubo magmatismo de dorsal
oceánica cerca de la zona de depósito del Abanico Submarino Potosí, por
lo que se propone la existencia de una paleo cuenca oceánica (Cuenca
de Arteaga, figuras 26 y 27). Actualmente afloran los niveles más bajos
del prisma de acreción en la costa, esto se infiere por la distribución de
las facies metamórficas, que hacia la mesa central no son mayores a
esquistos verdes, en cambio en los complejos las 011as y Arteaga
alcanzan facies de anfibolita y esquistos azules (Figura 25).
5) DEFORMACIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ Y
GENERACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN: ¿HACIA DÓNDE
FUE SU POLARIDAD?
La información obtenida a la fecha apoya la hipótesis de la
existencia de un abanico submarino que se depositó en la margen
continental paleo-pacífica de México por lo menos en el Triásico Tardío.
Las edades de sus zircones detríticos sugiere que los sedimentos
procedían ya sea de Gondwana o bien del sur-oriente de México (o de
ambos) y su extensión y volumen fueron considerables.

da
110'
105'
30'-4..
El
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Fin. Si1-ipbo El Fuit, -
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IIFin 1
Paleozoico %
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Corteza juvenil
(Cretácica)
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Zona del Prisma de Acreció.
con mayor metamorfismo
coxiiieio.caiii
Ti~ S1petk*(Cniko-Nói1co)
U Sedhiieluim~ sili&hsticas
Ttubiditas siliciclásiicas, lavas aInihadilladas0
pedernaL calizas mairnolizadas
(Ah. galxca. 1canic1Éticos)
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paly flqos calcánsca Çflico.Jiu*sico Infioi)
Límite del
Terreno 15'-
Guerrero
• Paleozoico ntanü'fico. I»eo
ysediiiitaiio
Figura 25. Distribución de las unidades estudiadas del Triásico Superior
en el centro y occidente de México, y su interpretación paleoambiental.
Nótese que las rocas del prisma de acreción presentan un mayor
metamorfismo (facies de esquistos verdes, anfibolita y esquistos azules)
en la zona de la costa, con respecto al mismo prisma en la mesa central
(localmente solo facies de esquistos verdes). La línea azul marca el
límite actual del prisma de acreción, dicha ubicación probablemente se
debe a cabalgamientos ocurridos durante la deformación del Cretácico
Tardío (Laramídica); la línea roja corresponde al límite de las aloctonías
del Terreno Guerrero ocurridas durante el Cretácico.
Abanico submarino
depositado en la
márgen continental
Q E
5 ,1,110
• Zona del Prisma de Acreción
P»n - con menor metamorfismo
IV
a

Norteamérica
vulcanismo de arco VI
Tndeco Tardío J
sedimentacibn-7 1 -
México
Çtan
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trannport. de IedimíortOs. -
Jaxequ a y
otros complejos
1 de edad Grenurlíana
Complejo
SudaméricaACatlán
LP vulcanismo de arco
Tridvicu Tardío
Triásico Tardio
A
Norteamérica
001-
M éxico nade G2
% L.?t / LdSnr.ía,,arleno
Jurásico
J
I
(aun no identificado)
Sudamérica
—Ç-Inicio de la formación del
prisma de acrecióri
objeto del presente estudio
Inicio del Jurásico
B
Figura 26. Modelo de generación del prisma de acreción con polaridad
de la subducción hacia el este. A) reconstrucción para el Triásico Tardío,
en la que se infiere que la margen continental occidental de México
actuó como margen pasiva, en la cual ocurrió el depósito del Abanico
Submarino Potosí, cuyos sedimentos probablemente fueron derivados de
Sudamérica (Gondwana) y oriente-sur de México. B) Para el Jurásico
Temprano, ésta misma margen se convierte en margen convergente, en
la cual los sedimentos del Abanico Potosí son deformados junto con la
corteza oceánica que le subyace (modificado de PindelI, 1993).

La discordancia regional indica que dichas rocas fueron
deformadas en algún momento antes del Jurásico Medio, esto con base
en la edad de las rocas ígneas intrusivas que cortan o que se
depositaron sobre dichas unidades Triásicas.
Uno de los problemas aún no resueltos es la polaridad de la zona
de subducción, si el prisma se desarrolló por una subducción con
vergencia hacia el este, se esperaría la generación de un arco
magmático en el oriente de México (Figura 26) para dicha época, sin
embargo son pocas las rocas ígneas, extrusivas o intrusivas,
identificadas en México, y la mayoría son cuerpos magmáticos de poca
extensión.
Otra opción es la generación de una subducción con polaridad
hacia el occidente (Figuras 27), en la cual se esperaría la generación de
un arco intraoceánico que eventualmente colisionaría contra el
continente (Centeno-García et al., 2008), dando lugar a la distribución
actual de la deformación de las rocas triásicas. Este modelo de arco
intraoceánico es muy especulativo, ya que no se encuentran evidencias
directas. Las únicas rocas con afinidad de arco intraoceáncio del Triásico
Tardío-Jurásico Temprano se encuentran en la Península de Vizcaíno
(figura 6), en donde se le ha descrito como Formación San Hipólito.
Queda abierta la posibilidad de que dichas rocas sean el remanente de
dicho arco.
Las únicas dos evidencias a favor de este modelo, son: 1) que en
las formaciones Jurásicas que sobreyacen discordantemente sobre la
Formación San Hipólito, se han encontrado clastos de areniscas con
composición y poblaciones de zircones detríticos idénticos a los zircones
fechados en el Abanico Potosí (Kimbrough comunicación personal,
2005). 2) Que el afloramiento del prisma en Las 011as contiene bloques
tectónicos de afinidad de arco ¡ntraoceánico.
Una vez generado el prisma de acreción, este fue "fragmentado"
por procesos de rift de suprasubducción que ocasionó que parte del
prisma se encuentre cubierto por las plataformas calcáreas del Cretácico
del oriente de México y otra parte constituya el basamento de los arcos
marginales del Cretácico del occidente del país.
Posteriormente, tanto las rocas de los arcos marginales del
Cretácico como la cubierta sedimentaria del oriente de México sufrieron

deformaciones importantes durante el evento orogénico del final del
Cretácico principios del Cenozoico (orogenias Sevier y Larámide) que
afectaron también a las rocas estudiadas.
Independientemente de los modelos de origen del prisma de
acreción, éste marca el límite de placas para el Mesozoico Temprano, y
permite realizar aproximaciones de la tasa de crecimiento de la corteza
de México. Ésta corteza "juvenil", pero con una importante componente
de material reciclado de cortezas más antiguas, aparentemente juega
un papel importante en la composición de yacimientos minerales en
México.
Norteamérica
vulcanismo de arco
Tnsico Tardío
subaérea
Aamar
lcatáj
África
Fluvial
Complejo
SudaméricaAcallán
-¼- U"l vulcanismo de arco
Triásico Tardío
Inicio de la formación del
prisma de acreción
objeto del presente estudio
Triásico Tardío
inicio del Jurásico
Figura 27. Modelo propuesto para la paleogeografía de la margen
continental durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano (modificado de
Pindell, 1993). En este modelo la subduccián se encuentra al occidente,
originada por el acercamiento de un arco intraoceánico que consume la
cuenca oceánica localizada entre el continente y el arco (cuenca de
Arteaga), sobre la cual se depositó el Abanico Submarino Potosí.

6) IMPORTANCIA DEL PRISMA DE ACRECIÓN EN LA
DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE LOS YACIMIENTOS
MINERALES.
Como se mencionó en la introducción de este trabajo, en algunos
prismas de acreción fósiles se hospedan yacimientos minerales
importantes, principalmente polimetálicos (Haeussler et al., 1995). En
dichos prismas se presentan algunos rasgos a destacar:
Los sedimentos o rocas sedimentarias que constituyen la matriz
sedimentaria del prisma pueden contener cantidades significativas de
metales originados de la erosión del basamento o de los edificios
volcánicos del arco magmático que son la fuente de origen de dichos
materiales.
Los fragmentos de corteza oceánica incorporados en el prisma
pueden contener metales como cromo y platinoides; si los bloques
tectónicos incorporados al prisma contienen relictos de los sedimentos
que cubrían originalmente dicha corteza, pueden contener yacimientos
tipo VMS (sulfuros masivos volcanogénicos).
Al terminar el proceso de subducción, la corteza generada es una
corteza juvenil, ya que está formada por los materiales acrecionados
derivados de la corteza oceánica y, como base de esta nueva litósfera,
se preserva el último fragmento de dicha corteza oceánica que estaba
siendo subducida, por lo que los procesos tectono-magmáticos
posteriores a la acreción pueden movilizar los metales presentes en
dicha corteza juvenil.
Por las razones descritas anteriormente, desde la perspectiva de la
Geología Económica, la aportación principal de la caracterización del
prisma de acreción del occidente de México, es que abre una serie de
posibilidades de exploración de yacimientos minerales. Además, es una
base para generar modelos metalogenéticos para la región.
En la Mesa Central de México, una porción del prisma de acreción
estudiado constituye el basamento, esta porción del prisma
aparentemente se limita al norte por el Sector Transversal de Parras del
cinturón plegado de la Sierra Madre Oriental, y al sur y occidente por el
límite de las aloctonías del Terreno Guerrero. Este relicto del prisma de
acreción recibe el nombre de Terreno Central (Centeno-García, 2005).

Resalta en particular, en el Terreno Central, la presencia de
yacimientos importantes tipo skarn de sulfuros polimetálicos tipo IOCG
(iron oxide copper-gold deposits), asociados a cuerpos intrusivos con
tendencias calcialcalinas a toleíticas, emplazados durante el Cretácico
más tardío y el Cenozoico (Camprubí, 2013).
En su límite norte, en el Sector Transversal de Parras, se
encuentra probablemente el cinturón de skarns económicamente más
productivo de México (Figura 28), que incluye el yacimiento
recientemente descubierto de Peñasquito (distrito de Mazapil, con Au-
Ag-Pb-Zn), Concepción del Oro, Mapimí en Durango y Velardeña
(Camprubi, 2013).
4
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Norte América
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Figura 28. Ubicación del Terreno Central, cuyo basamento está
constituido por un remanente del prisma de acreción del Mesozoico
Inferior. El sombreado enmarca la región con yacimientos importantes
de skarns formados durante el Cenozoico, los cuadros verdes
representan, al norte, los yacimientos de Velardeña, Peñasquito y
Concepción del Oro, y al sur, el distrito de Fresnillo.
En la región de la costa también se encuentran una cantidad
importante de yacimientos metálicos. Estos se dividieron en la figura 29,
con base en la edad de la roca donde se encuentran emplazados. En las
rocas de los Complejos Arteaga y Las 011as, se han identificado bloques
Especialidad; Geológica 44

tectónicos con importantes concentraciones de cromo, los cuales no han
sido estudiados para determinar su contenido de níquel y platinoides.
También en las rocas sedimentarias del Complejo Arteaga se han
reportado barita y sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), pero los
yacimientos más importantes dentro del complejo corresponden a los de
oro orogénico, asociados a los eventos de deformación que afectaron
dichas rocas, entre ellos se encuentran Zapotillos y La Michoacana
(Camprubi, 2013).
Algunos de los cuerpos intrusivos del Jurásico Medio-Superior,
emplazados en el Complejo Arteaga contienen yacimientos tipo IOCG
(Figura 29), por otra parte también se presentan alrededor de los
intrusivos de Tumbiscatío (Jurásico) y Placeres del Oro (Cretácico) al sur
de Ciudad Altamirano, yacimientos de oro de placer. Otros yacimientos
asociados al Complejo Arteaga y a las rocas volcánicas Jurásicas que lo
sobreyacen se encuentran en el distrito de Cuale, en Jalisco.
Ésta región de la costa se caracteriza por la gran abundancia
de yacimientos minerales asociados a los eventos magmáticos del
Cretácico y Paleógeno, como se observa en el mapa de la figura 29, los
yacimientos más significativos corresponden a sulfuros masivos
volcanogénicos (VMS), que aunque fueron originados en su mayoría por
el magmatismo del Cretácico Temprano, tienen como basamento la
corteza juvenil del prisma de acreción. El otro tipo de yacimientos
importantes son de tipo skarn de sulfuros polimetálicos tipo IOCG (iron
oxide copper-gold deposits) (Camprubí, 2013), emplazados tanto en
cuerpos intrusivos del Cretácico más superior como en los plutones de
edades cenozoicas. Al igual que el magmatismo del Cretácico Temprano,
la mayoría de los eventos magmáticos posteriores presentan firmas
geoquímicas primitivas, similares a las de los arcos intraoceánicos
actuales, lo que sugiere que el prisma de acreción y los relictos de
corteza oceánica que lo subyacen, han jugado un papel importante en la
generación de los magmas y el origen de su composición.
Figura 29 (siguiente página). Mapa geológico de la región occidental del
Terreno Guerrero que muestra la distribución de los yacimientos
minerales metálicos más importantes (modificado de Centeno-García et
al, 2008 y Camprubi, 2013).

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ixiodásticos y escasos &os de lava floitas y basaltos i cazas Cortiito de aco co~
Aiea de la cos oorisibde arco Cr~,
andesitas, holitas y algtrios basal,
con 'iodást, as y sáddáslicos , CSÇsi5 rajas / Silicalisticos
arídentes tientales y mamas sco Terreno Arcelia masios
Bass aírnohadillados con femas Q~Acañán Paleco
Plutones del Jt,ásco lnfeçtory de arco de xilas y tistxideas volcanicas
Meco del Cietácko
conlejo de Sul~ ias ocas sallos abad con Iii.
Terreno Xolapa
Urtadco) de islas oceanicasydedeisal ' pkitones
ConoÑteaga (Cono de &Wicd&i)
(rfláisa,.ázásico *i')
10 lO? 107 101
— Tecabtn
- A
JkjUán /
XF
•Arteagaj '1
Lazaro
Conjuntos de traslape
Fm. Mahuatepec Cretádco Supenor,
locas clásticas de ¡sileno de a~ de
a'itepa,s (dxe a los terrenos Ñceka y
Teldoan)
Fin Mexcala Ttzco4a- -Maesltid,haio,
____ rocas dásbcasde refleno de wenos de
ardopais (abre a los teirecos
Mxteco yTekIoi)
rp,. Ccaiiala Saesiddilias
capas Iotas de wenca de ta am
(a.re a los terrenos Zitivalanejo yAireila)
- Gce'ikdes Cietádco &çerior a
Rocas vdicas y
sedimentarías
Linéte de terreno observado
A 1 (cdoalgackra)
1 4 lLii de terreno liferído
111 Lérile de terreno iteñdo
1
- -19 Rice Cai-rwios
Ltrlese
km
a
-. ---- — IF,
Tipos de depósitos *
Reciente
• oiodeplacar
Oxtóc*o-Ibásigrvo (2 ddJunxeco Tan*oj' -
* maginabco-lstrotemetes de óxido
de hieno cobre y oro (IOCG)
• sitluros masivos volcanogénicos (VMS)
?hóskv-Jwtísko Temprano
*
magmateo4ióotemsiles de óxido
de tiimro. ~ ynio (IOCG)
•oroceo
• siitaos masivos volcanogérncos (VMS)
A aornita (potendales de niquel y platnoides)
Zltácuaro.
— y
1
o
huatane10
p -
tr-1J
TERRENO XO

CONCLUSIONES
• La composición y procedencia las rocas sedimentarias del Triásico
Superior de la región centro-occidental de México sugieren que durante
ese tiempo existieron condiciones de margen pasiva, en la cual se
depositaron potentes espesores de sedimentos derivados del oriente de
México y/o del paleo-continente Gondwana. A estas rocas
sedimentarias se les ha denominado como Abanico Submarino Potosí.
•La deformación de dichas rocas ocurrió probablemente durante el
Jurásico Temprano. La presencia de bloques emplazados
tectónicamente en las rocas del Abanico Submarino Potosí, están
formados principalmente por gabros, basaltos de dorsal oceánica,
pedernales y calizas, por lo que se interpreta que estos fragmentos
fueron derivados de la corteza oceánica y que el primer evento de
deformación que afectó a las rocas corresponde a los procesos
tectónicos asociados a la subducción.
• Las características estructurales y litológicas resultan en la
caracterización del prisma de acreción del Mesozoico Temprano.
• Las rocas del prisma de acreción sufrieron varios eventos de
deformación posteriores, que dieron lugar a una fábrica compleja.
• Dichas rocas son cubiertas discordantemente por capas rojas y
calizas jurásico-cretácicas en la región central de México y por rocas
volcano-sedimentarias del Cretácico en la región de las costas de
Guerrero, Michoacán, Colima y Jalisco.
• La caracterización de dicho prisma es una contribución importante
al conocimiento de la Geología Regional de México, que aporta nuevos
elementos para la reconstrucción de la evolución tectónica del país y
permite generar nuevos modelos de metalogénesis, fundamentales
para la exploración de yacimientos minerales en la región.
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