Los depósitos costeros que tuvieron lugar en el litorial del Padfico durante el Plio ceno y Pleistoceno se encuentr..an sobre series de terrazas desarrolladas en esas épocas, las cuales alcanzan hasta 500 metros de altitud. Estas terrazas han sido relacionadas con cambios glaciales del nivel del ma r (Gastil et.al., 1975) , que se desarrollaron en el marco de una serie de levantam ientos y basculamientos de las zonas costeras de la península, durante el periodo Plioceno-Cuaternario (Ortlieb, 1978). Por otra parte, en el interior de la península se han acumulado, en estas épocas, depósitos aluviales, eól icos y lacustres, muchos de los cuales siguen desarrollándose.
El volcanismo cenozoico de la porclon norte de la pen(nsula de Baja California puede ser referido principalmente a cuatro zonas, en donde se encuentran expuestas ampliamente rocas volcánicas que se originaron en esta era y que marcan al M ioceno como la época de mayor actividad volcánica (ver
Fig. 1.7). La primera zona, ubicada en la parte sur de la Sierra de Juárez, entre los paralelos 31 y 32, presenta una importante
M exicali
Ensenada
300+-__
secuencia de rocas piroclásticas silt'cicas, de diversos tipos, que se encuentran coro nadas, en algunas localidades, por derrames basálticos del Plioceno y Pleistoceno (Fig. 1.7). La segunda zona, ubicada en el litoral del golfo de California, a la altura del paralelo 30, está representada por secuencias piroclásticas silícicas que llegan a cubr ir , en algunas localidades, derrames de andesita y están coronados, en otras localidades, por derrames de basalto plio-cuaternarios. La tercera zona corresponde a los extensos derrames de basalto alcalino del Terciario Superior, ubicados en la parte central de la pent'nsula, a la altura de Punta Canoas; estos derrames son similares a los de menor extensión que se han localizado en la Mesa de San Carlos y San Quintín. La última zona la constitu irían los afloramientos de rocas basálticas y piro elásticas, princ ipalm ente rioliticas, que afloran en la Isla Angel de la Guarda y al sur del paralelo 29 que cubren a gruesos espesores de rocas sedimentarias continentales e h (bridas. Esta zona se puede considerar como una extensión hac ia el norte de las secuencias IIllocenicas que constituyen la Sierra de la Giganta en Baja California Sur.
114°
--t- :32 U_
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Figura 1.7
cru Rocas basálticas del Pl ioceno-Pleistoceno
Distribución de los afloramientos volcánicos cenozoicos de Baja California Norte. 8
1.2.2. Sierra de la Giganta
La Sierra de la Giganta, ubicada en Baja Ca lifornia Sur, está constituida por una imponente secuencia de rocas piroclásicas, derrames lávicos y areniscas continenta les que alcanzan, en conjunto, hasta 1200 metros de espesor . Los afloram ientos de esta secuencia son persistentes en la mayor parte de la mitad oriental de la porción sur de la península. Originalmente, Heim (1922) denominó a estos depósitos como Formación Comondú (ver F ig. 1.8), Y les atribuyo una posic ión estratigráfica cor respondiente al Mioceno Superior ; posteriormente, Escandón (1977) señaló que el miembro superior de esta formación pertenece al Plioceno Inferior. Esta secuencia presenta fuertes variaciones horizonta les y está constitu ida principalmente por ag10merados volcánicos, tobas pumic(ticas, ignimbritas, basaltos, areniscas del tipo de las litarenitas y cong lomerados ; por otra parte, se cubre discordantemente a las secuencias sedimentarias marinas del Terciario que afloran más ampl iamente en las cuencas de Purísima-Iray y Vizca (no, y a las rocas plutónicas que son una cont inuación hacia el sur de los batolitos de Baja California Norte. Mina (1956) consideró que la fuente -suministro de esta gran cant idad de rocas volcánicas debió haberse encontrado en un cinturón volcánico ubicado al este de la actual costa del Golfo de California.
La secuencia que constituye la Formación Comondú no muestra fuertes deformaciones tectónicas; sin embargo, acusa un acentuado levantamiento epeirogénico y un buzamiento de sus estratos ligeramente inc linados hacia el oeste.
1.2.3. Cuencas de Vizca{no y Ballenas-IrayMagdalena
Las cuencas Vizca(no y Ballenas-IrayMagdalena, que abarcan la mitad occidental de la mayor parte del estado de Baja California Sur, están representadas por zonas de topografl'a suave en donde se encuentran expuestas secuencias cuyo rango geocronológico varía desde el Triásico hasta el Reciente. Estructuralmente, estas zonas constituyen dos grandes depresiones en forma de sinclinal , de orientación general noroeste-sureste, conformadas en rocas cretácicas y cenozoicas (ver Fig.l.9). Lozano (1976),basadoen datos geofísicos y de perforaciones de Petróleos Mex icanos, ha interpretado la ex istencia, a profundidad, de un bloque levantado de rocas ofiol íticas que divide a estas dos d.epresiones estructurales; este bloque tendría una orientación perpendicular a la tendencia general de la pen(nsula y estaría ubicado entre los paralelos 27 y 28; sobre este alto estructural se acuñan las secuencias cretácicas que hacia el centro de ambas depresioneS' logran grandes espesores. El flanco suroccidental de estas estructuras mayores está representado por afloramientos de las rocas más antiguas que forman complejos ofiolíticos y secuencias triásico-jurásicas parcialmente metamorfizadas (ver Fig. 1,10). En la porción axial de las estructuras se localizan los afloramientos de las formaciones cenozoicas más jóvenes, mientras que en el flanco nororiental afloran algunos cuerpos del complejo batol(tico de Baja California,
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I! ¡ ) Figura 1.8
Rocas volcánicas y sedimentarias de la Formación Comondú
D Rocas sedimentarias marinas del Terciario Cabo San Lucas
Distribución de los principales afloramientos de rocas terciarias de Baja California Sur.
aunque generalmente se encuentra cubierto .por la secuencia del Mioceno y Plioceno de la Formación Comondú.
La :.ecuencia más antigua de esta región la constituyen las rocas volcánicas y sedimentarias, parcialmente metamorfizadas, que afloran en Punta Prieta, Punta San Hipólito y la Isla Cedros (Fig. 1.10). Or iginalmente, Mina (1956) denominó Formación San Hipólito a la secuencia que aflora en la localidad homónima, y la correlacionó por similitud litológica con la Formación Franciscan de Californ ia , por lo que ubicó tentativa mente a estas rocas en el Jurásico; posteriormente, Lozano (1976) reportó fauna del Triásico Superior en la cima de la secuencia, po r lo que la l..onsideró como perteneciente a este periouo.
En la Isla de Cedros, Pen ínsula de Vizcaíno y el área de la Bah ía Magdalena existen conjuntos petrográficos mesozoicos que forman un mosaico intrincado de terrenos tanto de afinidad oceánica como de arco volcánico. La secuencia más antigua de la región está constituida por las rocas sedimentarias triásicas de la Pen ínsula de Viz· caino . Originalmente, Mina (1956) denomino a esta secuencia Formación San Hipólito en la localidad homónima y la correlacionó, por simi li tud litológica, con la For mación Franciscan de California, colocándola tentativamente en el Jurásico Superior. Posteriormente Finch y Abbott (1977) la ubicaron, por su cont en ido de macrofosiles y radiolar ios, en el Triásico Superior . La asociación de pedernal, litarenitas volcánicas y bloques incluidos de
calizas arracifales, formando una secuencia subyacida por basaltos almohadillados, así como la ausencia aparente de detritos derivados del cratón, indican que esta unidad se depositó en una cuenca oceánica asociada a un arco de islas volcánico en el marco de un límite convergente (Finch et al ., 1979; Gastil et al., 1981).
Existen también afloramientos de secuencias de afinidad oceánica que influyen ofiolitas y melanges y que han sido atribuidos al Jurásico, por su contenido de radiolarios (Rangin, 1978). Estas unidades afloran tanto en la Isla de Cedros como en la Pen ínsula de Vizcaino . En las islas Santa Marga· rita y Magdalena afloran rocas ultramáticas parcialmente serpentinizadas como una fracción aparente de un complejo ofiol ítico relacionado ~on aquéllos de Vizcaino y Cedros. Se han reconocido a demás para esta región, conjuntos volcánicos, volcanoclásticos y sedimientarios del Jurásico Superior y Cretácica Infer ior con un basamento ofiol ítico formando la secuencia que originalmente Mina (1956), denominó Formación Eugenia .
El Cretácico Superior está representado en esta región de Baja Cal ifornia Sur por una secuencia detrítica del interva lo Cenomaniano- Maestrichtiano que sobreyace, en aparente discordancia angular, a las secuencias anteriores. Esta unidad fue denominada como Formación Valle por Mina (1956) e incluye facies turbid íticas de abanico de pie de talud (Pattersdn, 1979). Se le ha reconocido en afloramientos de Pen ínsula de Vizcaino y en el subsuelo de las dos cuencas cenozoicas de esta región.
Las formaciones sedimentarias del Cenozoico forman la mayor parte del relleno de las cuencas de Vizca íno y Purisima-I ray-Magdalena, y tienen como características princ ipales su poca consol idación, una posic ión subhorizontal en los estratos y carácter clástico marino.
Los afloramientos de los sedimentos del Paleoceno son escasos, no obstante se han llegado. a reco nocer espesores de más de 2 000 metros en el subsuelo, gracias a las perforaciones llevadas a cabo por Petróleos Mex icanos (Lozano, 1976), en donde se han cortado litolog(as diversas con predominancia de lutitas de facies de talud. A esta época corresponden las formaciones Santo Dom ingo y Malarrimo (Mina, 1956), la última de las cuales descansa en discordancia sobre las formaciones cretácicas. Los af loramientos del Eoceno están representados principalmente por secuencias de areniscas y lutitas que han sido denominados como Formac ión. Bateque, en el área deVizcaíno, y como Formación Tepetate, en el área de la Purísima, en donde la parte inferior de la secuencia pertenece al Paleoceno. Los sedimentos correspo ndi entes a esta época han sido reconoc idos en las perforaciones de Pemex (Lozano, op . cit.). principalmente en el área de la Pur ísima, en donde alcanzan hasta un espesor de 500 metros. En esta porción de la Baja California no existen af loramientos de rocas sedimentarias del Oligoceno, lo que atestigua un periodo de emersión para aquella época .
El Mioceno se encuentra ampliamente expuesto en las regiones de Vizcaíno y Purísima y ' cons iste en rocas sedimentarias y rocas volcánicas. El Mioceno Inferior está representado, en el área de Vizca(no, por aglomerados, areniscas y arcillas de las Formac iones Zacar{as, Santa Clara , La Zorra y San Joaqu(n (Mina, 1956) ; en el área de la Purísima, lo está por lutitas con intercalaciones de diatomita de la Formación Monterrey (Darton, 1921), y areniscas blancas de la Formación San Gregario (Heim, 1922). El Mioceno Medio está formado por diversas secuencias que tienen variaciones laterales y están constituidas de areniscas toba ceas, lutitas benton(ticas y areniscas de las forma cio nes Isidro (Beal, 1948), Sa,n Ignac io,.T0rtugas y San Raymundo (Mina, 1956) que atestiguan ambientes costeros, lagu nares y de plataforma.
Las formaciones anteriores subyacen , en discordancia, a los depósitos sedimentarios continentales y volcánicos de la Formación Comondú que adquieren su máx imo desarrollo en la Sierra de la Giganta, ubicada al or ¡ente de la reg ió n descr ita.
Durante el Plioceno se depositaron en las cuencas de Vizca(no y Purísima, sed imentos de ambiente costero en discordancia sobre las formaciones miocénicas; éstos están representados por las formaciones Almejas (M ina op. cit.) en el área de Vizca(no y Salada (Heim, 1922) en el área de laPurísima.
1.2.4. Región del Cabo
El extremo sur de la península de Baja California rompe bruscamente el aspecto geológico general de las cuencas anterior -
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CUENCA DEL VIZCAINO, S.C. Figura 1.9 SECCION 1·1'
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GEOLOGIA SUPERFICIAL GRAVIMETRIA SISMOLOGIA
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CUENCA DE IRAY-MAGDALENA, S.C. SECCION 11-11 .
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CRETACICO INFERIOR -~ PLlO-PLEISTOCENO
CRETACICO SUPERIOR -~ IGNEO INTRUSIVU
Tomado de : Evaluación petrol lfera de la Peninsula de Baja California (F. Lozano, 1976)
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mente descritas, ya que está formado por un macizo batolítico que se expresa en forma de complejo montañoso el cual es interrumpido en la parte central por la depresión del Valle deSantiago y en la parte norte por el Valle de la Ventana.
El batolito que constituye esta zona montañosa presenta características similares a aquéllos que afloran en la porción norte de Baja Cal ifornia y está integrado por granodioritas y granitos. Los bordes rectil íneos de estas montañas sugieren fallas de gran desplazam iento que yuxtaponen y elevan la .región por encima del ni~el de las áreas de afloram ientos cenozo icos.
En las porciones septentrional y occidental de la Sierra de la Laguna se ha reconocido la existencia de un complejo metamórfico prebatol ítico formado por rocas principa lmente metasedimentarias derivadas de lutitas, areniscas y calizas con algunos cuerpos aparentemente metavolcánicos Con epidota y anfibol. En la secuencia metasedimentaria Ortega-Gutiérrez (1982) ha iden tificado una rápida sucesión de las isógradas de biotita, andalucita, sillimanita y cordierita. Existen también franjas cataclásticas e intrusiones dior íticas y gabroides que forman lineaciones de orientación norte-sur . En las in mediaciones del cuerpo batol ítico pri ncipal se presentan, dentro del complejo metamófico. zonas de migmátitas y numerosas intrusiones de carácter félsico aparentemente asociadas al batol ita.
El Valle de Santiago es estructuralmente una fosa tectónica en donde se han desarro llado las principales secuencias sedimentarias de la región. La base de estas secuencias la forman los depósitos conglomeráticos que se correlacionan con la Formación Comondú y que descansan sobre el basamento cristalino representado por las rocas intrusivas cretácicas; los afloramientos de estos depósitos se localizan principalmente en el extremo norte del Valle de Santiago. Sobre la secuencia anterior descansan en discordancia angular los sedimentos de la Formación Trinidad del Plioceno (Pantoja y Carrillo, 1966) que forma una secuencia de lutitas areniscas y limolitas con algunos horizontes de diatomitas. todo lo cual atestigua un medio de depósito marino. Sobre esta unidad descansa, en concordancia . una secuencia de areniscas marinas que representa a la Formación Salada (H'eim, 1922) que cuenta con afloramien tos aislados a lo largo del Valle de Santiago. La secuencia cenozoica sedimentaria que rellena esta fosa tectónica está cubierta discordantemente por una serie de depósitos areno -conglomeráticos pleistocénicos que se encuentran conformando antiguos abanicos y. fajas de piedemonte.
1.2.5. Resumen tectónico
Los principales elementos tectónicos de la Pen ínsula de Baja California se pueden resumir de lasiguiente manera (ver Fig. 1.11): 1) En el borde occidental, correspondiente a la Isla de Cedros. Pen ínsula de Vizcaino y las islas de la Bah ía Magdalena, se reconoce la presencia de conjuntos petrotectónicos de afinidad oceánica que influyen porciones de complejos ofiol íticos y secuencias tipo melange que abarcan desde el Triásico hasta
Figura 1.10.
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Cabo San Lucas
Distribución de los principales afloramientos de rocas mesozoicas de Baja California Sur.
el Jurásico Superior. Estos conjuntos han sido interpretados como el resultado de la evolución estructural de una paleocorteza oceánica y marcan un antigüo límite convergente. Se les ha relacionado además con conjuntos similares de California que influyen a la Formación Franciscan. 2) Al este de los conjuntos anteriores se observa una fraAja volvánico - plutónica del Jurásico - Cretácica Inferior que se desarrolló. al menos parcialmente, sobre corteza oceánica y constituye un antiguo arco volcánico con afinidad calcoalcalina. como los que se desarrollan tpicamente en las franjas paralelas a los límites convergentes. Esta franja volcánicoplutónica aflora en la mitad occidental de la Baja California Norte, se extiende debajo de la cubierta volcánica de la Sierra de la Giganta y alcanza probablemente la región del Cabo . 3) Al or iente del dominio anterior aparece una franja de secuencias metasedimentarias elásticas de borde continental (Gastil etal.. 1981) traslapada parcialmente por el conjunto volcánico-p lutónico. Esta franja es de edad probablemente triásica y se encuentra formando la mitad oriental de la Baja California Norte. En el extremo este se presentan algunos afloramientos aislados de rocas calcáreas y detríticas muy
deformadas que han sido atribuidas al Paleozoico.
La evolución tectónica de Baja California durante el Paleozoico parece haber estado relacionada a la margen continental cordillera na del -borde occidental de Norteamérica, sin embargo ofrece algunos detalles distintos en su evolución . Las escasas secuencias expuestas en el oriente de Baja California Norte, además de las secuencias calcáreas y detríticas de Sonora, revelan la presencia durante esta era de un.. dominio de margen pasiva para el noroeste de México. Este tipo de situación tectónica ha sido también interpretada para gran parte de la Cordillera Norteamericana, sin embargo se han identificado dos episodios de deformación orogénica para esta región; el primero de ellos ocurrió en el Devónico Carbon ifero (Orogenia Antier), y el segundo. en el Permo-Triásico (Orogenia Sonoma). Ambos eventos han sido interpretados recientemente como sendas colisiones de arcos intraoceánicos contra la margen pasiva de Norteamérica. lo que provocó el emplazamiento de los alóctonos de las montañas Roberts y Galconda sobre las secuencias del miogeoc linal de la Cordillera (Dickinson, 1981).
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F ¡gura 1.11
CINTURONES TECTONICOS DE BAJA CALIFORNIA
1. Dominio de afinidad oceánica
2. Dominio volcánico volcanoclástico y sed i mentar io del Jurásico-Cretácico.
3. Dominio metasedimientario del Paleozo ico (?) -- Triásico
12
Entre estos dos eventos se reconoce, sin embargo, la incidencia de condiciones de margen pasiva. En Baja California Norte no han sido identificados episodios de colisión ni secuencias de arco alóctonas, sin embargo Gastil y colaboradores (1981) han sugerido la posible existencia de una trinchera o cuenca marginal en el borde del cratón.
Para el Triásico persisten en Baja California Norte condiciones de margen pasiva evidenciadas por una apa rente estabilidad tectónica en Sonora y por la ausencia de componentes volcánicos de arco en la secuencia metasedimentaria de la Pen ínsula . Solo la Formación San Hipólito de l Triásico Superior, en la región de Vizcaino, revela un límite convergente probablemente desarrollado hacia el interior del oceano y posterio rmente acrecionado (Gastil et. al., op. ¡;it.l.
Para el Jurásico se inicia el desarro llo de un dominio de arco insular al oeste del I ímite del cratón y su cuña sedim ientaria triásica. Este arco evoluciona, al parecer, contemporáneamen te al que se ha reportado
sobre la corteza conti nental de Sonora (Rangin, 1978l. Gastil et al. (1981) consideran a estos dos arcos asociados a diferentes zonas de subducc ión que evo lucionaron en forma paralela, uno de ellos relacionado a una trinchera intraoceán ica y el o tro, a una trinchera del borde de l cratón (ver Fig. 1.5.l.
La colisión de l arco intraocéan ico de la Formación Alisitos contra la margen del cratón , ocu rrió aparentamente en distintos episodios deb ido a la presencia de fallas de transformación entre trincheras que desplazaban los distintos segmentos de arco. El episodio principal de colisión parece haber ocurrido en Baja California durante el Cenomaniano. Este fenómieno generó una pri · mera fasde de dformación que plegó, meta morfizó y levantó las secuencias volcánicas, volcanoclásticas y sedimentarias anteriores, al tiempo que continuaban los principales emplazamientos batol íticos (Gastil et al. op. cit.).
Para el Cretácico Superior y parte de l Cenozoico perisitio solo una zona de subduccion ubicada en la margen occidental de Baja California y marcaba el limite convergnete entre la Placa Farallón y la Placa Norteameri ca na Los levantam ientos de la región de Baja California y el noroeste de Mexico en genera l propicia ron, durante el Cretácico Superi o r, un importante aporte de detritos hacia el oriente en un marco general de regresión marina hacia el est e .. EI vol canismo asociado a la subducción en la margen occidental de Baja California durante el Cretácico Superior y Pa leógeno , ha sido reconocido pr incipalmente en la porción continental de México y es hasta el Mioceno, cuando se expresa en la Penín su la con secu~nc i as piroclásticas de la Sierra de la Giganta y otros centros erupti vos en Baja California Norte.
En el Oligoceno se inic ió la colisión de la dorsal del Pacífico con la Placa Norteamericana. Esta dorsal divid ía a la Placa Farallón, ahora extingu ida, de la Placa Pac ífi ca y se encontraba aparentemente formada de segmentos desplazados por numerosas fallas de transformación . Según un mode lo de Makenzie y Morgan (1969), y Atwater (1970), la colisión del primer segmento de la dorsal contra la placa Norteameri cana, se inicio hace aproximada mente 30 millones de años, en un punto ubicado en la actual Baja California. A partir del primer contacto de las Placas Pacífica y Norteamericana se inicia un movimiento lateral derecho a lo largo del limite creciente de ambas placas con una velocidad de 6 c·m. por año (ver Fig. 1.12.). Este movimiento lateral puede haber ocurrido , en sus etapas ini ciales, a lo largo del borde continental de Norteamérica, y posterior mente, pudo haber ocupado la franja actual del Sistema San Andrés y Golfo de Cali fornia. (Atwater, 1970). La apertura del Golfo de California y el desarrollo de su sistema dorsal se inicia hace 4 millones de años. Este sistema es la manifestación del movi miento relativo entre la Placa Norteameri cana y la Placa del Pacífico y encuentra su prolongación meridional en el Sistema S<Jn Andrés . Al movimiento de Baja California hacia el noroeste están posiblemente ligados
los lineamientos tectonlcos que la cortan diagonalmente y las emisiones basálticas alcalinas de l pliocuaternario que se encuentran en numerosas localidades de la Pen ínsula .
1,2.6. Yacimientos económicos
De acuerdo con Gastil et al. (1975), la porción norte de la peninsula de Baja California se puede dividir en cinco provincias minerales (ver . Fig. 1.13) .
La más occidental de ell as corresponde a los yacimientos de su lfuros mesotermales de hierro y cobre, así como a los óx idos de hierro. Estos yac imientos se encuentran emplazados en la secuenc ia volcánica parcialmente metamorfizada del mesozoico y se les ha atribuido un origen hidrotermal relacionado con las intrusiones gran(ticas del Cretácico. Las principales loca lidades conoc idas que presentan manifestaciones de este tipo
Son: la mina E I Sueño (loc . 1), San Antonio (loc. 4), Misión San Vicente (Ioc. 11). Punta San Isidro (loc . 10). Rancho El Rosarito (loc. 12), las zonas al este de El Rosario (Iocs_ 17 y 18), Y al sureste de San Fernando (locs. 19 , 20 y 21) . A esta prov inc ia pertenecen los ya cimientos de la mina El Arco (loc. 29), la cual cuenta con una de las reservas más im portantes de cobre en el pa (s.
La segunda provincia corresponde a venas de oro, contenido en rocas metasedimentarias que se encuentran distribuidas a lo largo del eje de la peninsu la. Su ocurrencia, restringida a las rocaS metasedimentarias, ofrece la posibi lidad_de que hallan sido retrabajadas de antiguos placeres anteriores al metamorfismo. Las principales loca lidades conoc idas con este tipo de yacimientos son: la mina Las Cruces (Ioc. 7), El Alamo (Ioc. 9), Socorro (Ioc. 13), Arroyo Calamajué (loc. 23), Cerro San '_ uis (loc. 24), Desengaño (Ioc. 25), León Grande (loc . 26) y mina Columbia (Ioc. 27).
La tercera provinc ia comprende los depósitos de tu ngsteno, relacionados con el metamorf ismo de co nta,cto en rocas calcáreas prebatol íticas donde se l18Qan a encontrar piedras preciosas. Los intrusivos que afectan a las secuencias calcáreas corresponden a aquéllos emplazados principalmente en el Cretácico. Las local idades conocidas son: La Olivia (Ioc. 3), La Pelita, Los Gavilanes y El Fenómeno (loc. 6), as! como en la Sierra de los Cucapá, Sierra Mayor y Sierra San Pedro Mártir.
La cuarta provincia corresponde a los depósitos superficiales de travertino, a los. sul furos de manganeso, cobre, plata y plomo, así como a depósitos de wulfenita, estibinita y otros minera les. Estos yacimientos tienen la pecul iaridad de haberse formado en el Cenozo ico y de esta r cercanosal borde del Golfo de California. La distribución de estos depósitos es muy comp leja y las localidades son muy numerosas.
La última provincia comprende los depósitos de placer de oro desarrollados en el Cenozoico. Las principales localidades son : Campo Juárez (Ioc. 2), Los Pinos y Campo Nacional (Ioc. 8), Socorro (loc. 12), Valledores (Ioc. 36), Los Enjambres (loc.40), Real del Castillo (Ioc. 14) y Pozo Alemán (Ioc. 28).
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Evolución tectónica del noroeste de México en el Terciario Diferentes etapas en la colisión de la cresta oceánica del Pacífico del. Este y el desarrollo del movimiento lateral derecho entre la Placa Norteamericana y la Placa del Pacffico. SF=San Francisco, LA=Los Angeles, GS=Guaymas MZ=Ma.zatlán (según Atwater, 1970)
PLACA PACIFICA
10 millones de años antes del presente
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PLACA FARALLON
20 millones de años antes del presente
Figura 1.12
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30 millones de años antes del presente
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40 millones de años antes del presente
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Fig. 1.12
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placeres de oro 6
manantiales termales o
Principales depósitos minerales conocidos de Baja California.
Figura 1.13
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Por lo que respecta a la porción sur de la pen(nsula de Baja California, las manifestaciones de yacimientos minerales son menos frecuentes ya que las rocas mesozo icas están menos expuestas (Fig. 1.1 4 ).
En la costa del Golfo de California existen algunos yacimientos de manganeso, de pequeña importancia, en forma de óx idos que se encuentran conformando vetas hidrotermales. Las principales localidades son: Lucifer (Ioc. 1), Mulegé (Ioc. 2) y Misión de San Juan (loc. 3).
Por lo que respecta a los yacimientos de cobre, la más importante manifestación la constituyen los sulfuros de la mina El Boleo (loc. 4), desarrollados en rocas volcánicas mesozo icas del área de Santa Rosal ía. Otros yacim ientos metá I icos están representad os por los depósitos h idrotermales de oro y plata de la Región del Cabo (Iocs. 5,6 y 7), así como los de la región de Vizca¡'no.
Ex isten varias manifestaciones de yacimientos no metálicos, entre los que se encuentran los yacimientos de mag nesita de la Bahia Magdalena (Iocs. 8 y 9) y Punta Eugen ia (Iocs. 10 y 11), los yacimientos de talco de Comondú (toc. 12) y los depósitos fosfon'ticos del área de San Hilario. Estos últimos constituyen los yacimientos de fosforita con mayores reservas ·en la República Mex icana.
En el reng lón petrolero, las más importantes manifestaciones se han localizado en sed imentos del Paleoceno de la Cuenca de la Pur ¡sima, en perforacio nes de ex pi 0-
ración, llevadas a cabo por Petróleos Mexicanos (Lozano, 1976). y en algunas chapopoteras de esta misma región.
1.3. Sonora y Sinaloa
En los estados de Sonora y Sinaloa se observa, como en Baja California, una fuerte complejidad de afloramientos rocosas debido a lo intrincado de las estructuras que se encuentran conformando y a la gran heterogeneidad litológica de las diferentes unidades, sobre todo las preterciarias, que forman las diferentes columnas estrat igráfi cas de esta región. Este paisaje geológico contrasta marcadamente con el que se observa al oriente de la Sierra Madre Occidental donde las estructuras son más regulares y las columnas más homogéneas.
Para efecto de describir las caracteristicas geológicas de esta región , se ha atendido a la división de provincias fisiogrMicas de la DGG, que brinda limites naturales adecuados para su mejor descripción .
1.3. 1. Desierto sonorense
Esta zona está caracterizada por la presencia de montañas complejas, separadas por valles aluv iales que se vuelven más amplios hacia la porción noroeste del estado, en donde se han desarrollado importantes depósitos eólicos. Las montañas complejas se encuentran conformando terrenos preterciarios que son cubiertas ha'cia el este por los cuerpos volcánicos cenozoicos que forman
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Principales depósitos minerales conocidos de Baja California Sur (tomado del mapa metalogenético de la República Mexicana.lng. Guillermo P. Salas, 1975).
la Sierra Madre Occidental y en donde llegan a aparecer, pero ya en forma de afloramien tos aislados, debajo de la cubierta ignimbdtica.
En el estado de Sonora afloran unidades de roca con un rango geocronológico que varia desde el Precámbrico hasta el Reciente.
El Precámbrico está representado por dos conjuntos de rocas bien definidas (ver Fig. 1.15). Un conjunto antiguo constituido de rocas metamórficas derivadas de roc;as ígneas y sedimentarias, y un conjunto más reciente compuesto de secuencias sedimentarias de cuarcita y dolomia que cubren en discordancia al anterior.
El Precámbrico metamórfico viene a ser una extensión, hacia el noroeste de México, del Zócalo Precámbrico que aflora ampliarr¡ente en Estados Unidos y Canadá. Este basamento precámbrico muestra en Norteamérica una serie de provincias que son más antiguas hacia el núcleo del cratón, lo que sugiere un desarrollo acrecional de la corteza continental de esta región. En el norte de Sonora ex isten dos terrenos metamórficos precámbricos, de diferente edad, yuxtapuestos estructuralmente a lo largo de una zona de corrimiento lateral, originada en el Jurásico, que cruza diagonalmente el norte de Sonora con una orientación NO-SE ; esta zona de corrimiento ha sido propuesta por
Silver y Anderson (1974) como el "Megashear Mojave-Sonora" con un movimiento lateral izquierdo que se prolonga hasta los estados de Arizona y California (ver Fig. 1. 16).
El 'Jloque precámbrico ubicado al suroeste de la zon.a del "megashear" está representado por los afloramientos metamórficos del área de Caborca, en donde se local.izan las rocas más antiguas conocidas en la República Mex ica na. Este bloque tiene limites rectillneos, tanto al sur como al oeste, marcados por la desaparición súbita de los afloramientos precámbri cos; es hasta Sinaloa en donde aparentemente vuelven a aflorar rocas de esta era, representadas por el complejo Sonobari (Rodríguez y Córdoba, 1978) cuya edad no ha sido confirmada.
Los afloramientos precámbricos metamórficos del área de Caborca están representados por rocas ígneas y sed imentarias metamorfizadas, a facies esquistos verdes y anfiboli ta (Anderson et al ., 1978), du ra nte un periodo que fluctuó entre los 1800 y 1700 millones de años (Silver y Anderson, 1979). Estas unidades metamórficas han sido denominadas por Longoria et . al. (1978) como complejo Bamori y han sugerido que la existencia de rocas anortosíticas de tipo masivo pueden corresponder a la unión de dos continentes precámbricos.
En contraposición con las unidades anteriores, ex isten al noreste de la zona de "megashear" rocas metamórficas precámbr icas , como las que afloran en la Sierra de los Ajos, cuyas edades fluctúan entre 1 600 y 1 700 millones de años, las cuales han sido co rrelac ionadas con los esquistos Pinal del Sur de Arizona.
El conjunto sedimentario del Precámbri co Tard lO aflora en el área de Caborca, y cubre, en discordancia tectónica, al Precámbrico metamórfico (Longoria et al. 1978 1. Or igina lmente esta secuencia fue denominada por Keller y Wellings (1922) como Capas Gamuza y posteriormente Stoyanow (1942), con base en la existencia de arrecifes de alga ColleniéJ, la ubicó en el Precámbrico Tardío. La secuencia incluye a las formaciones Pit iqu ito y Gamuza (Longar ia y Pérez, 1978) y está constitu ida principalmente por dolomias con estromatolitos, areniscas de cuarzo y lutitas. El contacto superior de la Formación Gamuza es discordante con respecto a la secuenc ia pa leozo ica que le sobreyace.
La secuencia paleozoica aflora en numerosas loca l idades del estado de Sonora y está compuesta principalmente por ca l izas yareniscas que se depositaron en un ambiente de plataforma (ver F ig. 1.17). Esta antigua plataforma continental seria una continuación hacia el sur de la faja miogeosinclinal del Geosinclinal Cordill erano. Fries (1962) propuso el nombre de "Fosa Sonorana" para esta extensión meridional del Geosincl inal Cordillerano , y señalóquedurantetodoel Paleozoico esta zona sufrió un hundimiento lento e ininterrumpido. Según F. Rangin (1978), al nivel de los periodos que van del Cámbrico al Ordov lcico ex iste una graduación de facies de p lataforma, en el norte del estado, a fa cies más intern'as, hacia el su r del estado , en donde las secuencias paleozoicas conforman un estilo tectónico de deformación mucho más intenso. Para los periodos que van delCarbonífero al Pérmico las secuenc ias ca lcáreas representan fac ies homogéneas en todo el estado . Los dos intervalos anter iormente c itados están separados por una fase de deformación mayor ocurrida en el Devónico.
El Paleozoico del área de Caborca está representado, en orden estrat igráf ico ascendente, por las formaciones Puerto Blanco, Cuarcita Proveedora, Buelna , Cerro Prieto, Arrojos y Tren, las cuales pertenecen al Cámbrico (Cooper et al. , 1952) y constan de secu enc ias pr i ncipa I m ente ca I cáreo-detr It jcas; ex isten, además, en eLárea de Bisani, pequeños afloramientos aislados, de secuencias calcáreas, que representan parcialmente a los sistemas Ordovlcico, Silúrico, Devónico y Misisípico (Cooper y Arellano, 1946). En las cercanías del Antimonio aflora una secuencia pérmica de capas de lutitas y areniscas con lentes de cal iza que fu edenominada Formación Monos por Cooper y Arellano (1946). En el distr ito minero de Cananea ex iste una secuencia de cuarcita y caliza del Cámbrico, que está compuesta por las formaciones Cuarcita Capote y Caliza Esperanza (Mulchay y V elazco, 1954 ; V alentine, 1936). así como por las calizas del Devónico, Misisípico, Pensilvánico y Pérmico . En el noreste de Sonora ex isten af lorami entos ca lcáreos del Paleozo ico en Cabullona (Ta l iefferro,
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