PROBLEMAS TECTÓNICOS DEL SECTOR SAN PEDRO DEL GALLO, EN LOS ESTADOS DE CHIHUAHUA Y DURANGO
Samuel Eguiluz de Antuñano* María Fernanda Campa Uranga*
R E S U M E N
Las montañas que existen al Norte y Noroeste de Torreón, Coah., aisladas e individualizadas por efecto de la morfología de sierras y llanuras, están formadas por sedimentos mesozoicos que pueden arreglarse en un modelo paleogeográfico de clásico geosinclinal; éste es susceptible de dividirse en cuatro secuencias estratigráficas diferentes, separadas entre sí por contactos tectónicos que limitan cuatro franjas subparalelas con un estilo propio de deformación. Las franjas estructurales y secuencias estratigráficas identifican cuatro terrenos tectóno-estratigráficos ubicados en la región que aquí denominamos Sector San Pedro del Gallo.
Al Oriente de la región afloran las rocas que identifican a la Zona más externa a la que se conoce como Plataforma de Coahuila; ésta, está constituida por sedimentos marinos cretácicos de ambiente somero, que descansan discordantes sobre un basamento paleozoico apalacheano. Los estratos mesozoicos tienen pliegues suaves en el Oriente y son más o menos simétricos, pero hacia el Poniente intensifican gradualmente su deformación hasta llegar a convertirse en escamas imbricadas complejas.
Desde Villa Juárez, Dgo., al sur, hasta la Sierra de San Felipe al norte, añora otra franja orientada NNW-SSE con rocas del Triásico-Jurásico Tardío y del Cretácico, que corresponden a sedimentos en facies someras al oriente y profundas al poniente y sin basamento conocido aún, afectados por pliegues recostados y cabalgaduras que son la continuación morfotectónica hacia el noroeste del Sector Transversal y de la Sierra Madre Oriental. Los límites entre la Plataforma de Coahuila y este cinturón al que se ha llamado Mar Mexicano son tectónicos, donde este último cabalga sobre la plataforma con un estilo complejo de imbricaciones empujadas hacia el oriente.
El fin occidental de la sedimentación miogeosinclinal se encuentra al poniente de la franja de San Pedro del Gallo y está constituida por otro cinturón de rocas formadas por turbiditas, que pueden observarse desde la región de Nazas, Dgo., hasta Parral, Chih. Dentro de la sedimentación rítmica de terrígenos y cahzas de cuenca existe escasa fauna índice que ha situado a estas rocas en el Jurásico Tardío y Cretácico Inferior. Su deformación presenta phegues métricos y micropliegues con abundante cizallamiento, recostados y cabalgados hacia el oriente pero aún poco estudiados.
En las estribaciones de Santa María del Oro Dgo., por debajo de las ignimbritas y lavas dacíticas del Terciario Temprano que forman a la Sierra Madre Occidental, afioran depósitos de eugeosinclinal constituidos por una secuencia de lavas almohadilladas interestratificadas con fili ta, que incluye lentes de caliza con crinoides probablemente paleozoicos, que corresponden, sin lugar a dudas, a depósitos complejos de un arco volcánico submarino cuya edad aún no ha sido establecida. La deformación de esta franja es más intensa que la deformación en las franjas mencionadas con anterioridad.
* Suptcia. Exploración Distrito Frontera Noreste. Pemex
* Gerencia de Planeación de Producción Primaria. Pemex
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A B S T R A C
The Mountain ranges situated North and Northwest of Torreón, Coah. isolated by effects of Basin and Range morphology, are formed by mesozoic sediments wich are fixed in a paleogeographic model of a classic geosyncline; this may be divided in four stratigraphie sequences, disjointed among themselves by tectonic contacts that isolate four belt sub parallels with a mere style of deformation. The structural belts and stratigraphie secuences identify four tectonostratigraphic terranes located on the region that, in this paper, we call Sector San Pedro del Gallo. East of these region rocks are outcropping wich identify the most external zone known as Plataform of Coahuila. It is formed by Cretaceous shallow waters that unconformably overlain a paleozoic basament. The mesozoic beds in the eastern portion have gently and simetric folds; westwards they gradually become more deformed until forming complex overthrusting.
From Villa Juarez in the South up to San Felipe Range in the North, other belt outcroups oriented in a NNW-SSE direction with triassic-Late Jurassic and Creataceous beds. The sediments were deposited in shalow water on the east and deep water on the west over unknown basament. This belt has very complex overturned folds and thrust faults that are the norwesthern morphotectonic continuation of the Transversal Sector and the Sierra Madre Oriental. The contact between the Plataform of Coahuila and this belt called Mar Mexicano is tectonic, where the last is thrusting over the platform in a complex form of folds and imbricate complex faults eastwards.
The miogeoclinal sedimentation ends west of San Pedro del Gallo belt. In that place there are another belt formed by turbidites that outcroups from Nazas in the south to Parral in the north. In the rithmic sedimentation of hmestones and terrigenous of basinal water there are scarce fauna from late Jurassic to Early Cretaceous ages. Their deformation expose metric and micrometric folds with cleavage overturned and overthrusted eastward: being poorly studied.
Near Santa Maria del Oro there are ignimbrites and dacitic flows of Early Tertiary time, thar form the Sierra Madre Occidental; underneath there are some autcropping eugeosynchnal sequences formed by pillow lavas stratified with phyllites containing lenses of limestones with crinoids of probably Paleozoic age.
Doutless, these sequences belong to a submarine volcanic arc whose age is not well determined at present. Their deformation is stronger than the belts mentioned before.
INTRODUCCIÓN
El Sector San Pedro del Gallo comprende una franja orientada noroeste-sureste, situada entre los paralelos 25°00' a 27°30' de latitud norte y ios meridianos 103°00' a 106°30' de longitud oeste, está enclavado en la porción sur de Chihualiua y noroeste de Durango (Fig. 1 ) y por sus rasgos morfotectónicos es la continuación, hacia el noroeste, del Sector Transversal de la Sierra Madre Oriental.
La región que cubre este trabajo es relativamente poco conocida en la literatura geológica; la mayoría de los estudios que se han publicado acerca de ella se restringen a la parte más oriental denominada Plataforma de Coahuila, en donde destacan los trabajos de Bósse (1923) , Kellum (1932-1936), Kelly (1936) , Garza (1973) etc., quienes establecieron la estratigrafía de esa región caracterizada por depósitos del Aptiano-Albiano, de ambiente somero o plataforma, que descansan
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FIGURA- 1
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sobre un basamento (ss. lat.) de naturaleza apalacheana (Fig. 2) o sobre rocas triásicas e infrajurásicas-volcánicas.
La región central del área, conocida como Mar Mexicano, ha sido menos estudiada, aún cuando desde 1912 Burckhardt y posteriormente Imlay (1936) establecieron la estratigrafía de esta región; el primero de ellos (1930) indicó incluso la existencia de una secuencia flysch occidental de edad albiana, correla-cionable con los sedimentos reportados posteriormente por Enciso (1963), Pan toja (1963) , Eguiluz (1976), Flores et.al. (1981) , Cserna (1976), Cantú (1974), etc.
La parte occidental del Sector San Pedro del Gallo es aún más po bre en información geológica y ésta es en su mayoría de carácter local, económico-minero. Main (1950) , Carrasco (1980), Pacheco et.al. (1981.) y Flores et.al. (1981), han reportado que abajo de la cubierta de ignimbritas de la Sierra Madre Occidental de edad cenozoica, existen afloramientos aislados formados por micaesquistos, fihtas y sedimentos volcanoclásticos con lavas almohadilladas intercaladas, estos últimos pertenecientes a un arco volcánico marino de naturaleza compleja (Fig. 2).
Este artículo ha sido posible elaborarlo gracias a la integración de la información recabada en expedientes de Petróleos Mexicanos y a los trabajos de campo realizados por los autores y tiene como objetivo
presentar el análisis de cuatro terrenos tectonoestratigráficos(Fig. 3)
ESTRATIGRAFÍA
La región estudiada muestra diversas columnas estratigráficas que corresponden a secuencias de ambientes distintos, que afloran en franjas subparalelas y que pueden ser interpretadas como cambios de facies laterales, de acuerdo a un modelo paleogeográfico reconstruido, pero que actualmente muestran límites tectónicos que no permiten observarlos, sino solo inferirlos. Por estas razones en este capítulo se describen los diversos tipos de lito-logia y su contenido faunistico dejando la descripción de las estructuras y su interpretación para el análisis posterior de los mismos.
Los afloramientos de la región comprendida entre Torreón, Coah., y Santa María del Oro, Dgo., pueden ordenarse de acuerdo a conjuntos estratigráfícos, que aquí denominamos, de oriente hacia occidente, las secuencias de Coahuila, Parras, Parral y Santa María del Oro, (Fig. 2); el nombre de las dos primeras es derivado de las series Coa-huilense y Parrense propuestas por Tardy (1972).
1. SECUENCIA DE COAHUILA
Este terreno se caracteriza por tener un basamento pre-mesozoico
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MAPA DE TERRENOS TECTONOESTRATIGRAFICOS DEL SECTOR SAN PEDRO D E L G A L L O . D G O .
L E Y E N D A
ARCO VOLCÁNICO SUBMARINO EUGEOSINCLINAL SECUENCIA VOLCÁNICA S E D I M E N T A R I A .
CINTURÓN DE TURBIDITAS TIPO FLYSH DEL J U R A S I C O - C R E T A C I C O Í C O N BASAMENTO D U D O S O )
CINTURÓN DE PLIEGUES Y CABALGADURAS DEL JURASICO-CRETACICOÍSIN B A S A M E N T O CONOCIDO)^
PLATAFORMA 0E COAHUILA DEL CRETACICO DISCORDANTE SOBRE BASA MENTO APALACHEANO PALEOZOICO,
SIERRA MADRE OCCIDENTAL DEPOSI TOS VOLCÁNICOS DEL TERCIARIO TEMPRANO-CRETÁCICO TARDÍO
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FIGURA -3
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de naturaleza apalacheana; sobre él se efectuó una transgresión tardía, en el Aptiano Superior, representada por un horizonte delgado de terrígenos a los que se denomina formación Las Uvas (Humprey 1956) ; éstos subyacen a un espesor potente ( 8 0 0 metros) de carbonatos y eva-poritas de la formación Acatita (Humprey op.cit . ) del Albiano Inferior y Albiano Medio, que a su vez son cubiertas por un paquete de aproximadamente 2 5 0 m, de calizas biógenas y dolomías de ambiente somero, de la Formación Treviño (Garza 1973) del Albiano Superior al Cenomaniano Inferior (Figura 2).
Es importante mencionar que pa-leogeográficamente estas rocas mesozoicas const i tuyen a la Plataforma de Coahuila (Garza op.cit .) y que sedimentológicamente ésta se comportó progradante, creciendo en t iempo y espacio hacia mar abierto, motivo por el cual al poniente de esta plataforma, en la periferia externa de la Secuencia Parras, aparece la base del Albiano en facies de plataforma abierta, formada por calizas con fauna de planctónicos, que Imlay ( 1 9 3 7 ) correlacionó con la Formación Aurora y aquí denominamos Fromación Paila (Garza 1973) y sobre ésta descansan calizas biógenas de plataforma somera equivalentes en l itologia a la Formación Treviño.
Los sedimentos descritos anteriormente subyacen a rocas marinas del Cretácico Superior formadas por una columna potente de sedimentos
arcillo-carbonatados en la base y are-noarcillosos en la cima, c o m o se observa en el Pozo Mayrán-l (Fig. 4).
Sobre la secuencia arriba indicada, las rocas mesozoicas, a su vez, son cubiertas en discordancia por sedimentos continentales y esporádicas rocas volcánicas del Cenozoico.
2. SECUENCIA PARRAS
En el área que cubre este trabajo, a la secuencia Parras no se le conocen rocas más antiguas al Mesozoico (Fig. 2) . Los sedimentos básales que afloran aquí son lechos rojos continentales con derrames volcánicos intercalados conocidos c o m o Formación Nazas, cuya edad Burckhardt ( 1 9 3 0 ) la consideró Dogger y Pantoja ( 1 9 7 2 ) Triásico Tardío ( 2 3 0 ± 2 0 m.a. por el m é t o d o p lomo-alfa); estas rocas continentales i+ 7 0 0 m) subyacen a una secuencia marina transgresiva precoz, ini-cialmente somera (Fig. 5) represan-tada por las formaciones La Gloria (600 m) y La Casita (Imlay 1937) del Jurásico Superior ( 3 0 0 m). Al área inundada para este t iempo se le ha nombrado Mar Mexicano (Secuencia Parras), en relación con el borde oriental de la Península de Coahuila (Fig. 6 ) ; aquí la migración transgresiva se efectuó de poniente a oriente, iniciando en el Oxfordiano (Guzman 1982) y culminando en el Cretácico Superior.
La Secuencia Parras puede dividirse en dos zonas: una externa o
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marginal y otra interna o distal. La primera, además de los sedimentos jurásicos, se caracteriza por la presencia de depósitos clásticos costeros del Neocomiano Temprano de la Formación Carbonera (Imlay 1940) y carbonatos de plataforma somera del Neocomiano Tardío y Bedouliano de la Formación Cupido (Imlay 1936) , ambas formaciones depositadas al margen de la antigua Península de Coahuila, convertida en isla para el Neocomiano .
Sobreyaciendo a la Formación La Peña están las rocas del Albiano que, como se mencionó con anterioridad, presentan una litologia inferior constituida por carbonatos con plactónicos que representan a facies de cuenca de la Formación Paila (Garza 1973) , sobreyacidas por carbonatos biógenos de ambiente de plataforma restringida, del borde de la Plataforma de Coahuila y cuya edad se asigna al Albiano Medio y Cenomaniano Inferior (Tardy 1974). La columna estratigráfica bosquejada con anterioridad subyace a rocas supracretácicas y está claramente expuesta en los alrededores de Villa Juárez. Dgo.
La zona distal o interna de este Terreno (Fig. 2), además de las rocas jurásicas, está constituida por sedimentos que indican ambientes extralitorales representados por las formaciones Taraises (Imlay 1936) , Tamaulipas (Tamaulipas Inferior de Muir 1936) , La Peña redefinida por Humprey 1949) y Cuesta del Cura (Imlay 1937) . El cambio de facies
entre las zonas externa e interna de la Secuencia Parras se puede observar en las Sierras del Rosario y San Lorenzo, extremo sureste del Sector San Pedro del Gallo.
El Cretácico Superior en esta franja descansa en discordancia paralela sobre el Albiano, con la posible ausencia de una parte del Cenomaniano Inferior, pero este contacto aún no ha sido estudiado adecuadamente. Las rocas supracretácicas consisten en una litologia tipo flysch que migrò en t iempo y espacio de poniente a oriente, conforme a lo postulado por Tardy ( 1 9 7 4 ) en el Sector Transversal. Eguiluz ( 1 9 8 1 ) confirmó este hecho, pues mientras en la Sierra de Yerbanís, Dgo., la sedimentación flysch aparece en el Turoniano, en la Sierra de San Lorenzo, Dgo., esta misma facies llegó hasta el Santoniano y en la Sierra de la Peña, Coah. en el Campaniano terminal (Tardy op.cit .) .
3. SECUENCIA PARRAL
Al poniente de los Terrenos Coahuila y Parras existe un paquete sedimentario potente, indiferenciable hasta hoy en formaciones estratigráficas, formado esencialmente por tubiditas (Fig. 2) que semejan fragmentos de las secuencias de Bouma, estas facies varían de calcáreo pelí-ticas en el oriente, a areno pelíticas e incluso sedimentación salvaje gruesa (conglomerática) al poniente (Eguiluz 1981); en la posición más occidental dentro de esta secuencia
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se tienen evidencias indirectas de la presencia cercana de un arco de actividad magmàtica occidental , representado por conglomerados derivados de andesitas y diorTtas intercalados entre la secuencia areno-arci-llosa. La variación lateral de facies de esta secuencia (Fig. 7) puede indicarnos la asimetría de la cuenca de depósito bosquejada en la sección A-A' (Fig. 8) y la migración de éstas en t iempo y espacio de la zona interna hacia la zona externa, es m u y similar al modelo de variación de los flysch propuesto por Vassoevich (in Aubouin 1965) .
La edad de las lutitas que afloran en Parral fue establecida con los fósiles colectados por Friedlaender en las cercanías de la Mina Palmilla. Burckhardt ( 1 9 3 0 ) consideró que estas rocas son facies flysch con las mismas amonitas de México Central características del Albiano; hacia el sur, en las rocas de esta secuencia Flores et.al. ( 1 9 8 1 ) encontraron amonitas del Jurásico Superior; Eguiluz ( 1 9 7 6 ) Eodesmocerátidos del Neocomiano, Ent'iso ( 1 9 6 3 ) y Concyt ( 1 9 7 9 ) amoni .is y micro-fauna del Albiano y Cenomaniano, sin que hasta la fecha se conozcan reportes de faunas más jóvenes dentro de estas rocas sedimentarias. En las cercanías de Fresnillo, Z a c , Cantú ( 1 9 7 4 ) y De Cserna ( 1 9 7 6 ) han reportado faunas y l itologías que concuerdan con parte de lo descrito para la Secuencia Parral.
4 . SECUENCIA S A N T A M A R I A DEL ORO
La estratigrafía de la región más occidental del área mostrada en la Fig. 3 , fué bosquejada en un breve pero importante resumen publicado por Main ( 1950) : dicho autor realizó un estudio del área situada entre Inde y Cieneguillas, Dgo. , reconociendo un basamento formado por filítas fuertemente crenuladas que consideró del Paleozoico Superior, conglomerados y aglomerados ocurridos en una etapa de actividad volcánica que Main (op.ci t . ) asignó al Jurásico: sobreyaciendo a estas rocas, dicho autor reconoció una secuencia marina formada por lutitas con capas de caliza y areniscas del N e o c o m i a n o — Aptiano y una serie potente de conglomerados gruesos y calizas impuras del Albiano.
Diferentes trabajos mencionan que dicho autor propuso varios nombres formacionales que no refiere en su resumen, pero la literatura geológica en Carrasco ( 1 9 8 0 ) , Flores et.al. ( 1 9 8 1 ) , contratistas de Petróleos Mexicanos (INDI 1981) , etc. , menc ionando referencias bibliográficas imprecisas, denominan Formación Gran Tesoro a las rocas del Paleozoico, Formación Tres Varones ó Nazas a los conglomerados y aglomerados que Main (op.cit.) asignó al Jurásico. Los trabajos recientes indican que las rocas marinas cretácicas fueron nonibradas por Davis (in Carrasco 1981) formacio-
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VARIACIÓN LATERAL DE TURBIDITAS DE LA SECUENCIA PARRAL
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nes Colorada (la inferior) y Guadalupe (la superior), mientras que Alba ( / A ? INDI 1981) dividió a la formación Cieneguillas en dos miembros, el conglomerado Matrarcal el inferior y la caliza Guadalupe el superior.
Sobre las rocas aquí descritas sobreyace una gruesa cubierta de rocas volcánicas del Cenozoico.
Las rocas de la Formación Gran Tesoro pueden ser divididas en dos litologías, una formada por esquisto y la otra constituida por filita y pizarra con lentes de caliza.
La primera de ellas aflora en el Arroyo el Picacho, al noreste de Santa María del Oro, Dgo. , ésta se compone de esquisto de muscovita, grafitado, sericitizado, foliado y crenulado, en color gris verdoso, café amarillento y con brillo plateado, representativo de la facies de esquistos verdes y datado con 3 5 0 m.a. (Damon, comunicación verbal). El contacto estratigráfico con la roca encajonante no es claro, pero parece subyacer discordante a los lechos rojos conglomeráticos y continentales, que transicionalmente pasan a estratos rítmicos de lutita y arenisca con capas delgadas de caliza, que pueden correlacionarse con la parte inferior de la Secuencia Parras. Los autores consideramos que los sedimentos descritos arriba pueden ser el basamento de la Secuencia Parral o de lo contrario un pedazo de la base de la Secuencia Parras incluida aquí.
Al poniente de Santa María del Oro, Dgo., en el Arroyo Las Cuevas
existen sedimentos formados por fintas y pizarras que otros autores han incluido en la Formación Gran Tesoro; estas rocas están constituidas por volcanoclásticos micáceos, de grano fino a medio, con lustre brillante y aspecto ceroso, en color gris violáceo, rojo y verde, que incluyen almohadas en lava, estratificación gradual que conserva rasgos de estructuras primarias relictas y que corresponden, sin lugar a dudas, a depósitos complejos de un arco volcánico submarino.
La existencia de bloques alóctonos de caliza con tallos de crinoides y briozoarios posiblemente paleozoicos (Pacheco 1981) dentro de los volcanoclásticos, ha sugerido a diferentes autores asignar estas rocas al Paleozoico Tardío; sin embargo, es conveniente mencionar que al occidente del Sector San Pedro del Gallo, en San José de García, Sinaloa, Malpica ( 1972) describió un potente espesor de caliza paleozoica, con litologia semejante a la que forma los bloques intercalados entre las rocas volcanoclásticas de edad dudosa descritas aquí y existe la alternativa de pensar que esas calizas de diferente ambiente a los terrígenos, puedan aparecer como bloques derivados de áreas continentales, sujetas a erosión e incluidas entre los volcanoclásticos, que pueden ser meso-soicos, correlacionables con afloramientos similares descritos por Ort-ga et.aL (1979 ) , Rangin ( 1 9 7 7 ) y Bouneau (1970) . La hipótesis anterior ocurre en Baja California, en
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donde se han encontrado bloques de rocas asignables al Paleozoico, intercaladas entre el Flysch de edad mesozoico (Gastil et.al. 1981) , o s e a en el Terreno Oriental de Baja California Norte (Campa et.al. 1983) .
Estructuras
El primer problema al que se enfrenta el estudio de las deformaciones estructurales de la región es la presencia de vastas llanuras cubiertas por aluvión cuaternario, que enmascaran las complejas relaciones geológicas existentes aquí; los rasgos de morfología estructural de valles y sierras muestran una tendencia a desaparecer de oriente hacia occidente. En la Comarca Lagunera las sierras de la Campana, Tlahualilo, Las Delicias, Acatita, etc., son edificios altos, amplios y separados por valles, caracterizados por una morfología de rasgos semicirculares que contrasta con las sierras de Mapimí, El Rosario, La Cadena, San Felipe, etc. (Fig. 9) , que son cordones alargados, altos y angostos, que paulatinamente van incrementando su altitud con respecto a la planicie de la Comarca Lagunera, de la que forma parte el Bolsón de Mapimí.
Al occidente de las anteriores serranías y valles, entre Nazas, La Zarca y Parral, se presenta una franja con morfología de mesetas y colinas altas, que culmina con los últim o s grandes valles orientados noroeste-sureste y que hacia el occidente , desde las inmediaciones de Santiago
Papasquiaro, Santa María del Oro y San Francisco del Oro, cambian hacia la alta Sierra Madre, caracterizada por mesetas elevadas y grandes barrancas hasta de 1 ООО metros de profundidad.
Los rasgos morfo lógicos descritos se deben, entre otros factores, a las diferentes deformaciones sufridas por esas rocas a lo largo de su historia, pero la importancia de su influencia es inversamente proporcional a la edad de las rocas y sus estructuras, o sea que los rasgos estructurales más obvios son los más recientes y activos, y las rocas y estructuras que han sido fundamentales en la evolución geológica de la región son más antiguas y p o c o evidentes. Así , por ejemplo, los anticlinales, sinclinales, pliegues invertidos, fallas inversas, clivaje, etc. , son estructuras muy importantes dentro de cada una de las sierras y dan cuenta de su gran deformación compre-sional sufrida: en ellas hay que analizar su l i tologia y estructuras individualmente y después compararlas con la estratigrafía y estructuras de otras sierras, para intentar posteriormente hacer correlaciones e interpretaciones genéticas.
Para seguir el m é t o d o de análisis lo más objetivamente posible, primeramente los autores describiremos las estructuras tal c o m o se muestran en los afloramientos y después intentaremos un ordenamiento acorde con el s istema o estilo de deformación característico de cada franja, para procurar al final
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P L A N O G E O L O G I C O L E Y E N D A
5 g INTRUSIVO -
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dar una explicación o interpretación coherente con la otra parte fundamental del problema que es la estratigrafía.
El obstáculo más serio para seguir sistemáticamente esta secuela es la falta de estudios estructurales, que contrastan comparativamente con la rica información estratigráfica que existe en ciertas regiones; sin embargo, la información estructural de las sierras de las Delicias, Acatita, Mapimí, La Cadena, San Felipe, etc., puede ser un argumento válido para la interpretación que aquí se propone.
La morfología estructural descrita anteriormente guarda cierta relación con la deformación característica de cada sierra; así pues, se puede hacer una primera clasificación de cuatro estilos de deformación estructural diferentes, acomodados en franjas subparalelas, según se muestra en las figuras 3 y 9 y la sección regional de la Fig. 3 , descritas de oriente a poniente como: las sierras de la Campana, Acatita, Las Delicias, etc. , de la llamada Plataforma de Coahuila; la? sierras y valles entre San Felipe y Mapimí de la Franja San Pedro d«l Galli, las mesetas de Parral a Baluarte de la Franja Parral y las estribaciones de la Sierra Madre Occidental de lo que aquí denominamos la Franja de Santa María del Oro.
a) Franja de Santa María del Oro
Por debajo de los depósitos volcánicos cenozoicos de la Sierra Ma
dre Occidental, en las barrancas y arroyos de sus estribaciones orientales, existen rocas afectadas c o n distintos grados de metamorf ismo regional de bajo grado que las plegó, folió y recristalizó a nuevos minerales y rocas tales c o m o pizarras, fi-litas, esquistos, mármol, metarenis-cas, metalavas, así c o m o gabros, etc. , que dependiendo del grado de deformación contienen minerales de clo-rita, epidota, muscovita, sericita, grafito, cuarzo, etc. , que llegan a representar desde un metamorf ismo bajo hasta la facies de esquistos verdes; es la única área conocida hasta hoy con rocas metamórficas en la región estudiada.
La foliación es la principal deformación que las afecta, así c o m o los micropliegues disarmónicos, asimétricos y anisotrópicos, acompañados de planos de desprendimiento c o n milonit ización, claramente alineados con una tendencia regional de aplastamiento recostado hacia el oriente.
A pesar del intenso plegamiento que sufrieron las rocas, según lo atestiguan los pliegues descritos, se conservan r a ^ o s de estructuras primarias relictas que pueden observarse bajo un minucioso análisis, almohadas de lava, estratificación gradual en volcanoclásticos, fósiles en caliza, etc.
La etapa incipiente en la exploración de estas latitudes no ha observado la relación estructural entre las rocas de los terrenos vecinos y estos metasedimentos están separados de las mesas de Parral, La Zar-
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са у Baluarte por la cubierta de lavas dacíticas cenozoicas.
b) Franja Parral
La morfología de colinas y mesetas que caracteriza a esta franja se orienta con dirección nor-noroeste a sur-sureste, corre desde la Sierra de la Mezcalera y proximidades de la Ciudad de Parral, Chih., al norte, hasta mas alia de Nazas, Dgo. , al sur. A la Franja Parral la const i tuye una secuencia monótona de arenisca calcárea y caliza interestratificada con lutita, similar a un depósito de turbiditas o flysch, que por la naturaleza incompetente de su litolo-gía muestra una gran deformación en pliegues recostados, anisotrópicos y rotos comúnmente con planos de cizallamiento subhorizontal; las rocas que aquí afloran poseen dos direcciones preferentes de esfuerzos, el principal es de orientación Lara-mide noroeste-sureste con vergencia hacia el noroeste y ocasionalmente con inversión hacia el suroeste, que puede ser más aparente que real. El otro sistema de pliegues, está subordinado al anterior y posee una orientación nor-noreste sur-suroeste.
La relación tectónica de esta franja está expuesta claramente en el extremo sureste del área; aquí la cabalgadura de la Sierra de Baluarte (Pérez et.al. 1981) forma una media ventana estructural, en donde la secuencia flysch monta sobre la zona interna de la secuencia Parras, representada por el anticlinal recostado
de Yerbanís (Fig. 10). Esta estructura de media ventana es clave en la descripción del propio estilo de deformación del cinturón cabalgante Parral — Baluarte, contrastante con el estilo de deformación de la Secuencia Parras cabalgada, así como su mutua relación sin lugar a dudas de superposición tectónica.
Otro ejemplo de la superposición tectónica aún mayor entre los terrenos de esta región se observa en la Sierra Mezcalera, Chih. En esa localidad, en superficie, se aprecia que las turbiditas de la Secuencia Parral, están montadas tectónicamente sobre la zona externa de la Secuencia Parras, formada aquí por varias unidades de rocas albianas ( 1 0 8 9 m), arcillas equivalentes a la Formación La Peña (193 m) , calizas (231 m), evaporitas ( 1 0 3 4 m) y clásticos básales (-1- 3 0 0 m) intrusionados por un plutón cenozoico como lo demostró el Pozo Toronto-1.
La deformación del cinturón de Parral a Baluarte es cualitativamente menor que la de la Franja Santa María del Oro, pero comparativamente mayor que la del cinturón de Mapimí a San Felipe en donde aflora la Secuencia Parras.
c) Franja San Pedro del Gallo
Dentro de la morfología de sierras y llanuras rellenas de aluvión, en esta franja emergen sierras aisladas formando estructuras alargadas con buzamiento nor-noroeste sur-sureste que afloran desde Cuencamé, Dgo.
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y Torreón, Coah., en el extremo sureste, hasta las cercanías de Camar-go, Chih., al noroeste, las rocas mesozoicas muestran un estilo de deformación caracterizado por phegues anticlinales y sinclinales rotos, con planos de cabalgadura que despedazan a las estructuras haciendo difícil interpretar su reconstrucción, la vergencia general es al oriente, pero posee importantes oposic iones al occidente que pueden ser más aparentes que reales c o m o lo muestran las estructuras de Atotoni lco , La Muerte y La Esperanza (Fig. 9) . Los pliegues de esta franja poseen una Htología anisotrópica formada por niveles estratigráfícos competentes, intercalados entre rocas incompetentes que favorecen pliegues disarmónicos y corrimientos subho-rizontales. Las estructuras más importantes que se reconocen en esta franja son las siguientes: a) El Anticlinal Yerbanís (Fig. 9 y 10) es un pliegue laramídico formado por calizas infracretácicas, con una longitud de 15 km y una amplitud de 3 0 0 m., está orientado noroeste-sureste con su flanco noroeste truncado por fallamiento inverso en esa misma dirección; sus extremos noroeste y sureste son buzamientos bien definidos; su extremo noroeste está afectado por un plutón granodiorítico cenozoico que le imprimió un levantamiento fisiográfico con un desnivel de más de 300 m sobre la planicie del terreno. En esa latitud se aprecia de manera irrefutable la media ventana
estructural que pone en evidencia el traslape tectónico sobre la Secuencia Parras representada por este anticlinal. b) La Sierra de San FeUpe es sin duda alguna la mejor exposición estructural de esta franja; ésta es representada por una serie de phegues métricos y micropliegues acostados que en conjunto definen un anticli-norio de naturaleza compleja, totalmente alóctono (Eguiluz 1976) . Fisiográficamente es un cordón montañoso de más de 30 km. de longitud por 5 0 0 m de ampUtud, con desnivel mayor de 1000 m. sobre la planicie del Bolsón de Mapimí, pero esta diferencia de elevación resulta de un incremento paulatino hasta el pie de la sierra en una distancia proximada de 20 km. La serie de estructuras que forman al An-ticlinorio de San Felipe están orientadas noroeste-sureste, recostadas al noroeste; toda la estructura esta desplegada en rocas suprajurásicas que cabalgan a rocas tipo flysch del Cretácico Superior y constituyen una "cuchara estructural", rodeada por el plano de cabalgadura (Fig. 11 ). Este alóctono posee ventanas tectónicas que confirman su naturaleza; las antiformas y sinformas hacen más difícil aún la reconstrucción estructural; sus buzamientos no están reconocidos y quedan truncados por una serie de fragmentos alóctonos que flotan sobre rocas del Cre-tácido Tardío. La relación tectónica que guarda el conjunto estructural de San Felipe con el Anticlinal del
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CABALGADURA DE LA SIERRA DE SAN FELIPE
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Toro pone en evidencia irrefutable el traslape del Terreno Parras sobre el Terreno Coahuila al cual pertenece la segunda estructura, c o m o lo confirmó el pozo Chihuahua 1 (Fig. 12). c) En el área existen otros complejos estructurales menos espectacula-rc s que el anticlinorio de San Fehpe y que demuestran el carácter alóctono de las sierras en esta área. El conjunto estructural de las sierras de la Muerte-El Mimbre da forma a una prominencia fisiográfica de 8 0 0 m. sobre la superficie del terreno con 800 m de amplitud. La Sierra del Mimbre está ubicada en el flanco oriental de este complejo estructual y es un antichnal recostado al noroeste, orientado noroeste-sureste, con fallamiento inverso entre rocas infracretácicas que cabalgan a rocas supracretácicas; el flanco suroeste de este anticlinal pasa a formar parte del sinclinal de topografía invertida que const i tuye a la Sierra de La Muerte cuyo plano axial es ligeramente asimétrico, inclinado al suroeste y orientado noroeste-sureste; este flanco posee fallas inversas imbricadas al poniente que son escamas de pliegues de retrocarga. T o d o el conjunto está empujado hacia el oriente y cabalga a rocas del Cretácico Superior formando una estructura limitada por el plano de cabalgadura (Eguiluz 1976) ; su carácter de aloctonía es patente e irrefutable con la existencia de dos ventanas estructurales situadas en su flanco suroeste (Fig. 9 y 13a).
d) El Sinclinal LaEsperanza está incluido en un cordón fisiográfico de topografía baja, const i tuido por lomas y cerros que dan cuerpo a las serranías de Agua Puerca y Cañada Honda; la amplitud de estas sierras varía de 2 0 0 a 5 0 0 m y su longitud es mayor de los 20 km. La deformación del Sinclinal La Esperanza es de vital importancia para extender su interpretación a otros complejos estructurales de mayores dimensiones, ya que el fallamiento inverso hacia el poniente de su flanco suroeste ha traído como consecuencia interpretaciones erróneas cuando se ha analizado la polaridad de deformación en esta región.
El Sinclinal La Esperanza tiene un relieve topográfico de 150 m. sobre el valle, posee una longitud de 15 km. una amphtud de 3 0 0 m., es una estructura casi simétrica, orientada NW 25°SE, con echados suaves que varían de 12° a 45° , y su núcleo está abierto en rocas del Jurásico. Este sinclinal de topografía invertida tiene en su flanco oriental varias fallas inversas imbricadas hacia el noroeste, pero también, y esto es muy importante, en su flanco occidental posee fallas inversas hacia el suroeste, todas ellas desarrolladas entre rocas con variaciones de Htología y por lo tanto con diferente competencia. Este sinclinal forma parte de un conjunto tectónico de mayores dimensiones, totalmente a lóctono, desplazado hacia el noroeste, rodeado por el plano de cabalgadura que define otra estructura de "cuchara
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tectónica", donde las rocas de la Formación Nazas cabalgan a los sedimentos del Cretácico Superior (Eguiluz 1976) , como se ilustra en la Figura 13b.
El l ímite occidental de la Franja San Pedro del Gallo está formado por rocas albianas que subyacen a las rocas supracretácicas; aquí se observan pliegues e imbricamientos de "retrocarga" contrarios a la vergencia general. Esta secuencia de rocas albianas y supracretácicas cabalgadas por rocas del Jurásico Superior tienen una explicación estructural difícil ya que falta información para reconstruir su mecánica de plegamiento. Se infiere que forman parte de grandes pliegues a lóctonos complejos, arrastrados hacia el oriente sobre rocas del Cretácico Superior de la manera propuesta para el Sinclinal La Esperanza; esas estructuras son el l ímite occidental de la Franja San Pedro del Gallo c o m o se ilustra en las figuras 3 , 9 y 14. e) Las serranías de Atotoni lco y Cerro Gordo son las más conocidas por los geólogos que han trabajado esta región, forman un cordón fisiográfico cuya máxima elevación de 300 m está situada en la Sierra de Atotonilco. La estructura es discontinua, pero alcanza a seguirse por más de 50 km de longitud, su amphtud es variable pudiendo alcanzar hasta 3 0 0 m. Este complejo estructural puede dividirse en dos partes: una franja oriental y otra franja occidental; la primera franja es el flanco suroeste de una estructura orien
tada noroeste-sureste, constituida por las formaciones Nazas y La Gloria que descansan en contacto tectónico sobre rocas del Cretácico Superior; este flanco da la falsa impresión de ser empujado hacia el occidente creando confusión al interpretar la polaridad de esta estructura, pero con los antecedentes descritos para la Sierra de la Muerte y el Sinclinal La Esperanza se infiere que la vergencia general es congruente con el modelo de deformación de
. esta región de empuje hacia el noroeste (Eguiluz 1976).
La franja occidental de las serranías de Atotonilco-Cerro Gordo posee la misma orientación descrita para su franja oriental, sus rocas per
tenecen a carbonatos del borde de plataforma del Albiano Superior y la base del flysch supracretácico, imbricados entre sí, armando pliegues estrechos aparentemente recostados al occidente (Fig. 14). f) La Sierra de Santo Domingo es una prominencia topográfica de 100 m. de altura sobre el terreno; es un anticlinal cuyo eje es casi simétrico y burdamente orientado noroeste-sureste, con buzamiento en esta última dirección; está formado por rocas del Jurásico Superior y se considera que puede ser la continuación del conjunto estructural de Atotonilco-Cerro Gordo; su límite norte y occidental está truncado por fallas de gravedad que lo dejan en contacto con rocas del Cretácico Superior; se infiere que es una estructura alóctona similar a los conjuntos des-
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critos en párrafos anteriores (Fig. 14). g) Otra de las estructuras importantes que definen las relaciones tectónicas entre los Terrenos Parras y Parral está representada en la Sierra de la Mezcalera. Este pliegue es el flanco suroeste de un anticlinal de 15 km. de longitud y 2 0 0 m de amplitud, recostado al noreste y truncado por fallamiento inverso en esa misma dirección; está orientado noroeste-sureste y armado en rocas albianas de plataforma, sus sedimentos son característicos de las facies marginales de la Secuencia Parras Externa, el flanco suroeste tiene rocas del Cretácico Superior en contacto normal, pero sobre éstas, por traslape tectónico , se encuentran rocas de la Secuencia Parral, por lo que se infiere que a la latitud de la Sierra de La Mezcalera el Terreno Parral se adelanta y traslapa tectónicamente al Terreno Parras Interno; esta estructura es la más boreal del cinturón de pliegues y cabalgaduras de México (Campa 1983) . h) Oti"a estructura importante que merece ser mencionada para comprender a esta franja es la Sierra de los Alamos (Ziga 1982) . Allí se aprecia una prominencia topográfica, alta, angosta, alargada y orientada nornoroeste-sursureste, que está constituida por rocas competentes del Neocomiano , montadas sobre sedimentos flysch del Cretácico Superior; el plano de falla rodea a las rocas neiocomianas y forma una isla tectónica. La raíz estructural de ésta
se encuentra en el Cerro del Volcán (Burckliardt 1930) el cual es un anticlinal recostado al oriente, fuertemente fracturado y fallado y cabalga a las rocas del Cretácico Superior.
La margen oriental de esta franja estructural está delimitada por las Sierras de la Cadena, El Rosario y Mapimí. i) La Sierra de la Cadena está formada por una prominencia fisiográfica que alcanza 1500 m de altura sobre la planicie del Bolsón de Mapimí, posee una longitud mayor de 15 km y una amphtud de 3 0 0 m., forma parte de un complejo estructural de mayores dimensiones, const i tuido por anticlinales y sinclinales angostos y alargados, muy apretados entre sí, que se extienden hacia el poniente. La importancia de la Sierra de la Cadena es que pone en evidencia, de manera inobjetable, las relaciones tectónicas del Terreno Parras. La estructura es un anticlinal orientado norte-sur, formado por el flanco occidental de un pliegue armado en rocas del Cretácico Inferior, que cabalgan a rocas del Cretácico Superior; su extremo norte está cubierto por rocas molasse (Formación Ahuichila), mientras que su extremo sur y sureste buza en esa misma dirección y pasa a formar parte de un conjunto de pliegues angostos, alargados, recostados, con fallas inversas imbricadas al oriente, a manera de escamas en esa misma dirección y que están dispuestos entre el flanco occidental del complejo estructural del Rosario y el frente
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oriental de la Cabalgadura de Baluarte; algunos de estos pliegues están modificados por plutones cenozoicos emplazados en rocas mesozoicas que forman estructuras semicirculares. j) La Sierra del Rosario se localiza entre las estructuras de la Cadena al poniente y Mapimí al oriente, está separada de ambas por valles angostos. La elevación de esta estructura excede los 1000 m sobre la superficie del terreno, posee una longitud de más de 7 0 km., y una amplitud máxima de 10 km.; la c o m p o n e un apilamiento de anticlinales y sinclinales angostos y alargados, orientados nornoroeste-sursureste, asimétricos e imbricados hacia el oriente; su extremo noroeste buza en esa misma dirección, mientras que su extremo sur se abre en una serie de anticlinales pequeños, angostos y alargados orientados casi norte-sur, que en ocasiones están recortados por fallas inversas hacia el oriente y que paulatinamente van cambiando su orientación para formar un arco cóncavo al noreste que se une al Anticlinorio de San Lorenzo, el cual es una estructura oriente-poniente, característica del Sector Transversal de la Sierra Madre Oriental, k) La Sierra de Mapimí (Fig. 15) es una estructura prominente con 1 200 m de elevación sobre el nivel del terreno, tiene 50 km de longitud y 10 km. de amplitud y está compuesta por un apilamiento de pliegues orientados noroeste-sureste, asimétricos, recostados e imbricados
hacia el noreste de la manera descrita por Alvarez (1949) .
Su núcleo al Sur de Torreón, Coah., es el combamiento de Villa Juárez, que está aparentemente poco deformado y conserva burdamente una orientación noroeste-sureste, abierto en rocas de la Formación Nazas. Su extremo noroeste buza en esa misma dirección y se sumerge en el valle; su parte media es un semicírculo de ocho kilómetros de diámetro, originado por un plutón cenozoico de composición grano-diorítica denominado Dinamita.
La continuación sureste de este anticlinorio se une el Antichnorio de Jimulco, que es una estructura característica del segmento fisiográfico del Sector Transversal.
En los puertos longitudinales que dividen a la Sierra de Mapimí, entre las denominadas Bufa Grande y Bufa Chica, pasa la traza de uno de los principales planos de cabalgadura de las escamas que deforman a este Terreno y que lo sobrepone tectónicamente a las estructuras de la Franja de la Plataforma de Coahuila.
4. FRANJA DE LA PLATAFORMA DE COAHUILA
La secuencia estratigráfica que se describe para el sector que constituye a la Plataforma de Coahuila en su porción más oriental posee un estilo de deformación en estructuras braquianticlinales amplias, de aspecto dómico, simétricas y relativamente simples, descritas por Tardy
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(1980) , en donde los efectos tardi-tectónicos у neotectónicos dan forma a los rasgos más sobresalientes. Las estructuras occidentales cercanas o traslapadas por el frente de la franja de pliegues y cabalgaduras del Sector San Pedro del Gallo, se van complicando y su deformación llega a participar de una complejidad tectónica similar a la del Terreno Parras. Sin embargo, la deformación de la Plataforma de Coahuila es siempre comparativamente menor y la relación entre ambos terrenos está dada por una discontinuidad tectónica c o m o lo demuestran las relaciones estructurales de la Sierra de San Fehpe y la Sierra del Toro, apoyados con la perforación del Pozo Chihuahua — 1 c o m o a continuación se describe. • El Anticlinal del Toro es una prominencia fisiográfica de 2 0 km. de longitud, 4 0 0 m de amplitud y 3 0 0 m de elevación sobre el bolsón; está formado por cahzas del Albiano Superior y Cenomaniano Inferior y es una serie de pliegues orientados noroeste-sureste, imbricados y recostados al noroeste. En el subsuelo están presentes niveles de evaporitas características de la secuencia sedimentaria de la Plataforma, c o m o lo demostró el Pozo Chihuahua-1. Esta estructura al seranalizada en relación con el Anticlinorio de San Felipe pone en evidencia que es una semi-ventana estructural, pues en superficie está rodeada por rocas de la Secuencia Parras y proyectando los afloramientos a lóctonos del Jurásico
hacia el pozo se confirman las relaciones mencionadas ( Fig. 1 2 ).
Las estructuras de las Pampas. Remedios, Bermejillo y de Te.xas son pliegues anticlinales orientados noroeste-sureste, recostados al noreste, angostos y alargados, complicados por un sistema de fallas inversas imbricadas al noroeste que ponen en relación tectónica a los sedimentos albianos con evaporitas. sobre sedimentos del Cretácico Superior. Este tipo de estructura ha sido reconocido en el subsuelo por los Pozos Ceballos-1, (Fig. 16), D u r a n g o - 1 , etc. , y evidencian una tectónica de despegue favorecida por el potente espesor evaporítico característico de la Secuencia Coahuilense. Su deformación contrasta notablemente con un decremento en la complejidad estructural presente en las sierras de el Diablo, Acatita, etc., en dirección al noreste.
Las estructuras de Tlahualilo, la Campana, El Diablo, Acatita, etc., son elevaciones topográficas de 3 0 0 a 500 m., de altura que se levantan suavemente del bolsón. Presentan una forma un tanto semidómica, semejando el caparazón enorme de una tortuga, su plano axial es poco definido pero alcanza a observarse una orientación preferente norte-sur y sus echados varían de 5° a 20° como máximo, en algunos de los cuales alcanzan a aflorar rocas triásicas y paleozoicas de naturaleza apalacheana.
Se infiere que la orientación de estos phegues es posterior a la de-
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formación Laramide (Tardy, 1980) y que las planicies que los separan son consecuencia de la morfología de "Basin and Range", potestativa de este terreno y desarrollada durante el Cenozoico Tardío, c o m o se ilustra en la Figura 17.
Finalmente, hay que hacer notar que el conjunto de estructuras anteriores está afectado por una deformación posterior de movimientos verticales que las rompió y separó a manera de fosas y pilares, c o m o es el caso del Bolsón de Mapimí, pero también existen pliegues de fondo con amplio radio de curvatura (Tardy 1980) que modificaron a las estructuras laramídicas c o m o en el denominado levantamiento de Villa Juárez y entre las Sierras del Toncon y Yerbanís. La deformación sobrepuesta cenozoica tardía está acompañada de magmatismo y un sistema de fallamiento transformante norte-sur (Eguiluz 1983) , así c o m o una red de fallas y diaclasas que no ha sido estudiado en microestructu-ras detalladamente, por lo cual aquí solamente se menciona, pero que es necesario tomar en cuenta en la historia de la evolución tectónica del área, que también es tema de otro estudio.
Tectónica
La estratigrafía y las deformaciones estructurales descritas en los capítulos anteriores muestran evidentemente una extensa e intensa evolución tectónica; sin embargo.
aquí nos interesa llamar la atención solamente acerca de un momento que consideramos clave en la comprensión de la génesis de la región.
En principio salta a la vista la natural disposición en franjas subparalelas de zonas orientadas NNW-SSE con características estratigráficas y estilos de deformación propios en cada una de ellas y contrastantes con respecto a las demás. Su síntesis en cuatro zonas bien definidas tectónicamente, separadas por accidentes estructurales mayores, nos han llevado a denominarles Terrenos Estratotectónicos, ya que son unidades perfectamente carto-grafiables, de naturaleza diferente a los mapas geológicos y tectónicos (Fig. 3) .
Aquí le denominamos mapa tec-tónico-estratigráfico para seguir congruentemente con una nomenclatura única y sistemática, que represente criterios sobre los que descansa el método de análisis aquí utilizado. Este método intenta separar claramente la descripción objetiva de la estratigrafía y las estructuras estudiadas de lo que sería su interpretación. Así, por ejemplo, en términos de tectónica clásica, el Terreno más occidental, denominado Santa María del Oro, corresponderá al eugeosin-cUnal y el Terreno de Parral, que cambia de Facies hacia los terrenos cada vez más externos de Parras y Coahuila, conformará el miogeosin-cHnal.
Sin embargo, en este modelo clásico subsisten problemas importan-
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tes entre los que destacan la ausencia del modelo sedimentológico completo, ya que no se han observado hasta hoy los correspondientes cambios de facies entre cada terreno.
El desconocimiento de la edad precisa del eugeosinchnal nos remite a una disyuntiva: si la zona interna es paleozoica, este sería el basamento de los sedimentos mesozo icos y por lo tanto se podría correlacionar con secuencias eugeosinclinales similares, tanto de la Cordillera Occidental de Norteamérica c o m o las del Sistema Apalaches de Oriente.
Otra opoc ión consiste en considerar a esta zona interna de edad mesozoica, correlacionable con secuencias similares reportadas por Campa (1974) , Rangín ( 1 9 7 7 ) , Bouneau (1970) , Ortega ( 1 9 7 9 ) , Cuevas (1980) , etc., en el occidente de México y contemporánea con el depósito de la secuencia miogeosinclinal oriental, lo que nos remite a un modelo de tectónica de placas que ex-phca el origen de las zonas internas o magmáticas c o m o partes de arcos volcánicos insulares, o c o m o partes de corteza oceánica y a las zonas externas mioclinales c o m o partes de acreciones de corteza continental. En este mode lo tectónico idealizado, el sector San Pedro del Gallo puede situarse en la posición de una cuenca de retroarco (Dickinson et. al. 1979).
En caso de demostrarse su edad mesozoica, n o cabría ninguna duda de ser parte al menos del Sistema Cordillerano Occidental de México
(Cordoba et.al. 1980) . Su base puede ser interpretada c o m o terrenos sospechosos de aloctonía (Co-ney et.al. 1980) o acreción, con una deformación más caótica que las simples cabalgaduras de poco rango de desplazamiento de un modelo clásico.
La vergencia predominante hacia el noroeste parece colocar a los terrenos dentro de la tectónica de pliegues y cerbalgaduras laramídicas (Campa, 1983). Este momento de deformación y su reconstrucción paleogeográfica muestran que la transgresión mesozoica para esta región viene del occidente y apoya las observaciones sugeridas por Burckhardt ( 1 9 3 0 ) de considerar a las faunas jurásicas de dominio "Pacífico" en San Pedro del Gallo y la Cuenca de Chihuahua, lo que equivale a una inversión del paleocontinente reconocido por Humphrey ( 1 9 4 9 ) y sostenido por numerosos autores c o m o parte de la transgresión caribeña del oriente hacia el occidente, de! modelo de márgenes continentales de t ipo atlántico.
El problema a la interpretación de la región queda abierto y se resolverá en función de los correspondientes estudios estructurales, sedi-mentológicos, geofísicos y la cartografía detallada, así como la correlación más clara con respecto a la reconstrucción más fina de la Pangea en esta región crítica, supuestamente limítrofe entre los actualmente trasladados cratones de Norte y Suda-mérica.
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BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.
Agradecimientos El artículo pr'ísente fué producto
del curso de tectónica impartido en la Zona Noreste de Petróleos Mexicanos en febrero de 1982. Sin embargo, no hubiera sido posible sin los estudios geológicos del área llevados a cabo por más de 50 años desde las primeras bases de Bósse (1923) , Burckhardt (1930) y KeUum
( 1 9 3 2 ) , hasta la enorme aportación de la de Tardy en los años setentas y los valisos estudios inéditos de los geólogos de Petróleos Mexicanos y el Instituto Mexicano del Petróleo. Nuestro profundo reconocimiento a todos ellos, pero especialmente a nuestros amigos Marc Tardy y Peter J. Coney cuyas ideas son las guías centrales de este trabajo.
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