Carta Geologica de Mexico 2007

Carta Geológica de México Servicio Geológico Mexicano

Carta Geológica de MéxicoEscala 1:2´000 000

6ª Edición

2007TEXTO EXPLICATIVO

Presentación

La sexta edición de la Carta Geológica de México, a escala 1: 2’ 000 000, fue realizada, elaborada y editada por el Servicio Geológico Mexicano (SGM) a partir de su programa cartográfico nacional en escalas 1:50 000, 1: 250 000 y 1: 500 000. Este programa inició en 1995 con personal del mismo SGM y contó con la participación de diversas instituciones de Educación Superior, como el Instituto Politécnico Nacional, Universidad Autónoma de Baja California Sur, Universidad Autónoma de Guerrero, Universidad Autónoma de Nuevo León, Universidad Autónoma de San Luís Potosí, Universidad de Guadalajara, Universidad de Sonora, Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo, Universidad Nacional Au-tónoma de México. También participaron el Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática (INEGI) y la Dirección de Minas del Gobierno del Estado de San Luís Potosí. Estas instituciones aportaron, específicamente, información y trabajo de campo. Otras instituciones que aportaron recursos económicos a través de convenios fueron los gobiernos estatales de Hidalgo, Puebla y San Luís Potosí. Los principios esenciales que rigen la representación, fueron objeto de una basta consulta que incluyó a distinguidos investigadores de diversas universidades especializadas en este tema. El primer borrador fue presentado en la V Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra organizada por la Sociedad Geológica Mexicana en septiembre de 2006.La carta fue editada en la Gerencia de Geomática del SGM, asistida por las herramientas y equipos informáticos más actuales y se encuentra soportada por bases de datos en un Siste-ma de Información Geográfica. La edición precedente a esta carta se realizó en 1992 por el Instituto de Geología de la Universidad Nacional Autónoma de México, auspiciada por el Consejo de Recursos Minera-les. El concepto de la 5ª edición de la carta se basó en información disponible, producto de investigaciones de distinguidos académicos. Estas investigaciones tuvieron diferentes alcances y objetivos y fueron representadas en diversas escalas. Sus autores depuraron y sintetizaron la información dando como resultado un excelente trabajo.Sin embargo, resulta necesario, 15 años después, poner a disposición de la comunidad geo-lógica, un documento actualizado con la información del programa cartográfico del Servicio Geológico Mexicano, que tiene las siguientes ventajas:

1. Fue realizado con una metodología y objetivo homogéneos en todo el país. 2. El territorio nacional está cubierto completamente en escala 1:250 000. Disponible tam-bién en la página web del SGM.3. La totalidad de los datos existentes fueron obtenidos en el campo, se encuentran georefe-renciados y capturados en bases de datos con coordenadas precisas.4. Existen muestras de diversa naturaleza, analizadas con los más estrictos estándares de calidad.5. Fueron utilizados los métodos isotópicos más probados para determinaciones de edad de magmatismo y metamorfismo, en convenio con la Universidad Nacional Autónoma de México y el Servicio Geológico de los Estados Unidos, en las regiones más significativas, de acuerdo al criterio de los geólogos de campo.

El conjunto de estos factores contribuye a una notable evolución de la Carta Geológica de México, expresada en la 6ª edición aquí presentada.La carta en escala 1: 2’ 000 000 fue realizada a partir de una primera síntesis en escala 1: 500 000. Al momento de la adaptación de parámetros y polígonos para la escala 1: 2’000 000, se hizo necesaria una adaptación de la leyenda y la paleta de colores y tramas que tomó como base la propuesta de la Comisión para la Carta Geológica del Mundo (1981).1


La Carta Estratigráfica Internacional de la Comisión Estratigráfica Internacional (Gradstein et al., 2006) y la Guía Estratigráfica Internacional (Salvador, 1994) fueron la base para esta-blecer los criterios estratigráficos específicos. Con respecto al manejo de unidades geocronológicas, es importante mencionar que las fuentes bibliográficas consultadas presentan diferencias relacionadas con las divisiones de las épocas (Temprano, Medio y Tardío), que en algunos casos se apegaron a la Carta Estra-tigráfica Internacional o de Norteamérica vigente, y que han sufrido actualizaciones donde las diferencias se basan en la utilización de divisiones bipartita, tripartita, o bien el uso de diferentes nombres; por otro lado, el uso indiscriminado de divisiones no establecidas formal-mente constituye parte del problema. Por esta razón, en este trabajo, cuando el nombre de las divisiones no corresponde a lo establecido en la Geologic Time Scale (Gradstein et al., 2006), y con la finalidad de no seguir incurriendo en este tipo de problemas nomenclaturales, se hace mención al término sensu strictu utilizado por el autor, en letra minúscula, para hacer referencia a su informalidad. La carta toma en consideración los siguientes parámetros geográficos:Proyección Cónica Conforme de Lambert, Paralelo base 17º 30’, Meridiano central 102º 00’ y Falso Este 2’ 500 000 La base topográfica fue tomada de INEGI, serie II, escala 1: 250, 000, así como el Mo-delo Digital de Elevación (GEMA). Las vías de comunicación fueron obtenidas del INEGI y de la Secretaría de Comunicaciones y Transportes (SCT).

Objetivos de la carta

Esta carta tiene como objetivo reflejar, al momento de su aparición, el estado del conoci-miento geológico del territorio nacional. A lo largo de la frontera norte, hicimos una labor conjunta con el Servicio Geológico de los Estados Unidos para manejar los mismos criterios de representación geológica. Esta serie de cartas en escala 1: 250 000 son un producto in-dependiente que contiene información de ambos países en cartas completas. La información fue considerada para la síntesis a 1: 2’ 000 000. Los datos de campo obtenidos en el programa cartográfico del SGM son abundantes y fue necesario, entonces, realizar una labor de selección y de estructuración de la información, para resolver los problemas de legibilidad de la carta.En los últimos 20 años el desarrollo del conocimiento geológico del territorio nacional ha sido muy importante y hoy se conocen muchos datos e interpretaciones a partir de la geoquí-mica isotópica; sin embargo, aún quedan muchas regiones del país sin investigaciones con estas técnicas. Esta situación implica que la información, sea inhomogénea e impida una representación gráfica de mayor alcance. El presente texto está dividido en dos secciones: la primera explica, de manera breve, cuáles son las formaciones que fueron agrupadas en cada polígono de la carta, así como las relaciones estratigráficas y edades. En la segunda sección se hace una descripción muy breve de las estructuras tectónicas más importantes representadas en la carta.Finalmente se presentan dos anexos con las edades obtenidas, tanto de fuentes bibliográficas como de análisis propios del programa cartográfico del SGM. Una tabla es de edades iso-tópicas y la otra de edades paleontológicas con coordenadas, método utilizado, nombre de la fauna y edad propuesta.

Rocas Sedimentarias

ProterozoicoEl Proterozoico sedimentario en México se encuentra en el estado de Sonora, representado principalmente por pequeños afloramientos de dolomía, caliza y arenisca, que conforman las formaciones Gamuza, La Ciénega, Pitiquito, Caborca, Papalote, El Arpa y Clemente (S150). La edad ha sido establecida por la presencia de estromatolitos cónicos del género Cono-phyton del Neoproterozoico (Stewart et al., 1984); este paquete de roca conserva una rela-ción discordante sobre las unidades infrayacentes.

PaleozoicoRocas sedimentarias carbonatadas y siliciclásticas del Paleozoico, afloran en los estados de Baja California, Sonora, Sinaloa, Chihuahua y Durango. En el norte y noroeste de Sonora, y al norte de Sinaloa y de Chihuahua, afloran principalmen-te caliza, dolomía, arenisca y lutita, de edad Cámbrico inferior al Pérmico (Lopingiano), del Grupo Hueco (formaciones Earp, Colina, Epitaph y Scherrer) y las formaciones Escabrosa, Martín, Abrigo, Cuarcita Bolsa, La Venada, Represo, Murciélago, Monillas, Percha y Solís (S147). La edad ha sido determinada por la presencia de trilobites, fusulínidos, conodontos, 2


amonites, gasterópodos, crinoides, corales y briozoarios. Estas rocas sedimentarias cubren discordantemente a unidades inferiores (Juvera, 1959). La serie paleozoica continúa con caliza de la Formación Puerto Blanco, que pasa con-cordante a la Cuarcita Provedora (Cooper y Arellano, 1956) en el Pensilvánico, así como la Formación Monos (S141), de edad Pérmico, definida con fusulínidos del género Parafusulina (Cooper y Arellano, 1946). De estas últimas formaciones, no se observa y, aparentemente, es-tán cubiertas en discordancia angular por unidades suprayacentes (González-León, 1980). Hacia el norte de Sinaloa aflora la Formación San José de Gracia (S139) (Carrillo-Martínez, 1971), compuesta de caliza, pedernal negro y cantidades menores de lutita negra, con una edad probable del Ordovícico al Pérmico. Por otra parte, en el norte del estado de Chihuahua, se observa una serie de lutita, arenis-ca y conglomerado del Pérmico, de las formaciones Rara, La Verde y Plomosas (S143), cuya edad ha sido determinada por la presencia de fusulínidos (Armin, 1987). Asimismo, en el margen oriental de Baja California, formando un cinturón norte-sur, exis-ten afloramientos del Ordovícico-Pérmico (S148), compuestos por esquisto, filita y mármol, que en este trabajo han sido agrupados con lutita, arenisca y caliza del norte de Sinaloa y sureste de Sonora. Las unidades son el Grupo Canal de Ballenas del Ordovícico y del Devó-nico-Carbonífero, las formaciones Mármol, Zamora, Cerro El Volcán y Cañón de Calamajue. En ellas se desconoce su límite inferior y en otros casos han sido definidas algunas relaciones tectónicas mediante falla inversa, sobre todo, con la Formación Picacho Colorado (Pérez-Ramos, 2001). Su edad ha sido determinada por la presencia de graptolitos (Ketner y Noll, 1987) y radiolarios, crinoides, fusulínidos y conodontos (Pérez-Ramos, 2001), con los que se ha determinado un rango estratigráfico del Pensilvánico-Pérmico (Ketner y Noll, 1987). Por otra parte en el oriente de México se han determinado a partir del Silúrico y hasta el Pérmico, afloramientos de rocas sedimentarias de distribución aislada en los anticlinorios de Ciudad Victoria, Tamaulipas y de Huayacocotla, Hidalgo. En este intervalo paleozoico se han definido las formaciones Cañón de Caballeros, Vicente Guerrero, Caliza El Monte y Guacamaya (S144), compuestas principalmente de horizontes de arenisca, conglomerado y carbonatos en cuyas capas es posible distinguir fauna artrópoda de trilobites (Boucot et al., 1997). Mientras tanto, las rocas sedimentarias más antiguas del sur de México, se han deter-minado en intervalos del Cámbrico al Ordovícico y del Carbonífero al Pérmico. Consisten de arenisca, lutita, conglomerado y niveles calcáreos. El afloramiento del primer intervalo agrupa a las formaciones Tiñú (S149) y Santiago e Ixcaltepec (S146) (Pantoja-Alor, 1970), localizado al noreste del estado de Oaxaca en las inmediaciones de los poblados de Tiñú y Yododoñe; la edad se ha determinado por fósiles como briozoarios, braquiópodos y crinoi-des. Los afloramientos se encuentran sobreyaciendo discordantemente al Complejo Oaxa-queño. Afloramientos del segundo intervalo se tienen en los límites de los estados de Puebla y Oaxaca. Son rocas del Carbonífero-Pérmico de las formaciones Olinalá, Patlanoaya (S142) (Silva-Pineda, 1970) y Matzintzin (S145) (Aguilera, 1906), representadas por niveles de caliza y arenisca, con crinoides y coníferas fósiles que han servido para ubicar su edad. Así mismo, guardan una relación discordante con las unidades a las que subyacen. Las formaciones Grupera y Paso Hondo (S140) se extienden ampliamente al oriente del estado de Chiapas, expandiéndose al territorio de la vecina República de Guatemala. Con-sisten de sucesiones de limonita y caliza con fusulínidos (Schwagenna) del Pérmico Inferior (López Ramos, 1979). Por otro lado, los fósiles que se han determinado en la Formación Paso Hondo (Weber et al., 2006), presentan fauna muy típica del Leonardiano (Thompson y Millar 1944).

MesozoicoLas rocas sedimentarias más antiguas del Mesozoico se manifiestan en Baja California. Son pequeños afloramientos de lutita y arenisca del Triásico Inferior, conocidas como Formación El Indio (S138) (Woods, 2003). En la Sierra del Álamo al suroeste de Sonora, se depositó arenisca calcárea en alternan-cia con limolita, capas delgadas de caliza y caliza arenosa, areniscas de grano fino de la Formación Antimonio (S137) (González-León, 1980), que contienen una gran variedad de fósiles como gasterópodos, corales, briozoarios esponjas y amonites. Estos últimos ubican a la formación mencionada, que se observa en discordancia sobre la Formación Monos, en el Triásico Superior (González-León, 1980). En el período del Triásico Superior-Jurásico Inferior en Baja California Sur y Sinaloa, predominó la sedimentación siliciclástica. En la Península de Vizcaíno aflora una sucesión de pedernal, caliza y tobas de la Formación San Hipólito de edad Triásico Superior (Cárnico-Nórico) (S134), determinada por radiolarios. En Sinaloa se tiene lutita, arenisca y cuarcita, de la Formación Venadillo (S135) (Arredondo-Guerrero, 2003, 2004), que se encuentra 3


como colgante sobre las rocas graníticas del Cretácico (Arredondo-Guerrero, 2004). Su edad no ha sido establecida con precisión, considerándose del Triásico Superior-Jurásico Inferior (Arredondo-Guerrero, 2004). En este mismo intervalo de tiempo, al sur de Sonora, en la Sierra de San Javier, el Grupo Barranca (S136) (Alencaster, 1961) está compuesto de arenisca, arenisca cuarcífera, lutita y conglomerado de las formaciones Arrayanes, Coyotes (Alencaster, 1961) y Santa Clara (Wilson y Rocha, 1946). Su relación es generalmente discordante con las unidades infra y suprayacentes. Su edad se ha establecido con base en pelecípodos, braquiópodos, cefalópo-dos y flora fósil (Silva-Pineda, 1961). Al nororiente de México, se observa una potente sucesión de conglomerado polimíctico, arenisca y limonita, denominada Formación Huizachal (S133), que fue depositada de mane-ra discordante sobre unidades del Paleozoico. La edad Triásico se ha determinado por flora y fauna fósil (Nixon, 1989; Carrillo-Bravo, 1961). Hacia el Jurásico Inferior en el centro y noroeste de Sonora, se depositaron unidades compuestas de lutita, arenisca, arenisca volcaniclástica, unidades volcaniclásticas y volcano-sedimentarias, con menores cantidades de caliza y arenisca carbonatada, correspondientes a las formaciones Santa Rosa, Caracahui, San Luis y el miembro superior de la Formación Antimonio (S131). La edad de estas rocas ha sido determinada como Jurásico Superior, con base en fósiles de Weyla (W) alata (Damboronea y González-León, 1997) y fósiles de amo-nites, pelecípodos, gasterópodos y hojas de árboles (González-León, 1980). Estas unidades se encuentran en contacto tectónico con el basamento precámbrico (Hardy, 1981) y con las rocas volcánicas y volcanosedimentarias de la Riolita Pinito (Arriaga-Meléndez et al., 2004).Durante el Jurásico Superior en Chihuahua, Durango y Zacatecas, se depositaron rocas carbonatadas, compuestas principalmente por caliza y lutita de las formaciones La Gloria, Zuloaga, La Casita y La Caja (S120). El límite inferior de esta agrupación es discordante, mientras que el superior es concordante con el Cretácico Inferior (Imlay, 1937). Su edad se ha establecido con base en una gran cantidad de especies de amonites del Oxfordiano, Kimmeridgiano y Tithoniano (Imlay, 1936; Imlay, 1937; Villaseñor, 1982; Contreras-Montero et al., 1988). Por otra parte, en Chihuahua la sucesión de arenisca, cuarzolutita y conglome-rado de la Formación Samalayuca (S118) (Imlay, 1936, 1953) ha sido ubicada por posición estratigráfica y su relación con la Formación La Casita dentro del Jurásico Superior (Salinas-Prieto et al., 2004). En el intervalo del Jurásico Superior al Cretácico Inferior en Sonora se depositaron dis-cordantemente las formaciones Cucurpe y Los Tanques (S114) constituidas por lutita, caliza, arenisca y rocas probablemente de influencia volcánica. Los niveles inferiores contienen amo-nites del Oxfordiano (Rodríguez-Castañeda, 1994) y los calcáreos superiores tiene un alto contenido fosilífero de pelecípodos, orbitolinas y gasterópodos que las ubican en el Aptiano-Albiano (Rodríguez-Castañeda, 1989). En el mismo intervalo, en la Isla Cedros y la Península de Vizcaino, se depositaron se-dimentos marinos de las formaciones Eugenia y Coloradito (S116), constituidos según Kim-brough y Moore (2003) por una sucesión de material volcanogénico, como lavas almohadi-lladas y olistostromas. Su edad ha sido determinada como Tithoniano-Neocomiano (Hickey, 1984, Boles y Landis, 1984 en Kimbrough y Moore, 2003). Esta misma unidad se extiende a los estados de Sonora, Chihuahua y Durango, en donde se observa como alternancia de lutita, arenisca, caliza, andesita y aglomerado, y cuya edad ha sido determinada con base en la presencia de amonites y foraminíferos en sus niveles carbonatados, principalmente (Martí-nez-Palafox, 1985; López-Doncel, 2003; Mijares, 2000 en Salinas-Prieto et al., 2004).La historia jurásica, hacia el oriente y nororiente de la República Mexicana, involucra a rocas del Jurásico Inferior de la Formación Huayacocotla (S132), que representa uno de los pocos registros de trasgresión marina de influencia atlántica. De mayor extensión se registra una su-cesión del Jurásico Medio-Superior, representada por una interdigitación clástica de conglo-merado polimíctico, arenisca y limonita, de las formaciones La Joya, Cahuasas y Tenexcate (S125), que afloran desde el sur de Coahuila hasta el norte de Hidalgo. Con mayor diversidad litológica, en el Jurásico Superior se deposita una potente sucesión de rocas que infieren un ambiente de carácter mixto y muy complejo, con importantes espesores de caliza, lutita y yeso, de las formaciones La Caja, La Casita, La Gloria, Olvido, Caliza Zu-loaga y Minas Viejas (S120). Entre los estados de Chihuahua y Sonora, una sucesión compleja de conglomerado, are-nisca y lutita, conforma al denominado Grupo Bisbee (S115), constituido por las formaciones La Morita, Caliza Mural, La Cintura y Conglomerado Glance. En conjunto constituyen una edad del Jurásico Superior al Cretácico Inferior (Aptiano temprano), determinada con base en su posición estratigráfica y restos fósiles (Rosales-Domínguez et al., 1995). Desde el extremo meridional de San Luis Potosí hasta el extremo septentrional del estado de Puebla, se observan los depósitos calcáreo-arcillosos de las formaciones Tepexic, Santiago, 4


San Andrés, Tamán, Chipoco y Pimienta (S123), cuyo rango de edad ha sido propuesto del Jurásico Medio al Cretácico Inferior. Durante este intervalo y asociada, probablemente, a la evolución de los arcos pacíficos, en los estados de San Luis Potosí, Querétaro e Hidalgo, se desarrolló una sucesión alternante de lutita y caliza, con algunos niveles arenosos de influencia volcánica que se han definido como las formaciones Santuario y Las Trancas (S117).Mientras que en la región del sureste de México, ocurrieron los primeros depósitos marinos de carbonatos que gradúan a siliciclásticos de las formaciones San Ricardo, Edén, Chiname-ca y Uzpanapa (S124), distribuidos en los estados de Veracruz, Oaxaca y Chiapas.Hacia el Cretácico Inferior, se generaliza en Veracruz, Oaxaca, Chiapas y Guatemala, po-tentes depósitos de caliza y dolomía que constituyen la Formación Sierra Madre (S94). Para el Cretácico Superior se establece una sucesión constituida predominantemente de caliza y arenisca, con fauna típica de arrecife, representada por abundantes rudistas; asimismo, se presentan foraminíferos que diagnostican este tipo de ambiente en las formaciones Ocozo-cuautla, Angostura y Jolpabuchil (S82). Por otro lado, los sedimentos jurásicos en el sur de México se extienden entre los estados de Oaxaca y Guerrero como una sucesión de conglomerado y arenisca mayormente com-puestos de clastos de cuarzo correspondientes a la Formación Cualac (S128) y de arenisca, lutita y niveles carbonatados del Grupo Tecocoyunca (S127) (Burckhardt, 1927); en ambos casos se observa una relación discordante sobre el Complejo Acatlán.Hacia el sureste, una potente sucesión de arenisca y conglomerado, probablemente del Jurásico Medio constituye la Formación Todos Santos (S126) (Sapper, 1894), que se observa en relación tectónica al oriente de la Sierra de Juárez y discordante sobre el batolito granítico Permo-Triásico en el estado de Chiapas. El Cretácico Inferior, en los estados de Durango y Chihuahua, está representado por la For-mación Navarrete (S107), compuesta de arenisca calcárea verde con intercalaciones de cali-za y lutita gris-verdosa, asociadas a capas delgadas de evaporita hacia su base. La edad ha sido asignada con base en su posición estratigráfica (Haenggi, 2002).En el límite de los estados de Chihuahua y Durango, dos sucesiones sedimentarias de conglo-merado, caliza arcillosa intercalada con lutita, arenisca y limolita constituyen las formaciones Mezcalera y Baluarte (S91). La edad Cretácico Inferior-Superior de estas unidades ha sido de-terminada por la presencia de amonites y radiolarios (Araujo-Mendieta y Arenas, 1986). Estas sucesiones presentan zonas altamente deformadas que enmascaran su relación inferior y, por otra parte, son cubiertas de manera discordante por depósitos volcánicos del Cenozoico. En Baja California Sur, el Cretácico Inferior está representado por las formaciones Asun-ción (S105) y Perforadora (S106), constituidas de sucesiones de arenisca, lutita, limolita y conglomerado. Barnes (1984 en Kimbrough y Moore, 2003) precisa la edad de la Formación Asunción, asignándola al Aptiano-Albiano. Por otra parte, en el Cretácico Superior, en la misma región de Baja California Sur, se depositaron potentes horizontes de conglomerado polimíctico, arenisca y escasas capas de limolita, que corresponden a las formaciones Redonda, Rosario y Valle Salitral (S76) (Flynn, 1970). La edad de dichas unidades se ha determinado como Cretácico Superior, con base en material fósil (Popenoe et al., 1960 en Flynn, 1970) y a su posición estratigráfica (Wetmore et al., 2003). Estratigráficamente la relación de estas unidades es discordante tanto a la base como en la cima (Cruz-Castillo y Delgado-Argote, 1999).Al oriente del estado de Chihuahua, nororiente de Coahuila y Nuevo León, en el Cretácico Inferior, se registran rocas carbonatadas y siliciclásticas de las formaciones Taraises, Cupido, La Peña, Carbonera, Pátula, Padilla, La Mula, Puerto Rico, La Virgen, Las Uvas, San Marcos, Menchaca y Barril Viejo (S109), así como depósitos de extensos bancos evaporíticos de la Formación Acatita (S112). Esta última continúa su sedimentación con el depósito de caliza, lutita y arenisca, con registro hasta el Cretácico Superior, sucesión que se conoce como Gru-po Washita (S99) y esta integrado por las formaciones Loma de Plata, Santa Elena y Salmon Peak. Los depósitos más comunes del Cretácico Inferior-Superior, entre Chihuahua y Coahuila, se caracterizan por tener caliza, dolomía y lutita, que corresponden a las formaciones Aurora, Kiamichi, Finlay, Del Carmen, Edwards, Mcknight, Walnut, Baicuco, Treviño y Monclova (S97). En este mismo período y cubriendo parte de los estados de Nuevo León, Tamaulipas, San Luis Potosí, Hidalgo, Puebla y Veracruz, se depositaron sucesiones calcáreas y arcillosas, que se aprecian en los afloramientos de las formaciones Tamaulipas Inferior, Horizonte Otates y Tamaulipas Superior (S98). Al mismo tiempo, en el sector meridional de Nuevo León y Tamaulipas, San Luis Potosí, Guanajuato, Querétaro e Hidalgo se desarrollaron rocas constituidas de caliza, brecha y anhidri-ta que comprenden las formaciones Guaxcamá, El Abra, Tamabra y Tamasopo (S92). Entre las unidades sedimentarías características de este periodo se debe destacar la Formación Cuesta del Cura (S100), conformada esencialmente de caliza y pedernal. 5


En el sur de México las rocas sedimentarias del Cretácico se extienden desde el estado de Jalisco hasta Oaxaca. La sucesión del Cretácico Inferior está constituida por conglomerado, arenisca y limolita con intercalaciones de horizontes de caliza de las formaciones Zicapa (De Cserna et al., 1980) y Comburindio (S102) (Pantoja-Alor, 1959), así como por caliza y yeso presentes en los afloramientos de la región de Huamuxtitlán (S101). Existen facies de turbiditas, expuestas en la región de Huetamo, Tamazula, Zapotitlán y Oaxaca, que agrupa a las formaciones San Lucas, Alberca (S102), Zapotitlán (S113) (Aguilera, 1906) y Jaltepe-tongo (S104) asociadas, probablemente a la evolución de los arcos insulares mesozoicos del Pacífico. En el intervalo Aptiano-Cenomaniano, una constante formación de bancos calcáreos en facies y subfacies de plataforma, cubren el sur de México, y comprenden las formaciones Morelos, Morena, Mal Paso, Miahuatepec y Teposcolula (S90), entre otras. El elemento mejor conocido es la Plataforma Guerrero-Morelos (Fries, 1960), que consiste de caliza y dolomía con abundante fauna de moluscos y miliolidos. Un cambio de sedimentación tiene lugar en el Cretácico Superior, marcado por la sofo-cación de las plataformas con una serie de sucesiones terrígenas que evidencian la evolución de deltas y cuencas. Estas sucesiones forman grandes paquetes de arenisca, conglomerado, limolita, marga y lutita, que se reconocen como formaciones Cutzamala, Mezcala (S78) (Fries, op cit) y Yucunama (Salas, 1949); en este periodo las relaciones sedimentarias son graduales y transicionales. Una sedimentación continental del Cenozoico temprano marca el cambio de rocas sedimentarias a secuencias volcánicas. Los conglomerados rojos con intercalaciones de arenisca y limolita están representados por las formaciones Balsas, Con-glomerado Rojo de Guanajuato, Tamazulapan, Huajuápan y Tehuacán (S66) (Salas op cit).Al sur y surponiente del Puerto de Veracruz, cerca del litoral del Golfo de México se observa una sucesión del Cretácico Superior compuesta de bancos calizos de las formaciones Guz-mantla, Tecamalucán (S83) y Atoyac (S81). A mismo tiempo, en la región septentrional de Chihuahua y Coahuila, se depositaron su-cesiones de arenisca, lutita y caliza de las unidades Ojinaga, Eagle Ford, Boquillas, Indidura, Agua Nueva (S84), Austin, Pen, San Vicente (S85), Parras, Méndez (S89), Upson, San Miguel (S79), Olmos, Escondido (S86) y Caracol (S77). Asimismo, se desarrollan las rocas del Grupo Difunta (S73), el cual transgrede al Cenozoico con una potente sucesión constituida de hori-zontes de arenisca, lutita y limolita. Mientras tanto, en el centro de México, se depositaron las formaciones Soyatal y San Felipe (S88). En el intervalo del Cretácico Superior-Paleoceno, para la región de Sonora, Chihuahua, Sinaloa, Durango y probablemente al sur de México, se depositó una potente sucesión sedimentaria compuesta de conglomerado polimíctico, arenisca y limolita, con influencia volcánica, que constituye la parte sedimentaria de la Formación Tarahumara (S74).

CenozoicoLa historia cenozoica de la Península de Baja California, después de los depósitos turbidíticos de la Formación Rosario, inicia en el Paleoceno-Eoceno, con rocas marinas de las formacio-nes Tepetate y Bateque (S62), compuestas de arenisca, limolita, niveles de conglomerado, caliza color gris y algunos horizontes de yeso que contienen gran diversidad de fauna fósil, dentro de la cual destaca la presencia de foraminíferos del género Discocyclina. De manera general se observa en estas unidades una relación discordante a la base, mientras a la cima es concordante. En el Eoceno, las rocas de las formaciones Las Palmas y Delicias (S56) representan la culminación de esta etapa con grandes paquetes de conglomerado, arenisca y lutita. Parte de estos paquetes se depositaron sobre una superficie de erosión desarrollada en el basamento granítico durante el Cretácico Superior y el Paleoceno. En el límite Mioceno-Plioceno inicia una sucesión sedimentaria marina de arenisca, limolita, coquina y lu-tita, que conforma las formaciones Trinidad, Salada, Almeja y Los Barriles (S29). Estudios paleontológicos de la Formación Almeja indican una edad del Plioceno temprano (Barnes, 1991). La relación con las unidades inferiores es generalmente erosiva, discordante o transicional. La Formación Trinidad contiene gran cantidad de fauna fósil de gasterópodos y pelecípodos (Centhea sp., Anadara grandicarca, Strombus, Melogena, Murex, Conus y Oliva), así como restos de plantas. En la misma formación, Martínez-Gutiérrez (1986) reportó la primera mandíbula de caballo (Merychippus) probablemente de edad Mioceno. En las inmediaciones de Santa Rosalía, aflora una serie de paquetes de roca bien definidos re-presentados por limolita y arenisca fosilífera, semicompacta de grano medio, con un horizonte conglomerático de espesor irregular hacia la base y en menor cantidad se observa la presencia de lutita intercalada; éstas han sido descritas con los nombres formacionales de Gloria (Tirabuzón), Infierno, Imperial (S27) y Hornillos (S24), consideradas como de edad Plioceno. Las relaciones estratigráficas entre ellas son complejas, pero infrayacen discordantemente a la Formación Santa Rosalía (Applegate, 1978; Wilson, 1949). 6


En el Plioceno-Pleistoceno y aun con afinidad marina, las formaciones San Diego, Los Barri-les, Trinidad y El Refugio (S20) se caracterizan por una arenisca gris blanquecina de cuarzo y feldespato, interestratificada con horizontes de caliza y lutita. Smith (1991), reconoció en la Formación Refugio una asociación faunística con afinidad caribeña, caracterizada por Clementia dariena, turritela abrupta fredeas, Florimetis tritinana, Cyathodonta gatonenis y Ratea ondulata. En la región de Santa Rosalía, existen afloramientos discontinuos e irregulares de una secuencia cuaternaria que Wilson (1949), definió como Formación Santa Rosalía (S14), inte-grada por arenisca, conglomerado polimíctico e intercalaciones de coquinas con espesores variables. La presencia de pómez indica algún período de actividad volcánica proveniente, probablemente, del volcán Las Tres Vírgenes. Se encuentra cubriendo a formaciones más an-tiguas por medio de una superficie erosiva e infrayace al Grupo Tres Vírgenes del Pleistoceno Superior. Finalmente, una sedimentación continental pleistocénica de conglomerado, arenisca y limonita es descrita como Formación El Chorro (S11) (Martínez-Gutiérrez y Sethi, 1997).Hacia el estado de Veracruz, en el Paleoceno-Eoceno, se depositaron las unidades Velas-co, Chapopote y Tantoyuca, Pico Clay, Laredo, Yegua, Jackson (S69, S57, S60, S61, S54, S53) respectivamente. Así como también el material siliciclástico de la Formación Chiconte-pec (S63), los sedimentos de ambiente mixto de las formaciones Guayabal y Aragón (S59); asimismo, extensos depósitos de arenisca, limolita, conglomerado y lutita edificaron las formaciones Conglomerado Uzpanapa, Lutita Nanchital y Soyaló (S65, S67 y S71 respecti-vamente). Por otra parte, en la Sierra de Chiapas, continúa la sedimentación carbonatada de plataforma, gradando de los arrecifes cretácicos a las facies lagunares de las formaciones Lacandón y Tenejapa, (S70). En el norte del país, la Cuenca de Burgos marca el inicio de la sedimentación cenozoica con las unidades Wilcox y Midway, Carrizo y Bigford (S68 y S51), para continuar con el de-pósito de las formaciones Frío, Norma y Vicksburg (S43). En el Mioceno, se registra una su-cesión de eventos regresivos y transgresivos reflejados por los horizontes de arenisca, lutita y conglomerado que constituyen las formaciones Catahuola, Oackville y Lagarto (S41 y S34).En el Eoceno-Oligoceno, depósitos de conglomerado y arenisca (S55) conglomerado (S48), limolita, arenisca y caliza (S46), arenisca y conglomerado (S42), se distribuyen en grabens y valles sinclinales dentro de la Sierra Madre Oriental y Occidental.Sucesiones de arenisca, conglomerado polimíctico y limolita de la Formación Tuxpan (S35) y arena sílica de las formaciones Concepción y Filisola (S30), marcan el periodo Mioceno-Plioceno; mientras que en el Oligoceno sucesiones de lutita, limolita, arenisca y conglome-rado son típicos de las formaciones Palma Real, Mesón, Horcones y Alazán (S45), Escolin y Coatzintla (S39). En el área de la Sierra de Chiapas, el Mioceno se distinguió por el depósito de las sucesio-nes arcillo-calcáreas de las formaciones Tulijá y Macuspana (S38), así como por los delgados horizontes conglomeráticos de la Formación Ixtapa (S36). Por otra parte, en las regiones del borde de la Plataforma de Yucatán continúan desarrollándose las barras arrecifales y lagunas carbonatadas de caliza y dolomía de las formaciones Estero Franco y Bacalar (S37).Cubriendo una amplia región peninsular entre los Estados de Quintana Roo, Yucatán y el extremo norte de Campeche, durante el Mioceno y Pleistoceno, una gruesa sección de se-dimentos arrecifales consolidó la coquina y caliza de la Formación Carrillo Puerto (S32). Mientras que en el estado de Tabasco se depositaron arenisca y lutita de las formaciones Tres Puentes, Belem, Zarzagal, Encajonado, Amate y Encarnación (S19). Hacia el fin del Neógeno los depósitos continentales (S23) tienen un importante desa-rrollo, ejemplo de ello son los depósitos distribuidos principalmente en las inmediaciones de la Sierra Madre Oriental y de la Mesa Central, representados por las formaciones Con-glomerado Sabinas y Reynosa, así como por los lechos lacustres ricos en travertino como la Formación Mayrán que aflora en Coahuila. Rocas similares se encuentran en los estados de Nuevo León, Tamaulipas y Jalapa Veracruz, mientras que depósitos calcáreo- evaporíticos se observan en los estados de San Luis Potosí, Guanajuato y Querétaro. La sedimentación deltáica en pleno apogeo, irrumpió sobre la región ítsmica septentrional quedando registradas potentes secuencias de conglomerado polimíctico, arenisca y limolita de las formaciones Jaltepec, Paraje Sólo, Cedral, Ahuehuexquite y Tierra Colorada (S21).En el intervalo del Paleoceno-Oligoceno, facies arrecifales progradaron hacia el noreste para dar pie a la construcción de la plataforma cenozoica de la Península de Yucatán, barras arre-cifales que fueron denominadas Formación Icaiché (S72). Asimismo, en el Eoceno el proceso de la inundación del antepaís, deposita los horizontes calcáreo-arenosos de las formaciones Lomut y El Bosque (S58). Posteriormente, en el apogeo eocénico el ambientes lagunar fue definitivo al depositarse las secuencias siliciclásticas de las formaciones Mompuyil, Simojovel y Yalhó (S47). Mientras tanto, en el sector sudoccidental de la península, los arrecifes y las la-7


gunas continúan desarrollándose ampliamente representados por las calizas de la Formación Chichen-Itza (S50). Para el norte de la Península de Yucatán, se desarrolla una importante barra arrecifal de caliza y coquina (S44). En la Península de Yucatán, fue posible reconocer una unidad sedimentaria de horizonte bioclástico, coquina y caliza de la unidad Seybaplaya (S15), distribuido a lo largo de una angosta franja litoral entre las ciudades de Campeche y del Puerto Ciudad del Carmen, las cuales conformaron una delgada barrera arrecifal pleistocénica. Del mismo modo otros de-pósitos de coquina, arenisca, caliza y conglomerado- arena (S9 y S13), conforman la región peninsular. Los depósitos holocénicos de ambiente litoral de la costa del Golfo de México en los esta-dos de Tamaulipas, Veracruz, Tabasco, Campeche, Yucatán y Quintana Roo, aún en proceso de sedimentación conforman depósitos de limos, arcillas y arenas palustres, arenas de dunas costeras y playas, y sedimentos carbonatados de plataforma reciente (S4) aflorantes en el atolón del Banco Chinchorro en el Mar Caribe Mexicano. En el límite de los estados de Guerrero y Oaxaca, en el área de Cuajinicuilapa-Punta Mal-donado, se tiene un amplio afloramiento de arenas y areniscas vulcanogénicas bien consoli-dadas que contienen metales atrapados en una paleocolonia con abundantes especies fósiles de gusanos, tubiformes y conchas gigantes asociadas a foraminíferos, en un ambiente de chimeneas hidrotermales. Campa et al. (2000) interpretan con base en estos fósiles que estas rocas podrían corresponder a un bloque fósil de fondo oceánico acrecionando actualmente a los gneisses y granitos del terreno Xolapa. Estos depósitos sedimentarios fueron denominados como Formación Punta Maldonado (S17) y gracias a su contenido fosilífero se ha podido asignar una edad de Mioceno (?) al Plioceno-Pleistoceno (Cardoso-Vásquez, 2000). En parte del Pleistoceno y durante el Holoceno, los procesos de denudación y deposición, reflejan la vigencia e intensidad con la que se encuentran funcionando los sistemas sedi-mentarios activos distribuidos en el territorio nacional. De esta manera es posible observar depósitos conglomeráticos aluviales (S7) asociados con sedimentos de arenas, limos y gravas (S2), sedimentos evaporíticos (S6), depósitos eólicos (S1), coluviones (S3) y limos, arcillas y arenas de ambientes lacustres (S5).

Rocas Volcanosedimentarias

PaleozoicoEl reporte más antiguo de rocas volcanosedimentarias en México, se tiene en la región de Delicias, al occidente de Coahuila. Se trata de una sucesión del Pensilvánico al Pérmico de arenisca, caliza y ciertos derrames de lava andesítica conocida como Formación Delicias (Vs21) (McKee et al., 1988; Wardlaw, 1979). Su contacto inferior es desconocido, mientras que el superior es discordante con las rocas mesozoicas del alto estructural de Coahuila.

MesozoicoEl registro más antiguo de este periodo se restringe al Jurásico Inferior-Medio, en donde se re-porta una sucesión de rocas volcánicas, volcaniclásticas y sedimentarias, formadas por riolita, dacita, andesita y basalto, con intercalaciones de conglomerado, limolita, arenisca y arenisca volcaniclástica, que constituyen las formaciones Riolita Pinitos y Nazas (Vs20) que afloran al norte y centro de México, respectivamente. La orientación de estos afloramientos es hacia el noroccidente, pasando los estados de Sonora, Durango, Zacatecas y San Luis Potosí. Estas rocas cubren de manera discordante a diferentes unidades del basamento. Por otro lado, la edad de la Riolita Pinito y Formación Nazas ha sido establecida como del Jurásico Inferior-Medio, obtenida principalmente por fechamientos isotópicos y/o relaciones estratigráficas. Muy probablemente, otro ejemplo de la sedimentación en una cuenca asociada al desarrollo de sistema volcánico en el Océano Pacífico durante el Jurásico Inferior-Superior, pueda ser representado por las rocas de la Formación San Juan de la Rosa (Vs19), emplazadas en la región central del estado de Querétaro, en donde es posible apreciar litologías de arenisca, filita y tobas riolíticas, que ocasionalmente se observan metamorfizadas en bajo grado, en facies de esquisto verde (Carrillo-Martínez, 1989). Al sur del estado de Puebla, en la región de Zapotitlán, afloran arenisca y limolita roja con intercalaciones de tobas y niveles epiclásticos de la Formación Tecomazuchil (Vs18) (Pérez et al., 1965), posiblemente asociados a los sedimentos de la Formación Tecocoyunca, de edad Jurásico Medio. Por otra parte, al sur de la ciudad de Oaxaca, en la región de Taviche y hasta el Istmo de Tehuantepec, una sucesión volcanosedimentaria ha sido definida como Arco Chontal (Vs17) (Carfantan, 1983), la cual se caracteriza por presentar zonas importantes de deformación, evidente foliación y niveles de cizalla. La edad establecida es del Jurásico Superior al Cretá-cico Inferior. 8


Al sureste de México, en el límite de Veracruz con Oaxaca, en la Sierra de Zongolica, se observan potentes paquetes de una intercalación de arenisca, andesita, toba andesítica y niveles calcáreos, de las formaciones Chivillas, Xonamanca y Tepexilotla (Vs16). La edad de Jurásico Superior (Tithoniano) al Cretácico Inferior ha sido determinada con base en su contenido paleontológico (Mena, 1960; Pano, 1973; Sales, 1977). Por otra parte, al sur del Pacífico mexicano, las rocas volcanosedimentarias han sido asociadas a la evolución de los arcos insulares interoceánicos mesozoicos del Pacífico (Cam-pa y Coney, 1983). Desde el estado de Jalisco hasta Oaxaca, se tiene la exposición más conspicua de rocas con estas características, que consisten de una intercalación de niveles potentes de andesita, basalto, toba, arenisca epiclástica, conglomerado, niveles calcáreos y lentes arrecifales, que se han definido como Arco de Zihuatanejo del Cretácico Inferior (Vs15) (Vidal, 1983) y que se extiende hasta la región de Huetamo y Arcelia. De igual manera, rocas de estas características y de la misma edad, se distribuyen en una franja orientada al noroeste, a lo largo del occidente de Baja California, definidas como Gru-po Alisitos y Volcánicos Santiago Peak. Contienen una gran variedad litológica entre las que destacan intercalaciones de lava andesítica, flujos volcánicos, aglomerado, caliza, arenisca epiclástica, lava almohadillada y limolita (Larsen, 1948, Schroeder, 1967, Herzig, 1991, Meeth, 1993 en Wetmore et al., 2003). Las relaciones estratigráficas de estas sucesiones no han sido claramente definidas, sin embargo, por el grado de deformación que presentan, los pliegues y cabalgaduras sugieren una relación tectónica. Por otro lado, estudios geoquí-micos indican que las rocas de Santiago Peak, fueron derivadas de un manto oceánico empobrecido y que representa un arco volcánico de margen continental (Todd et al., 1988; Herzig, 1991 en Wetmore et al., 2003). Por otra parte, estudios paleontológicos e isotópicos permiten establecer una edad de Aptiano-Albiano (Allison, 1955, 1974, Silver et al., 1963, Carrasco et al., 1995, Jonhson et al., 2003 en Wetmore et al., 2003). Para el Cretácico Superior de Sonora, se observan rocas atribuidas al Grupo Cabullona (Vs13), que incluye las formaciones Corral de Enmedio, Arenisca Camas y Lutita Packard. La litología de este grupo consiste de lodolita, limolita, arenisca, caliza, lutita negra y tobas rio-líticas, que conservan relaciones transicionales entre niveles. La edad Campaniano-Maastri-chtiano, ha sido determinada por la presencia de gasterópodos, pelecípodos, peces, huesos de tortugas, dinosaurios y ostrácodos (González-León, 1994). En los estados del noroccidente de México, se tiene una potente sucesión de andesita, toba andesítica, arenisca, arenisca volcánica, pedernal, caliza estromatolítica y riolita intercalada (Beraldi-Campesi et al., 2004), definida como la parte volcanosedimentaria de la Formación Tarahumara (Vs12), cuya edad se ha establecido en el Cretácico Superior-Paleoceno.

CenozoicoEn la región alrededor de la Caldera de Tomochic, Chihuahua y alrededor de los límites estatales entre Sinaloa, Sonora y Chihuahua, se observan pequeños afloramientos de una sucesión volcanosedimentaria compuesta de conglomerado, andesita, riolita y toba riolítica de edad Oligoceno (Vs11), la cual se depositó durante los inicios de la Provincia Volcánica de la Sierra Madre Occidental. Hacia el Oligoceno-Mioceno, la actividad magmática tuvo gran impacto en la Península de Baja California, caracterizada por sucesiones de rocas volcanosedimentarias que incluyen a las formaciones El Salto, San Gregorio y El Cien (Vs9), constituidas por intercalaciones de arenisca, conglomerado y lutita con toba riolítica, así como niveles de fosforita y coquina. Una toba asociada de la Formación El Salto, fue fechada isotópicamente por el método K/Ar, obteniéndose una edad estimada de 28.1 + 0.9 Ma (McFall, 1968). En los estados de Sonora, Chihuahua y Sinaloa durante el Mioceno se generaron depó-sitos de andesita y toba riolítica intercalada con conglomerado, arenisca y limolita (Vs5), que cubren a las rocas volcánicas e intrusivas del Cretácico y Paleoceno y que se asocian a las depresiones generadas por el sistema de fosas y pilares. Por otro lado, en el estado de Baja California Sur, se depositaron los niveles sedimentarios de las formaciones San Isidro, Comondú, El Boleo (Wilson y Veytia, 1949), Tortugas y San Ig-nacio (Vs4), que se intercalan con brecha volcánica, toba y derrames de lava de composición andesítica. Continuando estratigráficamente, en la parte superior del Mioceno, una sucesión de basalto y arenisca se ha identificado como Formación Rosarito Beach (Vs6). Las relaciones estratigráficas entre las unidades anteriores se han definido principalmente como discordan-tes y transicionales. Las edades isotópicas realizadas por el método K/Ar indican una edad estimada entre 7.5 a 10 Ma que corresponde al Mioceno tardío (Angelier et al., 1981). En el período Neógeno, se establecieron sobre el centro de México diversas cuencas lacus-tres, dentro de las cuales los depósitos de sedimentos arenosos se mezclan con flujos volcáni-cos, formando alternancias con pumicita y toba riolítica (Vs1), sucesiones que afloran en los valles del bajío guanajuatense. Los depósitos lacustres que bordean la caldera de Améalco 9


al noroccidente de la ciudad de Toluca, atestiguan dicha sedimentación vulcanoclástica. Por otro lado, en Sonora, se depositó una sucesión compuesta por conglomerado, arenisca, limolita y basalto intercalado (Vs2); esta unidad rellena una pequeña depresión que forma parte de sistema de fosas y pilares. En el sureste la sedimentación siliciclástica compuesta de depósitos de arenisca, conglo-merado polimíctico y laminaciones de toba riolítica del Oligoceno y Mioceno (Vs8) constitu-yen las formaciones Conglomerado Nanchital, La Laja, Depósito y Encanto. En el Cenozoico, hacia la zona central de Guerrero y hasta la región de la Mixteca, se tienen afloramientos de una potente sucesión de arenisca epiclástica verde con intercalaciones de toba andesítica y riolítica, andesita con horizontes y vetilleos de yeso, conocida como For-mación Oapan (Vs3) (Nájera-Garza, 1965). Sus relaciones estratigráficas permiten ubicar a esta unidad en un rango de edad del Mioceno-Plioceno.

Rocas Ígneas Extrusivas

MesozoicoEn el noroccidente de México las rocas extrusivas del Jurásico se registran en la Península de Vizcaíno y en la Isla Cedros, Baja California. Afloran como una sucesión compuesta por rocas volcánicas y volcaniclásticas, correspondientes al Complejo San Andrés-Cedros, que incluye a las formaciones Gran Cañón y Choyal (E74). Estas unidades están compuestas por flujos de andesita, brechas y lavas almohadilladas máficas, intercaladas con areniscas volcaniclás-ticas, conglomerado y brecha, flujos basálticos, andesíticos y dacíticos con influencia marina (Kimbrough y Moore, 2003). Un fechamiento isotópico de 164 Ma utilizando el método U/Pb en zircones, la ubica en el Jurásico Medio (Kimbrough y Moore, 2003). Las rocas volcánicas de la Sierra de San Andrés tienen afinidades de toleitas y boninitas de arco de islas (Moore, 1983 en Kimbrough y Moore, 2003), mientras que las rocas volcánicas de la Isla Cedros tienen afinidades subalcalinas, toleíticas, boniníticas y calco-alcalinas (Kimbrough y Moore, 2003). Al occidente de la ciudad de Guanajuato, el vulcanismo más antiguo del sector central de México, está caracterizado por derrames de basalto almohadillado (E73), de edad Jurásico Tardío, que pudieran representar, junto con otras rocas ígneas aledañas, un complejo ofiolí-tico de corteza oceánica obducida. Por otra parte, en los estados de Sonora, Chihuahua, Sinaloa, Durango y en parte de Baja California, en el intervalo del Cretácico Superior hasta la parte media del Mioceno, se obser-va un potente paquete de rocas volcánicas, volcanosedimentarias e hipabísales, de composi-ción bimodal, constituido principalmente por riolita (E71) y toba riolítica (E68) del Cretácico Superior y Paleoceno.

CenozoicoLas rocas mencionadas en el último párrafo, se intercalan con andesita (E65) e ignimbrita (E66) del Paleoceno-Eoceno. Estas unidades, junto con el vulcanismo del Paleoceno en el sector occidental de Zacatecas, que se manifiesta como emanaciones de lavas y productos piroclásticos de composición andesítica (E67), se consideran como parte del basamento volcánico de la gran pila de flujos, coladas y sedimentos volcánicos que edificaron la Sierra Madre Occidental. Estos flujos, continúan hasta el Oligoceno y la parte media del Mioce-no, con una potente sucesión de tobas riolíticas, riolitas, ignimbritas y en menor proporción brechas riolíticas y niveles riodacítos (E48, E49, E54, E51, E57, E39, E33), ha reportado edades de 12 Ma. La actividad magmática extrusiva de composición básica, para la misma región noroc-cidental, inicia en el Eoceno y finaliza en el Mioceno, y está representada por una variedad litológica aflorante de basalto, andesita, brecha andesítica, latita, traquita, dacita y traquian-desita (E67, E63, E43, E44, E46, E47, E58), que se observa en sectores de los estados de Chihuahua, Sonora, Durango y en menor proporción Sinaloa. Estos depósitos volcánicos son parte de la Provincia Volcánica de la Sierra Madre Occidental, que representan por su afini-dad geoquímica calcoalcalina (Cochemé y Demant, 1991), un ambiente de arco volcánico continental (Aranda-Gómez et al., 1997).Durante el Mioceno, Plioceno y Pleistoceno, en los estados de Durango, Sonora, Sinaloa y Chihuahua, predomina la composición básica y en menor proporción la ácida, con paque-tes de rocas de basalto, andesita y toba riolítica (E29, E16, E11). Asimismo, se distribuyen otros depósitos de rocas de la misma composición (E28, E32, E14, E4), cuya génesis está relacionada con los eventos distensivos norte-sur que dieron origen a la provincia de fosas y pilares, del norte de México. Por su parte, las rocas extrusivas del nororiente de México están representadas por algunos eventos eocénicos muy discretos, que encuentran su expresión al noroccidente y al nororiente 10


de la ciudad de San Luis Potosí, donde existen afloramientos de andesita, basalto e ignimbrita que constituyen la unidad conocida como Andesita Casita Blanca (E62) (Labarthé-Hernández et al., 1982). Esta unidad representa los eventos volcánicos más antiguos en esta entidad, mientras que al occidente, en el sur de Aguascalientes, durante el Eoceno, se manifiestan ciertas lavas y tobas félsicas (E64), descansando discordantemente sobre metavolcanosedi-mentos mesozoicos. En el Oligoceno inicia un vulcanismo intermedio y félsico, débilmente alcalino, que se hace patente, inequívocamente, en el sector central y oriental del país. Un ejemplo de tal actividad volcánica, lo representan los emplazamientos de lava andesítica denominados Andesita Santa Catarina, Andesita El Mosco y Dacita Atotonilco (E42), ubicados al oriente de la capital potosina (Labarthé-Hernández et al., 1999), así como los afloramientos félsicos de las unidades Riolita San Miguelito (E50), Riolita El Zapote e Ignimbrita Panalillo (E51), de la región limítrofe entre los estados de San Luis Potosí, Guanajuato y Zacatecas (Labarthé-Hernández et al., 1982). En la porción oriental del país, el vulcanismo intermedio de andesita, dacita y riolita (E36), denominado Grupo Pachuca, sucedió simultáneamente con importantes procesos hidroter-males, que representaron los primeros pulsos de la notable mineralización argentífera de los distritos mineros de Pachuca, Real del Monte y Zimapán en el estado de Hidalgo (Geyne et al., 1963). Durante el Oligoceno, en el occidente de la república, se da la formación de una de las provincias geológicas ignimbríticas más grandes del mundo, conocida como Sierra Madre Occidental. Inicia con un enorme volumen y gran diversidad de productos piroclásticos de composición calci-alcalina félsica, que acumuló un espesor de más de 1000 metros.En la región central de México, dichos eventos quedaron reflejados como agrupamientos de ignimbritas y riolitas (E38), riolita y riodacita (E54), ignimbrita y toba riolítica (E49), riolita y dacita (E32). Algunos ejemplos de estos eventos se pueden observar en los domos riolíticos de Pinos, Los Herrera, Cerro Silva y Cerro Gato, así como los derrames lávicos de la Caldera de Milpa Grande en el sector centro meridional del estado de San Luis Potosí.Un segundo episodio de intenso vulcanismo silícico de flujos piroclásticos, domos y flujos lávicos riolíticos, ocurre principalmente al sur de la Sierra Madre Occidental durante el inicio del Mioceno (Ferrari et al., 2005), mientras que en la región central del país (Zacatecas, Aguascalientes, Guanajuato y Querétaro), este vulcanismo está representado por ignimbrita, toba riolítica y riolita (E40, E33 , E39, E20). La región que mejor ejemplifica estos eventos eruptivos se extiende ampliamente al poniente de la ciudad de Aguascalientes y al oriente de Tepic, Nayarit, donde posiblemente un nutrido número de calderas pudieran representar las fuentes del material piroclástico de este evento. Una vez concluidos los eventos piroclasticos félsicos principales, un nuevo volcanismo máfico- intermedio irrumpe tanto en las regiones de la Sierra Madre occidental (Ferrari et al., 2005), como en el área de la Mesa Central de los estados de Zacatecas, Aguascalientes y San Luis Potosí. Este evento está representado por la presencia de paquetes de andesita, toba andesítica y riolítica y basalto (E37, E29, E28), que puede alcanzar su mejor expresión en el Campo Volcánico Los Encinos, ubicado al noreste de la ciudad de Zacatecas.En esta misma región durante el Plioceno- Holoceno, nuevos pulsos volcánicos se manifies-tan conformando discretos campos monogenéticos de composición basáltica, basanítica y nefelínica, ricos en xenolítos (E11), asociados a las estructuras y fallas que forman las fosas y pilares del centro de México. Algunas de estas manifestaciones son conocidas como campos volcánicos de Ventura, Espíritu Santo y de Santo Domingo, que se encuentran dispersos en la porción central de San Luís Potosí y en la región limítrofe con Zacatecas. Por otro lado, en la región oriental del estado de San Luis Potosí y meridional del de Tamaulipas, se cartografió una serie de notables coladas de basalto alcalino sin xenolitos, salvo el volcán Las Flores, que contiene xenocristales de peridotita. Asimismo, el vulcanismo máfico de los campos volcánicos de La Esperanza (al sur de Nue-va Rosita), Ocampo (al oeste-suroeste de Nueva Rosita) y Las Coloradas (al noroccidente de Saltillo), se manifiesta en la región central y oriental del estado de Coahuila (Aranda-Gómez et al., 2003). Mientras que, más al sur, discretos derrames de basalto fueron emplazados en las inmediaciones de la Sierra de Guanajuato, ejemplificados por los afloramientos del área de Duarte, sobre la traza de la Falla El Bajío, la cual señala el extremo meridional de la provincia fisiográfica de La Mesa Central (Nieto-Samaniego et al,. 2005).Por otra parte, en la región de la Planicie Costera del Golfo de México, desde el Río Soto La Marina, Tamaulipas, hasta la región de los Tuxtlas, Veracruz, se distribuye una importante franja de emplazamientos ígneos de notoria composición alcalina, cuyos primeros pulsos magmáticos ocurrieron en tiempos oligocénicos, emplazando también, diversos cuerpos plu-tónicos; sin embargo, la mayor manifestación de este vulcanismo es a partir del Mioceno. De esta manera, numerosos emplazamientos extrusivos de lavas basálticas y traquíticas (E31) se 11


observan en los campos volcánicos de la Sierra de Martínez y Aldama de la zona litoral de Tamaulipas (Camacho, 1987), en Tlanchinol, Hidalgo y en el estado de Veracruz en las loca-lidades de Tantima–El Álamo, Chiconquiaco-Palma Sola y el Volcán San Martín Pajapán. Posteriormente, durante el Plioceno-Pleistoceno, un vulcanismo máfico alcalino, de basalto y traquita (E13 y E5), fue extrabasado a lo largo de la franja ya mencionada desde el Campo Volcánico de LLera de Canales y de Aldama en Tampico, Tamaulipas (Aranda-Gómez et al., 2003). Estas manifestaciones se extienden sobre Zacualtipán, Huatla y Metlaltoyuca, Veracruz, al noreste de Tulancingo, Hidalgo, así como en las inmediaciones de la ciudad de Jalapa (Ferrari et al., 2005) y en el Campo Volcánico Los Tuxtlas, al noroccidente de la ciudad de Minatitlán, Veracruz. Numerosos flujos piroclásticos félsicos, intercalados entre diversos derrames lávicos basál-ticos, y un nutrido número de estructuras dómicas de composición riolítica de carácter peral-calino, conformaron un considerable volumen de rocas estrechamente relacionadas por su composición con los emplazamientos ígneos de la franja alcalina antes mencionada, cuyos afloramientos de toba riolítica, toba dacítica y basalto constituyen una unidad bimodal (E8), distribuida ampliamente en el sector oriental del Valle del Mezquital, en las inmediaciones de Tulancingo, Hidalgo. Un complejo sistema de emplazamientos volcánicos ocurre durante el Neógeno en la región central del estado de Chiapas. Damon y Montesinos (1985) lo denominan Arco Volcánico Chiapaneco, en el cual incluyen los volcanes Huitepec, Santa Fe, Tzontehuitz, Zi-nacantan, Navenchauc, y el estratovolcán activo El Chichón, constituidos principalmente por diversos derrames piroclásticos riolíticos y dacíticos miocénicos (E34), lahar y toba andesítica (E9), ubicados en el sector oriental de la Presa Angostura y al oriente de la ciudad de Tuxtla Gutiérrez. Por otra parte, el volcán El Chichón, que en 1982 tuvo un evento eruptivo que depositó un considerable volumen de productos piroclásticos (Macías, 2005), cubrió una considerable superficie con derrames de lahar y brecha andesítica (E2) que se distribuyeron principalmente al suroccidente de la ciudad de Villahermosa. En la región fronteriza con Guatemala, y al norte de la localidad de Tapachula, Chiapas se encuentra el Volcán Tacaná, que representa un importante estratovolcán plio-pleistocénico que ha manifestado su actividad en fechas históricas, y cuya litología está constituida predo-minante por sedimentos de lahar, toba andesítica y brecha andesítica (E10) (Macias, 2005).Dentro de las unidades de rocas volcánicas extrusivas, es pertinente mencionar a la Faja Volcánica Transmexicana, considerada como un arco volcánico continental constituido por casi 8000 estructuras volcánicas de gran diversidad, entre los que destacan conos cineríticos, volcanes escudo, domos, estratovolcanes, lahares, calderas y algunos cuerpos intrusivos. Esta provincia volcánica se extiende desde las costas del Pacífico en Jalisco y Nayarit, hasta el Golfo de México en el estado de Veracruz. Abarca aproximadamente 1000 km de longitud con dirección este-oeste y una amplitud máxima de 230 km. Para la descripción de esta importante provincia se han tomado en consideración el traba-jo de cartográfia geológica del Servicio Geológico Mexicano, el análisis de numerosas publi-caciones especializadas, así como más de un millar de fechamientos isotópicos compilados. De esta manera el magmatismo se agrupó de forma muy sintética en al menos trece grupos litológicos, tomando en consideración su ocurrencia genética, edad, composición química y distribución cartográfica, principalmente. Todavía en debate, la sucesión inferior volcánica se ha considerado, primeramente, como de composición bimodal de niveles de riolita y dacita (E27), del Mioceno medio, en donde se reportan edades de 19 y 10 Ma (Gómez-Tuena et al., 2005). Aflora, principalmente, en el centro y oriente de la provincia e incluye los complejos volcánicos de Mil Cumbres y Sierra de Angangueo en Michoacán. Continúa un desarrollo de estratovolcánes y conos de lava con edad de 13 a 10 Ma, entre los que se encuentran el Zamorano en Querétaro, Cerro Grande en Puebla, la Sierra de Guadalupe y otros centros volcánicos al noroeste de la Ciudad de México, así como el Campo Volcánico de Apan. Litológicamente incluye derrames y depósitos de caída andesíti-cos y riolíticos, basalto y andesita (E 26). El vulcanismo del Mioceno tardío es de carácter máfico y se distribuye desde Nayarit hasta Veracruz. En este nivel las edades se vuelven progresivamente más jóvenes de oeste a este (Ferrari, 2004). Este vulcanismo representa el episodio de 11 y 8 Ma en los Altos de Jalisco y en Cotija, Michoacán (Moore et al., 1994; Rossotti et al., 2002); y entre 9 y 7 Ma en Que-rétaro y en el área de Pathé, Hidalgo (Pasquaré et al., 1991; Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001); asimismo, existen afloramientos en los campos de Palo Huérfano y La Joya (Gómez-Tuena et al., 2005). Por lo general, este intervalo, está constituido por andesita y basalto con algunos depósitos de caída riolíticos asociados (E 25). Hacia el final del Mioceno tardío y durante el Plioceno temprano (7.5 a 5 Ma), el mag-matismo se hace más diferenciado hasta un vulcanismo félsico, que conforma complejos 12


de domos dacíticos y riolíticos, así como ignimbrita y coladas riolíticas emitidas por posibles calderas (E27). Existen otros afloramientos al noreste de la Laguna de Chapala en Jalisco y al norte de la presa de Solís; asimismo, la Caldera de Amazcala se caracteriza por haber gene-rado importantes volúmenes de pómez de caída, ignimbrita, domos y flujos de lava de riolita potásica, con rangos de edad de 7.3-6.6 Ma (Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001). Las primeras manifestaciones posteriores al vulcanismo félsico del Mioceno tardío, desa-rrollan mesetas de basalto y andesita (E19), con registro de edades que varían entre 11 y 8.9 Ma, en la costa de Nayarit y al noroeste de Tepic (Ferrari, 2004; Righter et al., 1995; Ferrari et al., 2000). Los niveles superiores indican un desarrollo durante el Plioceno temprano hasta los 3 Ma (Moore et al., 1994; Ferrari et al., 2000; Frey et al., 2004), y se emplazan en la parte más septentrional de la provincia volcánica. También se localizan manifestaciones en los graben que limitan el Bloque Jalisco (Righter y Rosas-Figueroa, 1992; Ferrari y Rosas-Elguera, 2000; Righter et al., 2001; Ferrari et al., 2003) así como en una franja de campos volcánicos desde el oriente de la Laguna de Chapala hasta el occidente de la ciudad de Querétaro. Las manifestaciones de vulcanismo mio-pliocénico máfico continúan en latitudes más surorientales con coladas de basalto (E18), pero en este caso alcalinos de tipo intraplaca emplazados a partir de los 5.5 Ma (Gilbert et al., 1985; Moore et al., 1994). A partir del Plioceno tardío, el frente volcánico está dominado por campos volcánicos alcalinos potá-sicos, asociados al Bloque Jalisco (Righter y Carmichael, 1992). Otras manifestaciones de vulcanismo de hace aproximadamente 6 Ma se tienen alrededor de la Laguna de Chapala, y están asociadas a depósitos de lahares (E17), en donde se han obtenido edades de 11 a 5 Ma y se han cartografiado como las formaciones Cuernavaca y Tepoztlán. En la parte occidental de la provincia, dominan los complejos de domos exógenos y al-gunos flujos piroclásticos de riolita peraluminosa (E20), con edades comprendidas entre 7.5 y 3 Ma (Gilbert et al., 1985; Rossotti et al., 2002; Ferrari et al., 2003; Frey et al., 2004); por otra parte, la unidad mio-pliocénica que marca el limite occidental, es una sucesión basáltica que se extiende al occidente de Tepic. Es pertinente mencionar que parte de esta actividad se extiende hasta el suroccidente de León, Guanajuato. En la porción central de la provincia y en el intervalo del Mioceno superior-Plioceno temprano, dominan las grandes calderas que producen significativos volúmenes de tobas pumicíticas e ignimbritas (E15). Las edades comprenden un rango de 5 a 1.8 Ma. Como ejemplos notables de estas estructuras volcánicas están las calderas de Amealco, Huichapan, Zitácuaro, Apaseo y Los Agustinos (Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001; Aguirre-Díaz et al., 1997; Verma, 2001; Capra et al., 1997). Como parte del mismo proceso, se incluyen lavas máficas de 6 a 3.4 Ma, distribuidas en Zacapu, Laguna de Cuitzeo, Presa Solís y Presa Tepuxtepec (Ferrari et al., 1991; Pasquaré et al., 1991). Hacia el Plioceno, la migración del vulcanismo cambia de condiciones ácidas y bimodales a un arco volcánico de composición andesítico-basáltica con algunas variaciones a dacita (E12), que comienza a desarrollarse en el límite inferior del Plioceno, con edades general-mente menores a 3 Ma. En las inmediaciones del campo volcánico de Los Azufres y en la Caldera de Zitácuaro (Ferrari et al., 1991; Capra et al., 1997), el vulcanismo se vuelve menos continuo y ligera-mente más evolucionado, desarrollando domos riolíticos y en menor proporción dacíticos, tobas riolíticas e importantes depósitos de pumicita (E7), con edades generalmente menores a 1.8 Ma, como es el caso de la región de Maravatío- Zitácuaro- Valle de Bravo. Con el vulcanismo del Pleistoceno-Holoceno se emplazan diferentes centros poligenéticos y potentes lahares y depósitos volcánicos (E3), asociados a los estratovolcanes de Colima, Popocatepetl, Nevado de Toluca y Pico de Orizaba, así como los que limitan al oriente de la presa de Los Olivos y norte de Apatzingan, en Michoacán. Como culminación en esta sucesión, en el Holoceno se tiene una extensa unidad de andesita basáltica y basalto (E1), con edades menores de 40,000 años (Hasenaka y Car-michael, 1987 en Gómez-Tuena et al., 2005), que se distribuyen al centro de la provincia, formando La Meseta Tarasca y las evidencias más recientes como son los volcanes Jorullo y Paricutín, así como el Popocatepetl y el de Colima. Continuando hacia la Sierra Madre del Sur, se tiene un vulcanismo correlacionable con la Sierre Madre Occidental, cuya distribución se extiende desde Michoacán y Guerrero hasta Oaxaca. Litológicamente a la base se observan grandes paquetes andesíticos del Eoceno-Oligoceno, de lavas, tobas y brechas, que gradúan a la cima a dacíta, riodacíta y niveles riolíticos (E61, E59, E48, E44, E54). Las localidades más conocidas son la depresión del Balsas, en Turicato y Tzitzio Michocán, y Llano de Lobos en Oaxaca. El vulcanismo continua con una secuencia de edad Mioceno-Oligoceno, de tobas riolítica, principalmente, con variaciones a andesita, dacita y en ocasiones basalto (E41, E41, E39, E37 y E30, E29, E33, E32, E23, E28). Algunas localidades donde se presenta esta unidad son 13


Tafetán, Michoacán, Tilzapotla, Guerrero y Lalloaga, Oaxaca. Por otra parte, Morán-Zenteno et al. (2000), sugieren una clara tendencia subalcalina para esta sucesión volcánica. En el límite del estado de México y Guerrero, se manifiesta una secuencia andesítica de edad Mioceno-Plioceno conocida como Formación Buenavista (E22), en aparente concor-dancia con los epiclastos de la Formación Oapan y discordantemente sobre la Formación Tilzapotla.

Rocas ígneas intrusivas

ProterozoicoRocas intrusivas del Paleo y Mesoproterozoico, afloran en el estado de Sonora, forman-do pequeños afloramientos de rocas de composición granítica, granodiorítica y en menor proporción diorítica (I41). Los afloramientos de dichas rocas corresponden con los granitos Cananea, Santa Margarita, Aibó y la Granodiorita El Jacalón. Las edades de estos intrusivos varían entre los 1440 + 15 Ma a 1140 + 20 Ma (Anderson y Silver, 1977; Damon et al., 1962).

PaleozoicoVarios afloramientos graníticos, alineados al noroccidente, se distribuyen de sur a norte en la República Mexicana y representan vestigios de un arco continental de finales del Paleozoico (Torres et al., 1999). Se pueden observar en Chiapas, Oaxaca, Veracruz, Coahuila, Chihu-ahua y norte de Sonora, y son conocidos con nombres diversos y de relación estratigráfica generalmente discordante. Estos cuerpos presentan variaciones litológicas de granito, grano-diorita y diorita (I40) y su edad permo-triásica ha sido establecida con base en numerosos fechamientos por métodos diversos.

MesozoicoEn el estado de Baja California Sur afloran rocas intrusivas máficas del Triásico-Jurásico (I38), distribuidas en la Península de Vizcaíno y en las islas Magdalena y Santa Margarita (Kimbrough y Moore, 2003), denominadas Ofiolita Península de Vizcaíno. Su edad por fe-chamientos isotópicos U/Pb en zircones de plagiogranito en la ofiolita es de 215.5 a 217.2 Ma (Kimbrough y Moore, 2003). Un melange de matriz serpentinítica separa a esta unidad de un arco volcánico de edad pre-Jurásico Superior (Moore, 1983, 1985). Por otro lado, sus relaciones son complejas, sobre todo con el arco volcánico Jurásico-Cretácico (Kimbrough y Moore, 2003). Otras rocas intrusivas del Triásico Superior (I39) afloran al suroeste y oeste de Sonoyta, Sonora. Son de composición granítica, intrusionan a las rocas del Complejo Bámori y cabal-gan sobre rocas volcánicas del Jurásico; sus edades isotópicas han sido establecidas por el método U/Pb en 225 Ma. En la Isla Cedros, en Baja California Sur, aflora un secuencia compuesta de peridotitas y rocas ultramáficas, así como una unidad volcánica de lavas almohadilladas y flujos masivos (I36), que constituyen una secuencia ofiolítica denominada Ofiolita Isla Cedros (Kimbrough y Moore, 2003), unidad que está en contacto tectónico con la Formación Choyal. La edad de esta sucesión ha sido determinada con zircones por el método U/Pb en 173 + 2 Ma, que corresponde al Jurásico Medio (Kimbrough y Moore, 2003). En el Jurásico Superior-Cretácico Inferior, para la región de Baja California, Baja Cali-fornia Sur y Sinaloa, existió magmatismo máfico (I33) y félsico (I30); el primero de ellos, de edad Jurásico Tardío, se distribuye como pequeños afloramientos de gabro en la Península de Vizcaíno y al sur de La Paz, Baja California Sur (Kimbrough y Moore, 2003).Una serie de apófisis de granito, dioríta (I34) del Jurásico Medio-Cretácico Inferior, es conoci-da con el nombre de Macizo de Teziutlán en el estado de Puebla. Las edades de 163 ± 13 y 134 ± 11 Ma han sido calculadas por el método Rb-Sr en biotitas (López, 1984 en Manjarrez y Hernández, 1989). Por otro lado, en el estado de Guanajuato aflora una serie de granito, diorita y tonalita (I30), de la localidad de Cerro Pelón, fechadas como del Jurásico Superior-Cretácico Inferior y que ha sido relacionada a la evolución de los arcos insulares mesozoicos, por lo que se le ha asignado dicha edad. En la Península de Baja California las rocas félsicas de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior, están compuestas principalmente por granodiorita y granito (I30), que afloran en la Isla Cedros (Kimbrough y Moore, 2003), donde intrusionan a rocas volcánicas y volcaniclás-ticas de la Formación Choyal (Kilmer, 1979) y a la Ofiolita Península de Vizcaíno y rocas vol-cánicas y volcaniclásticas jurásicas (Kimbrough y Moore, 2003). La edad de estos intrusivos ha sido establecida por fechamientos isotópicos U/Pb en zircones de tonalita y granodiorita, en 163 a 167 Ma y la geoquímica de elementos traza y tierras raras indica un ambiente de arco volcánico para estas rocas (Kimbrough y Moore, 2003).14


Por otra parte y durante el Jurásico en la región comprendida entre Chihuahua, Sonora y Durango, se originó magmatismo máfico y félsico, manifestado en pequeños afloramien-tos de composición variable. Al sur de Hidalgo del Parral, Chihuahua existen afloramientos muy pequeños de monzonita del Jurásico Inferior (I37). En Sonora afloran granitos de edad Jurásico Tardío (I35), que forman un cinturón noroeste-sureste, que intrusionan a los rocas precámbricas y paleozoicas. En Durango afloran diorita, granito y granodiorita, cuyas lectu-ras isotópicas reflejan un rango de 148 a 154 Ma, que corresponde al Jurásico Tardío (I32), cubiertas de manera discordante por la Formación Ahuichila y rocas volcánicas del Supergru-po Volcánico Superior (Prian et al., 1999). Para el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano, en el sur de Baja California afloran rocas ultramáficas, gabro, diorita, lavas almohadilladas, hornblenditas, piroxenitas y serpentinitas (I31), que se encuentran como colgantes dentro de las rocas plutónicas del Cretácico, en aparente discordancia con las rocas volcanosedimentarias de la Formación Alisitos; sin em-bargo, se consideran como parte de la evolución de esta última. De la misma manera el magmatismo plutónico mesozoico-cenozoico del sur de México, está registrado de acuerdo a una gran cantidad de datos petrográficos y fechamientos isotó-picos. El periodo probablemente más antiguo es del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano (I30), y muestra una composición variable de granito, granodiorita a diorita. Algunas loca-lidades de estos plutones son Tumbiscatio, la Presa del Bosque en Zitácuaro, Michoacán, Tizapa, Estado de México y en Placeres del Oro, Guerrero. Rocas ultrabásicas del Cretácico Temprano, están representadas por las unidades San Juan de Otates, en Guanajuato y el Complejo Las Ollas (I29) (Vidal-Serratos, 1983), en la costa pacífica del estado de Guerrero. Estas unidades están compuestas, por lo regular de dunita, gabros, horblendita, serpeninita, werhlita, clinopiroxenita de olivino y diorita de hor-nblenda. En algunas localidades aflorantes en Guanajuato se reportan edades de 122.5 ± 5.6 Ma, por el método K/Ar en anfibol (Ortiz-Hernández et al., 1992). Entre Zacatecas y Aguascalientes se observa una serie de apófisis de porfido riolítico y diorita (I28), cuyas características petrográficas y relaciones estratigráficas permiten ubicarlo como parte de un magmatismo ocurrido en el Cretácico Temprano. Por otro lado, una franja alineada norte-sur, de cuerpos de sienita (I25), del Cretácico Tardío, se observa en los estados de Coahuila, Nuevo León y Zacatecas, cuya edad estimada es de 75 ± 6 Ma, determinada por el método K/Ar (Mujica-Mondragón y Albarran, 1983). En Baja California aflora un cinturón de intrusivos del Cretácico Temprano-Tardío, con dirección norte-sur, desde la frontera con Estados Unidos hasta la latitud 28°N, que corres-ponde al batolito Peninsular (I27); asimismo, en el margen oeste de Sonora y Sinaloa existen pequeños afloramientos de esta unidad, así como en Los Cabos, Baja California Sur. Con base en fechamientos isotópicos Ar/Ar y U/Pb se estableció un intervalo de 90 a 140 Ma, para la edad de emplazamiento del Batolito (Ortega-Rivera, 2003). La composición de este batolito varía de gabro hasta granito; sin embargo, predomina tonalita, trondhjemita, grano-diorita y tonalita de horblenda y de biotita (Gastil, 1975; Todd et al., 1988; Walawender et al., 1990); la parte máfica se interpreta como de afinidad de arco de islas primitivo, mientras que las rocas félsicas son metaluminosas y bajas en potasio (Kimbrough et al., 2001). Durante el Cretácico Temprano, en las regiones noroeste y sureste de Baja Cali-fornia, norte de Sinaloa, en los Cabos y al norte de Baja California Sur, se generó un cinturón de intrusivos ultramáficos y dioríticos (I29). Se correlacionan con los intrusivos de Sinaloa al norte de Mazatlán, en donde afloran gabro, plagiogranito, pi-roxenita, anortosita y otras rocas ultramáficas (Henry y Fredrikson, 1987; Arredondo-Guerrero, 2003; Henry et al., 2003). Las edades K-Ar en hornblenda varían de 133 a 138 Ma (Henry et al., 2003). Por otro lado, en el límite estatal entre Baja California y Baja California Sur afloran pequeños cuerpos intrusivos de composición granítica, de edad Cretácico Tardío (I23). Un intenso magmatismo al occidente de México, genera plutones de granito, gra-nodiorita, porfidos y diorita, que reflejan la evolución de un arco magmático durante el Cretácico Tardío-Cenozoico, cuyas evidencias geocronológicas, petrográficas y geométricas, indican que migra al sur, haciéndose relativamente más joven en esa dirección. Pulsaciones de este evento se han registrado desde los estados de Sonora, Chihuahua y Baja California Sur, para continuar como evidencias sólidas en los esta-dos de Sinaloa y Jalisco, conservando la edad del Cretácico Tardío al Paleógeno (I22, I24). Asimismo, los datos geocronológicos en los límites de los estados de Jalisco y Michoacán, y algunas evidencias en Guanajuato (Granito Comanja), indican que el magmatismo tiende a ser más joven, al menos en un rango Paleoceno-Eoceno (I19). Continuando hacia los estados de Guerrero, Oaxaca y Chiapas, paulatinamente se registran las edades Oligoceno y Mioceno (I8), mientras que en los límites de Chiapas con Guatemala se vislumbran edades pliocénicas (I3).15


CenozoicoDurante el Paleoceno-Mioceno, se desarrolló en Chihuahua, Durango, Sonora y Sinaloa, una actividad magmática intrusiva, compuesta de pórfido monzonítico, cuarzomonzonítico, riolí-tico, monzonita, cuarzomonzonita, granodiorita, diorita y granito (I21, I18, I16, I7, I11, I3). Por otra parte, en el Oligoceno-Plioceno, para los estados de Durango, Sinaloa, Chihuahua, Baja California y Baja California Sur, afloran unidades compuestas principalmente por rocas porfídicas de dacíta, latíta, andesita, riodacíta, traquíta y riolíta (I12, I5, I4, I2). En Baja California Sur, también durante el Mioceno, se observa una escasa y compleja manifestación de porfido riolítico, sienita y cuarzomonzonita (I4), así como una sucesión de granito, diorita y porfido riodacítico (I2), este último sólo presente en la Isla Santa Margarita. En los estados de Hidalgo y Querétaro, se emplazó un importante tren de cuerpos plu-tónicos eocénicos de granodiorita, diorita, y pórfido riolítico (I18). Mientras que en San Luis Potosí y Zacatecas se emplazan cuerpos de cuarzo-monzoníta y granodioríta (I17), de edad Eoceno-Oligoceno (Mujica-Mondragón y Albarran, 1983).Un magmatismo oligocénico fuertemente alcalino irrumpe en la región litoral del Golfo de México al oriente de la Sierra Madre Oriental, al sureste de la ciudad de Linares, Nuevo León, donde un extenso volumen de magmas dioríticos, sieníticos, monzoníticos y granodio-ríticos (I15) conformaron la Sierra de San Carlos, cuyos afloramientos fueron fechados por el método 40Ar-39Ar en 30.45 ± 0.06 Ma en diorita, y en 28.78 ± 0.08 Ma en monzonita (Iriondo et al., 2003). Este evento se correlaciona con el apófisis gabroico (I13), de la Sierra del Carmen, en el estado de Coahuila, Sobre la porción meridional del estado de Coahuila y en el extremo noreste del estado de Zacatecas, dentro de los distritos mineros de Melchor Ocampo y Concepción del Oro se cartografiaron numerosos troncos de granito, monzonita y pórfido riolíticos oligocenos (I12). Otra importante franja de magmas félsicos alcalinos sieníticos del Oligoceno (I10), fue em-plazada en las inmediaciones de la Sierra del Carmen, a los que Shinsaku y Yasuaki (1979) determinó en un pórfido de cuarzo-sienita por K/Ar una edad de 27 ± 2 Ma. Igualmente, un cuerpo plutónico granítico-granodiorítico (I16), del Eoceno-Oligoceno, deno-minado Intrusivo Palo Verde, aflora al sureste de la ciudad de San Luis Potosí, probablemente asociado a las zonas de Mineral del Realito y El Refugio (Grasel, 1979; Labarthé-Hernández et al., 1984 y 1989). En la región central de México, el magmatismo máfico del Oligoceno-Mioceno emplaza un tronco gabróico sobre el hombro occidental del Graben de Villa de Reyes en el estado de Guanajuato; esta roca es denominada Gabro de Arperos (I9) (Tristán-González, 1986).Entre Durango y Zacatecas, numerosos y pequeños troncos de pórfido riolítico y andesítico, así como cuarzomonzonítico del Oligoceno (I7) ocurren al sur y sureste de la ciudad de To-rreón, Coahuila (Nieto-Samaniego et al., 2005). De igual manera, ciertas rocas intrusivas félsicas de sienita y cuarzomonzonita del Mioceno (I4), irrumpen sobre el flanco occidental de la Sierra Madre Oriental en el estado de San Luis Potosí (Guel-Díaz de León et al., 1999).Por otra parte, al norte de la ciudad de Jalapa, Veracruz, afloran dispersos pequeños troncos de granito y diorita de edad Mioceno (I3) (Negendank et al., 1985), que posiblemente repre-senten el magmatismo alcalino que caracteriza el Campo Volcánico de Chiconquiaco-Palma Sola, recientemente estudiado por Ferrari et al. (2005). En las inmediaciones de la Laguna de Cuitzeo, al noreste de la ciudad de Morelia, Mi-choacán, aflora un pequeño cuerpo intrusivo granítico correlacionado con granito y diorita y pórfidos riodacíticos mio-pliocénicos (I2) que Pasquaré et al., (1991) fecharon en 5.32±0.2 Ma, al norte de la Presa Solis, Michoacán. Manifestaciones similares se observan en al norte de la ciudad de Tuxtla Gutiérrez, Chiapas, donde Damon y Montesinos (1985) fecharon al-gunos plutones con edades entre 2.17 y 2.79 Ma. En el sureste de México, se tienen manifestaciones dispersas de rocas intrusivas con variaciones en composición, textura y edad. Por ejemplo en el Eoceno-Oligoceno se tienen manifestaciones de granito, diorita, monzonita y algunos porfidos de riolíta y andesita (I16, I12, I11); mientras que para el Mioceno, predominan gabro y tonalita (I5, I6).

Rocas Metamórficas

ProterozoicoLas rocas metamorficas más antiguas de México se encuentran en el estado de Sonora y se conocen con el nombre de Complejo Bámori, que esta constituido de esquisto de moscovita-biotita, esquisto de hornblenda-anfibolita y cuarcita (M32). Su edad ha sido establecida en 1755 + 20 Ma por Anderson y Silver (1981). Por otra parte, existen dos unidades metamórficas de las que no se ha precisado su edad; sin embargo, sus relaciones estratigráficas han permitido considerarlas dentro del Protero-zoico (M31). Una de ellas es el Esquisto Pinal (Ransome, 1904), cuya edad es incierta, 16


empero, se ha definido que es intrusionada por rocas de 1650 + 25 Ma. La otra unidad se encuentra en el estado de Chihuahua, en la Sierra del Cuervo, y consiste de metagranito, metadiorita, anfibolita, gneiss anfibolítico, cuarcita y metacaliza en facies metamórficas de anfibolita-granulita, intrusionada por diques de anfibolita y pegmatita, que tienen edades de 1025 + 21 Ma y 948 + 14 Ma, respectivamente (Blount, 1982). En el sureste de México se ha estudiado un complejo metamorfico pre-batolítico definido como Unidad Sepultura (M33), del Proterozoico (Weber et al., 2001). Esta unidad consiste de ortogneiss, augengneiss, migmatita, mármol cipolino, anfibolita y meta-pelítas parcial-mente con granate y cordierita; aflora de manera aislada y dispersa al sur del estado de Chiapas. Su edad está dada con base en análisis isotópicos de Pb/alfa que indican edades que van del Precámbrico al Paleozoico (Pantoja-Alor et al., 1974). Sin embargo, la edad de un zircón hace suponer que existen núcleos de éstos aún más antiguos que 664 Ma (Weber at al., 2001). Esta unidad es intrusionada por las rocas del Macizo de Chiapas, y aparece como colgantes dentro de este último (Jiménez-Hernández et al., 2005; Martínez-Amador, 2005). Es importante destacar que los afloramientos de unidades de afinidad Grenvilliana en México, se distribuyen de Tamaulipas a Oaxaca, marcando una orientación norte-sur. Es-tas rocas están representadas por el Gneiss Huiznopala, Gneiss Novillo y los complejos Oaxaqueño y Guichicovi. El Gneiss Huiznopala se distribuye al norte del Estado de Hidalgo en el núcleo del Anti-clinorio de Huayacocotla; esta compuesto por ortogneiss granulítico y gabroico, paragneiss calcáreo pelítico y psamítico con edades isotópicas de 1210 ± 140 Ma determinadas por el método U/Pb en zircón (Fries y Rincón-Orta, 1965); en 900 ma por el método Sm/Nd en granates (Patchett et al., 1987) y 1080, 1060 Ma, por el método U/Pb en zircones de un paragneiss (Ortega-Gutiérrez et al., 1995). Esta unidad infrayace discordantemente a las demás sucesiones litológicas. El Gneiss Novillo consta de ortogneiss y paragneiss en facies de granulita, anfibolita y mármol (Carrillo-Bravo, 1961) intrusionados por diques básicos semideformados (Orte-ga-Gutiérrez, 1978). Su edad esta dada con base en el método Rb/Sr en 1140 ± 80 Ma (Garrison et al., 1980), y por U/Pb en 1018 ± 3 Ma (Silver et al., 1994). Esta unidad aflora en el núcleo del anticlinorio Huizachal-Peregrina, ubicado al oeste de Cuidad Victoria en el estado de Tamaulipas (Trainor y Nance, 2002). En el sur de México, el Complejo Oaxaqueño (M30) representa la localidad con ma-yor exposición de rocas grenvillianas en el país. Su geometría es alargada y continua en 200 Km, con orientación al noreste, en donde es cubierto discordantemente por rocas mesozoicas. Sus límites oriental y occidental son aparentemente tectónicos, con los de los complejos Sierra de Juárez y Acatlán, respectivamente; su límite sur se manifiesta por medio de una zona de cizalla con el Complejo Xolapa. Diversos autores y gran cantidad de datos geocronológicos han corroborado la edad de 1300-700 Ma (Ordóñez, 1904; Fries et al., 1962; Fries y Rincón-Orta, 1965; Fries et al. 1966, 1967). Los últimos datos geocronoló-gicos disponibles son edades de enfriamiento de Sm/Nd sobre granates, que arrojan datos de 940 y 960 Ma (Patchett y Ruiz, 1987). Sus características petrográficas son sumamente diversas, definiendo entre otras a or-togneiss, gabro-anortosítico, migmatitas, metasedimentos intrusionados por charnoquitas, sienitas y escasas diabasas y anfibolitas y otras rocas ígneas como gabro-dioríta, gabro, ferrodiorita, nelsonitas, y charnoquita de granate y un complejo anortosítico. De la misma manera, se han definido diversos grados de deformación y metamorfismo, dentro de los que se puede mencionar migmatización, granulitización, zonas de milonita y metamorfis-mo retrogrado (Solari, 2001). El Complejo Guichicovi (M34) se encuentra al oriente del Estado de Oaxaca. Datos iso-tópicos de U-Pb sobre zircones, en charnoquitas y ortogneiss, reportan edades de 991±4 Ma y 1,231 ± 43 Ma, y de 975 ± 36 Ma para el metamorfismo en facies de granulita. Murillo-Muñetón y Anderson (1994) obtuvieron una edad isotópica de 986 ± 4 Ma, por medio de U-Pb sobre zircones en dos gneisses granulíticos de hornblenda y piroxeno, res-pectivamente. Los datos sugieren que este bloque tiene características grenvillianas. Por otra parte este complejo se encuentra afectado por un plutón Permo-Triásico, con relacio-nes aparentemente tectónicas con las unidades mesozoicas. El Complejo Acatlán, se distribuye entre los estados de Guerrero, Puebla y Oaxaca y ha sido objeto de numerosos estudios, que lo describen como un conjunto de rocas metase-dimentarias polideformadas, esquistos, granitoides, migmatitas y eclogitas. Dentro de estas unidades la más extensa es la de los metasedimentos de la Formación Cosoltepec (M27). De igual manera y en relación tectónica se tiene a los Granitoides Esperanza, los Esquistos Chazumba, el cuerpo intrusivo de La Noria con la zona migmatitica en Magdalena y las rocas metavolcánicas de Xayacatlán (M26, M25, M24). 17


Este complejo fue considerado como del Paleozoico inferior (Ortega-Gutiérrez, 1978); sin embargo, Yáñez et al. (1991) y Campa et al. (2003), obtuvieron edades grenvillianas en los granitoides Esperanza, similares a los del Complejo Oaxaqueño. Por otra parte, las metalavas de la Formación Xayacatlán, no son más antiguas que el Carbonífero (Campa et al., 2006), que significaría ser la unidad más joven del complejo. Asimismo, Ramírez-Espi-nosa (2001), realiza un estudio muy completo, obteniendo resultados importantes como la cartografía del complejo, las rocas volcánicas asociadas a los metasedimentos, y describe nuevas áreas de eclogitas, varios tipos de granitoides y caracteriza geoquímicamente a las rocas magmáticas. De esta manera, propone para el Complejo Acatlán una nueva interpre-tación tectónica. Otro importante complejo metamórfico en el sur de México es el Complejo Xolapa (M29), estudiado inicialmente por De Cserna (1965). Esta unidad aflora a lo largo de la zona cos-tera del sur, desde Zihuatanejo Guerrero, hasta Puerto Ángel, Oaxaca, en una franja de 80 km de ancho por 600 km de largo. Motivo aún de discusión, se han propuesto para este complejo, dos grandes conjuntos de rocas. Uno formado por paragneiss, esquistos pelíticos, esquistos de biotita, cuarcitas y már-moles. La edad isotópica por U-Pb en zircones incluidos en los metasedimentos arrojan una edad de 1000 a 1300 Ma (Hermann, 1994) y entre 980 y 1270 Ma, con el método U-Pb y edades modelo de Sm-Nd (Robinson et al., 1989, Morán-Zenteno, 1992). El segundo conjunto es el más ampliamente distribuido, y consiste, principalmente, de ortogneiss, anfibolita y migmatita en facies de anfibolita (Alaniz, y Ortega-Gutiérrez, 1997). Se observa anatexis y migmatización a gran escala, fenómenos que ocurrieron entre 66 y 46 Ma. Participan en la misma sucesión algunos cuerpos graníticos que sugieren que la actividad magmática del Paleógeno se extiende hasta el Oligoceno (Hermann, 1994).

PaleozoicoEn los estados de Baja California, Sinaloa, Sonora y Chihuahua, afloran lutita, arenisca, esquisto y caliza, y al norte del primero se observa esquisto, mármol y cuarcita. De acuerdo a su contenido fósil se considera esta unidad como del Cámbrico temprano al Carbonífero (Ortega-Rivera, 1997 y Krummenacher et al., 1975), representadas por el Grupo Playa San Felipe, Alóctono San Marcos y Grupo Arroyo Grande (M23). Las relaciones estratigráficas de esta unidad son inciertas, sin embargo, es intrusionada por granitoides del Cretácico Temprano al Paleoceno. Rocas de la Formación Santa Rosa y el Grupo Chacus, de edad Paleozoico (M20) afloran al sureste del estado de Chiapas. La primera está compuesta de esquisto y filita intercaladas con horizontes de cuarcita y conglomerado; la edad de esta unidad es Mississipico tardío, determinada a partir de crinoides y pelecípodos (Hernández-García, 1973 en Weber et al., 2006). La parte basal de esta unidad no aflora, y su parte superior es discordante (Weber et al., 2006). La Formación Santa Rosa Superior, consta de lutita y limolita ligeramente calcárea y rara limolita arenosa, arenisca, que en conjunto no contienen macro-fósiles identificables; sin embargo, su edad está dada con base en similitudes litológicas y relaciones estratigráficas que la hacen correlacionable con la Formación Tactic de Guatemala (Hernández-García, 1973, en Weber et al., 2006). Además, en el área de Chicomuseno, es sobreyacida discor-dantemente por lutita silícea y caliza de la Formación Grupera, que contiene fusulínidos de edad Pérmico Temprano (López-Ramos, 1979 en Weber et al., 2006). En la estructura de Huizachal-Peregrina, en las inmediaciones de Ciudad Victoria, Ta-maulipas, se han definido rocas metamórficas, como los Esquistos Granjero del Paleozoico (M22). Está constituido litológicamente por mica-esquistos de bajo grado, interestratificados con roca verde, meta-pedernal y escasas rocas carbonatadas; incluye grandes cuerpos de serpentina con relictos de textura y estructura que indican que originalmente eran complejos ultramáficos interestratificados. La edad de esta unidad está dada con base en una isócrona de siete puntos por Rb/Sr, de 330 Ma (Ortega-Gutiérrez et al., 1993, en Stewart et al., 1999). Su relación es tectónica con el Gneiss Novillo (Dowe et al., 2001). Por sus características similares se correlaciona con los Esquistos Aramberri y los esquistos de la Sierra del CarmenEn Santa María del Oro, Durango, existe una sucesión de rocas metamórficas y metasedi-mentarias, cuyos datos hasta el momento, son controversiales y contradictorios. Esta unidad litológicamente está compuesta de esquisto de moscovita, gneiss, metalutita, metarenisca, metabasalto y metacaliza (M19), con briozoarios fenestélidos y crinoides contenidos en apa-rentes bloques de caliza (Berumen-Esparza y Pavón-Leal, 1982). Los reportes sugieren edades del Ordivíco-Pérmico y del Pensilvánico medio, sin precisar si es la edad de la sucesión ó de los olistolitos inmersos en los sedimentos. Bajo esta controversia, se optó por ubicar a esta unidad en un contexto tectónico y considerarla en un rango de edad del Devónico al Pérmico, con las dudas y reservas pertinentes. De la misma manera, al norte de la ciudad de Durango existen afloramientos de rocas volcanosedimentarias metamorfizadas de muy bajo grado 18


(M18). La edad del metamorfismo se considera del Pérmico, por lo que la edad de depósito debe ser anterior a este periodo.En el noreste del estado de Puebla, aflora El Esquisto Chililis (M22) (Manjarrez y Hernández, 1989), constituido por una sucesión volcanosedimentaria con metamorfismo regional de fa-cies de esquistos verdes. Su litología consiste de filita, cuarcita, meta-lava y, principalmente, esquisto, cuya edad de metamorfismo por Ar/Ar se reporta como de 280 Ma o Pérmico tem-prano (Iriondo et al., 2003), considerado tentativamente como el ultimo evento térmico. En la porción sureste de Oaxaca, un grupo de esquistos, cuarcita, gabro, andesita y gra-nito, conforma un bloque en forma de cuña, entre los complejos Acatlán, Oaxaca y Xolapa. Los datos de edades K-Ar de 289±5 Ma y 219±6 Ma, así como su afinidad geoquímica, sugieren que el bloque Juchatengo (M16) representa fragmentos de piso oceánico y arcos insulares pérmico-triásicos, emplazados tectónicamente en la convergencia de los complejos mencionados. (Grajales-Nishimura et al., 1999). Al centro de México, en el norte del estado de Zacatecas (Sierra de Teyra), aflora una suce-sión sedimentaria metamorfoseada a facies de esquistos verdes, denominada informalmente como Formación Taray (M17) (Cordoba, 1964). Los protolitos consisten principalmente de arcosa, lutita carbonosa a pizarrosa (López-Infanzón, 1986), que soportan bloques alóctonos de pedernal, basalto (lavas almohadilladas) y serpentinita. La edad de estos depósitos pro-bablemente es Paleozoico Tardío-Triásico, determinada con base en la asociación de restos fósiles en calizas bioclásticas y a un fechamiento (edad más joven) de zircón de 260.2 ± 3 Ma (Díaz-Salgado, 2004). Esta unidad infrayace discordantemente a los depósitos volcano-génicos del Jurásico Inferior de la Formación Nazas (Bartolini et al., 2001).

MesozoicoLas rocas metamórficas de edad Mesozoico en la región noroeste de país, están representa-das por el Complejo Sonobari (M14), las rocas del Melange Puerto Nuevo, el Melange Isla Cedros y el Melange Sierra de Placer (M13) y las rocas del Complejo Bedford Canyon (M12). El Complejo Sonobari está compuesto de filita, esquisto de clorita y de biotita (De Cserna et al., 1962), así como gneiss anfibolítico, metatonalita y metadiorita, se encuentra intrusionado por granodiorita (Escamilla-Torres, et al., 2000). Anderson y Schmidt (1983) determinaron una edad U/Pb de 220 Ma, para la edad del protolito del Complejo Sonobari, que lo ubica en el Triásico Tardío. A lo largo del margen oriental de Baja California se encuentran afloramientos de la Formación Rancho Vallecitos (M12), compuesta mayormente de lutita, arenisca y en menor cantidad de lentes de caliza marmolizada y conglomerado (Castro-Escarrega et al., 2001). Esta formación es correlacionada con las unidades Bedford Canyon, French Valley y el Es-quisto Julián; su edad no ha sido determinada con precisión, sin embargo, por los datos de zircones detríticos, el escaso contenido fósil, algunos fechamientos isotópicos y relaciones estratigráficas, se le puede considerar como del Triásico Tardío-Jurásico. En el Mesozoico inferior afloran aisladamente las formaciones Zacatecas y La Ballena (M15) en los estados de Zacatecas y San Luís Potosí. Estas unidades están conformadas por una sucesión de depósitos siliciclásticos (Bartolini et al., 2001; Barbosa-Gudiño et al., 2004). En el caso de la Formación Zacatecas su litología es predominantemente de arenisca y li-molita así como lavas andesíticas almohadilladas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997), mientras que para la Formación La Ballena estas lavas almohadilladas están ausentes. Por otro lado, presenta relaciones estratigráficas complejas, generalmente de carácter tectónico. La información hasta el momento permite considerar a estas unidades como del Tríásico Medio-Tardío (Silva-Romo et al., 2000). Es pertinente mencionar que en el presente trabajo se correlacionan con los Esquistos Arteaga, al sur del estado de Michoacán, considerando ciertas similitudes entre las tres unidades. Los Esquistos Artega consisten de esquisto, filita, radiolarita, lavas, cuarcita y metasedimen-tos (Gutiérrez 1975; Grajales-Nishimura y López-Infanzón, 1983). La edad de esta secuencia metamorfoseada a facies de esquistos verdes, se ha determinado por reportes isotópicos de metamorfismo y por el análisis de radiolarios, lo que permite ubicarla como del Triásico, en el piso Ladiniano-Cárnico (Campa et al., 1982). De la misma manera, su relación con las secuencias vulcanosedimentarias del Cretácico Inferior del arco de Zihuatanejo es tectónica, por medio de la cabalgadura de Los Pozos. Durante el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano en Sonora, a lo largo del estado de Sinaloa y al occidente de Durango, se depositó una sucesión volcanosedimentaria, la cual aflora actualmente con una dirección al noroeste. Esta unidad se compone de brechas, tobas andesíticas con intercalación de caliza, pequeños paquetes de conglomerado polimíctico y toba riolítica, además de brecha de andesi-ta, dacita, lavas almohadilladas y pequeños afloramientos de caliza arrecifal (M7) (Salinas-Prieto et al., 2004; Arriaga-Meléndez et al., 2005). Es posible que este paquete de rocas corresponda a alguna secuencia volcanosedimentaria metamorfoseada del Terreno Guerrero.19


En el centro del país existen rocas del Jurásico Superior-Cretácico Inferior muy deforma-das, principalmente unidades plutónicas y volcanosedimentarias. La primera de ellas, cono-cida como Intrusivo Caopas (M8), se localiza en la parte norte del estado de Zacatecas (Pico de Teyra) y está constituida por un intrusivo hipabisal de 158 +4 Ma (Jones et al., 1995), afectado por fuerte deformación dúctil (López-Infanzón, 1986; Jones et al., 1995). Las unidades volcanosedimetarias aparecen en la parte sureste y oeste de los estados de Zacatecas y San Luis Potosí, respectivamente; las cuales están compuestas por depósitos vol-canosedimentarios, interestratificados con caliza del Cretácico Temprano (De Cserna, 1976 en Centeno-García, 1994) y depósitos volcanosedimentarios (M7) de probable edad Jurá-sico Tardío-Cretácico Temprano. Esta unidad se extiende hacia el límite entre los estados de Jalisco y Guanajuato y se ha denominado como Formación Arperos-Esperanza, constituida por un flysch de grauwaca, cuarcita, caliza, pedernal, lutita negra, lava basáltica y andesita masiva almohadillada, que presenta metamorfismo de bajo grado (Ortiz-Hernández, 1992). Su rango de edad, se ha estimado de Jurásico Tardío-Cretácico Temprano (Dávila-Alcocer et al., 1987; Corona-Chávez, 1988) y está sobreyacida en discordancia angular por la Caliza La Perlita (Albiano-Aptiano), mientras que su base aparentemente no aflora. En la región entre los estados de México, Michoacán y Guerrero afloran rocas metamór-ficas de bajo grado constituidas por esquistos, pizarras y cuarcitas a las que se les conoce como Esquistos Tejupilco (De Cserna 1982) y los complejos Carácuaro y Placeres del Oro (M11) del Jurásico Temprano, con relaciones complejas con la secuencias volcanosedime-tarias de arco insular del Cretácico inferior. En relación a la edad, Salinas (1994) realiza un estudio microtectónico y concluye que de acuerdo a la diferencia del grado de deformación, estas rocas sugieren una edad pre-jurásico superior. Hacia el Jurásico Medio se describe la formación Chapolapa (De Cserna 1965) (Jm M10), que aflora en el límite sur de la plataforma Guerrero-Morelos, en la porción centro-austral del estado de Guerrero, en las zonas de Chapolapa e Inzcuinatoyac. Consiste de conglomerado, arenisca, lava andesitita y dacítica y tobas esquistosas. Estudios recientes han propuesto a la Formación Chapolapa como la evidencia del arco Jurásico, expuesto desde Sonora hasta Centroamérica, con una cuenca asociada propuesta como el grupo Tecoco-yunca (García-Díaz, 2004). En la porción norte de Oaxaca, a lo largo de la Sierra de Juárez, aflora un complejo me-tamórfico (M4), que no ha sido plenamente estudiado. Es conformado por una gran variedad litológica: esquistos, cuarcitas, andesitas, gabros, calizas, areniscas y algunos intrusivos gra-nodioríticos. Asimismo, se observan diversas facies de deformación, la más evidentes es una facies dúctil de carácter regional y otra cataclástica con desarrollo de franjas miloníticas. Las edades reportadas por diversos estudios y métodos han arrojado resultados controvertidos, desde el Paleozoico hasta el Paleógeno. En este sentido, nos inclinamos por darle el carácter geológico regional, de acuerdo a observaciones de campo, que sugieren una mayor afinidad a la evolución tectónica del Cretácico Temprano, en el sur de México. Y precisamente en el Cretácico Temprano, hacia la parte central del estado de Guerrero, en la región de Teloloapan, aflora una sucesión volcanosedimentaria metamorfoseada que ha sido estudiada, descrita y caracterizada como arco insular interoceánico (Campa et al, 1978, 1979, 1983). De la misma manera, Guerrero et al (1990, 1992), identifican y propo-nen la evolución del arco insular, desde el Neocomiano hasta sus coberturas del Cretácico Superior, documentando las formaciones: Villa de Ayala (M5), Acapetlahuaya (M3), Amate-pec (M2) y Pachivia-Miahuatepec. En la región de Puebla, en Chiautla de Tapia, Sabanero et al, (1995) reporta la continuidad de estas rocas y lo define como Arco Cascalote. En el extremo occidental de las unidades de Teloloapan, en la región de Arcelia-Palmar Chico, se han identificado unas rocas de cuenca intrarco (Talavera, 1993), denominadas Unidad Arcelia (M6), que consisten de una potente sucesión de andesitas en almohadilla y andesitas basálticas con niveles arcillosos y calcáreos. Presenta algunas zonas de deforma-ción y metamorfismo importante. Salinas (1994), a partir de un estudio estructural, así como de un análisis de radiolarios, define una edad Valanginiano-Hauteriviano para esta unidad.

Estructuras

La carta muestra las estructuras tectónicas más significativas. Puede observarse una serie de rasgos de dimensiones regionales que manifiesta deformación de diferente naturaleza. Des-taca, por ejemplo, el cinturón de pliegues y cabalgaduras del noreste del país que conforma la Sierra Madre Oriental. Por otra parte, las estructuras del dominio frágil mantienen una vergencia predominante al noreste. Este tipo de estructuras se observa, también, al sur de la Faja Volcánica Transmexicana, en el estado de Michoacán y hasta Chiapas. La orientación de estos accidentes tectónicos, es predominantemente norte – sur, con vergencia al oriente, desde Michoacán a Oaxaca. El 20


régimen de deformación en esta región está asociado a condiciones de carácter dúctil.En el estado de Chiapas se mantiene la vergencia de las estructuras, aunque es evidente el cambio en su orientación NW-SE. La edad de la deformación que genera estas estructuras varía del Jurásico superior al Neógeno, aunque en muchas regiones de los estados de Oaxaca y Chiapas es manifiesta la presencia de estructuras de desplazamiento lateral asociadas al sistema activo Polochic-Motahua. En contraste, en la Sierra Madre Occidental, las estructuras más importantes son fallas normales de orientación predominantemente N-S y NW-SE, que genera fosas y pilares. El régimen de deformación es frágil, producto de esfuerzos distensivos en el Neógeno. En Baja California se manifiestan estructuras de orientación NW-SE. Son superficies ca-balgantes asociadas a un régimen dúctil que han sido, en muchos casos, reactivadas por movimientos laterales producidas por la actividad de apertura del Golfo de California.

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Bibliografía

Aguilera, J.G., 1906, Excursion de Tehuacán à Zapotitlán et San Juan Raya, en X Congreso Geológico Internacional, Libreto-Guía, México: International Geological Congress, 7, 27 p.Aguirre-Díaz, G., López-Martínez, M., 2001, The Amazcala caldera, Querétaro, central Mexi-can Volcanic Belt, México. Geology and geochronology: Journal of Volcanology and Geo-thermal Research, 111, p. 203-218.Aguirre-Díaz, G., Aranda-Gómez, J., Carrasco-Núñez, G., Ferrari, L., 1997, Magmatism and tectonics in the central and northwestern Mexico, in A selection of the 1997 IAVCEI, General Assembly Excursions, México, D.F., México: Universidad Nacional Autónoma de México, Ins-tituto de Geología, Excursión 1, p. 1-39.Alaniz-Álvarez, S., Ortega-Gutiérrez, F., 1997, Geología y petrología del Complejo Xolapa, en la barranca de Xolapa, estado de Guerrero: Boletín de Mineralogía, 13(1), p. 3-32.Alencaster, G., 1961, Estratigrafía del Triásico Superior en la parte central del Estado de So-nora: Paleontología Mexicana parte 1, p. 1-18.Anderson, T.H., Schmidt, V.A., 1983, The evolution of Middle America and the Gulf of Mexi-co-Caribbean Sea region during Mesozoic time: Geological Society of America Bulletin, 94, p. 941-966.Anderson, T.H., Silver, L.T., 1977, Geochronometric and stratigraphic outlines of the Precam-brian rocks of Northwestern Mexico (resumen), in Geological Society of America, Abstracts with program, 880 p.Anderson, T.H., Silver, L.T., 1981, An overview of precambrian rocks in Sonora: Revista del Instituto de Geología, 5(2), p. 131-139.Angelier, J., Colleta, B., Chorowicz, J., Ortlieb, L., Ragin, C., 1981, Fault tectonics of the Baja California Peninsula and the opening of the Sea of Cortez, Mexico: Journal of structural geology, 3(4), 355-357.Applegate, S.P., 1978, Tiger shark: Philetic studies, Part 1: Revista del Instituto de Geología, 2(1), p. 55-64.Aranda-Gómez, J.J., Henry, C.D., Luhr, J.F., McDowell, F.W., 1997, Cenozoic volcanism and tectonics in NW Mexico- a transect across the Sierra Madre Occidental volcanic field and observations on extension-related magmatism in the southern Basin and Range and Gulf of California tectonic provinces (resumen), in Aguirre-Díaz, G.J., Aranda-Gómez, J.J., Carras-co-Núñez, G., Ferarri, L. (eds), Magmatism and tectonics of Central and Northwestern Mexi-co, a selection of the 1997 IAVCEI Assembly excursions. México, D.F, Instituto de Geología de la Universidad Nacional Autónoma de México, Excursión 11: p. 41-84.Aranda-Gómez, J.J., Luhr, J.F., Housh, T.B., Connor, C.B., Becker, T., Henry, C.D., 2003, Synextensional Plio-Pleistocene eruptive activity in the Camargo volcanic field, Chihuahua, México: Geological Society of America Bulletin, 115, p. 298-313.Araujo-Mendieta, J., Arenas, R., 1986, Estudio Tectónico-Sedimentario en el mar Mexicano Estados de Chihuahua y Durango: Boletín de la sociedad Geológica Mexicana, 42(2), p. 43-87.Armin, R.A., 1987, Sedimentology and tectonic significance of Wolfcampian (Lower Permian) conglomerates in the Pedregosa Basin; southeastern Arizona, southwestern New Mexico, and northern Mexico: Geological Society of America Bulletin, 99(1), p. 42-65.Arredondo-Guerrero, P., 2003, Geology of the Mazatlan Region Southern Sinaloa State, Mexico (resumen), in Geological Society of America (resumen), in Geological Society of Ame-rica, Cordilleran Section, Guide book for the filed trips of the 99th annual meeting: Puerto Vallarta, Jalisco, México, Abstracts with Programs, 35(4), 71 p.Arredondo-Guerrero, P., 2004, Caracterización tectónica de las unidades pre-cenozoicas de la región de Mazatlán, Sinaloa: Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, México D.F., Tesis de Maestría, 102 p.Arriaga-Meléndez, H., López-Escalona, J., López-Reyes, J.E., Terán-Ortega, L.A., Castro-Es-carrega, J.J., Díaz-Salgado, C., Espinoza-Beltrán, C.C., Vázquez-Mendoza, R., 2004, Carta Geológica-Minera Estado de Sonora. Series 1:500 000. Pachuca, Hidalgo, México, Servicio Geológico Mexicano: 1 Carta geológica.Arriaga-Meléndez, H., López-Escalona, J., López-Reyes, J.E., Terán-Ortega, L.A., Castro-Es-carrega, J.J., Díaz-Salgado, C., Espinoza-Beltrán, C.C., Vázquez-Mendoza, R., 2005, Carta Geológica del Estado de Sonora, escala 1:500 000:, Servicio Geológico Mexicano, Cartas Geológicas por Estado,series 1:500 000, Pachuca, Hidalgo, México, 1 mapa con texto.Barboza-Gudiño, J.R, Hoppe, M., Gómez-Anguiano, M., Martínez-Macías, P.R., 2004, Apor-taciones para la Interpretación Estratigráfica de la Porción Noroccidental de la Sierra de Catorce, San Luis Potosí, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 21(3), p. 299-319. Barnes, L.G., 1991, The fossil vertebrate fauna of the latest Miocene Almejas Formation 22


on isla Cedros, Baja California, Mexico (resumen): en Primera Reunión Internacional sobre Geología en la Península de Baja California, La Paz, Baja California Sur, México, Universidad Autónoma de Baja California Sur, Resúmenes, p. 10-11.Bartolini, C., Lang, H., Cantú-Chapa, A., Barboza-Gudiño, J.R., 2001, The Triassic Zacatecas Formation in Central Mexico: Paleotectonic, Paleogeographic and Paleobiogeographic impli-cations, in Bartolini, C., Buffler, R.T., Cantú-Chapa, A. (eds.), The western Gulf of Mexico Ba-sin: Tectonics, sedimentary basin, and petroleum system: American Association of Petroleum Geologists, Memoir 75, p. 295-315.Beraldi-Campesi, H.B., Cevallos-Ferríz, S.R.S., Chacón-Baca, E., 2004, Microfossil algae associated with Cretaceous stromatolites in the Tarahumara Formation, Sonora, Mexico: Cre-taceous Research, 25, p. 249-265.Berumen-Esparza, R., Pavón-Leal, R., 1982, Estudio geológico minero del área Santa María del Oro, Durango: México, D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Facul-tad de Ingeniería, tesis profesional?, 148 p.Blount, J.G., 1983, The geology of Rancho Los Filtros, Chihuahua, Mexico, in Clark, K.F., Goodel, P.C., (eds.), Geology and mineral resources of north-central Chihuahua: El Paso, Texas, El Paso Geological Society Guidebook, p. 157–164.Boucot, A.J., Bladgett, R.B., Steward, J.H., 1997, European Province Late Silurian brachipods from the Ciudad Victoria area, Tamaulipas, northeastern Mexico, in Klapper, G., Murphy, M.A., Talent, J.A., (eds.), Paleozoic sequence estratigraphy, biostratigraphy, and biogeogra-phy: Studies in honor of J. Granville (“Jess”) Johnson: Geological Society of America, Special Paper 321, 273- 293. Burckhardt, C., 1927, Cefalópodos del Jurásico Medio de Oaxaca y Guerrero: Boletín del Instituto Geológico de México, 47, 108 p.Camacho-Angulo, F., 1987 Estudios Geologicos regionales y semidetalle alrededor del sitio de Barra el Tordo, Tamaulipas: Boletín de la Sociedad Geologica Mexicana, 48(2), p. 57 -67.Carrillo-Martínez, M., 1981, Contribución al estudio geológico del Maziso Calcáreo El Doc-tor, Querétaro: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 5 (1), 25-29.Campa, M.F., 1978, Evolución Tectónica de la Tierra Caliente: Boletín de la Sociedad Geo-lógica Mexicana, 39(2), p. 52-64.Campa, M.F., Coney, P.J., 1983, Tectonostratigraphic terranes and mineral resources distribu-tions in México: Canadian Journal of Earth Sciences, 20, p. 1040-1051.Campa, M.F., Ramírez-Espinosa, J., 1979, La evolución geológica y la metalogénesis del noroccidente de Guerrero: Serie Técnico Científica, 1, 71 p.Campa, M.F., Ramírez, J., Bloome, C., 1982, La secuencia volcanico-sedimentaria metamor-fizada del Triásico (Ladiniano-Cárnico) de la región de Tumbiscatio, Michoacán: VI Conven-ción Nacional, Sociedad Geológica Mexicana, Abstracts, p. 48. Campa, M.F., García-Díaz J.L., Torres de León, R., 2006, Dataciones de lavas metamorfiza-das de la Formación Xayacatlán y su significado en la evolución del Terreno Mixteca-Oaxaca (resumen), en Quinta Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, Puebla, Puebla, México: México, Sociedad Geológica Mexicana, Resumenes, 50 p.Campa, M.F., Cardoso-Vázquez, E.A., De Nova-Mejía, L., Salmeron-Ureña, P., 2000, Ecosis-tema fósil de una paleochimenea hidrotermal de grieta de piso oceánico (Formación Punta Maldonado) (resumen), en Séptimo Congreso Nacional de Paleontología y Primer Simposio Geológico en el Noreste de México, Linares, Nuevo León, México: Sociedad Mexicana de Paleontología y Universidad Autónoma de Nuevo León, Memoria, 19 p. Capra, L., Macías, J., Garduño-Monroy, V.H., 1997, The Zitácuaro Volcanic Complex, Mi-choacán, México: magmatic and eruptive history of a resurgent caldera: Geofísica Interna-cional, 36(3), 161-179.Cardoso-Vázquez, E.A., 2000, El Terreno Xolapa en el área de Cuajinicuilapa, Guerrero: Taxco, Guerrero, México, Universidad Autónoma de Guerrero, Escuela Regional Ciencias de la Tierra, tesis profesional, 88 p.Carfantan J.C., 1983, Les Ensembles Geologiques du Mexique Meridional. Evolutión Geody-namique durant le Mesozoique: Geofísica Internacional, 22, p. 9-37.Carrillo-Bravo, J., 1961, Geología del Anticlinorio Huizachal-Peregrina al noroeste de Ciu-dad Victoria, Tamaulipas: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 13(1-2), p. 1-98.Carrillo-Martínez, M., 1971, Geología de la Hoja San José de Gracia: México, D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Facultad de Ingeniería, tesis profesional, 154 p. Carrillo-Martínez M.A., 1989, Estratigrafía y tectónica de la parte centrooriental del Estado de Querétaro: Revista del Instituto de Geología, 8(2), p. 186-193.Castro-Escarrega, J.J., Terán-Martínez, G.E., Siqueiros-López, C., 2001, Informe de la Carta 23


Geológico-Minera Tijuana I11-11, escala 1:250 000, municipios de Tijuana, Tecate, Rosa-rito y Ensenada, Baja California: Pachuca, Hidalgo México, Consejo de Recursos Minerales, 55 p.Centeno-García, E., 1994, Tectonic evolution of the Guerrero terrane, Western Mexico: Tuc-son, Arizona, EE.UU., Dissertation, University of Arizona, Department of Geosciences, 219 p.Centeno-García, E., Silva-Romo, G., 1997, Petrogénesis and tectonic evolution of Central Mexico during Triassic-Jurassic time: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 14(2), p. 244-260.Cochemé, J.J., Demant, A., 1991, Geology of the Yecora area, northern Sierra Madre Occi-dental, México, en Pérez-Segura, E., Jacques-Ayala. C., (eds.), Studies of Sonoran Geology: Geological Society of America, Special Paper 254, p. 81-94.Contreras-Montero, B., Martínez-Cortés, A., Gómez-Luna, M.E., 1988, Bioestratigrafía y se-dimentología del Jurásico Superior en San Pedro del Gallo, Durango, México: Boletín del Instituto Mexicano del Petróleo, 20(3): p. 5-27.Cooper, G.A., Arellano, A.R.V., 1946, Stratigraphy near Caborca northwest Sonora, Mexico: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 30(4), p. 606-619.Cooper, G.A., Arellano, A.R.V., 1956, Geología y paleontología de la región de Caborca, Norponiente de Sonora: Vigésimo Congreso Geológico Internacional, México, D.F., 259 p.Córdoba, D.A., 1964, Hoja Apizolaya 13 R-1 (9): México, D.F., México, Universidad Na-cional Autónoma de México, Instituto de Geología, Cartas Geológicas de México serie 1:1,000,000, 1 mapa con texto.Corona-Chávez, P., 1988, Análisis estratigráfico estructural de la porción centro-sur de la Sierra de Guanajuato: México, D.F., México, Instituto Politécnico Nacional, Escuela Superior de Ingeniería y Arquitectura, tesis profesional, 60 p.Cruz-Castillo, M., Delgado-Argote, L.A., 1999, Descripción Geológica y Estructural de la Zona de Deslizamientos Salsipuedes-Cíbola del Mar, Ensenada, Baja California: GEOS, 19(3), p. 159-174.Damborenea, S.E., González-León, C.M., 1997, Late Triassic and Early Jurassic bivalves from Sonora, Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 14(2), p. 178-201.Damon, P.E, Montecinos, H.E., 1985, Geocronología del estado de Chiapas: Consejo de Recursos Minerales, Archivo Técnico, inédito.Damon, P.E., Livingston, E., Mauger, R.L., 1962, Edad del Precámbrico “Anterior” y de otras rocas del zócalo de la región de Caborca-Altar de la parte noroccidental del estado de So-nora: Boletín del Instituto de Geología, 64, p. 11-44.Davila-Alcocer, V., Martínez, M.J., 1987, Una edad Cretácica para las rocas basales de la Sierra de Guanajuato: Simposio sobre la geología de la región de la Sierra de Guanajuato, Programa, Resúmenes y Guía de Excursión, 19-20.De Cserna, Z., 1965, Reconocimiento geológico de la Sierra Madre del Sur de México, entre Chilpancingo y Acapulco, Estado de Guerrero: Boletín del Instituto de Geología, 62, p. 1-76.De Cserna, Z., 1982, Hoja Tejupilco 14Q-h (7), Geología de los Estados de Guerrero, Méxi-co y Morelos: México, D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Cartas Geológicas de México serie 1:100 000, 1 mapa con texto.De Cserna, Z., Ortega-Gutiérrez, F., Palacios-Nieto, M., 1980, Reconocimiento geológico de la parte central de la Cuenca del Alto Río Balsas, Estado de Guerrero y Puebla (Libro guía), en V Convención Geológica Nacional: Sociedad Geológica Mexicana, p. 1-31.De Cserna, Z., Schmitter, E., Damon, P.E., Livingston, D.E., Kulp, J.L., 1962, Edades isotópi-cas de rocas metamórficas del centro y sur de Guerrero y de una monzonita cuarcífera del norte de Sinaloa: Boletín del Instituto de Geología, 64(número), p. 71-84.Díaz-Salgado, C., 2004, Caracterización Tectónica y Procedencia de la formación Taray, Región de Pico de Teyra, Estado de Zacatecas: México, D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Tesis de Maestría, 95 p.Dowe, D.S., Nance, R.D., Keppie, J.D., Cameron, K.L., Ortega-Rivera, A., Ortega-Gutiérrez, F., Lee, J.W.K., 2005, Deformational history of the Granjeno Schist, Ciudad Victoria, Mexico: Constraints on the closure of the Rheic Ocean: International Geology Review, 47, p. 920-937.Escamilla-Torres, T., Saldaña-Saucedo, G., Polanco-Salas, A., Quevedo-León, A., Moreno-López, M.H., 2000, Carta Geológica-Minera Huatabampo G12-6, Sonora, Sinaloa y Chihu-ahua, escala 1:250 000: Pachuca, Hidalgo, México, Consejo de Recursos Minerales, serie de cartas 1:250 000, 1 mapa.Ferrari, L., 2004, Slab detachment control on mafic volcanic pulse and mantle heterogeneity in central Mexico: Geology, 32(1), p. 77-80.Ferrari, L., Rosas-Elguera, J., 2000, Late Miocene to Quaternary extension at the northern 24


boundary of the Jalisco block, western Mexico: the Tepic-Zacoalco rift revised, in Aguirre-Díaz, G., Delgado-Granados, H., Stock, J. (eds.), Cenozoic tectonics and volcanism of Mexico: Boulder, CO, Geological Society of America, Special Paper 334, p. 42-64.Ferrari, L., Garduño-Monroy, V.H., Pasquaré, G., Tibaldi, A., 1991, Geology of Los Azufres caldera, Mexico, and its relations with regional tectonics: Journal of Volcanology and Geo-thermal Research, 47, p. 129-148.Ferrari, L., Pasquaré, G., Venegas, S., Romero, F., 2000, Geology of the western Mexican Vol-canic Belt and adjacent Sierra Madre Occidental and Jalisco block, in Delgado-Granados, H., Aguirre-Díaz, G., Stock, J. (eds.), Cenozoic tectonics and volcanism of Mexico: Boulder, CO, Geological Society of America, Special Paper 334, p. 65-84.Ferrari, L., Tagami, T., Eguchi, M., Orozco-Esquivel, M.T., Petrone, C.M., Jacobo-Albarrán, J., López-Martínez, M., 2005, Geology, geochronology and tectonic setting of late Cenozoic volcanism along the southwestern Golf of Mexico: the Eastern Alkaline Province revisited: Journal of Vulcanology and Geothermal Research, 146, p. 284-306.Ferrari, L., Petrone, C., Francalanci, L., Tagami, T., Eguchi, M., Conticelli, S., Manetti, P., Vene-gas-Salgado, S., 2003, Geology of the San Pedro-Ceboruco graben, western Trans-Mexican Volcanic Belt: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 20(3), p. 165-181.Flynn, C.J., 1970, Post-Batholithic Geology of the La Gloria-Presa Rodríguez Area, Baja Cali-fornia, Mexico: Geological Society of America Bulletin, 81, p. 1789-1806.Frey, H., Lange, R., Hall, C., Delgado-Granados, H., 2004, Magma eruption rates constra-ined by 40Ar/39Ar chronology and GIS for the Ceboruco-San Pedro volcanic field, western Mexico: Geological Society of America Bulletin, 116, p. 259-276.Fries, C.Jr., 1960, Geología del Estado de Morelos y de partes adyacentes de México: Boletín del Instituto de Geología, 60, 236 p.Fries, C.Jr., Rincón-Orta, C., 1965, Nuevas aportaciones geocronológicas y técnicas emplea-das en el laboratorio de geocronometría: Boletín del Instituto de Geología, 73, 57-133.Fries, C. Jr., Schlaepfer, C.J., Rincón-Orta, C., 1966, Nuevos datos geocronológicos del Complejo Oaxaqueño: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 29, p. 59-66.Fries, C.Jr., Schmitter-Villada, E., Damon, P.E., Livingston, D.E., 1962, Rocas precámbricas de edad grenvilliana de la parte central de Oaxaca en el sur de México: Boletín del Instituto de Geología, 64(3), p. 45-53.Fries, C.Jr., Schmitter, E., Damon, P.E., Livingston, D.E., Erickson, R., 1962, Edad de las rocas metamórficas en los Cañones de La Peregrina y de Caballeros, parte centro-occidental de Tamaulipas: Boletín del Instituto de Geología, 64, p. 55-69. García-Díaz, J.L., 2004, Etude geologique de la Sierra Madre del Sur aux environs de Chil-pancingo et d’Olinala, Guerrero, lugar, Université de Savoir. Spécialité, institución, Tesis doc-toral, 148 p.Garrison, J.R. Jr., Ramírez-Ramírez, C., Long, L.E., 1980, Rb/Sr isotopic study of the ages and provenance of Precambrian granulite and Paleozoic greenschist near Ciudad Victoria, Mexico, in Pelger, R.H. Jr. (ed.), The Origin of the Gulf of Mexico and the early opening of the central north Atlantic ocean: Baton Rouge, Louisiana State University, p. 37-49.Gastil, R.G., 1975, Plutonic zones in the Peninsular Ranges of southern California and nor-thern Baja California: Geology, 3(7), p. 361-363.Geyne, A.R., Fries, C.Jr., Segerstrom, K., 1963, Geologia y yacimientos minerales del distrito de Pachuca-Real del Monte, estado de Hidalgo, México: Consejo de Recursos Naturales no-Renovables, publicación 5-e, 222 p. Gilbert, C., Mahood, G., Carmichael, I., 1985, Volcanic stratigraphy of the Guadalajara area, Mexico: Geofísica Internacional, 24, p. 169-191.Gómez-Tuena, A., Orozco-Esquivel, M.T., Ferrari, L., 2005, Petrogénesis ígnea de la Faja Volcánica Transmexicana: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana: Volumen Conmemo-rativo del Centenario Temas selectos de la Geología Mexicana, 57(3), p. 227-285.González-León, C.M., 1980, La Formación Antimonio (Triásico Superior-Jurásico Inferior) en la Sierra del Alamo, Estado de Sonora: Revista del Instituto de Geología, 4(1), p. 13-18.González-León, C.M., 1994, Stratigraphy, depositional environments, and origin of the Ca-bullona Basin, Northeastern, Mexico: Tucson, Arizona, EE.UU., University of Arizona, Depart-ment of Geosciences, Ph. D. thesis, 144 p.Gradstein, F.M., Ogg, J.G., Smith, A.G., Agterberg, F.P., Bleeker, W., Cooper, R.A., Davydov, V., Gibbard, P., Hinnov, L.A., House, M.R., Lourens, L., Luterbacher, H-P., McArthur, J., Mel-chin, M.J., Robb, L.J., Shergold, J., Villeneuve, M., Wardlaw, D.R., Ali, J., Brinkhuis, H., Hilgen, F.J., Hooker, J., Howarth, R.J., Knoll, A.H., Laskar, J., Monechi, B., Shackleton, N.J., Shields, J.A., Strauss, H., Van Dam, J., Veizer, J., van Kolfschoten, Th., Wilson, D., 2006, A Geologic Time Scale 2004: Cambridg University Press, 589 p. Grajales-Nishimura, M., López-Infanzón, M., 1983, Estudio petrogenético de las rocas íg-neas y metamórficas en el proyecto Tomatlan-Guerrero-Jalisco: México, D.F., Instituto Mexi-25


cano del Petróleo, Subdirección de Tecnología de Exploración, Proyecto C-1160, informa técnico, 69 p. Grajales-Nishimura, J.M., Centeno-García, E., Keppie, J.D., Dostal, J., 1999, Geochemistry of Paleozoic basalts from the Juchatengo complex of southern Mexico: tectonic implications: Journal of South American Earth Sciences, 12 (6), p. 537-544.Granel, P.C., 1979, The reconnessance geology of the la Salitrera Mining District, San Luis Potosí, Mexico: lugar, Texas, EE.UU. University of Houston, tesis de maestría, 251 p.Guel-Díaz de León, A., Martínez-Macias, P.R., Torrez-Aguilera, J.M., Orozco-Villaseñor, F.J., Rivera-Mendoza, O., Cham-Amaral, C., Alvarado-Valdez, G., Mayer-Tanguma, M., Flores-Aguillón, G., Chiapa-García, R., 1999, Informe complementario a la cartografía de la Carta Geológico-Minera Ciudad Mante F14-5, escala 1:250,000, Estados de San Luís Potosí, Ta-maulipas y Veracruz, Consejo de Recursos Minerales.Guerrero-Suástegui, M., Ramírez-Espinosa, J., Talavera-Mendoza, O., 1990, Estudio estra-tigráfico del arco volcánico Cretácico inferior de Teloloapan, Guerrero en X Convención Geológica Nacional, Sociedad Geológica Mexicana, 67 p.Guerrero-Suástegui, M., Ramirez-Espinoza, J.,Talavera-Mendoza, O. and Campa-Uranga, M.F., 1991, El desarrollo carbonatado del Cretácico inferior asociado al arco de Teoloapan, Noroccidente del Estado de Guerrero en Convención Evolución Geológica de México, Socie-dad Mexicana de Mineralogía, México, Resúmenes 67 p.Gutiérrez, H.J., 1975, Informe geológico final. Prospecto Arteaga-Balsas: Petróleos Mexica-nos, Superintendencia General de Exploración Geológica, Zona Poza Rica, Informe Geoló-gico, IGPR-130, 70 p. Haenggi, W.T., 2002, Tectonic history of the Chihuahua Trough, Mexico and adjacent USA, Part II: Mesozoic and Cenozoic: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 55(2), p. 38-94.Hardy, L.R., 1981, Geology of the central Sierra de Santa Rosa, northwest Sonora, Mexico, in Ortlieb, L., Roldán-Quintana, J., (eds.), Geology of northwestern Mexico and southern Arizona: Geological Society of America, Cordilleran Section Annual Meeting, Field Guides and Papers, p. 73-98.Henry, C.D., Fredrikson, G., 1987, Geology of southern Sinaloa adjacent to the Gulf of Cali-fornia: Geological Society of America, Map and Chart Series, 1 Sheet.Henry, C.D., McDowell, F.W., Silver, L.T., 2003, Geology and geochronology of granitic ba-tholithic complex, Sinaloa, México; Implications for Cordilleran magmatismo and tectonics, in Johnson, S.E., Paterson, S.R., Fletcher, J.M., Girty, G.H., Kimbrought, D.L., Martín-Barajas, A. (eds.), Tectonic evolution of northwestern México and southwestern USA: Boulder, Colorado, EE.UU., Geological Society of America, Special Paper 374, p. 237-273.Hermann, U.R, 1994, The origin of a “Terrane”: U/Pb Zircon systematics, Geochemistry and tectonics of the Xolapa Complex (Southern Mexico): Tectonics, 13, p. 455-474.Imlay, R.W., 1936, Evolution of the Coahuila Peninsula, Mexico: Geological Society of Ame-rica Bulletin, 47, p. 1091-1152.Imlay, R.W., 1937, Geology of the middle part of the Sierra de Parras, Coahuila, Mexico: Geological Society of America Bulletin, 48, p. 587-630.Imlay, R.W., 1953, Las formaciones jurásicas de México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 16(1), p. 1-64.International Subcommission on Stratigraphic Classification (ISSC), 1994, International Stra-tigraphic Guide –An abridged in Salvador, A., Murphy, M.A. (eds.), International Subcom-mission on Stratigraphic Classification of the International Union of Geological Sciences, International Commission on Stratigraphy, 214 p.Iriondo, A., Punk, M.J., Wininck, J.A., 2003, 40Ar- 39Ar Dating studies of minerals and ro-cks in various areas in Mexico: USGS/CRM scientific collaboration (Part I), Open file report 03-020 on-line edition: USGS, Consejo de Recursos Minerales (COREMI), http://www.core-misgm.gob.mx/productos/novedades/estudios/USGS%202003_Texto01.pdf.Jiménez-Hernández, A., Jaime-Fuentes, A., Motolinía-García, O., Pinzón-Salazar, T.C., Membrillo-Ortega, H., 2005, Carta Geológico-Minera Huixtla D15-2, Chiapas, escala 1:250,000: Pachuca, Hidalgo, México, Servicio Geológico Mexicano, serie de cartas 1:250 000, 1 mapa.Jones, N.W., Mckee, J.W., Anderson T.H., Silver, L.T., 1995, Jurassic volcanic rocks in nor-theastern Mexico: A possible remnant of a Cordilleran magmatic arc, in Jacques-Ayala, C., González-León, C.M., Roldán-Quintana, J. (eds.), Studies on the Mesozoic on Sonora and adjacent areas: Geological Society of America, Special Paper 301, p. 179-190.Juvera, V.M., 1959, Geología General del Distrito minero de Cananea, Sonora: México, D.F., México, Instituto Politécnico Nacional, Escuela Superior de Ingeniería y Arquitectura, tesis profesional, 60 p.Ketner, K.B., Noll, J.H. Jr., 1987, Preliminary geologic map of the Cerro Caobachi area, 26


Sonora, Mexico, MF-1980, escala 1:20000: Reston, Virginia, Department of the Interior of Unites State Geological Survey: 1 map.Kilmer, F.H., 1979, A geological sketch of Cedros Island, Baja California, Mexico, in Abbott, P.L., Gastil, R.G. (eds.), Baja California Geology, field guides and papers for Geological Society of America annual meeting: San Diego, State University, Department of Geological Sciences, p. 11-28.Kimbrough, D.L., Moore, T.E., 2003, Ophiolite and volcanic arc assemblages on the Vizcaíno Peninsula and Cedros Island, Baja California Sur, México, in Johnson, S.E., Paterson, S.R., Fletcher, J.M., Girty, G.H., Kimbrought, D.L., Martín-Barajas, A. (eds.), Mesozoic forearc li-thosphere of the Cordilleran magmatic arc, in Tectonic evolution of northwestern Mexico and the southwestern: Boulder, Colorado, EE.UU., Geological Society of America, Special Paper 374, p. 43-71.Kimbrough, D.L., Smith, D.P., Mahoney, J.B., Moore, T.E., Grove, M., Gastil, R.G., Ortega-Ri-vera, A., Fanning, C.M., 2001, Forearc-basin sedimentary response to rapid Late Cretaceous batholith emplacement in the Peninsular Ranges of southern and Baja California: Geology, 29(6), p. 491-494.Krummenacher, D., Gastil, G., Bushee, J., Doupont, J., 1975, K-Ar apparent ages, Peninsular Ranges Batholith, Southern California and Baja California: Geological Society of America Bulletin, 86, p. 760-768.Labarthé-Hernández, G., Tristán-Gónzalez, M., Aguillón-Robles, A., 1984, Hoja Salitrera, escala 1:50,000, Cartografía Geológica de San Luís Potosí: San Luís Potosí, San Luís Potosí, México, Universidad Autónoma de San Luís Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto técnico 94, 85 p.Labarthé-Hernández, G., Tristán-Gónzalez, M., Aguillón-Robles, A., Jiménez-López, L., Rome-ro, A., 1989, Hojas El Realito y El Refugio, escala 1:50,000, Cartografía Geológica de los estados de San Luís Potosí y Guanajuato: San Luís Potosí, San Luís Potosí, México, Universidad Autónoma de San Luís Potosí, Instituto de Geología y Metalurgia, Folleto técnico112, 76 p.López-Doncel, R., 2003, La Formación Tamabra del Cretácico medio en la porción central del margen occidental de la Plataforma Valles-San Luís Potosí, centro noreste de México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 20(1), p. 1-19. López-Infanzón, M., 1986, Estudio Petrogenético de las rocas ígneas en las formaciones Hui-zachal y Nazas: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 47(2), p. 1-42.López-Ramos, E., 1979, Geología de México, Tomo II, 2da. Edición, México, D.F., 454 p.Macias, J.L., 2005, Geología e historia eruptiva de algunos de los grandes volcanes activos de México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Volumen Conmemorativo del Cen-tenario, Temas Selectos de la Geología Mexicana, Tomo 57(3), 379-424.Manjarrez, P.P., Hernández, R., 1989, Informe geológico final Prospecto Cardel: Petróleos Mexicanos, Superintendencia General de Exploración Geológica, IGPR-278.Martínez-Amador, H., Rosendo-Brito, B., Fitz-Bravo, C., Tinajera-Fuentes, E., Beltrán-Castillo, H.D., 2005, Carta Geológico-Minera Tuxtla Gutiérrez E15-11, estados de Chiapas-Tabasco, escala 1:250,000: Pachuca, Hidalgo, México, Servicio Geológico Mexicano, 1 mapa.Martínez-Gutiérrez, G., 1986, Excursión geológica La Paz-Cabo San Lucas, Baja California Sur, en Cuarto Foro Nacional de Escuelas de Ciencias de La Tierra, La Paz, Baja California Sur, México: Universidad Autónoma de Baja California Sur, Excursión, p. 85-97.Martínez-Gutiérrez, G., Sethi, P., 1997, Miocene-Pleistocene sediments within the San Jose del Cabo Basin, Baja California Sur, Mexico: Geological Society of America, Special Paper 318, p. 141-166.Martínez-Palafox, D., 1985, Distribucion actual e isopacas de las rocas paleozoicas en el norte de los estados de Sonora y Chihuahua: Bol. Asoc. Mex. Geol. Petrol., v. 37, núm. 2, p. 3-30,McKee, J.W., Jones, N.W., Anderson, T.H., 1988, Las Delicias basin: A record of Late Paleo-zoic arc volcanism in northeastern Mexico: Geology, 16(1), p. 37-40.Mena, R.E., 1960, El Jurásico marino de la región de Cordoba: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 12(7-8), p. 243-252.Moore, T.E., 1983, Geology, petrology and tectonic significance of paleoceanic terranes of the Vizcaino Peninsula, Baja California Sur, Mexico: Stanford University, Tesis doctoral, 376 p.Moore, T.E., 1985, Stratigraphic and tectonic significance of the Mesozoic tectonostratigra-phic terranes of the Vizcaino Peninsula, Mexico, in Howell, D. (ed.), Tectonostratigraphic terra-nes of the Circum Pacific region: Houston, Texas, EE.UU., Circum Pacific Council for Energy and Mineral Resources, p. 315-329.Moore, G., Marone, C., Carmichael, I., Renne, P., 1994, Basaltic volcanism and extension near the intersection of the Sierra Madre volcanic province and the Mexican Volcanic Belt: Geological Society of America Bulletin, 106, p. 383-394.27


Morán-Zenteno, D., 1992, Investigaciones isotópicas Rb-Sr y Sm-Nd en rocas cristalinas de la región de tierra Colorada-Acapulco-Cruz Grande, Estado de Guerrero: México, D.F, Méxi-co, Universidad Nacional Autónoma de México, Colegio de Ciencias y Humanidades tesis doctoral, 186 p.Morán-Zenteno, D., Martiny, B., Tolson, G., Solis-Picacho, G., Alba-Aldave, L., Hernández-Bernal, M.S., Macias-Romo, C., Martínez-Serrano, R.G., Schaaf, P., Silva-Romo, G., 2000, Geocronología y caracteristicas geoquímicas de las rocas magmáticas Terciarias de la Sierra Madre del Sur: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana: 53(1), p. 27-58.Mujica-Mondragón, M.R., Albarrán, J.J., 1983, Estudio petrogenético de las rocas ígneas y metamórficas del Altiplano Mexicano: Instituto Mexicano del Petróleo, Subdirección Técnica de Exploración, Reporte interno Proyecto C-1156, 83 p.Murillo-Muñetón, G., Anderson, J.L., 1994, Thermobarometry of Grenville(?) granulite from La Mixtequita Massif, southern Mexico: Geological Society of America, Annual Meeting, 76 p.Nájera-Garza, J., 1965, Estudio geológico del área de San Agustín Oapan, Estado de Gue-rrero: México, D.F, México, Instituto Politécnico Nacional, Escuela Nacional de Ingeniería U Arquitectura, tesis profesional, 46 p.Negendank, J.F., Emmerman, W.R., Krawczyk, R., Mooser, F., Tobschall, H., Werle, D., 1985, Geological and geochemical investigations on the Eastern Trans-Mexican Belt: Geofísica In-ternational, 24, p. 477-575.Nieto-Samaniego, A.F., Alaniz-Álvarez, S.A., Camprubi-Cano, A., 2005, La Mesa Central de México: estratigrafía, estructura y evolución tectónica cenozoica: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Volumen Conmemorativo del Centenario, 57(3), p. 285-318.Nixon, G.T., 1989, The geology of Iztaccíhuatl Volcano and adjacent areas of The Sierra Nevada and Valley of Mexico: Boulder, CO, EE.UU., Geological Society of America, Special Paper 219, 58 p.Ordoñez, E., 1905, Las rocas arcaicas de México: México y Revista de la Sociedad Científica “Antonio Alzate” (México), 22, p. 315-331.Ortega-Gutiérrez, F., 1978, El Gneiss Novillo y las rocas metamórficas asociadas en los ca-ñones del Novillo y de la Peregrina, área de Ciudad Victoria, Tamaulipas: Revista del Instituto de Geología, 2(1), p. 19-30.Ortega-Gutiérrez, F., Ruíz, J., Centeno-García, E., 1995, Oaxaquia a proterozoic microconti-nent accreted to North America during the Late Paleozoic: Geology, 23(12), p. 1127-1130.Ortega-Rivera, M.A., 1997, Geochronological constraints on the Thermal and Tilting His-tory of the Peninsular Ranges Batholith of Alta and Baja California: Tectonic Implications for Southwestern North America (Mexico): Kingston, Ontario, Canada, Queen’s University, tesis doctoral, 140 p.Ortega-Rivera, A., 2003, Geochronological constraints on the tectonic history of the Peninsu-lar Ranges batholith of Alta and Baja California Tectonic implications for western Mexico. in Johnson, S.E., Paterson, S.R., Fletcher, J.M., Girty, G.H., Kimbrought, D.L., Martín-Barajas, A. (eds.), Tectonic evolution of northwestern Mexico and the southwestern USA: Boulder, Colora-do, EE.UU., Geological Society of America, Special Paper. 374, p. 297-335.Ortíz-Hernández, L.E., Chiodi, M., Lapierre, H., Monod, O., Calvet, P., 1992, El arco intrao-céanico alóctono (Cretácico Inferior) de Guanajuato–características geoquímicas, estructu-rales e isotópicas del complejo filoniano y de las lavas basálticas asociadas; implicaciones geodinámicas: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 20(1), p. 27-40.Pano, A.A., 1973, Estudio de detalle estratigráfico de las áreas Sierra de Chivillas, Sierra de Miahuatepec, Los Reyes, Mezontla, Puebla y San Sebastián Frontera, Oaxaca, del Prospecto Tehuacán: Petróleos Mexicanos (PEMEX), Reporte Interno, IGPR-107. (Inedito).Pantoja-Alor, J., 1959, Estudio geológico de Reconocimiento de la Región de Huetamo, Es-tado de Michoacán: México: Consejo de Recursos Naturales no Renovables, Boletín, 50, 36 p.Pantoja-Alor, J., 1970, Rocas sedimentarias Paleozoicas de la región centro-septentrional de Oaxaca: Sociedad Geológica Mexicana, Libro guía de la excursión México-Oaxaca, p. 67-84.Pantoja-Alor, J., Robinson, R.A., 1967, Paleozoic Sedimentary rocks in Oaxaca, México: Science, 157, p. 1033-1035.Pantoja-Alor, J., Fries, C.Jr., Rincón-Orta, C., Silver, L.T., Solorio-Munguía, J., 1974, Contri-buciones a la geocronología del Chiapas: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 26, p. 205-223.Pasquaré, G., Ferrari, L., Garduño-Monroy, V.H., Tibaldi, A., Vezzoli, L., 1991, Geology of the central sector of the Mexican Volcanic Belt, states of Guanajuato and Michoacán: Boulder, Geological Society of America, Map and Chart series, MCH072, 1 mapa con texto, 22 p.Patchett, J.P., Ruíz, J., 1987, Nd isotopic ages of crust formation and metamorphism in the Pre-28


cambrian of eastern and southern Mexico: Journal, Contributions to Mineralogy and Petrology, 96(4), p. 523-528.Pérez-Ibarguengoitia, J.M., Hokuto-Castillo, A., De Cserna Z., 1965, Reconocimiento geológico del área de Petlalcingo-Santa Cruz, Municipio de Acatlán, Estado de Puebla: Paleontología Mexicana, (21), p. 5-22.Pérez-Ramos, O., 2001, Bioestratigrafía del Pérmico en Sonora y consideraciones paleobiogeográ-ficas: México, D.F, México, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, tesis doctoral, 173 p.Prian, J.P., Herrera-Galvan, D., De los Santos-Montaño, J., Sánchez-Garrido, E., Arrollo-Ortíz, E., Tarin, G., Sánchez, P., 1999, Informe Técnico de la Carta Geológico-Minera y Geoquímica Hidalgo del Parral, clave G13-5, escala 1:250 000: Pachuca, Hidalgo, México, Consejo de Recursos Minerales, 1 mapa.Ramírez-Espinoza, J., 2001, Tectonomagmatic evolution of the Paleozoic Acatlan Complex in southern Mexico, and its correlation with the Appalachian System: Tucson, Arizona, EE.UU., University of Arizona, tesis doctoral,170 p.Ransome, F.L., 1904, Geology and ore deposits of the Bisbee quadrangle, Arizona: United State Geo-logical Survey, Professional Paper 21, 167 p.Righter, K., Carmichael, I., 1992, Hawaiites and related lavas in the Atenguillo Graben, western Mexi-can Volcanic Belt: Geological Society of America Bulletin, 104, p. 1592-1607.Righter, K., Rosas-Elguera, J., 2001, Alkaline lavas in the volcanic front of the western Mexican Volcanic Belt: geology and petrology of the Ayutla and Tapalpa volcanic fields: Journal of Petrology, 42(12), p. 2333-2361.Righter, K., Carmichael, I., Becker, T., Renne, R., 1995, Pliocene-Quaternary volcanism and faulting at the intersection of the Gulf of California and the Mexican volcanic belt: Geological Society of America Bulletin, 107(5), p. 612-626.Robinson-Kevin, L., Gastil, R.G., Campa, M.F., 1989, Early Tertiary extensión in southwestern México and the exhumation of the Xolapa metamorphic core complex, Abstract from all Geological Society of America, Annual Meetings. Rodríguez-Castañeda, J.L., 1989, Estratigrafía y tectónica de rocas jurásicas, en Semana Cultural: Hermosillo, Sonora, México, Universidad de Sonora, Departamento de Geología, p. 1-2.Rodríguez-Castañeda, J.L., 1994, Geología del área del Teguachi, Estado de Sonora, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 11(1), p. 11-28.Rosales-Domínguez, M.C., Grajales-Nishimura, J.M., Sánchez-Ríos, M.A., Gómez-Luna, M.E., Due-ñas, M.A., 1995, Biostratigraphy of the Coger Cretaceous Bisbee Group, Rancho Culantrillo area, northeastern Sonora, in Jacques-Ayala, C., González-León, C.M., Roldán-Quintana, J., (eds.), Studies on Mesozoico of Sonora and Adjacents areas, Boulder, Colorado, Geological Society of America, Special Paper 301, p. 49-57.Rossotti, A., Ferrari, L., López-Martínez, M., Rosas-Elguera, J., 2002, Geology of the boundary between the Sierra Madre Occidental and the Trans-Mexican Volcanic Belt in the Guadalajara region, western Mexico: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 19(1), p. 1-15.Sabanero-Sosa, M.H., Salinas-Prieto, J. C., Talavera- Mendoz,a O., Campa-Uranga, M.F., Sanchez-Rojas E., 1996, Carta Geológica-Minera Chiautla E14-B72, Puebla, Convenio Consejo de Recursos Minerales-Escuela Regional de Ciencias de la Tierra-UAG, 1 mapa. Salas, G.P., 1949, Bosquejo geológico de la cuenca sedimentaria de Oaxaca: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 1(1), p. 79-156.Sales, J.R., 1977, Estudio geológico de detalle estratigráfico de una porción de la cuenca de Zongóli-ca, entre los estados de Puebla y Oaxaca: México, D.F., México, Instituto Politécnico Nacional, Escuela Superior de Ingeniería y Arquitectura, tesis profesional.Salinas-Prieto, J.C., 1994, Etude structurale du sud-ouest Mexicain (Guerrero)-analyse microtectonique des déformations dúctiles du Tertiaire inférieur: Orleans, France, Université de Orleáns, tesis doctoral, Mémoire, (16), 228 p.Salinas-Prieto, J.C., Arriaga-Meléndez, H., López-Escalona, J., López-Reyes, J.E., Montiel-Escobar, J.E., Terán-Ortega, L.A., Librado-Flores, J., 2004, Texto explicativo de la Carta Geológica del Estado de Chihuahua, escala 1:500 000: Pachuca, Hidalgo, México, Servicio Geológico Mexicano, 48 p.Silva-Pineda, A., 1961, Flora fósil de la Formación Santa Clara (Cárnico) del Estado de Sonora: Pa-leontología Mexicana, p. 11-30.Silva-Pineda, A., 1970, Plantas fósiles del Jurásico Medio de la región de Tezoatlán, Oaxaca: Sociedad Geológica Mexicana, Libreto guía de la excursión México-Oaxaca, p. 129-153.Silva-Romo, G., Arellano-Gil, J., Mendoza-Rosales, C., Nieto-Obregón, J., 2000, A sub-marine fan in the Mesa Central, México: Journal of South American Earth Sciences, 13, p. 429-442.Silver, L.T., Anderson, T.H., Ortega-Gutiérrez, F., 1994, The “Thousand million year” orogeny in eastern and southern Mexico: Geological Society of America, Abstracts with Programs, 26(7), 317 p. 29


Smith, J.T.,1991, Cenozoic marine mollusk and paleography of the Gulf of California, in Paul, J., Dauphin, Simoneit, B.R.T. (eds.), The Gulf and Peninsular Province of The Californias, American Association of the Petroleum Geologists, Memoir 47, p. 637-666.Solari, L.A., 2001, La porción norte del Complejo Oaxaqueño, estado de Oaxaca: estructuras, geo-cronología y tectónica: México, D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, tesis doctoral, 181 p.Stewart, J.H., McMenamin, M.A.S., Morales-Ramírez, J.M., 1984: Upper Proterozoic and Cambrian ro-cks in the Caborca region, Sonora, Mexico;physical stratigraphy, biostratigraphy, paleocurrent studies, and regional relations: United States Geological Survey, Professional Paper 1309, 36 p.Stewart, J.H., Blodgett, R.B., Boicot, A.J., Carter, J.L., López, R., 1999, Exotic Paleozoic strata of Gond-wanan provenance near Ciudad Victoria, Tamaulipas, México, in Ramos, V.A., Keppie, J.D. (eds.), Laurentia Gondwanan connections befote Pangea: Geological Society of America, Special Paper 336, p. 227-252.Todd, V.R., Erskine, B.G., Morton, D.M., 1988, Metamorphic and tectonic evolution of the northern Penin-sular Ranges Batholith, southern California, in Ernst, W.G. (ed.), Metamorphism and crustal evolution of the western United States, Rubey Symposium, Prentice Hall, 2, p. 894-937.Torres, V.R., Ruíz, J., Patchett, J.P., 1999, Permo-Triassic continental arc in eastern Mexico: Tectonic implications for reconstructions of southern North America: Geological Society of America, Special Paper 340, p. 191-196.Trainor, R., Nance, R.D., 2002, Deformational history of the Novillo Gneiss, Ciudad Victoria, Mexico: Geo-logical Society of America, Abstract with Programs, 34(2), A-17.Tristán-Gónzalez M., 1986, Estratigrafia y tectónica del Graben de Villa de Reyes en los Estados de San Luis Potosí y Guanajuato, Universidad Autónoma de San Luis Potosí: Folleto Técnico del Instituto de Geología, 107, p. 1-91.Verma, S., 2001, Geochemical evidence for a lithospheric source for magmas from Acoculco Caldera, eastern Mexican Volcanic Belt: International Geology Review, 43(6), p. 31-51.Vidal-Serratos, R., 1983, Estratigrafía y tectónica de la región de Zihuatanejo, Estado de Guerrero, Sierra Madre del Sur: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 45(1), p. 1-20.Villaseñor, A.B., 1982, Algunas familias de amonitas del Jurásico Superior de la región de Cuencamé, Durango: México, D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Facultad de Ciencias, tesis profesional, 32 p.Walawender, M.J., Gastil, R.G., Clinkenbeard, J.P., McCormick, W.V., Eastman, B.G., Wernicke, M.s, War-dlaw, B.M., Gunn, S.H., Smith, B.M., 1990, Origin and evolution of the zoned La Posta-type plutons, eastern Peninsular Ranges Batholith, southern and Baja California, in Anderson, J.L. (ed.), The nature and origin of Cordilleran magmatism: Boulder, Colorado, EE.UU., Geological Society of America, Memoir 174, p. 1-18.Wardlaw, B.R., 1979, Geology and paleontology of the Permian beds near Las Delicias, Coahuila, Mexico: Geo-logical Society of America Bulletin, 90(Part I), p. 111-116.Weber, B., Gruner, B., Hecht, L., Molina-Gárza, R., Köhler, H., 2002, El descubrimiento de basamento metasedi-mentario en el macizo de Chiapas: La “Unidad la Sepultura”: GEOS, 22(1), p. 2-11.Weber, B., Schaaf, P., Valencia, V.A., Iriondo, A., Ortega-Gutiérrez, F., 2006, Provenance ages of Late Paleozoic sandstones (Santa Rosa Formation) from the Maya block, SE Mexico. Implications on the tectonic evolution of western Pangea: Revista Mexicana Ciencias Geológicas, 23(3), p. 262-276.Wetmore, P.H., Herzig, C., Alsleben, H., Sutherland, M., Schmidt, K.L., Schultz, P.W., Paterson, S.R., 2003, Mesozoic tectonic evolution of the Peninsular Range of southern and Baja California, in Johnson, S.E., Paterson, S.R., Flet-cher, J.M., Girty, G.H., Kimbrought, D.L., Martín-Barajas, A. (eds.), Tectonic evolution of northwestern México and southwestern USA: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Special Paper. 374, p. 93-116.Wilson, I.F., Rocha, V.S., 1946, Los yacimientos de carbón de la región de Santa Clara, Municipio de San Javier, Estado de Sonora: Comité Directivo para la Investigación de los Recursos Minerales de México Boletí 9,108 p.Wilson, I.F., Veytia, M., 1949, Geology and manganese deposits of the Lucifer district, northwest of Santa Rosalía, Baja California, Mexico: United States Geological Survey Bulletin 960-F, p. 177-124.Woods, A.D., 2003, Widespread detrimental oceanic conditions along the western margin of North America du-ring the Early Triassic (resumen), in Geological Society of America,, Abstracts with programs 99th Cordilleran Section Meeting, Puerto Vallarta, Jalisco, Mexico, 84 p.Yánez, P., Ruíz, J., Patchett, P.J., Ortega-Gutiérrez, F., Gehrels, G.E., 1991, Isotopic studies of the Acatlán Complex, southern Mexico: Implications for Paleozoic North American tectonics: Geological Society of America Bulletin, 103, p. 817-828.

Anexos:

Tabla 1.- Fechamientos isotópicos de México.Tabla 2.- Fechamientos paleontológicos deMéxico.30

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Carta Geologica de Mexico 2007