GEOS, Vol. 24, No. 2. Geología Estructural y Tectónica · MAGMATISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LA ... de la extensión anterior al Mioceno tardío y su relación con la última

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Y TECTÓNICA

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GEOSGEOSGEOSGEOSGEOS, Vol. 24, No. 2, Noviembre, 2004

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MAGMAMAGMAMAGMAMAGMAMAGMATISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LTISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LTISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LTISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LTISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LAAAAASIERRA MADRE OCCIDENTSIERRA MADRE OCCIDENTSIERRA MADRE OCCIDENTSIERRA MADRE OCCIDENTSIERRA MADRE OCCIDENTAL: GÉNESIS Y EVOLAL: GÉNESIS Y EVOLAL: GÉNESIS Y EVOLAL: GÉNESIS Y EVOLAL: GÉNESIS Y EVOLUCIÓN DEUCIÓN DEUCIÓN DEUCIÓN DEUCIÓN DEUNA GRANDE PROVINCIA ÍGNEA SILÍCICUNA GRANDE PROVINCIA ÍGNEA SILÍCICUNA GRANDE PROVINCIA ÍGNEA SILÍCICUNA GRANDE PROVINCIA ÍGNEA SILÍCICUNA GRANDE PROVINCIA ÍGNEA SILÍCICA EN EL OCA EN EL OCA EN EL OCA EN EL OCA EN EL OCASOASOASOASOASO

DE LDE LDE LDE LDE LA SUBDUCCIÓN DE LA SUBDUCCIÓN DE LA SUBDUCCIÓN DE LA SUBDUCCIÓN DE LA SUBDUCCIÓN DE LA PLA PLA PLA PLA PLACACACACACA FA FA FA FA FARALLÓNARALLÓNARALLÓNARALLÓNARALLÓN

Ferrari Luca1 y Valencia Moreno Martin2

1 Centro de Geociencias, UNAM2 ERNO, Instituto de Geología, UNAM

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Este trabajo pretende resumir el estado del conocimientogeológico sobre la Sierra Madre Occidental (SMO) y se realizó enrespuesta a una invitación para el Centenario de la SociedadGeológica Mexicana.

La geología de la SMO está dominada por conjuntos de rocasígneas asociados a diferentes episodios magmáticos, que resultaron dela subducción de la placa Farallón debajo de la placa de NorteAmérica: 1) rocas plutónicas y volcánicas de Cretácico Superior-Paleoceno; 2) rocas volcánicas andesíticas y, en menor medida,dacítico-riolíticas del Eoceno; 3) ignimbritas silícicas emplazadas ensu mayoría en dos pulsos en el Oligoceno Temprano (32-28 Ma) y elMioceno Temprano (24-20 Ma); 4) coladas basáltico-andesíticasextravasadas después de cada pulso ignimbritico (SCORBA); 5)coladas de basaltos alcalinos e ignimbritas emplazados generalmenteen la periferia de la SMO en diferentes episodios del Mioceno tardío,Plioceno y Cuaternario. Los productos de todos estos episodiosmagmáticos, parcialmente superpuestos entre sí, cubren a su vez unbasamento heterogéneo pobremente expuesto del Precámbrico,Paleozoico y Mesozoico.

La tectónica Terciaria ha afectado significativamente la SMO. Latectónica extensional inició por lo menos en el Oligoceno en toda lamitad oriental de la SMO, provocando la formación de amplios grabenen su flanco este. En el Mioceno temprano y medio la extensión afectóla mitad occidental de la SMO. Esta deformación fue mas intensa enSonora (donde se llegó a la exhumación de corteza inferior (en los“core complexes”) mientras en el resto de la SMO no rebasó el 30%.La extensión del Mioceno Superior se concentra en la franja costeradel Golfo de California y está claramente relacionada con la aperturade este rift continental. Es importante notar que gran parte de laextensión se dio mientras la subducción de la placa Farallón todavíaera activa.

A pesar de hacer sido poco estudiada la SMO tiene una granimportancia científica y económica. El volcanismo silícico Terciariohace de de la SMO una de las provincias ígneas silícicas más grandedel mundo, y la más grande del Cenozoico. Los picos de volcanismoignimbriticos de la SMO se consideran la causa de un eventopaleoclimático global de enfriamiento ocurrido en el límite Eoceno-Oligoceno y de un evento de enfriamiento de menor duración en elMioceno temprano. El conjunto de rocas magmaticas Cretácico-Paleogeno, es huésped de los depósitos de plata y cobre más grandesdel planeta. Por otro lado este arco magmático pre-ignimbritico es unapieza fundamental para entender el mecanismo que dio origen a laorogenia Laramide que afectó al continente más al este. Hasta lafecha, no hay acuerdo sobre el mecanismo que produjo estegigantesco pulso magmático y, particularmente, sobre el papel de lacorteza en la génesis del volcanismo silícico. Por otro lado, las causasde la extensión anterior al Mioceno tardío y su relación con la últimafase de la subducción tampoco son completamente claras. En muchossentidos se puede decir que la SMO sigue siendo una fronterageológica.

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EL MAPEL MAPEL MAPEL MAPEL MAPA GEOLÓGICO DE SONORA, ESCA GEOLÓGICO DE SONORA, ESCA GEOLÓGICO DE SONORA, ESCA GEOLÓGICO DE SONORA, ESCA GEOLÓGICO DE SONORA, ESCALALALALALA 1:1,000,000A 1:1,000,000A 1:1,000,000A 1:1,000,000A 1:1,000,000

González León Carlos M.1, Valencia Moreno Martín1, NoguezAlcántara Benito2 y Salvatierra Domínguez Eduardo2

1 ERNO, Instituto de Geología, UNAM2 Servicios Industriales Peñoles

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Este trabajo presenta la primer versión del mapa geológico delEstado de Sonora, escala 1:1,000,000. Se trata de un trabajomayormente de compilación que incluye la información geológica másactualizada, basada en trabajos publicados e incluyendo algunos enprensa. Una fuente muy importante de la información provino de lareciente cartografía geológica publicada por el Consejo de RecursosMinerales. Otra buena parte del trabajo se extrajo de artículoscientíficos, tesis profesionales, bases de datos generadas por losautores, así como trabajos y experiencias propias. En este mapa serefleja también, una buena dosis de interpretación, sobretodo en loque se refiere a aspectos estructurales. El trabajo fue digitalizado enAutocad Map, con el fin de poder interactuar con sistemas deinformación geográfica. El mapa distingue 32 divisiones litológicas,sus principales unidades litoestratigráficas, sus edades, el ambiente dedépósito que representan y los eventos tectónico asociados. Las rocasdel basamento proterozoico se distinguen de acuerdo a su naturalezametamórfica, ígnea o sedimentarias, y a sus respectivos terrenostectónicos (Terrenos Caborca y Norteamérica). Las rocas paleozoicasse diferenciaron de acuerdo a su ambiente de depósito, como faciesde plataforma y cuenca marina profunda; en otros casos, seconsideran como rocas paleozoicas indiferenciadas. Para elMesozoico, se reconocen por separado las rocas ígneas intrusivas,volcánicas y metamórficas del arco magmático triásico-jurásicocontinental, así como las unidades litoestratigráficas (grupos yformaciones), principalmente sedimentarías, del Triásico, Jurásico yCretácico de las cuales se precisan sus edades y ambientes tectónicos.El arco magmático laramídico se reconoció por separado en sucomponente volcánico y volcanosedimentario y en los cuerposintrusivos y batoliticos asociados. Se distingue por separado elvolcanismo mayormente félsico de la Sierra Madre Occidental, susdomos r iol í t icos asociados, y a los granitos peraluminososrelacionados (y no relacionados) a los complejos con núcleosmetamórficos (“metamorphic core complexes”). Del mismo modo, sedistinguen los depósitos de relleno de cuencas sintectónicas asociadasa estos complejos. Se trataron de diferenciar los afloramientos derocas asociadas con 1) el volcanismo oligo-mioceno bimodal (~27 a18 Ma) que sobreyace al volcanismo félsico de la Sierra MadreOccidental, y que en los valles de Sonora se encuentra generalmenteintercalado en la parte inferior de los rellenos clásticos de los vallesproducidos durante el evento distensivo “Basin and Range”,localmente conocidos como la Formación Baucarit; al 2) volcanismomiocénico calcoalcalino (~23 y 12 Ma) expuesto en la región costeray asociado al llamado arco Circum-Golfo, el cual se incluyó como unasola unidad junto con el volcanismo de la provincia extensional (syn-rift) del Golfo de California y 3) por último, se diferenció alvolcanismo basáltico plio-cuaternario. Los rellenos sedimentariosconsolidados que afloran ampliamente en los valles y en partes de lasregiones costeras del estado, que en general se reconocen como laFormación Báucarit del Mioceno, son presentados como una solaunidad junto a otros depósitos sedimentarios más jóvenes, malconsolidados y poco estudiados, que se presentan en los valles deSonora.


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INTERPRETINTERPRETINTERPRETINTERPRETINTERPRETACION TECTONOESTRAACION TECTONOESTRAACION TECTONOESTRAACION TECTONOESTRAACION TECTONOESTRATIGRAFICTIGRAFICTIGRAFICTIGRAFICTIGRAFICA DE LA DE LA DE LA DE LA DE LAAAAAIMAGEN ORBITIMAGEN ORBITIMAGEN ORBITIMAGEN ORBITIMAGEN ORBITAL QUE CUBRE LAL QUE CUBRE LAL QUE CUBRE LAL QUE CUBRE LAL QUE CUBRE LA ESQUINA SURA ESQUINA SURA ESQUINA SURA ESQUINA SURA ESQUINA SUR-ESTE DE-ESTE DE-ESTE DE-ESTE DE-ESTE DELLLLLA HOJA 1:100,000 “A HOJA 1:100,000 “A HOJA 1:100,000 “A HOJA 1:100,000 “A HOJA 1:100,000 “TRINCHERAS”, 12RTRINCHERAS”, 12RTRINCHERAS”, 12RTRINCHERAS”, 12RTRINCHERAS”, 12R-B10, SONORA-B10, SONORA-B10, SONORA-B10, SONORA-B10, SONORA

Rodríguez Torres RafaelPosgrado en Ciencias de la Tierra, ERNO, Instituto de Geología,

[email protected]

Dentro de un proyecto de investigación el cual versa sobre lapresencia de tectonosecuencias mesozoicas tempranas y medias en losalrededores de la Sierra del Tres de Mayo, se contemplo la factibilidadde aplicar la interpretación de imágenes orbitales para demostrar lacontinuidad de estas unidades tectonoestratigráficas y tambien,demostrar su correlación con otros eventos, ya sean locales oregionales.

Las unidades f i s iográ f icas interpretadas ( t raba jo dereconocimiento e información disponible), la Sierra de Tres de Mayo(ó de Las Cruces) y la mayor parte de la Sierra de Santa Rosa seencuentran ocupando la casi totalidad de la mayor parte de la HojaSierrita Prieta (H12-A88), escala 1:50,000 y que constituye laesquina SE de esta hoja , a escala 1:100,000. Estas sierras seconsideraban como constituidas por las siguientes unidadesinterpretativas:

a) rocas metamórficas, sedimentarias e intrusivas, de edadproterozoica;b) rocas sedimentarias marinas, de edad paleozoica temprana;c) rocas sedimentarias, de varias edades mesozoicas yd) rocas volcánicas de edades cenozoicas.

Posteriormente a la interpretación de la imagen satelital se llevóa cabo un proceso de verificación en el campo, el cual ha permitidoconcluir con las siguientes correcciones:

Primera) La presencia de las rocas metamórficas proterozoicas esmucho mayor en el extremo austral de la Sierra de El Tres de Mayo,que la que se ha mostrado en los eventos cartográficos previos.

Segunda) La presencia de granitos mas viejos que los meso/cenozoicos; los cuales no se ha había consignado en la mismaSierra de El Tres de Mayo.

Tercera) Se comprueba la presencia de tres tectonosecuenciasmesozoicas en la Sierra de El Tres de Mayo: La primera vulcano/sedimentaria jurásico temprana; la segunda vulcano/sedimentariajurásico tardía; y la tercera sedimentaria cretácico temprana.

Cuarta) Se comprueba la presencia de vulcanismo mesozóico, queanteriormente se había asignado al Cenozoico.

Posteriores eventos de verificación de campo y la cartografíasistemática, a escala de reconociendo, validaran todavía mas esteevento de interpretación de imagen satelital.

El material al que se le aplicó la interpretación fue un mosaicoconstruido, rectificado y georeferenciado por el Consejo de RecursosMinerales (CoReMi).

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CARCARCARCARCARTOGRAFÍA Y GEOCRONOLOGÍA DEL BASAMENTOTOGRAFÍA Y GEOCRONOLOGÍA DEL BASAMENTOTOGRAFÍA Y GEOCRONOLOGÍA DEL BASAMENTOTOGRAFÍA Y GEOCRONOLOGÍA DEL BASAMENTOTOGRAFÍA Y GEOCRONOLOGÍA DEL BASAMENTOPROTEROZOICO METPROTEROZOICO METPROTEROZOICO METPROTEROZOICO METPROTEROZOICO METAMÓRFICO EN LOS CERROSAMÓRFICO EN LOS CERROSAMÓRFICO EN LOS CERROSAMÓRFICO EN LOS CERROSAMÓRFICO EN LOS CERROS

TECOLOTE, NW DE SONORATECOLOTE, NW DE SONORATECOLOTE, NW DE SONORATECOLOTE, NW DE SONORATECOLOTE, NW DE SONORA

Dórame Navarro Miguel1, Iriondo Alexander1, Castiñeiras Pedro2

y Premo Wayne R.3

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Dept. Geological Sciences, University of Colorado at Boulder,

USA3 U.S. Geol Survey, Denver Federal Center, Denver, CO, USA

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Los Cerros Tecolote se encuentran localizados ~50 km al Sur dela Ciudad de Caborca en el NW de Sonora. Esta es una zona muypeculiar ya que presenta afloramientos de secuencias proterozoicasque han sido consideradas como parte del Complejo MetamórficoBámuri.

Estudios recientes de cartograf ía l i tológico-estructural ,petrografía y geocronología han permitiendo diferenciar dos unidadesprincipales de basamento Proterozoico en esta región. La primeraconsiste en un ortogeneis que aflora en la parte sur, sureste ynoroeste de la zona. La segunda unidad corresponde a un posibleparagneis y aflora en la parte central de la región. La foliación enambas unidades tiene una orientación NE y un echado al SE. A pesarde que las unidades son fácilmente diferenciables en el campo, no seha podido establecer su relación temporal relativa, sin embargoestudios de geocronología U-Pb SHRIMP en circones indican queambas unidades son básicamente de la misma edad (~1.77 Ga) y quehan sido afectadas por un metamorfismo a los ~1.65 Ga (ej.,anfibolita, Ar-Ar). Localmente estas unidades presentan signos demigmatización que nos indican un ambiente metamórfico de bajapresión y alta temperatura. También nos encontramos diques máficosno metamorfizados con orientación predominante E-W cortando lasunidades antes mencionadas.

Estudios realizados en la región del Bámuri, localizadaaproximadamente 10 km al Oeste del los Cerros Tecolote (Iriondo etal., 2003, 2004; Farmer et al., 2003), proponen la existencia de unaunidad inferior gneísica con grandes similitudes geoquímicas eisotópicas con la Provincia Mojave del Sur de California. Basándonosen su gran similitud litológica y en la edad de las rocas del Bámuri(~1.77 Ga), proponemos que nuestra unidad gneísica del Tecolote esequivalente a ésta, y que por ese motivo, y solo como hipótesis detrabajo, proponemos que Los Cerros Tecolote representan una partemas de la Provincia Mojave en el NW de México.

Futuros estudios de geoquímica e isótopos de Nd en las rocasdel Tecolote permitirán poner a prueba estas ideas. A su vez estosestudios contribuirán de forma significativa al entendimiento generalsobre la distribución de los basamentos proterozoicos del NW deMéxico y de esa forma contribuir a las reconstrucciones del margencontinental SW de Laurencia.


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CARACTERÍSTICCARACTERÍSTICCARACTERÍSTICCARACTERÍSTICCARACTERÍSTICAS LITOLÓGICAS LITOLÓGICAS LITOLÓGICAS LITOLÓGICAS LITOLÓGICAS Y ESTRUCTURALES DELAS Y ESTRUCTURALES DELAS Y ESTRUCTURALES DELAS Y ESTRUCTURALES DELAS Y ESTRUCTURALES DELBABABABABATOLITO COSTERO DE SONORA, ENTRE BAHÍA KINO YTOLITO COSTERO DE SONORA, ENTRE BAHÍA KINO YTOLITO COSTERO DE SONORA, ENTRE BAHÍA KINO YTOLITO COSTERO DE SONORA, ENTRE BAHÍA KINO YTOLITO COSTERO DE SONORA, ENTRE BAHÍA KINO Y

PUNTPUNTPUNTPUNTPUNTA TEPOPA TEPOPA TEPOPA TEPOPA TEPOPA, SONORA, MÉXICOA, SONORA, MÉXICOA, SONORA, MÉXICOA, SONORA, MÉXICOA, SONORA, MÉXICO

Ramos Velázquez Ernesto1 y Calmus Thierry2

1 UABCS2 ERNO, Instituto de Geología, UNAM

[email protected]

La cartografía geológica de la zona costera de Sonora en laregión comprendida entre Bahía Kino y Punta Tepopa muestra unbasamento de rocas graníticas en contacto con rocas metamórficaspaleozoicas (?) cubierto discordantemente por rocas volcánicas delMioceno. Las rocas graníticas forman el Batolito Costero de Sonora ycomprenden en orden cronológico dioritas, granodioritas y un granitoporfídico. Estas unidades muestran contactos intrusivos entre si,generalmente rectos y sin bordes de reacción. Las rocas metamórficasde facies esquistos verdes de alto grado a anfibolitas corresponden aun protólito de areniscas, conglomerados y margas. Aflorangeneralmente como techos colgantes sobre las rocas graníticas. Lasecuencia de rocas volcánicas terciarias, está compuesta por coladasbasálticas, andesitas y tobas en la parte superior perteneciendo a latoba San Felipe fechada de 13.86 ± 2.21 Ma(Oskin, 2001).

Esta región está seccionada por fallas normales de alto ángulo,orientadas N-S y NW-SE, sistemáticamente con el bloque caído haciael oeste y un echado asociado al basculamiento de las rocas volcánicashacia el sureste. Están relacionadas con la parte continental de laProvincia Extensional del Golfo de California. El patrón de fallas NW-SE domina en la franja costera pero las fallas están cubiertasparcialmente por sedimentos recientes. En Punta Tepopa existen fallascon orientación NW-SE que registraron un desplazamiento consentido lateral derecho. En la región de Bahía Kino, las fallaspresentan en general un desplazamiento de tipo netamente normalcon variaciones de rumbo desde 260° hasta 312°, y echados entre 40y 50° al norte y noroeste. En toda el área de estudio estas fallaspresentan una zona de brecha y salbanda de hasta 5 metros de ancho,con estrías evidentes.

La evaluación de las contribuciones respectivas de la fase deextensión Sierras y Valles y de la apertura del Golfo de California enla exhumación y la deformación de los cuerpos intrusivos está enproceso de estudio. Las edades de trazas de fisión puntualesobtenidas hasta la fecha en la provincia costera de Sonora (Calmus etal., 2000) indican un enfriamiento y una exhumación diferencial desdeel Oligoceno Temprano hasta el Mioceno Tardío. Un estudio en cursomás sistemático del enfriamiento del Batolito Costero a lo largo desecciones E-W permitirá proponer un modelo de evolución estructuraly térmica de la provincia.

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LA SIERRA DE ACÓNCHI, SONORA: EJEMPLO DELA SIERRA DE ACÓNCHI, SONORA: EJEMPLO DELA SIERRA DE ACÓNCHI, SONORA: EJEMPLO DELA SIERRA DE ACÓNCHI, SONORA: EJEMPLO DELA SIERRA DE ACÓNCHI, SONORA: EJEMPLO DEEXHUMACIÓN DE UN BAEXHUMACIÓN DE UN BAEXHUMACIÓN DE UN BAEXHUMACIÓN DE UN BAEXHUMACIÓN DE UN BATÓLITO LARAMÍDICO EN LTÓLITO LARAMÍDICO EN LTÓLITO LARAMÍDICO EN LTÓLITO LARAMÍDICO EN LTÓLITO LARAMÍDICO EN LAAAAA

PROVINCIA “BASIN AND RANGE”PROVINCIA “BASIN AND RANGE”PROVINCIA “BASIN AND RANGE”PROVINCIA “BASIN AND RANGE”PROVINCIA “BASIN AND RANGE”

Lugo Zazueta Raúl1, Calmus Thierry1, Gleadow Andrew2, KohnBarry2 y Wong Martin3

1 ERNO, Instituto de Geología, UNAM2 School of Earth Sciences, Universidad de Melbourne, Australia3 Dept. of Geological Sciences, Universidad de California, Santa

Barbara, CA., [email protected]

En la porción central de Sonora, la Sierra de Acónchi junto conla Sierra de Puerta del Sol y la Sierra de Mazatán forman un batolitode 5000 km2 y el rasgo geomorfológico más importante de la región,con una orientación general NNW-SSE. Dos intrusivos principalesconstituyen la Sierra de Acónchi: El granito Jaralito, de edadlaramídica (57-51 Ma) es de composición predominantementegranodioritica; el granito de Acónchi intrusionando el anterior en suporción noreste es de composición granítica y se caracteriza por lapresencia conjunta de biotita y de abundante muscovita. Su edad de36 Ma y su composición que indica una fusión parcial de la cortezalo relacionan genéticamente con el inicio de la fase extensional “Basinand Range”. El batolito de Acónchi está limitado por fallas normalesde orientación NNW-SSE y forma un horst asimétrico con unbasculamiento general hacia el este. En el flanco oeste las fallas sonde alto ángulo y cubiertas por terrazas aluviales, pero en la regiónnoreste el batolito está limitado por la falla de bajo ángulo El Amol,que provocó el deslizamiento hacia el este y un basculamientoasociado fuerte (hasta 70° hacia el WSW) de las unidades volcánicasy sedimentarias oligocénicas y miocénicas, así como del pórfido SanFelipe de 51 Ma. La falla El Amol forma una superficie estructuralextensa con una dirección general que cambia de NW50 a NW15,debido a una ondulación abierta cuyo eje es paralelo al echado, y unalineación que indica un movimiento relativo del bloque de techo haciaNE60°. Esta dirección es perpendicular a la dirección general de laSierra y similar a la lineación mineral de estiramiento de la zonamilonítica del núcleo metamórfico de Mazatán localizado 60 km al sur.Los diques pegmatíticos asociados al granito de Acónchi tienen unadirección general perpendicular a la dirección de deslice de la falla ElAmol. La falla se caracteriza por una deformación quebradiza delgranito de Acónchi sobre varias decenas de metros de espesor. Laporción norte de la Sierra de Acónchi no muestra estructuras de tiponúcleo metamórfico en particular una deformación miloníticacaracterística, como en el caso de la Sierra de Mazatán. Fechamientospreliminares por trazas de fisión en apatitos en la parte norte de laSierra de Acónchi indican un enfriamiento relativamente rápido de lasmuestras abajo de 70-60°C, a 11 ± 1 y 23 ± 4 Ma. Estas edadesy la posición geográfica de ambas muestras (en el flanco este de laSierra para la primera y en el flanco oeste para la segunda) sugierenuna evolución tectónica diferente para ambos flancos: La parte oestede la Sierra ha sido erosionada precozmente durante la extensión“Basin and Range”, mientras que el enfriamiento del flanco noresteestá relacionado con una exhumación tectónica asociada a la falla ElAmol, activa hasta por lo menos el Mioceno Tardío. La distanciahorizontal de 6 km entre ambas muestras es compatible con estainterpretación.


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MAGMAMAGMAMAGMAMAGMAMAGMATISMO Y TECTÓNICTISMO Y TECTÓNICTISMO Y TECTÓNICTISMO Y TECTÓNICTISMO Y TECTÓNICA EXTENSIONAL DURANTE ELA EXTENSIONAL DURANTE ELA EXTENSIONAL DURANTE ELA EXTENSIONAL DURANTE ELA EXTENSIONAL DURANTE ELCENOZOICO EN EL SUR DE SONORACENOZOICO EN EL SUR DE SONORACENOZOICO EN EL SUR DE SONORACENOZOICO EN EL SUR DE SONORACENOZOICO EN EL SUR DE SONORA

Roldán Quintana JaimeERNO, Instituto de Geología, UNAM

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El estudio de la geología del Cenozoico de Sonora se consideraimportante ya que durante este tiempo se desarrollaron algunasestructuras geológicas de dimensiones continentales que forman lamorfología actual en todo el noroeste de México. El sur de Sonora,entre los paralelos 27º45´ y 28º45´, presenta un registro casicompleto de los fenómenos tectónicos y magmáticos asociados a laevolución cenozoica.

Durante el Paleoceno y parte del Eoceno, aún continuaba activoel magmatismo relacionado al Arco Larámide. En el Eoceno Tardío-Oligoceno se originó el arco volcánico de margen continental de laSierra Madre Occidental, posteriormente en el Mioceno Tardío, seformó la estructura de Sierras y Cuencas y por último, en algunaslocalidades en la porción costera, hay evidencias del inicio de losprocesos tectónicos que dieron lugar a la formación del Golfo deCalifornia.

La deformación principal durante el Cenozoico en el sur deSonora es de tipo extensional, la cual se desarrolló en varias etapasy estilos. La primera durante el Paleoceno y principios del Eocenocuando aún existen evidencias del magmatismo laramídico,representado por e l emplazamiento de bato l i tos y rocasvolcaniclásticas generalmente de composición andesítica (66 a 49 Ma,McDowell et al. 1997; Roldán-Quintana, 2002). En estas secuenciasvolcánicas se ha observado la presencia de sedimentos en pequeñascuencas, de rumbo general N30º W, donde se han descrito restos deplantas de agua dulce, estas cuencas podrían ser el resultado deprocesos extensivos poco desarrollados. A partir del Eoceno Tardío-Oligoceno (38 a 28 Ma, McDowell y Keizer, 1977) la extensión sehace más evidente. Durante este tiempo, se generaliza la emisión derocas volcánicas principalmente ácidas, generadas a partir de calderas.En el Oligoceno Tardío (27 a 13 Ma, McDowell et al., 1997) se iniciala extensión de Sierras y Cuencas, que se caracteriza por la formaciónde cuencas limitadas por fallas normales con rumbo NW-SE,rellenadas por sedimentos clásticos con intercalaciones de rocasvolcánicas, principalmente máficas e intermedias. De manera casicontemporánea en la costa del Golfo de California se formó eldenominado Arco Circum-Golfo formado por una secuencia de rocasvolcánicas principalmente ácidas, con derrames máficos en su cima(24-11 Ma, Mora-Alvarez y McDowell, 2000; Roldán-Quintana,2002). Finalmente en ciertos lugares cercanos a la costa se haobservado un cambio notable en el magmatismo con la emisión debasaltos de afinidad alcalina (8-10 Ma, Roldán-Quintana, 2002; Gans,comunicación personal, 2004) y en el estilo tectónico, observándoseuna graduación de fallas normales a fallas a rumbo. En el PliocenoTemprano dio inicio la apertura oceánica del actual Golfo deCalifornia.

De este análisis se concluye que el cambio entre cada una deestas etapas tectónicas es gradual y que existe una relación estrechaentre el estilo tectónico observado y el tipo de actividad magmática.En lo referente al magmatismo sucede lo mismo, pues en el campo enalgunos lugares, es difícil definir un límite claro por ejemplo entre lasrocas volcánicas de los arcos Larámide y el de la Sierra MadreOccidental.

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ESTUDIO DE LESTUDIO DE LESTUDIO DE LESTUDIO DE LESTUDIO DE LA MEGACIZALLA MEGACIZALLA MEGACIZALLA MEGACIZALLA MEGACIZALLA MOJAA MOJAA MOJAA MOJAA MOJAVE-SONORA, EN ELVE-SONORA, EN ELVE-SONORA, EN ELVE-SONORA, EN ELVE-SONORA, EN ELNOROESTE DE SONORA, A PNOROESTE DE SONORA, A PNOROESTE DE SONORA, A PNOROESTE DE SONORA, A PNOROESTE DE SONORA, A PARARARARARTIR DE DTIR DE DTIR DE DTIR DE DTIR DE DAAAAATOSTOSTOSTOSTOS

AEROMAGNÉTICOSAEROMAGNÉTICOSAEROMAGNÉTICOSAEROMAGNÉTICOSAEROMAGNÉTICOS

Hernández Quintero Juan Esteban1, Campos Enríquez J.O.1 yRodríguez Castañeda José Luis2

1 Instituto de Geofísica, UNAM2 ERNO, Instituto de Geología, UNAM

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La Megacizalla Mojave-Sonar (McMS), falla a rumbo que truncael arco magmát ico cont inenta l jurás ico en e l suroeste deNorteamérica, es analizada en el noroeste de México con base endatos magnetométricos (aeromagnéticos, y satelitales). Primero, sepropone un modelo cortical del noroeste de Sonora con base en lainterpretación de un perfil regional de magnetometría satelital Magsat,que corre desde el Océano Pacífico (a la altura de San Carlos, y delas islas Magdalena y Margarita), hasta el sur de la Meseta delColorado- provincia del Basin and Range, pasando por el Golfo deCortés, y Sonora. Este modelo cortical pone, en el área de la McMS,en contacto sub-vert ical dos ter renos con susceptibi l idadesmagnéticas contrastantes: por un lado el terreno Seri (que comprendeel sub-terreno Caborca), y por el otro el terreno Norteamericano(terreno Pápago). Aunque los datos Magsat no permiten resolver ensi la McMS, este modelo apoya la sutura de los mencionados terrenos,y de manera indirecta apoya la existencia de la McMS. Segundo, laestructura cortical somera de la McMS es analizada con base en variosperfiles aeromagnéticos. En el área de Sonoyta (Sonora), un perfil NE-SW de aproximadamente 90 km de longitud nos permite correlacionarlos datos magnéticos directamente con los afloramientos de lamegacizalla. Se infieren adicionalmente en el basamento cristalino delbloque Caborca intrusiones de cuerpos volcánicos y metamórficos. Lazona milonitizada de la McMS en es interpretada por una serie decuerpos verticales angostos. En otro perfil aeromagnético paralelo (alnoroeste de Caborca), estos rasgos se vuelven a observar. De estamanera estos modelos apoyan la existencia en el noroeste de Sonorade la McMS.

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PLPLPLPLPLAAAAATE TECTONICS AND GREATE TECTONICS AND GREATE TECTONICS AND GREATE TECTONICS AND GREATE TECTONICS AND GREAT CONTINENTT CONTINENTT CONTINENTT CONTINENTT CONTINENTALALALALALTRANSFORM FTRANSFORM FTRANSFORM FTRANSFORM FTRANSFORM FAAAAAULULULULULTS, A COMPTS, A COMPTS, A COMPTS, A COMPTS, A COMPARISON WITH THE LIFE OFARISON WITH THE LIFE OFARISON WITH THE LIFE OFARISON WITH THE LIFE OFARISON WITH THE LIFE OFA PROPOSED RIO BRAA PROPOSED RIO BRAA PROPOSED RIO BRAA PROPOSED RIO BRAA PROPOSED RIO BRAVO MID TERVO MID TERVO MID TERVO MID TERVO MID TERTIARTIARTIARTIARTIARY LEFTY LEFTY LEFTY LEFTY LEFT-L-L-L-L-LAAAAATERALTERALTERALTERALTERAL

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Le Pichon XavierCollege de France

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MAGMAMAGMAMAGMAMAGMAMAGMATISMO Y DEFORMACIÓN EN LTISMO Y DEFORMACIÓN EN LTISMO Y DEFORMACIÓN EN LTISMO Y DEFORMACIÓN EN LTISMO Y DEFORMACIÓN EN LA CORA CORA CORA CORA CORTEZATEZATEZATEZATEZASUPERIOR A LO LSUPERIOR A LO LSUPERIOR A LO LSUPERIOR A LO LSUPERIOR A LO LARGO DEL ARCO VOLCÁNICO DE LOSARGO DEL ARCO VOLCÁNICO DE LOSARGO DEL ARCO VOLCÁNICO DE LOSARGO DEL ARCO VOLCÁNICO DE LOSARGO DEL ARCO VOLCÁNICO DE LOS

ANDES CENTRALESANDES CENTRALESANDES CENTRALESANDES CENTRALESANDES CENTRALES

Marrett Randall y Baldwin AustinDept. of Geological Sciences, Jackson School of Geosciences,

University of Texas at Austin, Texas, USArandall@edu

El arco volcánico es probablemente uno de los dominios másdébiles de la corteza de los Andes Centrales, debido a la presenciade altas temperaturas y cámaras magmáticas localmente abundantes.


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Por eso es probable que el arco volcánico haya sido un área dedeformación importante durante el levantamiento Neógeno-Cuaternario del Altiplano. Además, es posible que la deformación alo largo del arco volcánico haya afectado el movimiento de magma enprofundidad y los procesos eruptivos cerca de la superficie. Lainteracc ión entre deformación y magmat ismo, y quizás suretroalimentación mutua, puede haber sido un control fundamental enla evolución tectónica de los Andes Centrales.

Trabajos previos en la Puna, la tercera parte austral del Altiplanoentre los 23 y 27°S, demostraron que corrimientos paralelos al arco(NNE-SSO) dominaron la deformación durante el Mioceno y Pliocenotemprano. Durante el Plioceno tardío y Cuaternario la deformación secaracterizó por movimientos dextrales en fallas paralelas al arco.Aunque el magmatismo es menos desarrollado en el Altiplano que enel arco volcánico, estratovolcanes silícicos-intermedios y calderasgigantes son localmente importantes. Fechamientos radiométricos dedepósitos volcánicos en el Altiplano y el arco volcánico excluyen laposibilidad de pausas en el volcanismo con importancia regional,implicando que el volcanismo generalmente no fue suprimido poracortamiento de la corteza superior. Durante el fallamiento lateral másreciente, coladas máficas y conos de escoria monogenéticoserupcionaron sobre extensas áreas de la Puna, típicamente asociadosespacialmente con fallas activas.

Pocas investigaciones estructurales han estudiado la deformacióna lo largo del arco volcánico de los Andes Centrales, probablementepor las dificultades logísticas provocadas por hiperaridez, elevacionesde 4-6 km ( loca lmente a lcanzando 7 km), in f raestructuraprácticamente inexistente, y fronteras internacionales. En el añopasado empezamos estudios estructurales de campo en variaslocalidades del arco volcánico, entre los 22 y 27°S, con los objetivosde determinar cronologías geológicas, entender la cinemática dedeformación, y reconocer re lac iones entre deformación ymagmatismo. Aparte hemos buscado evidencias cinemáticas pormedio de mecanismos focales de sismos, geodesia satélite del GlobalPositioning System (GPS), y interferogramas de radar satélite.

Debido a la cubierta lateralmente extensa de lavas y tobas Plio-Cuaternarias y la falta casi completa de erosión contemporánea, esdifícil reconocer la deformación del Mioceno en el arco volcánico delos Andes Centrales. Sin embargo, la deformación Plio-Cuaternaria seevidencia en el campo por abundantes escarpas de falla, y lacinemática de estas fallas se semeja con la de la Puna. De los cincomecanismos focales del catálogo de Harvard que representan sismossomeros en el arco volcánico, cuatro indican movimiento lateralparecido a resultados de campo. La red de estaciones geodésicas deGPS cubre la mayoría del arco volcánico, pero el sur de los 22°S fueafectado por un sismo entre placas (M8.0) cerca de Antofagasta en1995, el cual dificulta interpretar movimientos no cosísmicos. Haciael norte de los 22°S, los datos de GPS muestran que la velocidad dedeformación horizontal en la mayoría del arco volcánico supera la dela región al oeste, al contrario de lo que se espera en el caso dedeformación elástica alrededor del borde de placas. La cinemáticaindicada por GPS en este sector del arco volcánico varía demovimiento lateral en algunos sitios a sobrecorrimiento en otros sitios.En imágenes de interferogramas de radar, el arco volcánico estásegmentado en una escala de cientos de kilómetros entre los 21°S a27°S. Algunos segmentos tienen rumbos NE-SO y evidencianlevantamiento despacio o nulo, mientras otros segmentos tienenrumbos NNO-SSE y son sitios de levantamiento rápido.

Correlaciones preliminares entre la cinemática de deformaciónPlio-Cuaternaria y los estilos volcánicos sugieren los siguientespatrones en el arco volcánico de los Andes Centrales.

Fallas laterales de rumbo NNE-SSO a NE-SO dominan ladeformación en segmentos donde el arco volcánico tiene rumbosemejante, y se asocian con estratovolcanes silícicos-intermedios y/ovolcanismo máfico no explosivo. Releasing bends, donde el fallamientonormal domina localmente, contienen campos de domos lávicossilícicos-intermedios no explosivos. Cinemática de sobrecorrimiento ylevantamiento rápido dominan la deformación en segmentos del arcovolcánico con rumbo NNO-SSE, donde restraining bends podríanexistir. Grandes calderas silícicas-intermedias explosivas ocupan estossitios con estratovolcanes, los cuales pueden haberse desarrollado porencima de calderas previas actualmente ocultas o pueden indicar sitiosde futuros colapsos de caldera.

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PPPPPALEOSEISMOLOGY IN CENTRAL MEXICOALEOSEISMOLOGY IN CENTRAL MEXICOALEOSEISMOLOGY IN CENTRAL MEXICOALEOSEISMOLOGY IN CENTRAL MEXICOALEOSEISMOLOGY IN CENTRAL MEXICO: THE CURRENT: THE CURRENT: THE CURRENT: THE CURRENT: THE CURRENTSTSTSTSTSTAAAAATE OF KNOWLEDGETE OF KNOWLEDGETE OF KNOWLEDGETE OF KNOWLEDGETE OF KNOWLEDGE

Langridge Robert M.Geological & Nuclear Sciences

[email protected]

The time is right for more research into the paleoseismic historyof faults in the central belt of Mexico. This belt, which stretches formore than 1000 km from the Pacific coast of Jalisco toward theAtlantic coast near Jalapa, generally coincides with the volcanism ofthe Trans-Mexican Volcanic Belt. The style of faulting is typicallyextensional (normal) and faults within this belt are capable ofgenerating crustal earthquakes of M >6.5. Therefore, these faultspose a hazard to the people and structures of central Mexico.

Paleoseismic studies which look into the record of surface-rupturing earthquakes on a given fault, have so far been limited.However, severa l papers on i ts neotectonic character andmacroseismic events have been published (see Suter). One of the mainfocuses so far has been the Acambay Fault in the Acambay Graben,due to the large event there in 1912 which has left an indelible impacton the people and science of earthquakes here in Mexico. Studies bythis author have shown that repeated large events have occurred onthe Acambay Fault during the Holocene and prior to 1912. The sliprate for the Acambay Fault is low (c. 0.1-0.2 mm/yr) and therefore thecalculated repeat or recurrence time for these events is comparable tothat observed in trenches. In this regard, the Acambay Fault probablyis typical of TMVB normal faults.

Other paleoseismic studies in central Mexico have been carriedout near Morelia and in surrounding areas by Garduño and others, andby workers from the Centro de Geociencias in Juriquilla. The latterstudy was done in 2002 and involved trenching a fault scarp in urbanQueretaro related to water draw-down. This trench showed thatthough there is no evidence for Holocene faulting, that the presenceof deposits of this age did not preclude active basin subsidence, andtherefore faulting. Faults such as the Venta de Bravo and PastoresFaults have potential as faults that have had macroseismic activity andmay yield sites worthy of trench investigations.


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Other work that has potential links to paleoseismology includehistorical re-analysis of accounts from the colonial era in Mexico, suchas that published by Suarez et al. from Jalisco. These historicalaccounts can direct us toward a rupture source (fault) that can betrenched for a longer earthquake record.

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LLLLLA BÚSQUEDA BÚSQUEDA BÚSQUEDA BÚSQUEDA BÚSQUEDA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNDE ACDE ACDE ACDE ACDE ACAMBAAMBAAMBAAMBAAMBAYYYYY, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, REC, REC, REC, REC, RECAPITULAPITULAPITULAPITULAPITULACIÓNACIÓNACIÓNACIÓNACIÓN

Garduño Monroy Víctor Hugo1, Rodríguez Pascua Miguel Angel2

y Israde Alcántara Isabel11 Depto. de Geología, IIM, UMSNH

2 Universidad de San Paulo, Madrid, Españ[email protected]

Entes de 1910 el registro de sismos en México se realizo enbase a estudios históricos, es decir en base a las experiencias sufridaspor nuestros antepasados. Estos estudios de macrosismicidad ayudana conocer los efectos sufridos por distintas poblaciones de México.Debido a ello los rangos de registro son hasta ahora muy cortos enel tiempo, por lo que no alcanzamos a comprender si existe uncomportamiento particular en la recurrencia de eventos sísmicos.

Con estudios de Paleolicuefación, de Paleosismología yradiométricos en las zonas de Acambay e Ixtlahuaca, Méx., se logrocaracter izar d i ferentes eventos s ísmicos. Con ayuda de lagranulometría y del tipo de estructuras de licuefacción se puedenobtener las magnitudes de ellos y además con la distribución espacialde las magnitudes se realizo el trazo de las posibles isosistas de unsismo en particular. Ahora existe en la bibliografía métodos que nosayudan a reconstruir la profundidad de un sismo en base a lasisosistas.

Así entonces se logra correlacionar a un evento de tipo regionalque se caracteriza por una gran deformación plicativa o con laformación de slumps en las facies lacustres de las cuencas en estudio.Este evento resulta mas espectacular en la zona de Acambay, ya quelos sedimentos deformados llegan a contener espesores de mas 30 m.En la zona de Ixtlahuaca el paquete deformado es menor a los 10 m.En ambas zonas los estratos deformados se encuentran descansandosobre un paquete de rocas volcánicas y terrígenas no deformados(estratos horizontales), el paquete deformado se encuentra cubiertopor sedimentos fluvio-lacustres y lacustres también sin deformar. Loanterior nos señala que este evento sísmico de carácter regional sellevo a cabo en un tiempo bien determinado, fechamientos en procesoayudaran a ubicar este sismo. Es importante destacar que en base altipo de deformación al espesor involucrado y a la geometría delbasamento del la cuenca lacustre se considera que el sismo tuvo unamagnitud superior a los 6 grados.

Los eventos sísmicos anteriores y posteriores al megaslumps,para generar esta deformación es necesario eventos sismicos conmagnitudes mayores a 5 y con epicentro localizado en un radio de 20km, es decir, dentro de la zona de influencia de la falla Morelia-Acambay.

S in duda a lguna que los estudios s is temát icos dePaleoliquefacción y de Paleosismología pueden ayudar a conocercaracterísticas de sismos generados durante el Pleistoceno-Holocenoen las zonas comprometidas con actividad sísmica activa.

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INFLINFLINFLINFLINFLUENCIA DE LUENCIA DE LUENCIA DE LUENCIA DE LUENCIA DE LA DEFORMACIÓN OLIGOA DEFORMACIÓN OLIGOA DEFORMACIÓN OLIGOA DEFORMACIÓN OLIGOA DEFORMACIÓN OLIGO-MIOCÉNIC-MIOCÉNIC-MIOCÉNIC-MIOCÉNIC-MIOCÉNICAAAAAEN LEN LEN LEN LEN LA LOCA LOCA LOCA LOCA LOCALIZACIÓN DEL VOLCALIZACIÓN DEL VOLCALIZACIÓN DEL VOLCALIZACIÓN DEL VOLCALIZACIÓN DEL VOLCANISMO DE LANISMO DE LANISMO DE LANISMO DE LANISMO DE LA PA PA PA PA PARARARARARTETETETETE

ORIENTORIENTORIENTORIENTORIENTAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LA FAJA VOLCÁNICA FAJA VOLCÁNICA FAJA VOLCÁNICA FAJA VOLCÁNICA FAJA VOLCÁNICA TRANSMEXICA TRANSMEXICA TRANSMEXICA TRANSMEXICA TRANSMEXICANAANAANAANAANA

Alaniz Alvarez Susana Alicia y Nieto Samaniego Ángel FranciscoCentro de Geociencias, UNAM

[email protected]

En este trabajo se discuten las condiciones cinemáticas duranteel inicio de la parte central-oriental de la Faja Volcánica Transmexicana(FVTM) utilizando como base la deformación cenozoica regional. Elestudio de la estrat igra f ía y los eventos de deformaciónpostpaleocénicos en una amplia región del centro y sur de México nosha permitido identificar el tiempo en el que ocurrieron distintos estilosde deformación entre los bloques corticales ubicados al norte y sur dela FVTM y también determinar la presencia de un campo de esfuerzosfavorable para el emplazamiento del arco volcánico. En la MesaCentral la deformación extensional ha sido liberada por fallas normalesy ha ocurrido a lo largo de tres eventos relativamente discretosdurante el Eoceno, Oligoceno y del Mioceno-Reciente. Los treseventos l iberaron extensión en dos direcciones pr incipaleshorizontales y acortamiento vertical. El evento del Oligoceno fue elmás importante y la mayor extensión fue hacia el ENE-WSW; en eltercer evento, activo desde el Mioceno hasta el presente, ladeformación ha estado concentrada principalmente en los límites conla FVTM. En la Sierra Madre Oriental, en su porción localizada alnorte de la FVTM, hubo poca o nula deformación extensional. Al surde la FVTM, en la región de Taxco, Gro., han ocurrido dos eventosde deformación extensional acomodados por fal las lateralesprincipalmente. El primero ocurrió durante el Eoceno tardío con unadirección de extensión NNW y acortamiento hacia el NE. El segundoevento ocurrió durante el Oligoceno, la extensión máxima ocurrióhacia el NE-SW y el acortamiento hacia el NW-SE, ésta fue la últimafase de deformación ocurrida en esta región. La congruenciacinemática de los eventos de Taxco con fallas mayores ubicadas en elsur de México sugiere fuertemente la migración de los eventos dedeformación cenozoica hacia el oriente.

La mayor parte de las rocas emplazadas sobre el basamentomesozoico a lo largo de la FVTM son rocas volcánicas miocénicas, sinembargo se ha reportado la presencia de rocas volcánicas básicasoligocénicas en la base de la cuenca de México, contrastando con lasrocas riolíticas tanto en la Mesa Central como en la región de Taxcode la misma edad, por lo que se considera el Oligoceno como el iniciode la individualización de la FVTM. Se concluye que desde el Eocenola deformación de la Mesa Central y de la Sierra Madre del Sur hasido distinta, esto indica que existió una zona de despegue entre estasprovincias. Sin embargo, es a partir del Oligoceno que la actividad delas fallas laterales en el sur de México implicó el acortamiento en ladirección principal NW-SE, generando en la zona de despegue unazona de extensión oblicua izquierda que favoreció, primero laformación de la cuenca que subyace a las rocas volcánicas de la FVTMy el ascenso posterior de magmas hasta la superficie, permitiendo laacumulación del arco volcánico.


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ACTUALIZACION DE LACTUALIZACION DE LACTUALIZACION DE LACTUALIZACION DE LACTUALIZACION DE LA TOPOGRAFIA SUBMARINA DEA TOPOGRAFIA SUBMARINA DEA TOPOGRAFIA SUBMARINA DEA TOPOGRAFIA SUBMARINA DEA TOPOGRAFIA SUBMARINA DEBAHIA DE BANDERAS Y SU MODELO DIGITBAHIA DE BANDERAS Y SU MODELO DIGITBAHIA DE BANDERAS Y SU MODELO DIGITBAHIA DE BANDERAS Y SU MODELO DIGITBAHIA DE BANDERAS Y SU MODELO DIGITAL DEAL DEAL DEAL DEAL DE

ELEVELEVELEVELEVELEVACIONACIONACIONACIONACION

Álvarez Bejar RománIIMAS, UNAM

[email protected]

La versión previa más reciente de la topografía submarina de laBahía Banderas incluía alrededor de 70 sondeos individuales, más 120km de ecosondeos efectuados a bordo del B/O El Puma y 60 km desondeos a bordo del Argos R/V. Con esos datos se construyó unmodelo digital del fondo de la bahía con una resolución de 463 m(0.25 mn). En esas mediciones se le dio prioridad a la zona sur dela bahía, que es la más profunda. Recientemente ampliamos lasobservaciones en la parte media a norte de la bahía con otros 120 kmde sondeos de profundidad con sonar, también a bordo del B/O ElPuma. Estos sondeos indican que la parte norte de la bahía estáformada por una plataforma somera (90-190 m) que muestra dostramos interrumpidos por una zona de fallas. Hacia el extremo este dela bahía, cerca de la costa, se observa otra zona de fallamiento. Conestas obser vaciones actual izamos e l modelo dig i ta l de lasprofundidades de la bahía, lo que facilitará la correlación delabundante sistema de fallas regionales con los rasgos tectónicos delValle y la Bahía de Banderas.

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RED GEODESICRED GEODESICRED GEODESICRED GEODESICRED GEODESICA PA PA PA PA PARA EL MONITOREO DE FARA EL MONITOREO DE FARA EL MONITOREO DE FARA EL MONITOREO DE FARA EL MONITOREO DE FALLALLALLALLALLASASASASASGEOLÓGICGEOLÓGICGEOLÓGICGEOLÓGICGEOLÓGICAS ACTIVAS ACTIVAS ACTIVAS ACTIVAS ACTIVAS LÍMITE DEL BLOQUE JALISCO YAS LÍMITE DEL BLOQUE JALISCO YAS LÍMITE DEL BLOQUE JALISCO YAS LÍMITE DEL BLOQUE JALISCO YAS LÍMITE DEL BLOQUE JALISCO Y

MICHOACÁNMICHOACÁNMICHOACÁNMICHOACÁNMICHOACÁN

Vazquez Bello Efraín1, Silva García Jose Teodoro2 y EstradaGodoy Francisco2

1 Unidad de Ciencias de la Tierra, ESIA, IPN2 CIIDIR, IPN, Michoacá[email protected]

El área de estudio se localiza en el sector occidental del CinturónVolcánico Mexicano (CVM), en el que regionalmente se destaca lapresencia de un sistema de tres rifts que se interceptan en un puntotriple continental localizado a 50 km al SW de la ciudad deGuadalajara Jal., es esta estructura la que ha controlado la actividadvolcánica presente en esta región.

Los lineamientos de dimensiones importantes y con orientaciónpreferencial Este-Oeste, del sistema estructural del graben de Chapalay NW-SE del graben de Cotija son los de mayor predominio ennuestra zona de trabajo.

Con el presente trabajo se pretende dar un seguimiento continuoal movimiento del bloque Michoacán y Jalisco, debido a los esfuerzosprovocados por la subducción de las placas oceánicas Rivera y Cocosen las costas del pacifico de México; así como el impacto en lasociedad actual sobre el desarrollo de sistemas de prevención y hacerconciencia en la sociedad del peligro constante de ellos.

Lo anterior mediante la instalación de una red geodesica, cuyospuntos de control se definieron con equipo de geoposicionamientoglobal (GPS) con sistema de posproceso, y estaciÓn total de altaprecisión. Las medidas de calibración del monitoreo se realizan

mensualmente por inter valo de un año. Las local idades sedeterminaron siguiendo principalmente criterios como son lasismicidad local y el grado de riesgo geológico.

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STRASTRASTRASTRASTRATIGRAPHY AND STRUCTURAL FEATIGRAPHY AND STRUCTURAL FEATIGRAPHY AND STRUCTURAL FEATIGRAPHY AND STRUCTURAL FEATIGRAPHY AND STRUCTURAL FEATURES INTURES INTURES INTURES INTURES INCENTRAL SANTIAGO RIVER BASIN AND ITS RELCENTRAL SANTIAGO RIVER BASIN AND ITS RELCENTRAL SANTIAGO RIVER BASIN AND ITS RELCENTRAL SANTIAGO RIVER BASIN AND ITS RELCENTRAL SANTIAGO RIVER BASIN AND ITS RELAAAAATIONTIONTIONTIONTION

WITH TEPICWITH TEPICWITH TEPICWITH TEPICWITH TEPIC-----CHAPCHAPCHAPCHAPCHAPALALALALALA GRABEN, NAA GRABEN, NAA GRABEN, NAA GRABEN, NAA GRABEN, NAYYYYYARITARITARITARITARIT, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO

Sánchez Pérez Juan, Garrido Uribe José Luis, García VillegasFelipe y Lechuga Valderrabano FlorencioGerencia de Estudios de Ingeniería, CFE

[email protected]

Feasibility geological studies were done for Hydroelectric Project(HP) El Cajón, located 47 km south-east of Tepic City, up-stream ofHP Aguamilpa. Regional mapping 1:50 000 scale, covers an area upto 600 km2 and local exploration covers 30 km2 where undergroundexploration (bore holes and geophysical survey) was also done.Laboratory studies included petrography and geochronology analysis.First explorations were done by Gómez et al. (1986), who did initialstratigraphyc reports; later on, Ortiz & Michel (1994), as well asSánchez, et al (1995) described regional structural domains.Regionally outcrops meta volcano-sedimentary preCenozoic rocks,tertiary andesitic and basaltic flows, locally known as Ignimbrita ElCajón, thicker than 450 m, where main dam facilities will be built;volcano-sedimentary deposits up to 280 m thick, tuffs, andesiticphorfiritic rocks, conglomerates and Quaternary diabasic intrusiverocks (dikes), basaltic flows and unconsolidated deposits.

Studied area is located in the southwest portion of physiographicprovince Sierra Madre Occidental (SMO) in the Meseta de Lava(rhyolitic) Sub-province (Raisz, 1964), very close to transitional zoneof the Faja Volcánica Transmexicana (FVT) Province, in the main localMountain Range Las Palomas, which has N-S direction, is about 50km long, reach elevations up to 1 600 masl and have big canyons cutin rhyolitic lava flows. Other important elevations are NNW-SSE andNNE-SSW orientated; there are also several important conic shapedvolcanic structures, calderic collapsed structures and young lava flowsfilling partially some valleys, the last are basaltic composition from theFVT. Main regional faults are NW-SE and N-S trend and dip up to 28°E or W in a basin and range structural domain. Secondary faults areorientated NE-SW and E-W; among them Sobaco Fault (N20°W/65-80°NE) and Perro de Agua Fault (N50°W/65°NE) are the mostimportant locally; as well as Cantiles, Palmillas, Sobaquito andVolcancito faults, which are N-S/85°E trend, and Astilleros Fault(N27°E/68°SE), all of them with more than 1,4 km length. Locally,there are 3 main structural domains: NW-SE, which is the oldest andcontrols drainage networks in Santiago River Basin; E-W and N-S, lastone is the youngest. New K-Ar and Ar-Ar of 20,5 and 1,5 Ma indicateMiocenic basaltic-andesitic rocks (GC05-02) and Plio-pleistocenicbasalts (GC07 & GC08-02 samples), which indicate younger agesthan the Río Santiago Volcanic Group described near Guadalajara City(non-formal denomination, according to Rossotti et al., 2002).

New structural data and rock ages obtained are very important tounderstand tectonic regional behavior as part of the Tepic-ChapalaGraben, to better know the boundary between the SMO and FVT andto define a Volcanic Group in the Santiago River Basin; furthermore,in applied geology, information obtained is important for finalarrangement of civil facilities for water damming and electricitygeneration.


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LA EVOLLA EVOLLA EVOLLA EVOLLA EVOLUCIÓN GEOLÓGICUCIÓN GEOLÓGICUCIÓN GEOLÓGICUCIÓN GEOLÓGICUCIÓN GEOLÓGICA CENOZOICA CENOZOICA CENOZOICA CENOZOICA CENOZOICA DEL SUR DEA DEL SUR DEA DEL SUR DEA DEL SUR DEA DEL SUR DEMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO: A: A: A: A: AVVVVVANCES Y PROBLEMAS DE INTERPRETANCES Y PROBLEMAS DE INTERPRETANCES Y PROBLEMAS DE INTERPRETANCES Y PROBLEMAS DE INTERPRETANCES Y PROBLEMAS DE INTERPRETACIÓNACIÓNACIÓNACIÓNACIÓN

Morán Zenteno Dante J., Cerca Martínez Mariano y KeppieDuncan J.

Instituto de Geología, [email protected]

Los avances recientes en el conocimiento de la estructura y laestratigrafía cenozoicas del sur de México revelan una evolucióncompleja caracterizada por eventos de deformación orogénicainiciados en el Cretácico Tardío, seguidos por episodios detruncamiento de la margen continental y extinción gradual delmagmatismo de arco en la Sierra Madre del Sur, antes del desarrollodel Cinturón Volcánico Mexicano.

El patrón de extinción general del magmatismo desde elCretácico Tardío y Paleoceno en Colima y Jalisco, hasta Miocenomedio en la parte central y suroriental de Oaxaca, presenta, a la luzde los datos geocronológicos recientes, variaciones que rompen conun esquema simple de extinción hacia el SE. El plutonismo delPaleoceno reconocido en la región de Manzanillo convivió con unepisodio magmático de la misma edad en la parte central de la SierraMadre del Sur, para el cual se han reportado algunas afinidadesadakíticas. El eje principal del magmatismo entre el Eoceno medio yel Oligoceno, se desarrolló a lo largo de la margen continental actualpero también hubo considerable volcanismo en una franja ubicadaentre 100 y 200 km hacia el interior del continente. Los caracteresgeoquímicos de este magmatismo indican en general una bajaasimilación de la corteza continental.

Para el Eoceno e inicios del Oligoceno se han reconocido dosperiodos de fallamiento lateral que variaron en tiempo y espacio y queactivaron fallas de orientación NW-SE y N-S. Este último conjunto defallas parece haber sido activo solo en el norte de la Sierra Madre delSur, mientras que el primero siguió activo durante el Oligoceno en lamargen continental de Oaxaca. Estos episodios indican que lasdirecciones de extensión relacionadas variaron de NNW-SSE a NE-SWy que localmente activaron durante el Oligoceno fallas normales endiscontinuidades preexitentes.

Existen todavía problemas fundamentales respecto a lainterpretación de los procesos de tectónica de placas que originaronlos regímenes de esfuerzos que activaron los diferentes conjuntos defallas laterales que han sido documentados hasta ahora y los factoresque causaron los patrones de migración magmática observados y eltruncamiento continental. Por una parte, han permanecido inciertosalgunos de los argumentos sostenidos para postular la presencia delbloque de Chortis frente a la actual margen continental del suroestede México. Por otro lado, los modelos que expl ican losdesplazamientos restringidos con respecto al bloque Maya y sin unayuxtaposición con la margen SW de México, sugieren más bien untruncamiento continental producido por erosión por subducción y unpapel muy activo del ridge de Tehuantepec como factor de cambio enla geometría de la subducción y en la deformación por acortamientoen el sureste de México. Este tipo de modelos dejan, sin embargo,abiertas las causas del patrón de extinción magmática observado en laSierra Madre del Sur.

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EVENTOS PRINCIPEVENTOS PRINCIPEVENTOS PRINCIPEVENTOS PRINCIPEVENTOS PRINCIPALES DE DEFORMACIÓN EN LALES DE DEFORMACIÓN EN LALES DE DEFORMACIÓN EN LALES DE DEFORMACIÓN EN LALES DE DEFORMACIÓN EN LA PA PA PA PA PARARARARARTETETETETEORIENTORIENTORIENTORIENTORIENTAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LA SIERRA MADRE DEL SUR Y SUSA SIERRA MADRE DEL SUR Y SUSA SIERRA MADRE DEL SUR Y SUSA SIERRA MADRE DEL SUR Y SUSA SIERRA MADRE DEL SUR Y SUS

IMPLICIMPLICIMPLICIMPLICIMPLICACIONES EN LACIONES EN LACIONES EN LACIONES EN LACIONES EN LA TECTÓNICA TECTÓNICA TECTÓNICA TECTÓNICA TECTÓNICA CENOZOICA CENOZOICA CENOZOICA CENOZOICA CENOZOICA DELA DELA DELA DELA DELCENTRO DE MÉXICOCENTRO DE MÉXICOCENTRO DE MÉXICOCENTRO DE MÉXICOCENTRO DE MÉXICO

Nieto Samaniego Angel Francisco y Alaniz Alvarez Susana AliciaCentro de Geociencias, UNAM

[email protected]

Basados en la geometría, edad y compatibilidad cinemática de lasestructuras tectónicas del sur de México, hemos identificado gruposde estructuras que representan tres eventos sucesivos de deformacióny cuyas edades abarcan del Maastrichtiano al Mioceno; en los treseventos la deformación migró de Poniente a Oriente, estos eventosson: (1) El más antiguo corresponde a la orogenia Laramide, cuyaedad es Cretácico Tardío en la parte poniente del área estudiada y quefinalizó en el Mioceno Medio en la parte oriente. Estudiamos condetalle seis secciones estructurales dentro el sistema de fallas deOaxaca, ya que ese sistema de fallas registró la evolución de ladeformación laramídica, e interpretamos la siguiente sucesión deeventos: la yuxtaposición del complejo Oaxaqueño sobre el cinturónmilonítico de la Sierra de Juárez; el subsecuente levantamiento delborde oriente del bloque Acatlán-Oaxaqueño y finalmente, elcorrimiento gravitacional de la cubierta sedimentaria en un arregloradial, más evidente en la porción norte del bloque Acatlán-Oaxaqueño. (2) El segundo evento de deformación produjofallamiento lateral con acortamiento horizontal NE-SW y ocurrió delEoceno al Oligoceno Temprano. (3) El tercer evento produjo fallaslaterales y normales que indican un alargamiento horizontal NE-SWdurante el Oligoceno y Mioceno Temprano. Las estructuras mayoresde estos tres eventos de deformación están burdamente distribuidasformando un arco que limita a los afloramientos mayores del bloqueAcatlán-Oaxaqueño, por lo cual suponemos que la mayor cantidad dedeformación fue acomodada alrededor de ese bloque cortical.

En una perspectiva más regional, tanto en La Mesa Central comoen la Sierra Madre del Sur ha ocurrido fallamiento durante elOligoceno-Mioceno. En la Mesa Central hay fallas normales queindican una dirección principal de extensión ENE-WSW conacortamiento vertical, mientras que en la Sierra Madre del Sur,asociado a la extensión NE-SW ocurrió acortamiento NW-SE. En laFaja Volcánica Transmexicana, se conoce la existencia de cuencascontinentales rellenas de rocas volcánicas que en la porción orientaltienen edades del Oligoceno al Mioceno. Aunque escasa, lainformación del subsuelo parece indicar que la mayor cantidad derocas son de edad miocénica y en contraste, las acumulacionesvolcánicas que forman los mayores elementos positivos del relievetienen principalmente edades del Plioceno y Cuaternario. Si seconsidera el campo de deformación que cubre a estas tres provinciaspara el tiempo Oligoceno-Mioceno, se observa que se trata de unadeformación heterogénea, con una zona de incompatibilidad querequiere una dirección de extensión horizontal NW-SE localizada en lazona donde se encuentra actualmente la FVTM. Para acomodar esadeformación, proponemos la ocurrencia de una extensión oblicualateral izquierda.


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ESTUDIO ESTRUCTURAL DEL COMPLEJO XOLESTUDIO ESTRUCTURAL DEL COMPLEJO XOLESTUDIO ESTRUCTURAL DEL COMPLEJO XOLESTUDIO ESTRUCTURAL DEL COMPLEJO XOLESTUDIO ESTRUCTURAL DEL COMPLEJO XOLAPAPAPAPAPA EN ELA EN ELA EN ELA EN ELA EN ELSEGMENTO DE ACSEGMENTO DE ACSEGMENTO DE ACSEGMENTO DE ACSEGMENTO DE ACAPULCOAPULCOAPULCOAPULCOAPULCO, GUERRERO, GUERRERO, GUERRERO, GUERRERO, GUERRERO

Pérez Gutiérrez Rosalva y Solari Lovati LuigiInstituto de Geología, [email protected]

En el marco del proyecto “Geocronología de U-Pb, isotopía ygeología estructural en las migmatitas del Complejo Xolapa, Estado deGuerrero”, se llevó a cabo la cartografía y el análisis estructural de laporción occidental del complejo, en el segmento comprendido entreTierra Colorada y Acapulco, Guerrero.

Los paquetes litológicos que se identificaron dentro del ComplejoXolapa fueron paragneises, ortogneises y granitos con unadeformación incipiente. Dentro de las dos primeras unidades sedeterminaron además, áreas con diferente grado de migmatización alos que se denominaron gneis migmatítico y migmatitas, ademásdentro de la intercalación de cuerpos de mármol cipolino. Las rocasse encuentran afectadas por metamorfismo de facies anfibolita, lasrelaciones entre los distintos paquetes son de intrusión y sus edadeshasta ahora han sido consideradas jurásico-cretácicas.

El análisis estructural consistió de la interpretación de los datosde foliación, líneaciones, pliegues e indicadores cinemáticos, quesumado a la obser vac ión de microestructuras permit ió ladeterminación de las características estructurales de cada una de lasunidades. Lo anterior permitió establecer al menos cuatro fases dedeformación que afectan a las rocas del Complejo Xolapa: D1) eventoque genera plegamiento, superficies de foliación penetrativa S1 ylineación mineral, cuya edad se considera posterior a 165 Ma, ya queésta es la edad de cristalización del protolito del ortogneis. D2)evento compresivo que desarrolla el plegamiento de la superficie S1,la consecuente superficie de crenulación ó S2 y lineación mineral. Eldesarrollo del metamorfismo-migmatización se considera posterior alas fases de deformación D1 y D2, tomando en cuenta que lasmigmatitas no se encuentran foliadas por S1, y los leucosomas seestán intrusionando paralelamente a S2; por otro lado, la asociaciónmineralógica y estructuras relacionadas con el metamorfismo indicancondiciones de alta temperatura y baja presión que se relacionan a unevento termal importante que acompaña la deformación. D3) es unevento de extensión y cinemática normal, que se relaciona con elemplazamiento de cuerpos graníticos los cuales presentan unasuperficie de foliación difusa; la edad obtenida para estos cuerpos esde ±130 Ma y por lo tanto, ésta sería la edad mínima de D3. D4)corresponde a un evento compresivo que genera un plegamientotardío de las superficies de foliación y lineaciones; es posterior a±130 Ma y anterior a ±30 Ma, que es la edad de los plutonesgraníticos de Tierra Colorada y Xaltianguis, los cuales no presentanésta deformación dúctil. Al parecer D4 se relaciona con ladeformación que sufrió la cobertura sedimentaria del Terreno Mixtecoque se encuentra al norte del área y que ha sido atribuida a laOrogenia Laramide de edad Cretácico tardío-Terciario temprano.Considerando lo anterior, se plantea una evolución compleja para lasrocas del Complejo Xolapa que incluyen episodios de vulcanismo,deformación y metamorfismo que se desarrollaron por lo menos en elrango comprendido entre el Jurásico medio y el Paleoceno.

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TERRENO CUICTERRENO CUICTERRENO CUICTERRENO CUICTERRENO CUICAAAAATECOTECOTECOTECOTECO, SUR DE MÉXICO, SUR DE MÉXICO, SUR DE MÉXICO, SUR DE MÉXICO, SUR DE MÉXICO: EVOL: EVOL: EVOL: EVOL: EVOLUCIÓNUCIÓNUCIÓNUCIÓNUCIÓNTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICA DE UNA CUENCA DE UNA CUENCA DE UNA CUENCA DE UNA CUENCA DE UNA CUENCA PULLA PULLA PULLA PULLA PULL-----APAPAPAPAPARARARARART PT PT PT PT PARA 145-ARA 145-ARA 145-ARA 145-ARA 145-

132 MA.132 MA.132 MA.132 MA.132 MA.

Angeles Moreno Edgar1, Elías Herrera Mariano1, Sánchez ZavalaJosé Luis1, Macias Romo Consuelo1, Ortega Rivera Amabel2 y

Iriondo Alexander2

1 Instituto de Geología, UNAM2 Centro de Geociencias, UNAM

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Con base en algunos datos geocronológicos y escaso materialfósil el terreno Cuicateco en el sur de México se ha interpretadocomo: (1) una cuenca marginal oceánica (rift abortado) del JurásicoSuper ior-Cretác ico comunicada con la cuenca del Car ibe,posteriormente emergida y deformada durante el Cretácico Superior-Paleoceno; (2) una cuenca trasarco o arco volcánico continental-cuenca intrarco del Jurásico Superior-Cretácico Inferior en unescenario con zona de subducción al poniente y con polaridad aloriente; (3) una cuenca pull-apart del Jurásico Superior-Cretácicomedio relacionada con una falla de transformación mayor en el bordeoccidental del Golfo de México. Datos nuevos de geología estructural,petrográficos y geocronológicos del borde occidental del terrenoCuicateco, en la región de Teotitlán, Oaxaca, que enseguida sediscuten, son más consistente con el modelo de cuenca pull-apart.

En la región de Teotiltán se reconocieron dos unidadeslitotectónicas fundamentales: complejo metamórfico Mazateco ymigmatitas Teotitlán. El complejo metamórfico es una unidadpolideformada con una edad pre-Jurásico Tardío que consiste enortogneises tonalít icos y graníticos, esquistos anfibolít icos ycuarzofeldespáticos, cuarcitas y esquistos de mica-granate con unmetamorfismo regional en facies de esquisto verde/anfibolita. Lasmigmatitas Teotitlán están constituidas de gneises migmatíticosdiorítico-tonalíticos ricos en hornblenda intercalados con gneisesgraníticos y bandas y lentes del complejo metamórfico Mazateco comoparte paleosomática. El bandeamiento dominante migmatítico es NW-SE, se presentan estructuras asimétricas asociadas a una cizalla lateralderecha con dirección de flujo estructural del NW al SE. Lasmigmatitas cabalgan (estructura laramídica posterior) a una secuenciavolcanosedimentaria del Titoniano-Valanginiano (Formación Chivillas)con volcanismo submarino y detritos de basamento cristalino.

Los gneises migmatíticos diorítico-tonalíticos dieron edades39Ar/40Ar (hornblenda) de 144.9 ± 1.5 Ma y 131.94 ± 0.86 Ma,mientras que los gneises graníticos fueron fechados por U-Pb SHRIMP(zircón) dando una edad promedio de 140.6 ± 1.5 Ma (16 puntosde análisis) para bordes de cristales de zircones, cuyos núcleos dieronedades grenvillianas que varían de 1000 ± 16 Ma a 1067 ± 26 Ma(protolitos del Complejo Oaxaqueño). Una facies pegmatítica de losgneises graníticos dió una edad 39Ar/40Ar (muscovita) de 133.31 ±0.68 Ma. Esquisto de mica-granate del complejo Mazateco embebidoen los gneises migmatíticos dieron una edad 39Ar/40Ar (mica blanca)de 132.18 ± 0.66 Ma, lo que indica c laramente unareohomogenización isotópica del complejo Mazateco durante lamigmatización.

Estos datos indican claramente un evento tectonotérmico (145-132 Ma) durante el Jurásico Tardío-Cretácico Temprano con ungradiente geotérmico alto que migmatizó al complejo Mazateco en losniveles medios de corteza. La fuente de calor probablemente fue


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astenosférica relacionada con adelgazamiento cortical importantecomo lo sugiere la abundancia de cuerpos máficos y ultamáficos en laregión. Simultáneamente en los niveles superiores ocurrió unasedimentación marina volcanosedimentaria (Formación Chivillas).Todos estos elementos se interpretan como parte de la evolución deuna cuenca pull-apart que en un marco más regional puede estarasociada a un sistema de fallas de transformación relacionadas con latectónica del Caribe.

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ACTIVIDACTIVIDACTIVIDACTIVIDACTIVIDAD CENOZOICAD CENOZOICAD CENOZOICAD CENOZOICAD CENOZOICA DEL SECTOR NORA DEL SECTOR NORA DEL SECTOR NORA DEL SECTOR NORA DEL SECTOR NORTE DE LTE DE LTE DE LTE DE LTE DE LAAAAAFFFFFALLALLALLALLALLA OAXA OAXA OAXA OAXA OAXACACACACACAAAAA

Dávalos Álvarez Oscar Gabriel, Nieto Samaniego ÁngelFrancisco, Alaniz Álvarez Susana Alicia, Santa María Díaz

Alfredo y Loza Aguirre IsidroCentro de Geociencias, [email protected]

La falla de Oaxaca (FO) es una falla normal cenozoica, ubicadaen el sur de la República Mexicana. En el estado de Oaxaca, su trazase sobrepone a la zona de cizalla de Oaxaca (ZCO), esto se observadesde Miahuatlán hasta Teotitlán. A partir de esa localidad la FO sesepara de la ZCO, se desvía con dirección NW hasta Tehuacán,Puebla. La ZCO se originó por un evento contractivo previo alJurásico Medio, tuvo actividad como falla transcurrente en el JurásicoMedio, como falla normal entre el Jurásico Medio y el CretácicoTemprano, y para el Cenozoico se reactivó también como falla normal.

En la porción septentrional de la FO se formó una extensa fosatectónica conocida como Valle de Tehuacán. Los poblados deTehuacán, Puebla y Teotitlán, Oaxaca, se ubican hacia la porcióncentro-meridional de dicho valle. En la región de Teotitlán y dentro delva l le se obser varon abundantes depós i tos lacustres, estoscomúnmente aparecen en los mapas geológicos como FormaciónTehuacán, o son referidos como cubierta cenozoica. De ellos sepueden separar dos secuencias sedimentarias, la más antigua estáformada por lechos rojos de conglomerado en los que se observaronalgunas capas de yeso. Esta unidad subyace otros depósitos queidentificaremos como formación Mequitongo, la cual está formada pordecenas de metros de capas alternadas de lodolitas, lutitas, areniscasy conglomerados, varían de colores café claro a verde, también seobser van capas de color rojo y se encuentran abundantesconcentraciones de yeso, lo que indica un ambiente de depósitocontinental lacustre, muy probablemente con un tirante de agua muypequeño. Ambos depósitos cenozoicos son producto de fases erosivasposteriores a la orogenia Laramide y probablemente debidas allevantamiento de la Sierra Mazateca. Cubriendo discordantemente a laformación Mequitongo, hay abanicos aluviales del Reciente.

Los lechos rojos y los depósitos lacustres se encuentranbasculados, existiendo una discordancia entre ellos. En los depósitoslacustres se observan pliegues, teniendo como zona de despegue lascapas de yeso. Se observa una transición del valle hacia la SierraMazateca, de los lechos rojos descritos, a un depósito deconglomerado sin yesos y con cantos gruesos, mayormente de rocasmetamórficas. Esa variación litológica puede explicarse por un cambiode facies al acercarse a la fuente de sedimentos, o podría interpretarsecomo el producto de un evento tectónico previo al depósito de laformación Mequitongo.

Para la deformación cenozoica en esta porción de la FO se puedeidentificar al menos tres evento tectónicos activos durante el terciario,el primero generó la cuenca donde se depositaron los lechos rojos, elsegundo produjo el basculamiento de éstos, y el tercero basculó a laformación Mequitongo. Se puede limitar la edad de esta últimadeformación con el depósito de los abanicos aluviales, en los cualesse observó que no están afectados por fallas, lo que implicaría que enesta zona de la FO no hubo deformación en el Reciente.

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INTERPRETINTERPRETINTERPRETINTERPRETINTERPRETACION GEOFISICACION GEOFISICACION GEOFISICACION GEOFISICACION GEOFISICA EN EL FRENTE TECTONICOA EN EL FRENTE TECTONICOA EN EL FRENTE TECTONICOA EN EL FRENTE TECTONICOA EN EL FRENTE TECTONICODE LOS TERRENOS ZAPOTECO Y CUICDE LOS TERRENOS ZAPOTECO Y CUICDE LOS TERRENOS ZAPOTECO Y CUICDE LOS TERRENOS ZAPOTECO Y CUICDE LOS TERRENOS ZAPOTECO Y CUICAAAAATECOTECOTECOTECOTECO, OAX, OAX, OAX, OAX, OAXACACACACACAAAAA

Belmonte Jiménez Salvador1, Campos Enríquez J.O.2, OrtegaGutierrez Fernando2 y Navarro Mendoza Susana1

1 CIIDIR, IPN, Oaxaca2 Instituto de Geofísica, UNAM

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Se determinaron las características geológico tectónicas de unfrente tectónico (zona de sutura) donde convergen los terrenostectonoestratigráficos Zapoteco (poniente) y Cuicateco (oriente),delimitados por la Falla de Oaxaca, a partir de la interpretación deestudios de gravimetría y magnetometría, ubicado en los vallescentrales de Oaxaca, México. Se realizó la interpretación conjunta deseis perfiles a través del modelado directo en 2 1/2 D. También sedeterminaron profundidades a las fuentes a partir de la inversión dedatos usando la técnica de Euler. Ambos métodos han proporcionadoresultados semejantes.

Se ha determinado que el terreno Zapoteco cabalga sobre elCuicateco, cuyas densidades son en promedio de 2.8 gr/cm3 para elprimero y de 2.67 gr/cm3 para el segundo. El rango de variación delas susceptibilidades magnéticas es de 0.001 a 0.00505 cgs para elterreno Zapoteco y de 0.001 a 0.00455 para el Cuicatec. Se sugiereque la Falla de Oaxaca se extiende hacia el sur de la ciudad deOaxaca.

El comportamiento del coeficiente de compensación isostático,indica que el equilibrio isostático en esta zona se ha realizado entreun 52 y 92%, siendo mayor hacia el terreno Zapoteco.

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DEFINICIÓN Y CINEMÁTICDEFINICIÓN Y CINEMÁTICDEFINICIÓN Y CINEMÁTICDEFINICIÓN Y CINEMÁTICDEFINICIÓN Y CINEMÁTICA DEL SISTEMA DE FALLA DEL SISTEMA DE FALLA DEL SISTEMA DE FALLA DEL SISTEMA DE FALLA DEL SISTEMA DE FALLASASASASASTZITZIOTZITZIOTZITZIOTZITZIOTZITZIO-----ALALALALALTTTTTAMIRANOAMIRANOAMIRANOAMIRANOAMIRANO, EN L, EN L, EN L, EN L, EN LA REGIÓN DE TIQUICHEOA REGIÓN DE TIQUICHEOA REGIÓN DE TIQUICHEOA REGIÓN DE TIQUICHEOA REGIÓN DE TIQUICHEO-----

ERÉNDIRA, ORIENTE DE MICHOACÁNERÉNDIRA, ORIENTE DE MICHOACÁNERÉNDIRA, ORIENTE DE MICHOACÁNERÉNDIRA, ORIENTE DE MICHOACÁNERÉNDIRA, ORIENTE DE MICHOACÁN

Morales Gámez Miguel1, Centeno García Elena2, TolsonGustavo2, Benammi Mouloud3 y Martínez Hernández Enrique2

1 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, UNAM2 Instituto de Geología, UNAM3 Instituto de Geofísica, UNAM

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En el presente trabajo se describe un sistema transcurrentedenominado Sistema de Fallas Tzitzio-Altamirano (SFTA), estudiadoen la región de Tiquicheo-Eréndira ubicada al sur del CinturónVolcánico Mexicano en el Oriente de Michoacán, el cual estávinculado íntimamente a la estructura regional conocida comoAnticlinal de Tzitzio. El SFTA se definió a partir de la relación queexiste entre las fallas que ponen en contacto las rocas volcánicas ysedimentarias marinas y continentales jurásico-cretácicas, asociadas al


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arco del Terreno Guerrero, que afloran en esta región y que presentanuna deformación previa al depósito de las rocas sedimentariascontinentales del Cretácico Superior (Maestrichtiano) de la FormaciónCutzamala, con las cuales están en contacto tectónico o las subyacendiscordantemente. Este rasgo estructural se manifiesta linealmentedesde Tzitzio, Michoacán hasta Altamirano, Guerrero, con unadirección ~Norte-Sur, y está definido por la inclinación de losdepósitos continentales.

La dirección del sistema de fallas Tzitzio-Altamirano en generales ~Norte-Sur. El contacto entre rocas marinas y continentales, haciael Oeste de la región Tiquicheo-Eréndira, es por medio de fallaslaterales y presentan arreglo trenzado como estructuras menores. AlSureste de la región de estudio las rocas marinas y continentales dearco forman horts limitados por fallas laterales con una componentevertical importante con una dirección Noroeste-Sureste y con estríasque indican un movimiento lateral izquierdo, mientras que al Este delos afloramientos de rocas marinas, el contacto es por medio de fallaslaterales con arreglos en échelon que tienen una dirección ~Norte-Sur y están asociadas a fallas con desplazamiento lateral con unadirección Este Noreste-Oeste Sureste. Además se observa una seriede fallas Riedel derechas e izquierdas, así como pliegues de arrastrea lo largo de las zonas de falla principales. Algunos planos del sistemaprincipal son continuos y presentan brechas de falla de más de 150m. de ancho. Otros forman sistemas trenzados, que contiene bloquesde metros a decenas de metros de diámetro. Las fallas también sehospedan en los cuerpos de rocas marinas más antiguas.

La cinemática de la deformación se plantea como un sistema defallas laterales izquierdas asociado a una componente de compresiónque elevó el núcleo de la estructura de Tzitzio, por lo que se proponeque la configuración del sistema de fallas tuvo relación con unacomponente lateral importante asociada a un proceso de compresiónque elevó y puso en contacto rocas marinas pre-cretácicas con rocassedimentarias del Cretácico Superior. Se desconoce la edad de ladeformación, pero se sabe que es pos Maestrichtiano y posterior a laacreción del Terreno Guerrero. De esta manera se propone que ladeformación observada en la región de estudio está asociada a unsistema de fallas transpresivo pos-Cretácico Tardío, y presentaregionalmente la morfología de una zona de transferencia (bending)con terminación en una distribución de fallas en forma de cola de pez.El levantamiento del núcleo de la zona de falla dio lugar a lamorfología actual que se observa en la Sierra de Huetamo-Tzitzio.

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AGE OF FORMAAGE OF FORMAAGE OF FORMAAGE OF FORMAAGE OF FORMATION OF THE TZITZIO ANTIFORM ANDTION OF THE TZITZIO ANTIFORM ANDTION OF THE TZITZIO ANTIFORM ANDTION OF THE TZITZIO ANTIFORM ANDTION OF THE TZITZIO ANTIFORM ANDSTRUCTURAL CONTROL OF VOLCSTRUCTURAL CONTROL OF VOLCSTRUCTURAL CONTROL OF VOLCSTRUCTURAL CONTROL OF VOLCSTRUCTURAL CONTROL OF VOLCANISM IN EASTERNANISM IN EASTERNANISM IN EASTERNANISM IN EASTERNANISM IN EASTERN

MICHOACÁN AND WESTERN GUERREROMICHOACÁN AND WESTERN GUERREROMICHOACÁN AND WESTERN GUERREROMICHOACÁN AND WESTERN GUERREROMICHOACÁN AND WESTERN GUERRERO

Ferrari Luca1, Cerca Martinez Mariano2, López MartínezMargarita3, Serrano Duran Lina1 y Gonzalez Cervantes Norma1

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Instituto de Geología, UNAM3 Depto. de Geología, CICESE

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As a part of a wider project recently funded by CONACyT webegan a regional study in an area immediately to the south of theTrans-Mexican Volcanic Belt between Morelia, Huetamo, Tejupilco andZitacuaro. This region exposes a thick late Cretaceous-early Miocenevolcanic and sedimentary succession that allow to study the tectonicand magmatic interplay during and after the Laramide deformation insouthern Mexico. The basement of this succession consists of a

Jurassic-Cretaceous low-grade metamorphic sequence (San Lucas Fm.and Tejupilco schists) and the Aptian-Turonian Arcelia-Palmar Chicosubmarine volcanic and carbonates succession (GAP). These rocks arecovered by: 1) a Late Cretaceous to Eocene continental sedimentarysuccession (red beds) with local shal low marine carbonatesintercalations and, 2) Eocene to early Miocene silicic to intermediateignimbrites as well as mafic dikes and lavas. Rocks belonging to thebasement and to the red beds succession are involved in the ~N-Santi forms of Tzitzio-Huetamo and Tejupi lco, whose age ofdeformation is poorly constrained. To the east the Teloloapan-Ixtapanthrusts have a well constrained Laramide age. The red beds have beentraditionally included into the Tertiary Balsas Group. Nevertheless, thelower part of the succession, mainly made of a strongly weldedandesitic to basaltic conglomerate for which a Late Cretaceous agewas suggested, was considered the product of the erosion of theAmenguaricuaro marine volcanic arc, coeval with the GAP (CRM,1999). The recent findings of Maastrichtian dinosaur fossils in the redbeds forming the eastern part of the Tzitzio-Huetamo antiform(Moulod et al., 2003) confirms a Late Cretaceous age for the lowerpart of the red beds success ion. However, lavas in theAmenguaricuaro area are basical ly undeformed and entirelycontinental. Also, we have dated them by the 40Ar/39Ar methodobtaining a Late Eocene age. A similar age was obtained for thePurungueo subvolcanic body, which clearly post-dates the formation ofthe Tzitzio antiform. Our ages imply that the red beds are unrelatedwith the Amenguaricuaro lavas and that the formation of the Tztitziostructure occurred in the Paleocene. We thus consider the Tzitzio andTejupilco antiforms as formed during a late phase of Laramideshortening that follows the thrusting of the GAP onto the Tejupilcoschists. The Laramide structures were later cut by a WNW trendingshear zone that run from El Limon to the Taxco-Iguala area. This isa kilometer-scale wide fault system that displaces in a right lateralsense the Tzitzio and Tejupilco antiform as well as the Teloloapan-Ixtapan Laramide thrusts. Furthermore, this crustal shear zone controlthe subsequent emplacement of the Nanchititla, La Goleta and Taxcosilicic centers (late Eocene-early Oligocene) as well as a large swarmof mafic dikes exposed between Tuzantla, Bejucos y El Limón. Furtherto the SE, the Tilzapotla resurgent caldera (Moran- Zenteno et al.2004) seems to be related to this structure as well. Available agesconstrain the formation of this crustal shear zone, the cause of itsformation is presently unknown, to Late Paleocene-Early Eocenetimes.

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LA EVOLLA EVOLLA EVOLLA EVOLLA EVOLUCIÓN GEODINÁMICUCIÓN GEODINÁMICUCIÓN GEODINÁMICUCIÓN GEODINÁMICUCIÓN GEODINÁMICA DE LA DE LA DE LA DE LA DE LA REGIÓN ÍSTMICA REGIÓN ÍSTMICA REGIÓN ÍSTMICA REGIÓN ÍSTMICA REGIÓN ÍSTMICAAAAADE TEHUANTEPEC Y MADE TEHUANTEPEC Y MADE TEHUANTEPEC Y MADE TEHUANTEPEC Y MADE TEHUANTEPEC Y MATÍAS ROMEROTÍAS ROMEROTÍAS ROMEROTÍAS ROMEROTÍAS ROMERO, OAX, OAX, OAX, OAX, OAXACACACACACA;A;A;A;A;

ELEMENTOS PELEMENTOS PELEMENTOS PELEMENTOS PELEMENTOS PARA LARA LARA LARA LARA LA RECONSTITUCIÓNDE LA RECONSTITUCIÓNDE LA RECONSTITUCIÓNDE LA RECONSTITUCIÓNDE LA RECONSTITUCIÓNDE LA HISTORIAA HISTORIAA HISTORIAA HISTORIAA HISTORIATECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICA Y ESTRUCTURALA Y ESTRUCTURALA Y ESTRUCTURALA Y ESTRUCTURALA Y ESTRUCTURAL

Ortuño Arzate Salvador y Romero Moguel CuauhtémocInstituto Mexicano del Petróleo

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En el área del Istmo de Tehuantepec, región de Matías Romeroy Palomares, afloran rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. Lasrocas ígneas constituyen el basamento denominado Paleozoico Ígneoy Metamórfico. Sobreyaciendo discordantemente a este basamento seencuentra la serie mesozoica de las formaciones Todos Santos,Mogoñé, el Porvenir, Potrerillo, Paso de Buques y el Grupo SierraMadre. Las rocas metamórficas son las correspondientes a lasunidades denominadas “Complejo Ramos Millán” y “CretácicoSuperior Metamórfico”.


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La evolución tectónica desde el Triásico Tardío al CretácicoTardío condicionó y determinó la sedimentación y los ambientes dedepósito; desde los abanicos aluviales con aporte de materialesvolcánicos de la Fm. Todos Santos, hasta los ambientes marinos desubmarea somera semirrestringida de sedimentación calcárea–terrígena del Cretácico.

Posteriormente, durante el Cretácico Tardío hasta el OligocenoMioceno, ocurre la principal deformación tectónica del basamento, asícomo de su cubierta sedimentaria mesozoica. Esta deformación, decarácter compresivo-transpresivo, ocasiona la generación de rocasmetamórficas cataclásticas a partir de las unidades ígneas ysedimentarias preexistentes (“Complejo Ramos Millán” y “CretácicoSuperior Metamórfico”). La deformación tectónica más intensa tienelugar durante el Mioceno, la cual tiene como consecuencia en elámbito regional, el desplazamiento del Macizo de Chiapas hacia elNoreste, y el consiguiente plegamiento y expresión estructural de laSierra de Chiapas.

El entendimiento de la evolución tectónica de esta región delsistema cordillerano en el Istmo de Tehuantepec es de fundamentalimportancia para definir la geodinámica regional de las placastectónicas del Sur de México, así como los efectos de los movimientosde estas placas en la conformación geológica compleja de este sectorde México.

Palabras clave: Sistema cordillerano, geotectónica, rocascataclásticas, la Zacatera, Istmo de Tehuantepec, México.

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CARCARCARCARCARTOGRAFÍA GEOLÓGICOTOGRAFÍA GEOLÓGICOTOGRAFÍA GEOLÓGICOTOGRAFÍA GEOLÓGICOTOGRAFÍA GEOLÓGICO-ESTRUCTURAL DE L-ESTRUCTURAL DE L-ESTRUCTURAL DE L-ESTRUCTURAL DE L-ESTRUCTURAL DE LAAAAAREGIÓN DE TAMAZULREGIÓN DE TAMAZULREGIÓN DE TAMAZULREGIÓN DE TAMAZULREGIÓN DE TAMAZULAPAPAPAPAPAM-NOCHIXTLÁN, OAXAM-NOCHIXTLÁN, OAXAM-NOCHIXTLÁN, OAXAM-NOCHIXTLÁN, OAXAM-NOCHIXTLÁN, OAXACACACACACAAAAA

Santa María Díaz Alfredo, Alaniz Álvarez Susana Alicia, NietoSamaniego Angel Francisco, Dávalos Álvarez Oscar Gabriel y

Loza Aguirre IsidroCentro de Geociencias, UNAM

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Se presenta la cartografía geológico-estructural de un transectode la región de Tamazulapam-Nochixtlán, en el estado de Oaxacaenfatizando la deformación terciaria. La zona de estudio estácomprendida entre las coordenadas geográficas 16° 21´ y 18°00´ deLatitud Norte y 97° 05´ y 97° 45´ de Longitud Oeste. En estaregión del sur de México se han reportado fallas mayores a nivelregional, la Falla Caltepec y la Falla Tamazulapam y una falla izquierdaE-W (Falla Las Pilas) que modifica el eje del Anticlinal de Teposcolula.La primera es una falla transpresiva orientada NNW-SEE de edadpérmica, mientras que la segunda es una falla lateral izquierdaorientada NW-SE de edad cenozoica. Ambas se han propuesto comolímite entre los basamentos de los complejos Acatlán y Oaxaqueño. Eneste transecto afloran secuencias estratigráficas cuyas edades varíandesde el Precámbrico hasta el Terciario. La primera secuencia estáconstituida por el Complejo Oaxaca de edad precámbrica. La segundasecuencia del paleozoico inferior la compone la Formación Tiñu. Latercera secuencia del cretácico la componen las Formaciones San JuanTeita, Teposcolula, Tilantongo y Yucunama. La cuarta secuencia delTerciario está compuesta por las Formaciones Tamazulapam,Yanhuitlán, Chilapa, depósitos epiclásticos y tobas, Andesita Yucudaac,Toba Llano de Lobos y rocas volcánicas de composición andesítica,estás formaciones afloran en casi todo el transecto, en Tamazulapam,Tepelmeme, Yanhuitlán y Nochixtlán. El fallamiento principal en laregión tiene un rumbo preferencial NW-SE, y se asocian a este sistema

fallas normales con inclinaciones de 50° a 60° al NE, y fallamientolateral izquierdo y derecho con inclinaciones de 70° al NE o SW, elfallamiento normal está presente en casi toda la secuencia terciaria, aexepción de la secuencia volcánica, mientras que el fallamiento lateralse manifiesta en la formación Chilapa y en la secuencia volcánica.Respecto a las grandes estructuras regionales, se logró ducumentar alsureste de Tamazulapam que la Falla Tamazulapam tiene una unaorientación NW-SE con una componente lateral izquierda, mientrasque la Falla Caltepec es muy dificil determinar con presición su trazoya que existe una zona muy grande donde puede pasar su trazo.Cerca del poblado de Tamazulapan se midieron varias fallas queregistran deformación oligocénica. La actitud de la falla másimportante que observamos es 200°/45°, contiene ca. 7 m de brechay ca. 15 cm de salbanda de clorita, muestra desplazamiento lateralderecho; las estrías cortan un juego de estrías previo cuyo sentido nose logró determinar, la falla es posterior al depósito de la FormaciónChilapa oligocénica. Esta formación contiene un pliegue con línea decharnela 220°/20°. Al noreste de Tamazulapam se midieron fallasnormales (025°/60°) afectando la Toba Llano de Lobos de 26 Ma(Martiny et al., 2000). Se documentó también una zona de fallasnormales de ca. 350 m de ancho, con orientación ca. 075°/60°. Todoeste conjunto de estructuras indica un evento posterior a los 26 Macon dirección de extensión máxima hacia el NE. Adicionalmente sedocumentaron fallas menores laterales compatibles con esa direcciónde alargamiento.

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GEOLOGÍA ESTRUCTURAL E IMPLICGEOLOGÍA ESTRUCTURAL E IMPLICGEOLOGÍA ESTRUCTURAL E IMPLICGEOLOGÍA ESTRUCTURAL E IMPLICGEOLOGÍA ESTRUCTURAL E IMPLICACIONESACIONESACIONESACIONESACIONESTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICTECTÓNICAS DE UNIDAS DE UNIDAS DE UNIDAS DE UNIDAS DE UNIDADES METADES METADES METADES METADES METAMÓRFICAMÓRFICAMÓRFICAMÓRFICAMÓRFICAS DEL ÁREAAS DEL ÁREAAS DEL ÁREAAS DEL ÁREAAS DEL ÁREA

DE LA VENTDE LA VENTDE LA VENTDE LA VENTDE LA VENTA, ESTA, ESTA, ESTA, ESTA, ESTADO DE GUERREROADO DE GUERREROADO DE GUERREROADO DE GUERREROADO DE GUERRERO

Torres De León Rafael1 y Solari Lovati Luigi21 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, UNAM

2 Instituto de Geología, [email protected]

Se presentan los resultados previos de un estudio realizado en laregión de La Venta, sur del Estado de Guerrero, en esta zona seencuentran en relación tectónica el Complejo Xolapa, la FormaciónChapolapa y la caliza Morelos, las evidencias estratigráficas yestructurales señalan una historia de deformación compleja para estasunidades.

El Complejo Xolapa está formado por una variedad litológicarepresentada por gneises de biotita y/o de moscovita, de hornblenda,augengneis, esquistos de moscovita o de biotita, estas unidadesfueron deformadas y metamorfizadas en condiciones de alto grado(Dx). Además son intrusionadas por metagranitoides deformados.

La Formación Chapolapa cons is te de una secuenciametavolcánica y metasedimentaria intercaladas que está metamorfizadaen facies de esquisto verde y posee deformación dúctil milonítica(Dx+1). La secuencia metavolcánica es compuesta de metandesitas,metadac i tas y metar r io l i tas , mientras que la secuenciasmetasedimentarias son filitas, metabrechas y metaconglomerados. Elmetamorfismo de esta formación es caracterizado por la presencia declorita, epidota y sericita.

En la secuencia metavolcánica se diferencian dos paquetes:milonítico y no milonítico. El paquete milonítico se caracteriza por unafoliación espaciada consistente de dominios de clivaje constituidos declorita y sericita y microlitones formados por cristales individuales deplagioclasa o cuarzo y una matriz de cuarzo finamente recristalizada.


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Además muestra indicadores de sentido de cizalla entre los cuales hayporfiroclastos envueltos tipo sigma y delta (formados por plagioclasa,cuarzo, epidota y clorita), V pull aparts, fracturas sintéticas yantitéticas, etc. Estos indicadores predominantemente señalan unsentido de cizalla correspondiente a falla normal con buzamientohacia el NW. Por su parte, el paquete no milonítico presenta fábricasígneas relictas que varían de porfídica a fanerítica. Los porfiroclastosde cuarzo, en ambos paquetes, poseen estructuras de deformaciónintracristalina como subgranos, bandas de deformación y láminas dedeformación. Esta unidad fue plegada después de la deformacióndúctil (Dx+2).

El contacto superior de esta formación es con la caliza Morelosa través de la cabalgadura La Venta (Dx+2) y el contacto inferior escon los metagranitoides El Pozuelo y Las Piñas y gneises del ComplejoXolapa a través de una falla normal (Dx+3). La cabalgadura La Ventaes una estructura probablemente laramídica, convexa e inclinada haciael norte, orientada en sentido NW-SE y con variaciones en suinclinación entre 25° a 45°.

Los metagranitoides El Pozuelo y Las Piñas se encuentran entrelos gneises Xolapa y la Formación Chapolapa, están foliados, lineadosy poseen indicadores de sentido de cizalla que indican la mismacinemática que en la Formación Chapolapa, asimismo, estánmetamorfizados en facies de esquisto verde (Dx+1). Debido a que lasestructuras y metamorfismo de estas unidades son concordantes seconcluye que fueron deformadas y metamorf izadascontemporáneamente. La edad preliminar del metagranito El Pozueloes de 130 Ma y representa el límite inferior para este evento demetamorfismo y deformación.

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DO PLDO PLDO PLDO PLDO PLUMES EXIST?UMES EXIST?UMES EXIST?UMES EXIST?UMES EXIST?

Foulger Gillian R.Dept. Earth Sciences, University of Durham, U.K.

[email protected]

Mantle plumes were originally proposed in 1971 by W. JasonMorgan to explain intraplate volcanism, and large-volume ridge-centred volcanism, that seemed to be not explicable by platetectonics. He defined precisely their characteristics and consequences,such that the original, classical plume hypothesis was readily testable.However, subsequent research tended to not confirm the predictions.Large igneous provinces have been found to be not preceded by thepredicted uplift, many “hot spots” are not associated with time-progressive volcanic tracks, seismic anomalies extending down into thedeep mantle have often not been seen, and at many “hot spots” thereis no evidence that they are hot.

Nevertheless, instead of the theory being abandoned as is done,for example, in medical research if a drug is found to not produce thepredicted results, the plume model was retained. The problems weredealt with by progressively adapting the theory in an ad hoc fashionto include the unpredicted observations. Plumes have been proposedto come from almost any depth, to rise vertically or tilt, to flow forthousands of kilometres laterally, to have narrow or broad conduits, tohave no plume head, one head, or multiple heads, to produce steadyor variable flow, to be long- or short-lived, to speed up or slow down,to have a source that is either geochemically depleted, enriched, orboth, to have either high or low 3He/4He and to be either hot orcold. Thus, the contemporary plume theory is not falsifiable, but hasbecome so flexible it has become a data-independent, a priori

assumption. Many research papers are nothing more than reports thatlist new data and then suggest how the plume model must be adaptedto fit them. Such an approach is unscientific. Worst, it is distractingmany scientists from seeking scientific explanations for variousvolcanic regions.

There has recently been renewed interest in consideringalternative models for “hot spots” that may fit the observations withfew ad hoc assumptions or appeals to coincidence. One of theseproposes that al l surface volcanism is essential ly a shal lowphenomenon, has nothing to do with the deep mantle, and volcanic“anomalies” are simply the by-products of plate tectonics. This theoryattributes “hot spots” to permissive volcanism in areas of extension.The volumes of melt produced, which may be large in the case oftholeiitic provinces such as Hawaii, or small in the case of alkalinevolcanism in continental rifts, are controlled by the fertility of theunderlying source. The presence of eclogite or pyroxenite in thesource, or refertilised periditote, will result in larger volumes ofmagma than if the extending region is underlain by depletedperidotite. Volatile content and temperature will also affect meltvolumes, but in a secondary way.

A third of all the world’s “hot spots” lie on or close to spreadingplate boundaries. Extending intraplate regions such as the East AfricanRift and back-arc basins are also commonly associated with “hotspots”. Fertility may be introduced to the mantle by subducting slabs.The crustal portion transforms to eclogite at depth. Other sources offertility are the metasomatised mantle lithosphere of subducted slabsand continental mantle lithosphere, which may delaminate followingthickening as a result of continental collision. Refertilised mantle mayhave a solidus as much as 200ºC lower than that of depleted mantleperidotite. The melting of such material beneath an extending areamay yield several times as much melt as would be extractable at thesame temperature from depleted peridotite.

This alternative model for the genesis of “hot spots” raises newquestions and challenges. Can the melt volumes observed bequantitatively modeled? How should seismic tomography images beinterpreted? How hot are “hot spots”? Are deep mantle plumesphysically possible? What is the relationship between large igneousprovinces and volcanic chains? Can geochemical observations bereconciled with a fertile source at relatively normal temperatures?What is the origin of high 3He/4He? Right or wrong, the presentchallenge to the plume hypothesis and the innovative thinking it isencouraging, is unearthing many novel new research problems thathave long gone unrecognised.

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EVOLEVOLEVOLEVOLEVOLUCIÓN TECTÓNICUCIÓN TECTÓNICUCIÓN TECTÓNICUCIÓN TECTÓNICUCIÓN TECTÓNICA DE LA DE LA DE LA DE LA DE LAS CAS CAS CAS CAS CADENAS PLEGADADENAS PLEGADADENAS PLEGADADENAS PLEGADADENAS PLEGADAS YAS YAS YAS YAS YCCCCCABALGADABALGADABALGADABALGADABALGADAS DEL OCCIDENTE DEL GOLFO DE MÉXICOAS DEL OCCIDENTE DEL GOLFO DE MÉXICOAS DEL OCCIDENTE DEL GOLFO DE MÉXICOAS DEL OCCIDENTE DEL GOLFO DE MÉXICOAS DEL OCCIDENTE DEL GOLFO DE MÉXICO:::::SIERRA MADRE ORIENTSIERRA MADRE ORIENTSIERRA MADRE ORIENTSIERRA MADRE ORIENTSIERRA MADRE ORIENTALALALALAL-SIERRA DE ZONGOLIC-SIERRA DE ZONGOLIC-SIERRA DE ZONGOLIC-SIERRA DE ZONGOLIC-SIERRA DE ZONGOLICAAAAA-SIERRA-SIERRA-SIERRA-SIERRA-SIERRA

DE CHIAPDE CHIAPDE CHIAPDE CHIAPDE CHIAPASASASASAS

Padilla y Sánchez Ricardo JoséFacultad de Ingeniería, [email protected]

La evolución geológica de la Sierra Madre Oriental-Sierra deZongolica-Sierra de Chiapas está íntimamente ligada con los procesostectónicos que dieron origen al Golfo de México. La fragmentación ydispersión de la Pangea en el área que hoy ocupa la porción orientalde México comenzó durante el Triásico Tardío (~220 ma). Laapertura del Golfo de México dió paso a la formación de un sistema


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de grabenes alargados, estrechos y orientados NW-SE en la parte quecorresponde al occidente de la ubicación actual de esta cuencaoceánica. En esas depresiones se depositaron lechos rojos encondiciones continentales desde el Triásico Superior hasta el JurásicoMedio (Bajociano, 169 ma) que posteriormente fueron cubiertas poraguas marinas para depositar grandes volúmenes de sal durante elCalloviano (164-159 ma). El área del actual Golfo de México estabaentonces ocupada por el Bloque Yucatán, mismo que se desplazó muyrápido hacia el sur-sureste, del orden de 400 km, hasta la posiciónque ocupa actualmente, en un lapso de tiempo de 5 millones de años.Como consecuencia de ese movimiento tan súbito, hablando entiempo geológico, se creó un desequilibrio isostático importante queprovocó largos períodos de subsidencia en la parte central del Golfode México, acompañados de importantes levantamientos en las áreascontinentales y en los bordes de la cuenca oceánica. Las CadenasCabalgadas y Plegadas del oriente de México se formaron por undeslizamiento gravitacional hacia la gran depresión del Golfo deMéxico como una consecuencia de ese desequilibrio isostático; elnivel de décollement sobre el que se deslizaron las secuenciassedimentarias marinas mesozoicas se ubica en las rocas dúctilesJurásicas del Oxfordiano-Tithoniano. La edad de la deformación en alSierra Madre Oriental es más antigua (Paleoceno-Eoceno), que ladeformación en la Sierra de Zongolica (Eoceno-Mioceno Medio), oque en la Sierra de Chiapas (Mioceno Medio). Se presenta unareconstrucción de tectónica de placas sustentada en datos geológicosde campo, datos geofísicos e información paleogeográfica.

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ESTRUCTURAS TRANSCURRENTES EN LESTRUCTURAS TRANSCURRENTES EN LESTRUCTURAS TRANSCURRENTES EN LESTRUCTURAS TRANSCURRENTES EN LESTRUCTURAS TRANSCURRENTES EN LA SIERRA MADREA SIERRA MADREA SIERRA MADREA SIERRA MADREA SIERRA MADREORIENTORIENTORIENTORIENTORIENTAL: UNA PERSPECTIVAL: UNA PERSPECTIVAL: UNA PERSPECTIVAL: UNA PERSPECTIVAL: UNA PERSPECTIVA DESDE EL CIELOA DESDE EL CIELOA DESDE EL CIELOA DESDE EL CIELOA DESDE EL CIELO

Sanguinetti Marco y Sorrentino DavidSchlumberger

[email protected]

En el presente trabajo se anal izan los mecanismos dedeformación y la cinemática de alguna de las estructuras presentes enla Sierra Madre Oriental de México, en función de la interpretación deimágenes satelitales Landsat de alta resolución.

Así mismo, se fortalece la hipótesis de los mecanismostranscurrentes responsables de la deformación de la Sierra MadreOriental, ya planteada anteriormente por algunos autores, comoresultado de la convergencia oblicua de las placas intervinientes desdeel Turoniano hasta el presente.

Se estudia en particular las estructuras presentes en torno a lalocalidad de Jaumave, Ciudad Victoria y en el denominado Arco oSaliente de Monterrey. Se establece la relación de estas estructurascon respecto al esfuerzo tectónico principal máximo y se deduce lacinemática y estilo de deformación de las mismas. Por otro lado, sevincula temporo-espacialmente esta tectónica con el magmatismo detipo alcalino observable a lo largo de todo el frente de la Sierra MadreOriental (Provincia Alcalina Oriental de México).

Finalmente, se plantea la discusión en cuanto a la co-sanguineidad de esta tectónica con el origen y evolución de lascuencas sedimentarias petroleras adjuntas a la Sierra Madre Oriental.

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DISTRIBUCIÓN ESPDISTRIBUCIÓN ESPDISTRIBUCIÓN ESPDISTRIBUCIÓN ESPDISTRIBUCIÓN ESPACIAL DE ANOMALÍAS GEOFÍSICACIAL DE ANOMALÍAS GEOFÍSICACIAL DE ANOMALÍAS GEOFÍSICACIAL DE ANOMALÍAS GEOFÍSICACIAL DE ANOMALÍAS GEOFÍSICAS YAS YAS YAS YAS YMORFOMÉTRICMORFOMÉTRICMORFOMÉTRICMORFOMÉTRICMORFOMÉTRICAS ASOCIADAS ASOCIADAS ASOCIADAS ASOCIADAS ASOCIADAS A LOS RASGOSAS A LOS RASGOSAS A LOS RASGOSAS A LOS RASGOSAS A LOS RASGOS

ESTRUCTURALES MAESTRUCTURALES MAESTRUCTURALES MAESTRUCTURALES MAESTRUCTURALES MAYYYYYORES DEL SW DEL GOLFO DEORES DEL SW DEL GOLFO DEORES DEL SW DEL GOLFO DEORES DEL SW DEL GOLFO DEORES DEL SW DEL GOLFO DEMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO

Sandoval Ochoa J. Héctor1, Aguayo Camargo J. Eduardo1 yAraujo Mendieta Juan2

1 Facultad de Ingeniería, UNAM2 Instituto Mexicano del Petróleo

[email protected]

Con los datos analizados y de la distribución resultante deanomalías o rasgos geofísicos y geomorfométricos observados en elmar del suroeste del Golfo de México, se hizo una hipótesis detrabajo, para revisar e identificar la organización morfoestructural ygeodinámica actual de sus regiones marina y terrestre.

Los datos utilizados de los levantamientos de: batimetría, (Bryantet al.,1984), hipsometría (SDN), sismología multicanal regional ysomera y gravimetría, han sido retomados de las últimas tres décadasa partir de los proyectos CICAR, IDOE (1970-1982) y satelitales deNOAA-UCSD-SIO/UNAM (<2000). Asimismo, se han realizadointerpretaciones holísticas del modelado en base a una metodología deGeomorfometría Avanzada aplicada en la región.

Se da una síntesis de la distribución espacial y regional de losrasgos y e lementos estructura les mayores que se asocianrespectivamente, a las anomalías observables y ponderables de lageofísica y la morfometría de la corteza terrestre, la cual estáinfluenciada por los basamentos y la cima solidificada del mantosuperior del Golfo. La distribución de diez compartimientos, rasgos oelementos estructurales submarinos y terrestres, resulta de un sistemageodinámico de movimientos relativos verticales y horizontalesheredados de su evolución principalmente neogénica y del Reciente yque se observan actuando hoy día, de acuerdo a la informacióndiscutida aquí.

Así en lo general, se da el comportamiento de la organizaciónestructural geotectónica y se muestra en lo particular, la presencia delas prolongaciones protuberantes de las estructuras continentalesprecenozoicas de las sierras SE de México que, como un BloqueEsfenoidal soterrando y elevado bajo el subfondo marino del SW delGolfo de México yace debajo del Prisma Sedimentario del Terciario-Reciente.

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ORIGEN Y CORIGEN Y CORIGEN Y CORIGEN Y CORIGEN Y CARACTERÍSTICARACTERÍSTICARACTERÍSTICARACTERÍSTICARACTERÍSTICAS DE LOS DOMOS DE SALAS DE LOS DOMOS DE SALAS DE LOS DOMOS DE SALAS DE LOS DOMOS DE SALAS DE LOS DOMOS DE SALDE LDE LDE LDE LDE LA CUENCA CUENCA CUENCA CUENCA CUENCA SALINA DEL ISTMOA SALINA DEL ISTMOA SALINA DEL ISTMOA SALINA DEL ISTMOA SALINA DEL ISTMO

Arellano Gil Javier1, Yussim Guarneros Sergio2 y Aguilar PérezLuis Antonio1

1 División de Ingeniería en Ciencias de la Tierra, UNAM2 Colegio de Geografía, Facultad de Filosofía y Letras, UNAM

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Las estructuras dómico-diapíricas del sureste de México seencuentran en la denominada Cuenca Salina, que se ubica en elestado de Tabasco y en el sur del estado de Veracruz. Las estructurasmás importantes, por sus dimensiones, son los domos de Jaltipan,Coachapa, Tequistepec, Coachapa, Chinameca, Tonalá y Magallanes, yson de gran interés económico, ya que forman excelentes trampas


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petroleras, yacimientos de azufre y de diferentes sales. El modelopropuesto para la formación de estas estructuras es el siguiente: la salse depositó originalmente en estratos horizontales a finales delCalloviano e inicios del Oxfordiano en un ambiente de tipo sabka,durante la transgresión asociada a la apertura del Golfo de México,alcanzando espesores superiores a los 1000 metros. En esta etapa, yasea por ligeros esfuerzos tangenciales o por erosión, se formaronpequeñas elevaciones que fueron el punto de partida para eldesarrollo de los domos; posteriormente, la cuenca salina cambió auna fase de subsidencia relativamente rápida, por lo que la sal dejode acumularse y se depositaron otras secuencias sedimentariasmarinas de mayor densidad: se acumularon primero carbonatos deplataforma y después una gruesa columna de siliciclástos. El espesorde la secuencia sedimentaria que se acumuló sobre las evaporitas, fueligeramente mayor en los flancos de los promontorios formadospreviamente, pues por diferencia de densidades de la sal (1.8 a 2.11g/cm3) con otros sedimentos, tiende a sostenerse en alto como siflotase. La sal del lecho madre fue alimentando a los domos por abajocon movimiento inicialmente horizontales y después verticales, entanto que los sedimentos terrígenos fueron aumentando su espesor yen consecuencia la carga litostática sobre el domo y sus alrededores,mientras que el basamento continuaba hundiéndose. La alimentacióndel domo pudo haber terminado cuando el espesor del lecho madre(sal) se aproximó a cero en sus flancos, o cuando se alcanzó elequilibrio isostático entre la columna de sal y los terrígenos de lacubierta (con densidades entre 2.65 y 2.75 g/cm3), o bien, cuandoterminó el hundimiento de la cuenca. Se considera que la fuerzaprincipal que construyó el domo salino se deriva de la diferencia dedensidades entre las evaporitas y los sedimentos de la cubierta; la salimpulsó a la primera capa a plegarse e intrusionar a los sedimentossuprayacentes, elevándose sobre el lecho madre, después de que éstealcanzara una profundidad suficiente para que dicha fuerza pudieravencer la resistencia que le opone la cubierta sedimentaria. La formafinal de cada domo estuvo condicionada por la configuración inicial dela sal, por el espesor del lecho madre, por la resistencia mecánica delas rocas suprayacentes, por la temperatura y por la viscosidad de lasal. La intrusión no debió ser rápida, sino progresiva durante elOligoceno y Mioceno, y se inició en el momento en que hubo lasuficiente carga litostática sobre los sedimentos evaporíticos.

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ANÁLISIS DE LANÁLISIS DE LANÁLISIS DE LANÁLISIS DE LANÁLISIS DE LA TECTÓNICA TECTÓNICA TECTÓNICA TECTÓNICA TECTÓNICA DE RUPTURA A ESCA DE RUPTURA A ESCA DE RUPTURA A ESCA DE RUPTURA A ESCA DE RUPTURA A ESCALALALALALA DEA DEA DEA DEA DENÚCLEOS DEL CNÚCLEOS DEL CNÚCLEOS DEL CNÚCLEOS DEL CNÚCLEOS DEL CAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTARELLARELLARELLARELLARELL

Velasquillo Martínez Luis G.1, Ramírez Hernández Hugo1, XuS-S1, Grajales Nishimura José Manuel1, Murillo Muñetón

Gustavo1 y García Hernández Jesús2

1 Programa YNF, Instituto Mexicano del Petróleo2 Exploración y Producción, PEMEX

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Se presentan los resultados del análisis de la tectónica de rupturaa escala de núcleos (fallas y fracturas con longitudes inferiores a20cm) y su relación con las fallas cartografiadas en el subsuelo (>1000m) que afectan los Bloques Akal (alóctono) y Sihil (autóctono)del campo petrolero Cantarell, en la Sonda de Campeche. Losestudios geológicos y geofísicos han puesto en evidencia que Cantarelles un complejo estructural con tres relieves: Bloque Akal, BloqueNohoch y Bloque Chac. Las configuraciones estructurales, obtenidasa partir de datos sísmicos, muestran que el Bloque Akal se caracterizapor un frente de cabalgamiento en sus flancos septentrional y oriental(fallas inversas imbricadas que se unen en profundidad) y fallas de

desplazamiento lateral (evento compresivo del mioceno inferior-medio), así como un sistema complejo de fallas normales (episodioextensivo posterior). Este estudio se desarrolló con la finalidad decaracterizar los sistemas de fracturas y su posible impacto en lacirculación de fluidos. Los datos estructurales medidos a escala denúcleo fueron: (1) azimut e inc l inac ión de los hor izontesestratigráficos y de las fracturas (2) los parámetros que caracterizan alas fallas (tipo de falla, orientación del plano de falla, estrías oindicadores cinemáticos). El estudio de estos datos nos permiteplantear las siguientes conclusiones:

El fracturamiento se concentra principalmente en una brechacarbonatada del límite Cretácico-Terciario (BKT). Se identificaron dossistemas principales de fracturas. tempranas y tardías. Las fracturastempranas se caracterizan por un ensanchamiento por disolución ycementación por dolomita y un sistema de fracturas tardíasimpregnadas de hidrocarburos, sin disolución ni cementación. Lossistemas de fracturas tempranas presentan patrones muy irregulares ydirecciones arbitrarias que son cortadas por las fracturas tardías quepresentan inclinaciones mayores a 60º. Esto implica que la circulaciónde fluidos y la conexión de los sistemas de fracturas esta controladapor el sistema de fracturas tardías.

Se observó que algunos planos de fallas identificados en losnúcleos presentan una superposición de estrías. Estas observacionesnos permiten poner en evidencia que las estrías asociadas con unmovimiento de falla normal cortan a las estrías ligadas con fallas dedesplazamiento latera l . Esto impl ica que a lgunas fa l las dedesplazamiento lateral (evento compresivo) fueron reactivadasposteriormente con un movimiento normal (evento extensivo).

Por último, se determinó que a nivel de la BKT el Bloque Akalpresenta una mayor intensidad de fallas normales y de fracturas queel Bloque Sihil. Lo cual implica que el evento extensivo no afectó demanera significativa a las unidades litoestratigráficas que subyacen a laBKT en el bloque Akal y por lo tanto tampoco al Bloque Sihil.

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DOS CDOS CDOS CDOS CDOS CASOS DE DISCORDASOS DE DISCORDASOS DE DISCORDASOS DE DISCORDASOS DE DISCORDANCIAS PROGRESIVANCIAS PROGRESIVANCIAS PROGRESIVANCIAS PROGRESIVANCIAS PROGRESIVAS EN LAS EN LAS EN LAS EN LAS EN LASASASASASSECUENCIAS SEDIMENTSECUENCIAS SEDIMENTSECUENCIAS SEDIMENTSECUENCIAS SEDIMENTSECUENCIAS SEDIMENTARIAS EN MÉXICOARIAS EN MÉXICOARIAS EN MÉXICOARIAS EN MÉXICOARIAS EN MÉXICO

Arellano Gil Javier1 y Yussim Guarneros Sergio2

1 División de Ingeniería en Ciencias de la Tierra, Facultad deIngeniería, UNAM

2 Colegio de Geografía, Facultad de Filosofía y Letras, [email protected]

Desde el punto de vista geológico, una discordancia estratigráficaconsiste en una ruptura en la continuidad en el registro estratigráfico,causado por erosión o por ausencia de sedimentación. Este conceptorefiere la relación total existente entre dos secuencias geológicas,correspondiendo esta interpretación a un punto de vista en donde loscambios se dan en regiones tectónicamente estables y no de maneracontinua. Sin embargo, el depósito de muchas de las secuenciassedimentarias del Cretácico Superior de México se vio afectado por laactividad tectónica correspondiente a la Orogenía Laramide, lo quelleva a considerar el uso de una conceptualización y terminología querefleje claramente las características dinámicas de los depósitossedimentarios.

De esta manera, se aplican nuevos conceptos para relacionar lasetapas tectónicas con las sedimentarias. Por un lado, se presentan lasdiscordancias sintectónicas que corresponden a “cualquier tipo de


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discordancia en la que la sedimentación y la formación de lamegaestructura discordante angular han sido contemporáneas delproceso tectónico que la ha engendrado” (Vera, 1994). Por otraparte, una discordancia progresiva constituye una “discordanciacontinuada por una acumulación vertical de cuñas sedimentarias todasellas dirigidas hacia el flanco activo (cabalgamiento, flanco delanticlinal, etc.) formando un abanico abieto abieto hacia el centro dela cuenca” (Vera, 1994).

Las discordancias progresivas se forman siempre en el borde delfrente activo de una megaestructura adyacente a una cuenca, que selevanta simultáneamente a la sedimentación. Esto condiciona ladistribución geográfica de las unidades sedimentarias, en donde losmayores espesores se encuentran hacia el borde activo de la cuenca,en donde también se presenta la deformación sintectónica.

En la secuencia Cretácica de México se presentan dos ejemplosmuy claros de discordancias progresivas: lo que se conoce como elCanal de Chicontepec, ubicado en el límite de los Estados de Pueblay Veracruz, y la Cuenca de Flexión de Maconí, en el límite de losEstados de Querétaro e Hidalgo. La identificación y modelado de estetipo de discordancias permite elaborar mejores estrategias deexploración y explotación de los recursos asociados a estas cuencas,como son los yacimientos petroleros y minerales.

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EL USO DE VETEL USO DE VETEL USO DE VETEL USO DE VETEL USO DE VETAS DE DEFORMACIÓN PAS DE DEFORMACIÓN PAS DE DEFORMACIÓN PAS DE DEFORMACIÓN PAS DE DEFORMACIÓN PARA DESCIFRARARA DESCIFRARARA DESCIFRARARA DESCIFRARARA DESCIFRAREL DESARROLLO PROGRESIVO DE PLIEGUES YEL DESARROLLO PROGRESIVO DE PLIEGUES YEL DESARROLLO PROGRESIVO DE PLIEGUES YEL DESARROLLO PROGRESIVO DE PLIEGUES YEL DESARROLLO PROGRESIVO DE PLIEGUES YCCCCCABALGADURAS: UN EJEMPLO DE LABALGADURAS: UN EJEMPLO DE LABALGADURAS: UN EJEMPLO DE LABALGADURAS: UN EJEMPLO DE LABALGADURAS: UN EJEMPLO DE LAS ROCAS ROCAS ROCAS ROCAS ROCASASASASAS

METMETMETMETMETASEDIMENTASEDIMENTASEDIMENTASEDIMENTASEDIMENTARIAS DE VALLE DE BRAARIAS DE VALLE DE BRAARIAS DE VALLE DE BRAARIAS DE VALLE DE BRAARIAS DE VALLE DE BRAVOVOVOVOVO, EST, EST, EST, EST, ESTADO DEADO DEADO DEADO DEADO DEMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO

Tolson Gustavo1 y Fitz Díaz Elisa2

1 Instituto de Geología, UNAM2 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, UNAM

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En las rocas metasedimentarias de Valle de Bravo, se analizarondos fases de deformación contractiva D1 y D2, con característicascristal-plástico y de la transición frágil-dúctil, así como fallas normalestardías que los cortan. Además de pliegues, fallas y fracturas, durantelos diferentes eventos de deformación se desarrollaron diferentesarreglos de vetas con composición, estructura interna y geometríaparticulares, cuyas relaciones de corte permiten establecer unacronología relativa.

Las vetas están formadas por cuarzo y calcita, y muestran unenriquecimiento progresivo en calcita. Las vetas más antiguas,asociadas a D1, están formadas dominantemente por cuarzo, yexhiben una fábrica fibrosa. Las vetas asociadas a D2 están formadasprincipalmente por calcita, y muestran fábrica fibrosa y granular. Lasvetas asociadas a las fallas normales están formadas por calcita, ynormalmente muestran una estructura interna granular, y algunasveces son parcialmente rellenas y muestran cristales euhedrales decalcita escalenoédrica.

La primera fase de deformación D1 está representada porpliegues apretados a isoclinales, con una foliación de plano axial S1que es penetrativa en escala microscópica, sub-paralela a laestratificación. El análisis de S1 en sección delgada indica que enescala microscópica el mecanismo de deformación dominante esdisolución por presión, el cual permite que los minerales solubles(cuarzo y calcita) reduzcan su tamaño y sean movilizados, para

posteriormente ser depositados en vetas. Las vetas asociadas a D1 seobservan emplazadas entre los planos de foliación S1, lo cual a simplevista es paradójico, ya que la foliación es perpendicular al máximoacortamiento y las vetas son estructuras extensionales. Las relacionesde corte indican que las vetas se emplazaron entre los planos de S1poco después de que éstos se desarrollaron, lo cual puede deberse auna combinación de un aumento importante en la presión de fluidosy la anisotropía de la foliación recientemente generada.

D2 está representada por pliegues asimétricos, con una segundafoliación S2 de plano axial asociada, acompañados por fallas inversasque en conjunto forman escamas tectónicas imbricadas con direcciónde transporte hacia el SW. Las vetas asociadas a estas estructurastienen dos arreglos: Unas se alojan sobre las fallas inversas o sobreplanos de foliación S1 cuando es sub-paralela a las zonas de falla yhay cizalla sobre ésta. El otro grupo de vetas se aloja de manera casiperpendicular en el flanco largo de los pliegues asimétricos y de laszonas de cizalla. Así mismo, la orientación de las fibras internas delas vetas coinciden con la dirección de extensión máxima de la elipsede distorsión interna resultante que representa estas estructuras. Laorientación de las vetas respecto a las estructuras es consistente conla geometría de las estructuras, lo que significa que las vetas, comoestructuras sistemáticamente analizadas, pueden ser utilizadas comoindicadores cinemáticos en casos similares.

La última generación de vetas consiste en estructuras planares,sub-verticales cuya orientación permite asociarlas claramente confallas normales.

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UN MODELO DE CRECIMIENTO LONGITUDINAL DEUN MODELO DE CRECIMIENTO LONGITUDINAL DEUN MODELO DE CRECIMIENTO LONGITUDINAL DEUN MODELO DE CRECIMIENTO LONGITUDINAL DEUN MODELO DE CRECIMIENTO LONGITUDINAL DEFFFFFALLALLALLALLALLASASASASAS

Aguilar Hernández Alejandra y Tolson GustavoInstituto de Geología, UNAM

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En el presente trabajo se propone un modelo para la evolucióngeométrica de fallas que toma en cuenta sus orientaciones dentro delcampo esfuerzos para determinar la contribución de éstas a ladistribución de longitudes resultante. El modelo establece uncrecimiento preferencial para fallas que tienen cierta orientaciónrespecto al esfuerzo compresivo máximo. El incremento en laslongitudes de las fallas está relacionado a la longitud que tiene cadauna antes del evento de crecimiento por medio de una ley de potenciay es ponderado por una función de la orientación de las mismas. Parareducir los efectos de frontera se usa una función periódica que cierrala superficie donde crecen las fallas. Al principio las fallas tienen lamisma longitud, pero de acuerdo a su posición respecto al esfuerzocompresivo máximo unas crecen más que otras y dejan de crecercuando alguna de ellas alcanza una determinada longitud; estoocas iona que la distr ibución de sus longi tudes adopte uncomportamiento fractal. El valor de los parámetros fractales que seobtuvieron de las poblaciones sintéticas de fallas así generadas, sonsimilares a los obtenidos de sistemas naturales de fallas reportados enla literatura.


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GET-37 CARTEL

EL BLOQUE DE LOS CAB EL BLOQUE DE LOS CAB EL BLOQUE DE LOS CAB EL BLOQUE DE LOS CAB EL BLOQUE DE LOS CABOS Y LA REGIÓN MERIDIONALOS Y LA REGIÓN MERIDIONALOS Y LA REGIÓN MERIDIONALOS Y LA REGIÓN MERIDIONALOS Y LA REGIÓN MERIDIONALDE LDE LDE LDE LDE LA PENÍNSULA PENÍNSULA PENÍNSULA PENÍNSULA PENÍNSULA DE BAJA CALIFORNIA, MÉXICOA DE BAJA CALIFORNIA, MÉXICOA DE BAJA CALIFORNIA, MÉXICOA DE BAJA CALIFORNIA, MÉXICOA DE BAJA CALIFORNIA, MÉXICO:::::

CARACTERÍSTICCARACTERÍSTICCARACTERÍSTICCARACTERÍSTICCARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS GEOLÓGICAS GEOLÓGICAS GEOLÓGICAS GEOLÓGICAS (UNA CONTRIBUCIÓNAS (UNA CONTRIBUCIÓNAS (UNA CONTRIBUCIÓNAS (UNA CONTRIBUCIÓNAS (UNA CONTRIBUCIÓNAL CONOCIMIENTO DE LAL CONOCIMIENTO DE LAL CONOCIMIENTO DE LAL CONOCIMIENTO DE LAL CONOCIMIENTO DE LA GEOLOGÍA DE MÉXICO)A GEOLOGÍA DE MÉXICO)A GEOLOGÍA DE MÉXICO)A GEOLOGÍA DE MÉXICO)A GEOLOGÍA DE MÉXICO)

Pérez Venzor José Antonio1, Schaaf Peter2, Aranda Gómez JoséJorge3, Pérez Espinoza Jesús Efrain1 y Hirales Rochin Joel1

1 UABCS2 Instituto de Geofísica, UNAM

3 Centro de Geociencias, [email protected]

El trabajo expone los resultados de las investigaciones geológicasrealizadas en los últimos años en la región meridional de la Penínsulade Baja California. Los resultados permiten establecer cincomorfoestructuras: Valle de la La Paz, Bloque de los Cabos (BLC),Cuenca San José del Cabo, Bloque la Trinidad (BLT), Cuenca San Juande los Planes. El Boque de los Cabos define el sistema montañosocentral, con orientación norte Sur y segmentado en bloques menoresrectangulares; limitados por fracturas prácticamente E-W.

Las rocas que forman la región meridional las podemos agruparen: Complejos Metamórficos, Ensambles Plutónicos y Secuenciassedimentarias.

Los Complejos Metamórficos afloran en tres regiones: TodosSantos, Sierra de la Gata y Borde Oriental del BLC; Están constituidospor rocas que alcanzaron las facies de anfibolitas y en ocasionessufrieron fusión parcial.

Los Ensambles Plutónicós conforman principalmente el BLC, yBLT, consisten de tonalitas, granodioritas y granitos así comoimportantes afloramientos de rocas máficas (región de la Paz y TodosSantos). Varios sistemas de diques de composición dacítica,andesítica, pegmatitas están distribuidos tanto en el BLC como en elBLT.

Las relaciones de campo entre los Complejos Metamórficos yEnsambles Plutónicos son complejas, presentan zonas de reacciónentre protolito y magma para desarrollar brechas magmáticas, tambiénes común la presencia de migmatitas y granitos anatécticos.

Estructuralmente la región meridional presenta evidencias de unadeformación en condiciones tanto dúctiles como frágiles, las primerasrepresentadas por franjas miloniticas y las segundas por estructurasregionales como es el caso de Falla de San Juan de los Planes, FallaSan José del Cabo y Falla de La Paz., que limitan y definen los rasgosde las morfoestructuras.

Los análisis geoquimicos en las rocas plutónicas deformadas y sindeformar indican que son rocas calcoalcalinas con concentracionesde SIO2 entre 52.29% y a 75%, AL2O3 entre 13.66% y 18.95%, lasedades en muestras por roca total oscilan entre los 129±15 Ma y113±4 Ma, las edades a partir de concentrados de biotita verían116±2 Ma y 72±3 Ma. Las características geoquímicas de las rocasdel BLC permiten reconocer procesos de contaminación y asimilación,asociados con zonas de subducción. Se puede considerar que laregión meridional de la península de Baja California expone diferentesniveles de erosión cortical: somero (región Todos Santos), intermedio(región Sierra La Gata) y profundo (sistema montañoso central). Losdi ferentes procesos metamórf icos magmát icos y tectónicosre lac ionados en espacio t iempo están registrados en sus

características geoquímicas y asociaciones de campo, esto permitiódocumentarlos y asociarlos a la evolución tectono-magmática delmargen occidental de México.

GET-38 CARTEL

CCCCCARARARARARTOGRAFÍA Y ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LTOGRAFÍA Y ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LTOGRAFÍA Y ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LTOGRAFÍA Y ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LTOGRAFÍA Y ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LA SIERRAA SIERRAA SIERRAA SIERRAA SIERRAAGUACHILE Y SU RELAGUACHILE Y SU RELAGUACHILE Y SU RELAGUACHILE Y SU RELAGUACHILE Y SU RELACIÓN CON REACTIVACIÓN CON REACTIVACIÓN CON REACTIVACIÓN CON REACTIVACIÓN CON REACTIVACIONESACIONESACIONESACIONESACIONES

CENOZOICCENOZOICCENOZOICCENOZOICCENOZOICAS DE LAS DE LAS DE LAS DE LAS DE LA FA FA FA FA FALLALLALLALLALLA DE SAN MARCOS,A DE SAN MARCOS,A DE SAN MARCOS,A DE SAN MARCOS,A DE SAN MARCOS,CHIHUAHUA, MEXICOCHIHUAHUA, MEXICOCHIHUAHUA, MEXICOCHIHUAHUA, MEXICOCHIHUAHUA, MEXICO

Cervantes Corona Jorge Alfredo1, Chávez Cabello Gabriel2 yAranda Gómez José Jorge3

1 Facultad de Ciencias de la Tierra, UANL2 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias,

UNAM3 Depto. de Geología Económica, IPICyT

[email protected]

La Falla de San Marcos (FSM) es una estructura de basamentoformada en el Jurásico con una longitud mínima de 300 km. Su rumboen Coahuila es WNW a NW, y es aproximadamente paralelo a lamegacizalla Mojave-Sonora. La FSM separa al Bloque de Coahuila delCinturón Plegado de Coahuila, que son regiones con estiloscontrastantes de deformación laramídica y de sedimentación en elMesozoico Tardío. En Coahuila, en donde afloran principalmentesedimentos marinos del Cretácico, la traza de la FSM es clara enimágenes de satélite y DEM’s. En el límite Chihuahua-Coahuila latraza se pierde ya que es sepultada por las rocas volcánicas delTerciario Medio de la Sierra Madre Occidental y por los derrames delava del Campo Volcánico de Camargo (4.9 – 0.09 Ma). La FSM hasido reactivada durante al menos cuatro pulsos de deformación apartir del Cretácico temprano, siendo los eventos más recientesdurante la extensión del Cenozoico medio y tardío. Cerca del CampoVolcánico de Camargo existen dos sinclinales (Aguachile y LaHerradura) en rocas volcánicas del Terciario medio y pliegues menosconspicuos formados en los depósitos de grava en donde se emplazóel sill del Cerro La Tortuga. Otros pliegues en rocas del TerciarioMedio ocurren en Peña Blanca y en la sierra La Cuesta del Infierno,cerca de Aldama (Chih). Se cree que estos pliegues cenozoicos fueronformados en el Mioceno Tardío y se asocian a la reactivación durantela extensión cenozoica de la parte sepultada de FSM. Esto añade 300km adicionales a la traza de esta megacizalla.

El sinclinal Aguachile tiene un eje curvo, con rumbo NNW aNNE e inmersión SE. La estructura afecta a una secuencia de rocasvolcánicas del Terciario Medio intercaladas con sedimentos clásticoscontinentales. El mapeo ha mostrado que la estructura: 1) no es unasinforma producto de compactación diferencial en ignimbritas, ya queen la secuencia hemos identificado derrames de lava, ni 2) unasinforma producto de basculamiento de bloques formados porfallamiento normal, ya que en la nariz del sinclinal buzante se puedenseguir de manera continua a varias de las unidades litoestratigráficas,3) así como tampoco una estructura generada por emplazamientoslacolíticos sub-volcánicos, ya que estructuras de este tipo de mayoresdimensiones no fueron reconocidas. El sinclinal es modificado porvarias fallas normales, siendo las más notorias un sistema WNW conel bloque hundido al NE y una falla NNE, con el bloque hundido alESE, que duplica a uno de los flancos del sinclinal. Por sus rumboscasi perpendiculares, se cree que estas estructuras secundarias nofueron formadas durante el mismo período de deformación. El sistemaWNW es más congruente con deformación asociada a transpresiónlocal al tiempo del plegamiento y la falla NNE, aproximadamente


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paralela a la fal la Las Bor regas en el CVC, a un ambientetranstensional más joven. Estos eventos sucedieron en un sitio dondela falla de basamento debe de variar de dirección y son congruentescon un cambio en la orientación del tensor de esfuerzos.

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PERSPECTIVPERSPECTIVPERSPECTIVPERSPECTIVPERSPECTIVAS SOBRE ESTUDIOS PAS SOBRE ESTUDIOS PAS SOBRE ESTUDIOS PAS SOBRE ESTUDIOS PAS SOBRE ESTUDIOS PALEOMAGNÉTICOS ENALEOMAGNÉTICOS ENALEOMAGNÉTICOS ENALEOMAGNÉTICOS ENALEOMAGNÉTICOS ENROCROCROCROCROCAS DEL JURÁSICO SUPERIOR, DEPOSITAS DEL JURÁSICO SUPERIOR, DEPOSITAS DEL JURÁSICO SUPERIOR, DEPOSITAS DEL JURÁSICO SUPERIOR, DEPOSITAS DEL JURÁSICO SUPERIOR, DEPOSITADADADADADAS EN ELAS EN ELAS EN ELAS EN ELAS EN ELBLOQUE BAJO DE LBLOQUE BAJO DE LBLOQUE BAJO DE LBLOQUE BAJO DE LBLOQUE BAJO DE LA FALLA FALLA FALLA FALLA FALLA SAN MARCOS, COAHUILA SAN MARCOS, COAHUILA SAN MARCOS, COAHUILA SAN MARCOS, COAHUILA SAN MARCOS, COAHUILA,A,A,A,A,

MÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICOMÉXICO

Arvizu Gutiérrez Irving Rafael1, González Naranjo GildardoAlonso2, Molina Garza Roberto3 y Chávez Cabello Gabriel1

1 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias,UNAM

2 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias de laTierra, UANL

3 Centro de Geociencias, [email protected]

En la literatura se ha citado que aunque no pueden probarse oexcluirse grandes desplazamientos laterales sobre la Falla San Marcos(FSM), si se puede sugerir que pudo ser parte del sistema de lamegacizalla Mojave-Sonora o un splay de esta, debido a su tamaño,orientación, localización y cronología de sus movimientos. Así mismo,también se ha sugerido que la FSM pudo haber formado parte de unsistema de fallas transformantes que conectaron dorsales oceánicasentre e l At lánt ico y e l Pac í f ico, las cua les acomodarondesplazamientos en el Jurásico Tardío. Independientemente delescenario, la FSM debió implicar grandes desplazamientos laterales,los cuales aún no han sido demostrados.

En el presente trabajo se muestran resultados de investigacionesestructurales y paleomagnéticas que sirven para evaluar la potencialexistencia de desplazamientos laterales mayores a través de la FSM,así como para tratar de entender mejor el origen de esta falla. Por unlado, el estudio paleomagnético en rocas del Jurásico Superior indicaque existe una magnetización adquirida a bajas paleo latitudes ydeclinaciones rotadas notablemente en el sentido horario (90°). Lasrotaciones observadas en las Capas Las Palomas del Valle San Marcos(VSM) se interpretan como producto de deformación en una zona derestraining bend de la FSM, siendo esta una rotación local. Por otraparte, existe la posibilidad de que esta rotación haya sido generadapor deformación compleja del Terciario Temprano en la zona (dosfases de deformación). Esta última hipótesis, toma fuerza debido aque el fallamiento reconocido en las rocas de las Capas Tanque CuatroPalmas y en la “eolianita” de las Capas Colorado del Jurásico Superior,en Potrero Colorado, corresponden a fallas normales con saltos dehasta decenas de metros, lo cual se extiende hasta la Formación SanMarcos del Neocomiano; es decir, la presencia de fallas laterales quepudieran haber acomodado la rotación observada en las Capas LasPalomas del VSM en el Jurásico Tardío, simplemente no estánpresentes. Debido al contraste de resultados, más trabajo se estárealizando en VSM y Potrero Colorado. El trabajo está orientado sobrecartografía, muestreo paleomagnético adicional y análisis estructuraldel contacto entre las rocas del Jurásico Superior y la Formación SanMarcos (Neocomiano), esto para confirmar o descartar el depósitosin-tectónico y plegamiento de las Capas del Jurásico Superior, enPotrero Colorado y VSM, durante la instauración de la FSM en elJurásico Tardío, previo al depósito de la Formación San Marcos. Loanterior, con el objetivo de establecer un modelo apoyado en datosestructurales, cartográficos y paleomagnéticos que soporte una de las

siguientes dos hipótesis: 1) que la FSM es una falla lateral izquierdacon actividad en el Jurásico Tardío que acomodó deformación yrotación de las capas del Jurásico en el mismo Jurásico Tardío o, b)que la FSM se instauró como una falla normal en el Jurásico Tardíoy que acomodó rotaciones locales durante su reactivación concomponente inversa hasta el Terciario Temprano durante la operaciónde la deformación Laramide.

GET-40 CARTEL

INVERSIÓN DEL PINVERSIÓN DEL PINVERSIÓN DEL PINVERSIÓN DEL PINVERSIÓN DEL PALEO ESFUERZO COMPRESIVOALEO ESFUERZO COMPRESIVOALEO ESFUERZO COMPRESIVOALEO ESFUERZO COMPRESIVOALEO ESFUERZO COMPRESIVO;;;;;CCCCCAAAAAUSANTE DE LUSANTE DE LUSANTE DE LUSANTE DE LUSANTE DE LAS ESTRUCTURAS DUCTILES EN LAS ESTRUCTURAS DUCTILES EN LAS ESTRUCTURAS DUCTILES EN LAS ESTRUCTURAS DUCTILES EN LAS ESTRUCTURAS DUCTILES EN LAAAAA

RAMA SURRAMA SURRAMA SURRAMA SURRAMA SUR-----OCCIDENTOCCIDENTOCCIDENTOCCIDENTOCCIDENTAL DEL CINTURÓN DE PLIEGUES YAL DEL CINTURÓN DE PLIEGUES YAL DEL CINTURÓN DE PLIEGUES YAL DEL CINTURÓN DE PLIEGUES YAL DEL CINTURÓN DE PLIEGUES YCCCCCABALGADURAS MEXICABALGADURAS MEXICABALGADURAS MEXICABALGADURAS MEXICABALGADURAS MEXICANOANOANOANOANO

Castrejón González IsraelUnidad Académica de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma

de [email protected]

El presente análisis estructural permite proponer la inversión delpaleo esfuerzo compresivo causante de las estructuras de deformaciónobservadas.

La orientación múltiple en tales estructuras implica orientaciónmúltiple en la dirección del paleo-esfuerzo correspondiente; cuyasdirecciones de compresión-acortamiento entre el post Cretácicotemprano y el pre Eoceno se han posicionado respectivamente desdeNW-SE, N-S, NE-SW, E-W hasta de nueva cuenta NW-SE, en unsentido de rotación similar al de las manecillas del reloj.

Cronólogicamente, se establecen dos fases de compresión-acortamiento generales la primera post Cretácico temprano-preCretácico medio (Guerrerense) en la cual actúo la primer compresiónde rumbo NW-SE y la segunda post-Cretácico medio-pre Eoceno(Laramídica) en la cual actúan las compresiones restantes de rumboN-S, NE-SW, E-W y NW-SE.

Cada etapa de compresión-acortamiento generó vergenciasopuestas o encontradas en pliegues, cabalgaduras e indicadorescinemáticos; reflejandose a escala de afloramiento, a escala de mapassemi-regionales y regionales.

Partiendo de la premisa de que la estructura menor es el reflejode la estructura mayor se propone que la bidireccionalidad en lasvergencias de tales estructuras está asociada a un modelo de plieguesen caja y/o cabalgaduras de vergencia opuesta o conjugadas; cuyadeformación ha sido causada por cizalla pura a escala global y cizallasimple a escala local.

Deformación por cizalla pura que encuentra su explicación yapoya reciprocamente un modelo de dos zonas de subducción conpolaridad encontrada asociada a la evolución de la zona de estudio;una localizada entre el terreno Oaxaca y Maya (terreno Juárez)inclinada al oeste causante de las estructuras con vergencia o sentidode cizalla al este y otra en el occidente del terreno Guerrero inclinadaal este causante de las estructuras con vergencia al oeste.

Respecto a la rotación en la dirección del eje de compresión-acortamiento ésta posiblemente se deba a la dinámica impuesta porel reacomodo de las microplacas involucradas en la evolucióngeológica-tectónica al sur del Cinturón Volcánico Transmexicano(Sierra Madre del Sur); durante la cual ocurrío la acresión entre los


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terrenos Mixteco-Oaxaca, el cierre de las cuencas oceánicas Cuicateca(terreno Juárez) y Arcelia y la acresión entre los terrenos Guerrero-Mixteco.

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GEOLÓGIA DE LGEOLÓGIA DE LGEOLÓGIA DE LGEOLÓGIA DE LGEOLÓGIA DE LA SIERRA MADRE DEL SUR EN LA SIERRA MADRE DEL SUR EN LA SIERRA MADRE DEL SUR EN LA SIERRA MADRE DEL SUR EN LA SIERRA MADRE DEL SUR EN LAAAAAREGIÓN DE CHILPREGIÓN DE CHILPREGIÓN DE CHILPREGIÓN DE CHILPREGIÓN DE CHILPANCINGO Y OLINALÁ, GROANCINGO Y OLINALÁ, GROANCINGO Y OLINALÁ, GROANCINGO Y OLINALÁ, GROANCINGO Y OLINALÁ, GRO.: UNA.: UNA.: UNA.: UNA.: UNA

CONTRIBUCIÓN AL CONOCIMIENTO DE LCONTRIBUCIÓN AL CONOCIMIENTO DE LCONTRIBUCIÓN AL CONOCIMIENTO DE LCONTRIBUCIÓN AL CONOCIMIENTO DE LCONTRIBUCIÓN AL CONOCIMIENTO DE LA EVOLA EVOLA EVOLA EVOLA EVOLUCIÓNUCIÓNUCIÓNUCIÓNUCIÓNGEODINÁMICGEODINÁMICGEODINÁMICGEODINÁMICGEODINÁMICA DEL MARGEN PA DEL MARGEN PA DEL MARGEN PA DEL MARGEN PA DEL MARGEN PACÍFICO MEXICACÍFICO MEXICACÍFICO MEXICACÍFICO MEXICACÍFICO MEXICANO AANO AANO AANO AANO A

PPPPPARARARARARTIR DEL JURÁSICOTIR DEL JURÁSICOTIR DEL JURÁSICOTIR DEL JURÁSICOTIR DEL JURÁSICO

Garcia Diaz Jose Luis1, Tardy Marc2, Campa Uranga MariaFernanda1 y Lapierre Henriette3

1 Escuela Regional de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónomade Guerrero

2 Université de Savoie, Laboratoire de Géodynamique des ChaînesAlpines, Francia

3 Université J. Fourier Grenoble, Laboratoire de Géodynamique desChaînes Alpines, [email protected]

Se muestran los principales resultados de un trabajo sobre laevolución geológica de la Sierra Madre del Sur a partir del Jurásico,situándola en el marco geodinámico de la parte sur de México,ubicado actualmente en la intersección de las placas America delNorte, Caribe y Cocos. La arquitectura e historia es reconstituida apartir de información petro-geoquímica, estratigráfica y estructural. Seencontró que quatro grandes etapas marcaron su evolución mesozoicay cenozoica:

1) En el Jurásico Medio, se reconoce un conjunto volcánico yvolcanoclástico dominantemente ácido, cuya firma geoquímica escaracterística de series de lavas producidas en contexto de margenactivo de tipo andino (Formacion Las Lluvias), instalado sobre elantiguo margen continental norteamericano (Bloque Oaxaca), asociadoa una cuenca tras-arco subsidente donde se depositó la FormaciónTecojcoyunca. En e l Jurás ico Super ior esta coverturavolcanosedimentaria y el basamento, son deformados en un sistema depliegues y cabalgaduras por la orogenia nevadiana. Las característicasgeológicas encontradas en el Jurásico de la Sierra Madre del Sur,pueden correlacionarse con otras descritas desde el Suroeste deEstados Unidos hasta Honduras pasando por el Norte Centro y Sur deMexico, poniendo en evidencia la existencia de una antigua cadenamontañosa nevadiana; 2) El Cretácico Inferior lo marca el depósito endiscordancia angular de la plataforma carbonatada Guerrero-Morelosen el borde continental norteamericano, donde, a la base delCretácico Superior, la serie volcánica y sedimentaria del JurásicoSuperior-Cretácico Inferior del Terreno Guerrero se adiciona porcolision arco-continente. A esta acreción, se asocia la formación deuna cuenca flexural donde se deposita durante el Cretacico superiorel flish Mexcala. La orogenia laramide del fin del Cretácico Superiory del Paleógeno, deforma nuevamente el basamento y la coverturasedimentaria a l’este del frente del Terreno Guerrero en un sistema depliegues y cavalgaduras con vergencia al Este, mostrando un gradientedecreciente hacia el Este; 3) Entre el Paleógeno y el Mioceno Inferior,se depositan en discordancia, primero una molasa continental(Formación Balsas) que pasa lateralmente y hacia la cima a una serievolcánica (Formación Agua del Obispo) que termina en la potenteserie ignimbritica de la Formación Alquitrán, ambas asociadas a lasubducción de la Placa Farallón; 4) En el Mioceno, después de lapartida del Bloque Chortis, la evolución de la Sierra Madre del Surestá ligada a la subducción de la Placa de Cocos. Esta subducción,

induce la exhumación sin-convergencia de la corteza continentalmedia e inferior representada por el Complejo Xolapa y unadeformación en antiforma de la Sierra Madre del Sur paralela a la Fosade Acapulco.

Toda esta información es integrada en un modelo evolutivopaleogeográfico de la margen pacífica mexicana del Jurásico alReciente.

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SIGNIFICSIGNIFICSIGNIFICSIGNIFICSIGNIFICADO DE DADO DE DADO DE DADO DE DADO DE DAAAAATTTTTACIONES CRETÁCICACIONES CRETÁCICACIONES CRETÁCICACIONES CRETÁCICACIONES CRETÁCICAS DE LOSAS DE LOSAS DE LOSAS DE LOSAS DE LOSARCOS VOLCÁNICOS DE TAXARCOS VOLCÁNICOS DE TAXARCOS VOLCÁNICOS DE TAXARCOS VOLCÁNICOS DE TAXARCOS VOLCÁNICOS DE TAXCOCOCOCOCO, TAX, TAX, TAX, TAX, TAXCO VIEJO YCO VIEJO YCO VIEJO YCO VIEJO YCO VIEJO Y

CHAPOLCHAPOLCHAPOLCHAPOLCHAPOLAPAPAPAPAPA, EN LA, EN LA, EN LA, EN LA, EN LA EVOLA EVOLA EVOLA EVOLA EVOLUCIÓN DE LUCIÓN DE LUCIÓN DE LUCIÓN DE LUCIÓN DE LA PLA PLA PLA PLA PLAAAAATTTTTAFORMAAFORMAAFORMAAFORMAAFORMAGUERREROGUERREROGUERREROGUERREROGUERRERO-MORELOS-MORELOS-MORELOS-MORELOS-MORELOS

Campa Uranga Maria Fernanda1 y Iriondo Alexander2

1 Universidad Autonoma de Guerrero2 University of Colorado at Boulder, CO, USA

[email protected]

La plataforma Guerrero-Morelos se ha reconocido como unasecuencia de bancos calcáreos del Aptiano-Turoniano sobrepuestos aun basamento antiguo Paleozoico o Precámbrico (Fries,1960,DeCerna 1965), posiblemente sobreyacente al terreno Mixteca(Campa MF and Coney PJ, 1981,1983).

Sin embargo hoy contamos con 6 edades isotópicas (Ma) decristalización de lavas deformadas y metamorfizadas del Cretácicotemprano, obtenidas del análisis de zircones mediante el método206Pb/238U:

TIMS SHRIMPTAXCO 130±2.6 Ma 136.9±0.6 MaTAXCO VIEJO 131.7±0.85 135.2±0.9CHAPOLAPA-La Venta - 133.2±0.7CHAPOLAPA-Río Guamúchil - 129.7±0.8

Las localidades del muestreo analizado se presentan en losextremos N y S de la plataforma, y al oriente de la cabalgadura dePachivia y occidente de la cabalgadura de Papalutla, ambas estructurasfuncionando como limites tectónicos del Arco Teloloapan del terrenoGuerrero y del Complejo Acatlan del terreno Mixteca respectivamente.

Las franjas de edades entre los 130 y 137 Ma data el volcanismoen el Valanginiano, congruente con su posición estratigráfica relativacon respecto a las calizas con rudistas del Aptiano-Turoniano (Formaciones Morelos, Huitzuco y Cuautla). La bioestratigrafía eisotopía combinadas apuntan hacia una posible interpretación, en lacual la plataforma Guerrero-Morelos se edificó en los marcos de losarcos volcánicos insulares de Teloloapan, Taxco, Taxco Viejo yChapolapa, conformado el extremo austral del terreno Guerrero.

En ese modelo, la cabalgadura de Papalutla y su raíz anticlinal,conforma el limite acrecional entre los terrenos compuestos deMixteca-Oaxaca y Guerrero.

El limite austral es una franja de cizalla NW-SE que separa elterreno Guerrero del terreno Xolapa en proceso de exhumación desdeel Mioceno.


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GET-43 CARTEL

EL ARCO VOLCÁNICOEL ARCO VOLCÁNICOEL ARCO VOLCÁNICOEL ARCO VOLCÁNICOEL ARCO VOLCÁNICO-SEDIMENT-SEDIMENT-SEDIMENT-SEDIMENT-SEDIMENTARIO DEL JURÁSICOARIO DEL JURÁSICOARIO DEL JURÁSICOARIO DEL JURÁSICOARIO DEL JURÁSICOMEDIO (GRUPO TECOCOMEDIO (GRUPO TECOCOMEDIO (GRUPO TECOCOMEDIO (GRUPO TECOCOMEDIO (GRUPO TECOCOYUNCYUNCYUNCYUNCYUNCA Y LAS LLA Y LAS LLA Y LAS LLA Y LAS LLA Y LAS LLUVIAS) DEUVIAS) DEUVIAS) DEUVIAS) DEUVIAS) DE

OLINALÁ, GUERREROOLINALÁ, GUERREROOLINALÁ, GUERREROOLINALÁ, GUERREROOLINALÁ, GUERRERO

Campa Uranga Maria Fernanda1, Garcia Diaz Jose Luis1 yIriondo Alexander2

1 Universidad Autonoma de Guerrero2 University of Colorado at Boulder, CO, USA

[email protected]

La secuencia de conglomerado de cuarzo ( Formación Cualac)transicional hacia turbiditas de areniscas y lutitas interestratificadas delGrupo Tecocoyunca es bien conocida en La Montaña guerrerense, porel contenido de amonitas, plantas y carbón del Batoniano-Bajociano-Caloviano.

El deposito de ignimbritas presenta la típica textura eutaxítica,donde se observan fenocristales de cuarzo, feldespato, anfibol, zircon,apatita y esfena, que dan una composición ácida riolitica calcoalcalina,tanto en la barranca de Las Lluvias, en el eje del sinclinal de Olinala,como en una nueva localidad cercana al Crucero de la carretera deTlapa hacia Olinalá, entre cuarcitas y filitas con restos de plantasfósiles.

Los espectros de Tierras Raras y Multi-elementos caracterizadaspor anomalías negativas de Nb y Ta, con valores elevados de Ce/Yb>=15, y con valores de ENd cercanos a 0, puede ser consideradocomo un arco insular tipo andino. Las lavas se derivan de la fusión deun manto astenosférico contaminado por fluidos de una cortezaoceánica hidrotermalizada, por sedimentos subducidos y por litosferacontinental sobre la cual se edifican.

Sin embargo, la edad del deposito de ignimbritas Las Lluvias, quese encuentra debajo del conglomerado Cualac y encima de laFormación Olinala del Permico, era desconocida hasta que contamoscon 3 edades isotópicas obtenidas del análisis de zircones medianteel método 206Pb/238U con la técnica SHRIMP.

Barranca localidad tipo 168.2±1.2 Ma 177.3±1.5 Ma.Nueva localidad Crucero Olinalá 179.1±1.5 Ma.

Esas tres edades obtenidas caen en los pisos Bajociano-Caloviano, con lo cual se demuestra la contemporaneidad delensamble volcánico-sedimentario.

Este volcanismo Jurás ico medio cont inenta l se puedecorrelacionar con los arcos volcánicos de Artesa-Arizona, Nazas,Rodeo, Taray, La Boca, Caopas, Joya, Cahuasas, Huizachal, TodosSantos-Guatemala, etc. en un modelo de evolución, sobrepuesto a losantiguos bloque corticales o terrenos de basamentos y depósitos delPaleozoico y Precámbrico.

GET-44 CARTEL

ORIGEN, DISTRIBUCION Y EVOLORIGEN, DISTRIBUCION Y EVOLORIGEN, DISTRIBUCION Y EVOLORIGEN, DISTRIBUCION Y EVOLORIGEN, DISTRIBUCION Y EVOLUCION DELUCION DELUCION DELUCION DELUCION DELGEOSINCLINAL DE EL ROSARIOGEOSINCLINAL DE EL ROSARIOGEOSINCLINAL DE EL ROSARIOGEOSINCLINAL DE EL ROSARIOGEOSINCLINAL DE EL ROSARIO, DURANTE EL, DURANTE EL, DURANTE EL, DURANTE EL, DURANTE EL

PROTEROZOICO TEMPRANOPROTEROZOICO TEMPRANOPROTEROZOICO TEMPRANOPROTEROZOICO TEMPRANOPROTEROZOICO TEMPRANO

Bazán Perkins Sergio Dale y Bazán Barrón SergioIndustria Minera Indio, [email protected]

El geosinclinal toma su nombre de la mina aurífera El Rosario,ubicada 3 Km al poniente de Santa María Peñoles, Oaxaca, quecontiene diseminaciones de oro detrítico y pirita asociados al grafito(thucholita) interbandeados, en paragneises cuarzofeldespáticos dehornblenda y biotita del Grupo El Trapiche, del Proterozoico Inferior(2500-1800 Ma.).

El Grupo El Trapiche esencialmente detrítico, se reconoceampliamente a lo largo y ancho del territorio de México, yaciendoconsistentemente en discordancia sobre las rocas komatíticas del arcoinsular del Supergrupo Pápalo del Arqueano (3600-2600 Ma.) delque derivan, para conformar al poniente el Geosinclinal de El Rosario,integrado por el Supergrupo Zimatlán (2500-1800 Ma.). Estaestructura se identifica en la Sierra de Guadalupe, Chihuahua (GneisCarrizal i l lo); en Tamaulipas (Gneis Novil lo); Hidalgo (GneisHuiznopala); en Puebla y Oaxaca (grupos El Trapiche y Valdeflores);además, en el Macizo de Teziutlán, Macizo de Chiapas y Sonora(Grupo Coyotillo) para constituir secuencias de más de 4500 m. deespesor.

A los grupos El Trapiche y Coyotillo consistentemente sobreyacela sucesión gradual de los clásicos “iron formación”, laminados y deorigen bioquímico marino; aunque muy erosionados exhibenremanentes de todas sus facies de ambiente litoral, de plataforma yhasta abisal, con lechos de itabiritas, óxidos de fierro hematífero,jaspilitas, silicatos micáceos con sulfuros de fierro y magnetita:abundante grafito y apatito, muy radiactivos y con T.R., hacia la cima.Esta sucesión se observa en las sierras de Juárez, Vigallo y San MiguelPeras, Oaxaca. La cima de esta secuencia constituye una conspicuadiscordancia, por las aperturas de los rifts de los geosinclinalesOaxaqueño y Acatlano, cordilleranos y con espesores de más de2000 m.

Se considera que el Supergrupo Zimatlán se desarrolló justo a lolargo de la trinchera de subducción (miogeosinclinal) cuando selevantaba el arco insular del Supergrupo Pápalo, durante la aperturadel extenso rift de la Faja Estructural Cananeana (3600-2600 Ma.)que yace cratonizada hacia la margen occidental del ContinenteAmericano, desde Alaska hasta Chile y Argentina, para implicarremovilizaciones anatexíticas de los “porphyry copper deposits”, deedad laramide.

El Geosinclinal de El Rosario tuvo conexiones paleogeográficas yparasincrónicas durante el Proterozoico Inferior, hacia los cratones deNorteamérica y Sudamérica, como serían las secuencias huronianas deBlind River, Elliot Lake, Montegomery Lake del Canadá, así como enMoeda y Jacobina, Brasil que determinan el mismo proceso de sudepósito y evolución tectónica, hacia las márgenes de los escudosarqueanos.

Queda enfatizar que en México y Sudamérica la subsidencia yexpansión oceánica durante el Proterozoico Inferior y Medio para lascuencas marinas, continuaron intermitentemente con subducción todoel neoproterozoico-paleozoico, debida a la apertura de los rifts


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posteriores a los 1800 Ma., que destruyeron y acumularon los “ironformation” del Grupo Valdeflores en forma de detritus, que ahorayacen como brechas y arenisca de magnetita y hematita hacia lasmárgenes de diversos bloques. Estas concentraciones ferríferas seidentifican por diversas removilizaciones e inyecciones de tipo Kiruna,como: La Negra, Cerro del Mercado, Hércules, El Humo-Zaniza, LasTruchas, Peña Colorada-El Encino, entre muchos más.

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LOS KLIPPES ULLOS KLIPPES ULLOS KLIPPES ULLOS KLIPPES ULLOS KLIPPES ULTRAMAFICOS DE TEHUITZINGOTRAMAFICOS DE TEHUITZINGOTRAMAFICOS DE TEHUITZINGOTRAMAFICOS DE TEHUITZINGOTRAMAFICOS DE TEHUITZINGO, PUEBL, PUEBL, PUEBL, PUEBL, PUEBLA,A,A,A,A,PPPPPARARARARARTE BASAL DEL SUPERGRUPO PTE BASAL DEL SUPERGRUPO PTE BASAL DEL SUPERGRUPO PTE BASAL DEL SUPERGRUPO PTE BASAL DEL SUPERGRUPO PAPAPAPAPAPALO DEL ARQUEANOALO DEL ARQUEANOALO DEL ARQUEANOALO DEL ARQUEANOALO DEL ARQUEANO

(3600-2600 M.A.)(3600-2600 M.A.)(3600-2600 M.A.)(3600-2600 M.A.)(3600-2600 M.A.)

Bazán Perkins Sergio Dale y Bazán Barrón SergioIndustria Minera Indio, [email protected]

Hacia el Valle del Río Atoyac y poblado de Tehuitzingo, sedistribuyen burdamente Norte-Sur varios klippes ultramáficos delComplejo Oaxaqueño, en una secuencia compacta y semibandeada decolor verde-gris, serpentinizada de rocas komatíticas típicas. Se asumeque el protolito corresponde a rocas volcánicas peridotiticas ricas enmagnesio, con piroxenos, olivino, anfibolas y plagioclasas cálcicas,afectadas por diversos diques diabásicos de 0.3 hasta 5 m. Estosklippes se extienden entre 1 hasta 8 Km de largo y de algunos metroshasta 3 Km de ancho, con espesores entre 20 y hasta 550 m.,próximos a Tehuitzingo, Xayacatlán, Piaxtla y Tecomatlán, donde seexplota magnesita, talco, asbesto y esporádicas concentraciones de Cr,Ni y Co de bajo rendimiento.

Se determinan para estas rocas ultramáficas un origen común,re lac ionadas con la parte basa l de la potente secuenciavulcanosedimentaria del Supergrupo Pápalo, asignado al Arqueano delárea tipo de Cuicatlán a Concepción Papálo, Oaxaca, de un arcoinsular primitivo. Se determinan los klippes a través del plano desubducción del Complejo Acatlán subyacente en dirección oriente,consiste en una sucesión de esquistos cloríticos, sericíticos con grafitoy cuarcitas, semejantes al Grupo Nuxiño y Esquisto Taxco delProterozoico.

Si consideramos los cuerpos granitoides de carácter anatexíticodel arco marginal Paleozoico a lo largo del territorio de México, enuna franja de 300 Km de ancho, inferimos que las secuenciaultramáficas del Supergrupo Pápalo se extendían unos 200 Km máshacia el poniente, a partir de las unidades alóctonas en discusión. Esde considerar que las rocas ultrmáficas varían en composición de 40a 45% de SiO2 y de 22 a 34% de MgO que determinan rocaskomatíticas típicas; por ejemplo, el klippe de Tehuitzingo reporta enpromedio 40.66% de SiO2, 3.45% de Al2O3, 5.37% de Fe2O3,1.09% de FeO, 32.56% de MgO, 4.57% de CaO, 0.41% de Na2O,0.01% de K2O, 0.02% de P2O5, 10.63% de +H2O y 1.23% de -H2O respectivamente.

La presencia de zonas eclogitizadas y una variedad compleja degranitoides en diversos klippes precámbricos asociados al plano desubducción que se advierte en Tehuitzingo-Tecomatlán, infieretemperaturas de 620ºC y pres iones entre 11-14 kb. Porconsecuencia, al occidente el grado de metamorfismo decreceprogresivamente para las rocas del Complejo Acatlán. Esto es, que aloriente de Tehuitzingo se tienen episodios de granitización anatexíticaanarogénicas, más intensa y profunda, relacionadas con la discutidasubducción neoproterozoica-paleozoica.

Concluyentemente, las komatít icas (greenston belts) deTehuitzingo representan reductos de un escudo Arqueano, sometidoa desgaste erosivo posterior al depósito de los “iron formation” delGrupo Valdeflores, al finalizar el Proterozoico-Inferior (1800 Ma.)resultado de los rifts de los geosinclinales Oaxaqueño y Acatlano deafinidad Pacífica.

Su importancia litoestratigráfica radica en la naturaleza históricay posición basal de las cuarcitas, metareniscas y metatobassubyacentes a las komatitas, con edad aparente de más de 3600 Ma.Así pues, se concibe que la obtención de un concentrado de circonesde estas rocas detríticas, podrían reportar por U-Pb, la edad de losgranitoides del que derivan, supuestamente de una cortezaprimigenia.

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ROCROCROCROCROCAS KAS KAS KAS KAS KOMAOMAOMAOMAOMATITICTITICTITICTITICTITICAS ARQUEANAS DEL SUPERGRUPOAS ARQUEANAS DEL SUPERGRUPOAS ARQUEANAS DEL SUPERGRUPOAS ARQUEANAS DEL SUPERGRUPOAS ARQUEANAS DEL SUPERGRUPOPPPPPAPAPAPAPAPALO (3600-2600 M.A.), EN LALO (3600-2600 M.A.), EN LALO (3600-2600 M.A.), EN LALO (3600-2600 M.A.), EN LALO (3600-2600 M.A.), EN LA PA PA PA PA PARARARARARTE CENTROTE CENTROTE CENTROTE CENTROTE CENTRO-----

OCCIDENTOCCIDENTOCCIDENTOCCIDENTOCCIDENTAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LA SIERRA DE GUANAJUAA SIERRA DE GUANAJUAA SIERRA DE GUANAJUAA SIERRA DE GUANAJUAA SIERRA DE GUANAJUATOTOTOTOTO

Bazán Barrón Sergio y Bazán Perkins Sergio DaleIndustria Minera Indio, [email protected]

Reconocimientos en la Sierra de Guanajuato identificaron seissucesiones litoestratigráficas distintivas, discordantes entre sí,relacionadas al Arqueano, Proterozoico, Paleozoico, Mesozoico yCenozoico.

La unidad basal (Grupo Los Alisos) aflora donde nace el Arroyode San Juan de Otates con paragneises cuarzofeldespáticos y máficos(cuarcitas y metatobas) de 450 m de espesor, buzantes 43º al SW,corneanas y con metamorfismo en facies de anfibolita, de una cortezaprimigenia de la Tierra. Siguen rocas vulcanosedimentar iasultramáficas-máficas bandeadas y semibandeadas (greenstone belts) de420 m de espesor, de tipo komatítico (Grupo San Juan de Otates)metamorfoseados en facies de esquistos verdes, correlacionables alSupergrupo Pápalo de Puebla-Oaxaca; consisten de clinopiroxenos,olivino, hornblenda y plagioclasas cálcicas, textura spinifex basal yserpenitización parcial diapírica. Afloran en ventanas de arroyos,desde San Juan de Otates hasta la base del Cerro del Cubilete y elDistrito Minero de Guanajuato.

Sobreyace una sucesión vulcanosedimentaria de paragneisescuarzofe ldespát icos, anf ibol í t icos, micáceos con gra f i to,interbandeados (Grupo Chichimequillas), metamorfoseados en la partebaja de las facies de esquistos verdes. Son deleznables en los 770 mde espesor que cubren la parte occidental de la sierra, semejantes alos grupos: Tejalapan, El Hielo del Complejo Oaxaqueño y GrupoHuiznopala, Hidalgo; también al Gneis Novillo, Tamaulipas, pararepresentar la parte más externa de la Nappa de la Carbonera delProterozoico Medio.

Las anter iores, aparecen intrus ionadas por tonal i tas-cuarzomonzonitas Tuna Mansa, asignadas al Pérmo-Carbonífero.Sobreyace la Secuencia Ofiolítica Mesozoica integrada por elConglomerado Pardo La Laborcita, Formación Esperanza, DiquesDoleríticos Santa Ana, La unidad Basaltos La Luz y Roca Verde,comagmáticos, relacionados con dorsales toleíticas generadoras de lossulfuros masivos polimetálicos del Distrito de Guanajuato. Finalmente,todas aparecen cubiertas por el Conjunto VulcanosedimentarioContinental del Terciario.


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Se concluye que los grupos Los Alisos y San Juan de Otates delArqueano, representan las rocas más antiguas identificadas en elterritorio de México que llegaron a su actual posición, por laconvergencia cabalgante inversa de la corteza continental, de por lomenos 6 eventos de subducción sucesivos de placas tectónicas, dondelas más recientes levantaron las precedentes más antiguas,profundamente erosionadas hasta exponer la corteza primigenia de laTierra. Esto es, si partimos que los “greenstone belts” arqueanos delSupergrupo Pápalo (3600-2600 Ma.) corresponden a un arco insularpor subducción lateral, seguido por la subducción en dirección orientedel arco insular de Telixtlahuaca del Mesoproterozoico Tardío yposteriormente, durante todo el Paleozoico la Placa Nuxiño-Granjenolevantaba toda la secuencia arqueana basal; seguida de la subduccióndel Mesozoico, hasta culminar con la más intensa subducción delTerciario de la Placa Chicontepec, en dirección poniente; entonces así,podemos demostrar cómo, cuándo y donde llegó hasta la superficieuna corteza precámbrica tan primitiva de la Tierra, como estáexpuesta en la Sierra de Guanajuato.

Por tanto, los xenolitos ultramáficos alcalinos, como basanitas,granulitas, paragneseis cuarzofeldespáticos y anfibolíticos de la partecentral de San Luís Potosí y otros estados que aparecen en volcanesexplosivos Plio-Cuaternarios, tipo maars y xalapascos, provienen deuna secuencia precámbrica somera de 1 a 2 Km de profundidad.

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ESTUDIO DE LESTUDIO DE LESTUDIO DE LESTUDIO DE LESTUDIO DE LA DENSIDA DENSIDA DENSIDA DENSIDA DENSIDAD Y CONECTIVIDAD Y CONECTIVIDAD Y CONECTIVIDAD Y CONECTIVIDAD Y CONECTIVIDAD DEAD DEAD DEAD DEAD DEFRACTURAS DEL CFRACTURAS DEL CFRACTURAS DEL CFRACTURAS DEL CFRACTURAS DEL CAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTAMPO PETROLERO CANTARELLARELLARELLARELLARELL

Xu S-S1, Velasquillo Martínez Luis G.1, Grajales Nishimura JoséManuel1, Murillo Muñetón Gustavo1, García Hernández Jesús2 y

Ramírez Hernández Hugo1

1 Programa YNF, Instituto Mexicano del Petróleo2 Exploración y Producción, PEMEX

[email protected]; [email protected]

Con la finalidad de caracterizar los sistemas de fallas y fracturasen un yacimiento petrólero y su impacto en la circulación de fluidos,se analizaron las fracturas a la escala de núcleo (longitud < 1m) yfallas a la escala de yacimiento (longitud > 1000m) del campopetrolero Cantarell, en la Sonda de Campeche. Se estudiaron 141patrones de fracturas abiertas o parcialmente selladas y 13 patronessellados por minerales (vetillas de calcita o dolomita). Se estudiaroncuatro configuraciones de fallas en el subsuelo: cima de la Brechacarbonatada del límite Cretácico-Terciario (BKT), cima del Cretácicomedio (Km), cima del Cretácico inferior (Ki) y la cima delKimmeridgiano (Jsk). El trabajo se concentró en analizar los siguientesparámetros: FL, densidad de la longitud total de fallas y fracturas; FN,densidad del número de fallas y fracturas por unidad del área. P,parámetro de percolación; Db, la dimensión de caja (método de“counting box”); Dc, dimensión de masa del punto medio de lalongitud de las fracturas; DL, exponente de la distribución de lalongitud de fractura. Los resultados y conclusiones que se obtuvieronson los siguientes:

(1) Se determinó que si el parámetro P es mayor que 1.37 y Dbmayor que 1.36 los sistemas de fracturas se interceptan, es decir,se definió la conectividad de los sistemas de fracturas.

(2) Se encontró una relación lineal entre Db y FL con el parámetroP. Esto indica que podemos determinar la conectividad de lasfracturas a partir Db y FL.

(3) En las proximidades de las fallas mayores los valores de FL y FNson más grandes respecto a los valores que se obtienen para lasfallas secundarias o menores.

(4) FL, FN y P no dependen de la profundidad, lo que implica quelas fracturas tectónicas son las que más influyen sobre los valoresde estos parámetros.

(5) El valor de P aumenta si el espesor de las capas se incrementa,lo cual se puede interpretar que a mayor espesor de las capas laprobabilidad de circulación de fluidos aumenta.

(6) Se observaron tres tipos de conectividades de acuerdo con ladefinición de Darcel (2003): DL > DC (tipo A), DL= DC (tipo B),DL< DC (tipo C). Se observaron 22 patrones de fracturas de tipoA, 16 de tipo B y 50 de tipo C. Esto implica que la conectividadesta principalmente gobernada por la fracturas de mayor longitud.Del análisis de las configuraciones estructurales del subsuelo sedeterminó que las fallas en la cima de BKT son de tipo B. Es decir,las fallas de menor y mayor longitud tienen la misma importanciapara la conectividad. Para las fallas en las cimas de Ki, Km y Jsk sonde tipo C. Por lo tanto, las fallas de mayor longitud controlan laconectividad de los sistemas.

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LLLLLA BÚSQUEDA BÚSQUEDA BÚSQUEDA BÚSQUEDA BÚSQUEDA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNDE ACDE ACDE ACDE ACDE ACAMBAAMBAAMBAAMBAAMBAYYYYY, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, P, P, P, P, PARARARARARTE ITE ITE ITE ITE I

Garduño Monroy Victor Hugo1, Rodríguez Pascua MiguelAngel2, Israde Alcántara Isabel1 y Filonzi Sara3

1 Depto. de Geología y Mineralogía, IIM, UMSNH2 Universidad de San Pablo CEU, Madrid, España

3 Universidad de Milán, [email protected]

La región de Acambay es un sitio que ya tiene antecedentes desismos en el siglo pasado que han demostrado tener un importanteefecto en las zonas urbanas del centro de México. Sus daños fuerondevastadores no solo en la región de su epicentro, mostraron dañosen muchos sitios como fue el caso de la Ciudad de México.

Estos sismos tienen como epicentro a rupturas que se hangenerado a lo largo de la falla Morelia Acambay, la cual está formadapor una serie de segmentos de fallas normales con eventualesmovimientos inversos.

De 1910 a la fecha la red sismológica nacional se ha encargadode el registro de los eventos sísmicos del centro de México, sinembargo no se han hecho estudios sistemáticos de Paleosismologíapara reconocer deformaciones cosismicas en las sedimentos afectadospor los sismos.

En la región de Acambay existen pequeñas cuencas lacustresdonde se han combinado las condiciones para el registro de eventossísmicos, que para ser registrados deben cumplir con ciertascaracterísticas, algunas de ellas son, alternancias de arcillas limosarenas, un nivel estático somero que sature a las formacionesterrígenas y sismos con magnitudes superiores a 5 grados, generadosen un radio de 20 Km. Es decir en estos sedimentos se genera lalicuefacción de los sedimentos los cuales en base a sus granulometríasy la magnitud del evento van a presentar estructuras que ayudan areconocer el evento.


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Realizando un estudio sistemático de las estructuras en campo,de la distribución espacial de ellas y de las granulometrías podemosllegar a reconstruir las isosistas de eventos del Pleistoceno Holoceno.

La región de Tierras Blancas presentas estas condiciones, en lazona se han reconocido 6 eventos que pueden ser reconocidos endiferentes niveles de su columna estratigráfica, pero que ademáspermiten inferir la magnitud y algunas de las isosistas que afectarona esta cuenca lacustre. Los eventos sísmicos son bien reconociblesdebido a que fueron formados en arenas volcánicas claras grises obien oscuras que alternan con sedimentos mas finos de limos oarcillas.

El primer evento corresponde a un megaslump que genero unagran deformación de secuencias lacustres terrígenas y a veces ricosniveles diatomíticos, donde se intercalan productos piroclásticos. Enesta unidad se observan megapliegues los cuales sufrieron un“decollement” por encimas de un nivel de cenizas. El segundo eventotambién genera un slump, mas moderado pero con las mismascaracterísticas que el anterior, en facies laminares diatomíticas coneventuales niveles arcillosos y vertebrados.

Los siguientes eventos sísmicos bien definidos en la columnalitológica, separados por estratos no deformados, se identificaron enbase a estructuras de licuefacción como son diques de arena, volcanesde arena, almohadillas, etc., siempre con granulometrías diferentes.

Los fechamientos que están en procesos ayudaran a reconocerfactores de recurrencia, por ahora los datos paleontológicos y defechamientos puntualizan que estos seis eventos sísmicos se llevarona cabo durante el Pleistoceno-Holoceno.

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LLLLLA BUSQUEDA BUSQUEDA BUSQUEDA BUSQUEDA BUSQUEDA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA DE LOS SISMOS PERDIDOS, LA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNA REGIÓNDE IXTLDE IXTLDE IXTLDE IXTLDE IXTLAHUACAHUACAHUACAHUACAHUACA, MEXICOA, MEXICOA, MEXICOA, MEXICOA, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, MEXICO, P, P, P, P, PARARARARARTE IITE IITE IITE IITE II

Garduño Monroy Victor Hugo1, Rodríguez Pascua MiguelAngel2, Israde Alcántara Isabel1 y Benente Luigi31 Depto. de Geología y Mineralogía, IIM, UMSNH2 Universidad de San Pablo CEU, Madrid, España

3 Universidad de Milán, [email protected]

En la región de Ixtlahuaca se puede observar una secuenciafluviolacustre levantada mas de 40 m, dicho levantamiento no fuegenerado por un basculamiento de fallas normales. La regiónpresenta una serie de secuencias lacustres donde se pueden distinguiralternancias de terrígenos volcánicos con limos y arcillas. Ladeformación de estas secuencias lacustres se están asociadas a uncambio de dirección de la falla de Ixtlahuaca, la cual tiene una rumboNO-SE formando parte del sistema de fallas de Taxco.Querétaro. paradespués sufrir un cambio de dirección pasando a ser casi E-O.

Las cuencas lacustres están muy asociadas con el Río Lerma, elcual ha generado una serie de meandros, ligados seguramente a ladeformación de las estructuras mayores. La edad de estos sedimentosse ha estimado del Pleistoceno. Se han muestreado diferentes nivelesde pómez y cenizas volcánicas que actualmente su fechamiento estáen proceso.

En la parte centra de la cuenca lacustre se estudiaron secuenciasdiatomíticas que pasan lateralmente a facies mas proximales, lo quepermite distinguir la geometría del depocentro de la cuenca. Es

importante resaltar la riqueza de niveles de depositos de pómez en laparte terminal de la secuencia fluviolacustre, ellos podrían formarparte de las productos volcánicos del Nevado de Toluca o bien de laactividad del volcán Jocotitlan.

El nivel más altamente deformado tiene la característica demantenerse a la misma cuota topográfica, no obstante el fallamientoNO-SE. La deformación es clara debido a la alternancia en lossedimentos de estratos con varios colores y granulometrías diferentes.Los pliegues tienen direcciones ONO-ESE y ligeras vergencias hacia elNNE, generalmente deformando a una decena de estratos conespesores de centímetros.

En los sedimentos se distinguieron pliegues y estructuras depaleolicuefacción separadas en la cima y en la base por estratos sinninguna evidencia de haber sido afectados por un evento sísmico.

En otras columnas litológicas se tiene verdaderos slumps dondelos pliegues están rotos y no tienen una continuidad en ladeformación, evidenciando una clara deformación cosismica.

Al menos fueron reconocidos tres eventos sísmicos claros, sinembargo debido a la falta de alternancias o a la posición del nivelfreático no se generaron estructuras de l icuefacción en lossedimentos.

Toda la secuencia fluviolacustre de la región de Ixtlahuaca seencuentra afectada por fallas de tipo normal con componente lateralderecha.

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GEOLOGÍA DEL COMPLEJO XOLGEOLOGÍA DEL COMPLEJO XOLGEOLOGÍA DEL COMPLEJO XOLGEOLOGÍA DEL COMPLEJO XOLGEOLOGÍA DEL COMPLEJO XOLAPAPAPAPAPA EN EL ÁREAA EN EL ÁREAA EN EL ÁREAA EN EL ÁREAA EN EL ÁREACOMPRENDIDCOMPRENDIDCOMPRENDIDCOMPRENDIDCOMPRENDIDA ENTRE TIERRA COLORADA ENTRE TIERRA COLORADA ENTRE TIERRA COLORADA ENTRE TIERRA COLORADA ENTRE TIERRA COLORADA Y ACA Y ACA Y ACA Y ACA Y ACAPULCOAPULCOAPULCOAPULCOAPULCO

Villacura Aránguiz Bernardo1, Pérez Gutiérrez Rosalva2, TorresDe León Rafael2 y Solari Lovati Luigi2

1 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, UNAM2 Instituto de Geología, UNAM

[email protected]

Este trabajo presenta la cartografía geológica a escala 1:50.000realizado en el marco del proyecto CONACYT J-39783. El área deestudio se ubica entre Tierra Colorada, Acapulco y entre la carreterafederal México-Acapulco y la margen derecha del Río Papagayo. Lasunidades reconocidas en este tramo incluyen rocas pertenecientes alComplejo Xolapa, las que se describen a continuación junto con suprincipal mineralogía.

Complejo Xolapa

Paragneis: Rocas color gris a ocre de grano medio a grueso yque exhiben bandeamiento gneissico con espesor variable entre 0.5 y20 cm. La composición de la roca está dominada por asociaciones decuarzo+plagioclasa+feldespato, lo cual le imprime un carácterleucocrático. Los principales máficos corresponden a biotitassubhedrales y hornblenda; granates de forma subhedral y tono rojizo.La sillimanita ocurre como cristales fibrosos masivos y de color cafépálido; opacos subhedrales corresponden a magnetita.

Ortogneis: Rocas color gris claro a blanco, cuya composiciónestá dada principalmente por cuarzo, plagioclasa, microclina,ortoclasa, biotita, clinopiroxenos, hornblenda. El cuarzo desarrollafenocristales de hasta 1 cm, los cuales se alinean paralelamente a la


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foliación, generando una textura de augen. En algunos afloramientoscontienen granate y los minerales accesorios son zircón y apatito; lamagnetita es escasa.

Gneis migmatítico: Roca color gris claro a gris oscuro de granomedio a grueso, con bandeamiento gnéisico, migmatizaciónincipiente, desarrollo de pliegues de crenulación y ptygmaticos. Engeneral los pliegues presentan planos axiales inclinados y horizontales,charnelas subredondeadas a redondeadas, flancos alargados.conespesor constante. Espacialmente se asocian a los ortogneises, aunqueno un contacto claro entre ambas unidades.

Migmatitas: Las migmatitas se caracterizan por leucosomascuarzo-feldespáticos que forman vetas de hasta 15 cm de espesor, lascuales inyectan un melanosoma de color gris oscuro o negro, formadoprincipalmente por biotita. Texturalmente son estromáticas, brechosas,schleiren, y nebulíticas.

Mármol cipolino: Mármol blanco sacaroidal y beige foliado,compuesto mayoritariamente por calcita. Los afloramientos sondiscontinuos y asociados a los gneis migmatíticos.

Granito con deformación incipiente: En base a mineralogía yestructuras se reconocen dos unidades: a) Color gris claro a blanca,presenta foliación y lineación mineral bastante marcadas, compuestapor cuarzo, plagioclasa, ortoclasa, microclina, biotita y muscovita(escasa a nula en el Km. 334 de la Autopista del Sol y abundante enla zona de El Playón), hornblenda, granate y como accesorio zircón(abundante). b) Al sur de Xaltianguis rica en ortoclasa, lo cual da untono rosa a la roca, no se observa foliación clara, pero sí unadeformación mineral.

El Complejo Xolapa, en el área de estudio está cubierto por lasrocas de las formaciones Chapolapa la cual está en contacto tectónicocon los ortogneises del Xolapa; la Morelos, que además está encontacto tectónico con Chapolapa y la Formación Papagayo que seencuentra en discordancia con Xolapa. El área está intrusionada porgranitos indeformados de Tierra Colorada y el Tronco de Xaltianguis,cortada por diques de diversas composiciones y además, está cubiertapor depósitos volcánicos terciarios.

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RESULRESULRESULRESULRESULTTTTTADOS PRELIMINARES DE UN ANÁLISISADOS PRELIMINARES DE UN ANÁLISISADOS PRELIMINARES DE UN ANÁLISISADOS PRELIMINARES DE UN ANÁLISISADOS PRELIMINARES DE UN ANÁLISISESTRUCTURAL EN EL PUERESTRUCTURAL EN EL PUERESTRUCTURAL EN EL PUERESTRUCTURAL EN EL PUERESTRUCTURAL EN EL PUERTO DE LTO DE LTO DE LTO DE LTO DE LAS SIERRAS LAAS SIERRAS LAAS SIERRAS LAAS SIERRAS LAAS SIERRAS LA

FRAGUA, EL GRANIZO Y SAN MARCOS–PINOS EN LFRAGUA, EL GRANIZO Y SAN MARCOS–PINOS EN LFRAGUA, EL GRANIZO Y SAN MARCOS–PINOS EN LFRAGUA, EL GRANIZO Y SAN MARCOS–PINOS EN LFRAGUA, EL GRANIZO Y SAN MARCOS–PINOS EN LAAAAAPPPPPARARARARARTE CENTRAL DE COAHUILTE CENTRAL DE COAHUILTE CENTRAL DE COAHUILTE CENTRAL DE COAHUILTE CENTRAL DE COAHUILAAAAA

Bolaños Rodríguez Daniel Emiliano1, Chávez Cabello Gabriel2,Fitz Diaz Elisa1 y Tolson Gustavo1

1 Instituto de Geología, UNAM2 Centro de Geociencias, UNAM

[email protected]

45 kilómetros al Sur de Cuatrociénegas, Coahuila, convergen laSierra de San Marcos - Pinos, la Sierra el Granizo y la Sierra de laFragua. En el área aflora un paquete clástico del Jurásico (Capas elGranizo) cubierto concordantemente por conglomerado y arenisca delNeocomiano de la Formación San Marcos. El paquete clástico delNeocomiano de origen continental, subyace en discordancia paralela arocas marinas compuestas de caliza arrecifal, lutita calcáreaintercalada con lentes de pedernal, caliza de plataforma y lutita concaliza de estratificación delgada de las Formaciones Cupido, La Peña,Aurora e Indidura, respectivamente.

En esta área se observan estructuras en las rocas cretácicas quemuestran relaciones de corte que sugieren que la deformación escompleja. Por un lado, afloran pliegues asimétricos de escalakilométrica con una orientación WNW y vergencia general hacia el S,aunque un caso particular es el anticlinal de San Marcos que cambiade rumbo WNW a un rumbo casi N-S. En el flanco occidental de esteanticlinal se observa un conjunto de pliegues recostados de escaladecamétrica con una orientación N-S, con dirección de transportehacia el W, los cuales se extienden al Sur de la sierra en la curvaturaque delimita al Valle del Jabalí.

Por otro lado, al SE del área se observan fallas secundarias concomponente inversa que componen a lo que se puede llamar sistemade Falla de San Marcos con orientación NW-SE. Así mismo, en elcañón el Mimbre se identificó una zona de brecha de falla con unespesor de al menos 200 m que corta paralelamente a la charnela delanticlinal La Fragua siguiendo un rumbo WNW ambas estructuras,paralelo a la traza de la Falla de San Marcos.

La complejidad de las estructuras laramídicas en el árearesponden a una deformación compleja que pudo implicar lareactivación de discontinuidades del basamento (Falla de San Marcosy secundarias a esta) en un solo periodo de deformación, o bien, queexistan estructuras generadas en por lo menos dos fases dedeformación. Por lo anterior, en este trabajo se dan a conocer nuevosdatos estructurales que permiten discutir el desarrollo de los plieguesy fallas de la zona, basados en la cinemática, geometría y relacionesde corte de las estructuras.

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MICROTERMOMETRÍA DE LMICROTERMOMETRÍA DE LMICROTERMOMETRÍA DE LMICROTERMOMETRÍA DE LMICROTERMOMETRÍA DE LA DEFORMACIÓN DE LA DEFORMACIÓN DE LA DEFORMACIÓN DE LA DEFORMACIÓN DE LA DEFORMACIÓN DE LASASASASASROCROCROCROCROCAS METAS METAS METAS METAS METASEDIMENTASEDIMENTASEDIMENTASEDIMENTASEDIMENTARIAS CRETÁCICARIAS CRETÁCICARIAS CRETÁCICARIAS CRETÁCICARIAS CRETÁCICAS DE VALLE DEAS DE VALLE DEAS DE VALLE DEAS DE VALLE DEAS DE VALLE DE

BRABRABRABRABRAVOVOVOVOVO, EDO, EDO, EDO, EDO, EDO. DE MÉXICO. DE MÉXICO. DE MÉXICO. DE MÉXICO. DE MÉXICO

Fitz Díaz Elisa1, Tolson Gustavo1, Camprubi Antoni2 y ProlLedesma Rosa María3

1 Instituto de Geología, UNAM2 Centro de Geociencias, UNAM3 Instituto de Geofísica, UNAM

[email protected]

Se realizó un análisis estructural detallado en las rocasmetasedimentarias cretácicas en el Cerro El Santuario, Valle de Bravo,Edo. de México, con el cual se caracterizaron dos fases dedeformación contractiva D1 (con características cristal-plástico) y D2(con características transicionales frágil-dúctil), cortadas por unsistema de fallas normales tardías (del régimen frágil o quebradizo). Elanálisis estructural permitió determinar la penetratividad y cinemáticade los diferentes eventos de deformación, y caracterizar tresgeneraciones de vetas: V1, asociadas a D1; V2, asociadas a D2; y V3asociadas a las fallas normales tardías. La premisa fundamental es quelas vetas V1, V2 y V3 son “vetas de deformación”, es decir, que soncontemporáneas al desarrollo de las estructuras y crecieron a partir defluidos que fueron activos o movilizados durante cada evento dedeformación, por lo tanto, las inclusiones fluidas atrapadas en susminerales corresponden a fluidos asociados dichos eventos.

Los criterios petrográficos de inclusiones fluidas en vetas dedeformación son diferentes a los de análisis de vetas hidrotermales.Por ejemplo, hay inclusiones fluidas sobre planos de microfracturasque son contemporáneos a la deformación, y que son consistentes conla cinemática de crecimiento de la veta y ésta a su vez es congruentecon la cinemática de la estructura que la contiene (sea pliegue o falla).


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Para la petrografía de inclusiones fluidas en vetas de deformación esimportante tener un buen control espacial de estructura, vetaasociada, estructura interna de veta e inclusiones fluidas. Con estoscriterios se seleccionaron Grupos de Inclusiones Fluidas Simultáneas(GSI) representativos de D1, D2 y fallas normales tardías.

Todos los GSI analizados presentan inclusiones fluidas bifásicas(L/V), dominantemente líquido, del sistema H2O-NaCl, y no muestranestrangulamiento u otras características que indiquen filtrado defluidos después del atrapamiento. En las vetas V1 se analizaron dosGSI asociados a D1 con temperaturas de homogeneización entre 240y 251°C y salinidades 6.1 y 7.4 de wt.% NaCl eq. Los GSI asociadosa D2, analizados en V2, dieron temperaturas de homogeneizaciónentre 164 y 202°C, con salinidades de 4.2 a 5.2 wt.% NaCl eq.Finalmente, las vetas V3, dieron temperaturas de homogeneización dealrededor de 192 a 230°C y salinidades entre 2.6 y 4.6°C.

Las temperaturas determinadas para D1 y D2 representantemperaturas mínimas de la deformación, es decir, son lastemperaturas a las que se encontraba el volumen rocoso durante loseventos de acortamiento, puesto que las vetas están confinadas en laroca y provienen de los fluidos locales activos durante la deformaciónlos cuales estaban en equil ibrio térmico con la roca, estastemperaturas corresponden al gradiente geotérmico al momento de ladeformación. En contraste, las temperaturas de las vetas asociadas alas fallas tardías no representan la temperatura del volumen rocosodurante el fallamiento, sino de un fluido proveniente de una fuenteprofunda que circuló sobre las fracturas asociadas a fallamientonormal, que formaron vetas de gran longitud, abiertas a la superficie.

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ESTUDIO DE LOS ENJAMBRES DE DIQUES Y DELESTUDIO DE LOS ENJAMBRES DE DIQUES Y DELESTUDIO DE LOS ENJAMBRES DE DIQUES Y DELESTUDIO DE LOS ENJAMBRES DE DIQUES Y DELESTUDIO DE LOS ENJAMBRES DE DIQUES Y DELFFFFFALLALLALLALLALLAMIENTO TERCIARIO EN LAMIENTO TERCIARIO EN LAMIENTO TERCIARIO EN LAMIENTO TERCIARIO EN LAMIENTO TERCIARIO EN LA REGIÓN DE BEJUCOA REGIÓN DE BEJUCOA REGIÓN DE BEJUCOA REGIÓN DE BEJUCOA REGIÓN DE BEJUCO-----

TUZANTLTUZANTLTUZANTLTUZANTLTUZANTLA, ESTA, ESTA, ESTA, ESTA, ESTADOS DE MICHOACÁN Y MÉXICOADOS DE MICHOACÁN Y MÉXICOADOS DE MICHOACÁN Y MÉXICOADOS DE MICHOACÁN Y MÉXICOADOS DE MICHOACÁN Y MÉXICO

Serrano Duran Lina1, Gonzalez Cervantes Norma1, FerrariLuca1 y Cerca Martínez Mariano2

1 Centro de Geociencias, UNAM2 Instituto de Geología, [email protected]

Cerca a las localidades de Bejucos y Tuzantla, entre los estadosde Michoacán y México, se reconocen enjambres de diques y fallasque afectan a una secuencia sedimentaria Meso–Cenozóica.Reportamos los primeros resultados de un estudio de los diquespresentes en esta zona para obtener su edad, composición, relaciónestratigráfica con las rocas encajonantes y con las principalesestructuras en el área. Con esta información será posible conocer ladeformación que afectó la zona e inferir el campo de esfuerzos en lacorteza durante el período en que fueron emplazados los cuerpos.Asimismo entender por qué hubo volcanismo en algún momento delTerciario pero actualmente esta zona representa un “hueco” en elfrente volcánico de la Faja Volcánica Trans-Mexicana. Finalmenterelacionar la evolución volcánica y tectónica de esta región con lahistoria tectónica general del Sur de México y la evolución de loslímites de placas.

La estratigrafía de esta región consta de una secuenciaconstituida por: a) lavas asociadas al Grupo Arcelia-Palmar Chico ycubierta por calizas de la Formación Amatepec, b) conglomeradosvolcánicos, areniscas y limos comúnmente referidos como Capas Rojasdel Grupo Balsas, c) lavas andesiticas, ignimbritas, y riolitas delEoceno-Oligoceno sobre los que reposan otros conglomerados rojos

mas recientes. Los diques tienen composición máfica, un largo devarios kilómetros y un ancho que varía de 5 a 20 m. Hay mas de ciendiques expuestos que se agrupan en dos enjambres principales. Elprimero tiene una orientación preferencial promedio de 300° queoscila entre 280° y 330°. El segundo tiene orientación casiperpendicular (50°) y se distribuye a los dos lados del pliegue deTzitzio. Entre estos se encuentra un dique NNE de dimensionesexcepcionales que alcanza hasta 40 km de longitud y un ancho visiblede 20 m. No hay relación de corte sistemático entre los dosenjambres de diques, lo que sugiere la posibilidad que se hayanemplazado durante el mismo periodo de tiempo. La presencia depliegues de arrastre en la zona de contacto con la roca encajonante,indica que aunque algunos de ellos si bien pudieron intrusionar a lolargo de fracturas preexistentes, también fueron emplazados en unrégimen no extensional. Esto se confirma además por la ausencia defallas normales con desplazamiento importante en la zona. Por loanterior se descarta la posibilidad de que la región haya estadosometida a un régimen de extensión tipo Basin and Range, como hansugerido algunos autores. La exposición de estos diques y la presenciade cuerpos subvolcanicos de composición intermedia a silicicas bajoun grueso paquete de ignimbritas (facies intracalderica?) en la Sierrade Nanchititla atestigua un período intenso de erosión que removiópor lo menos 1.5 km de material. Este periodo de erosión aceleradadebe ser posterior al Eoceno, pero se desconoce su causa.

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EDEDEDEDEDAD DE LAD DE LAD DE LAD DE LAD DE LA FORMACIÓN CHAPOLA FORMACIÓN CHAPOLA FORMACIÓN CHAPOLA FORMACIÓN CHAPOLA FORMACIÓN CHAPOLAPAPAPAPAPA EN LA EN LA EN LA EN LA EN LAAAAALOCLOCLOCLOCLOCALIDALIDALIDALIDALIDAD DEL RIO COCHOAPAD DEL RIO COCHOAPAD DEL RIO COCHOAPAD DEL RIO COCHOAPAD DEL RIO COCHOAPA AL OESTE DELA AL OESTE DELA AL OESTE DELA AL OESTE DELA AL OESTE DEL

OCOTITOOCOTITOOCOTITOOCOTITOOCOTITO, EST, EST, EST, EST, ESTADO DE GUERREROADO DE GUERREROADO DE GUERREROADO DE GUERREROADO DE GUERRERO

Hernández Treviño Teodoro1, Torres De León Rafael2, SolísPichardo Gabriela3, Schaaf Peter1, Hernández Bernal Maria del

Sol3 y Morales Contreras Juan1

1 Instituto de Geofísica, UNAM2 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, UNAM

3 Instituto de Geología, [email protected]

En la porción sur de la plataforma Cretácica Guerrero Morelos seencuentra subyaciéndole la Formación Chapolapa, misma que en elárea de la Venta está en contacto estructural con rocas del TerrenoXolapa. Al oeste de la Fm. Chapolapa, en el área de El Ocotito,Tlahuizapa e Iscuinatoyac, no se conoce ninguna unidad que estésubyaciendo a la Formación Chapolapa. Sin embargo, al noreste de laregión, en el Cañón de Acahuizotla, donde fue definida por de Cserna(1965), se encuentra sobreyaciendo a rocas del Terreno Mixteco.

La Formación Chapolapa está conformada dominantemente porsecuencias metavolcánicas de composición andesítica, riodacítica,dac í t ica y brechas volcánicas, interca ladas con secuenciasmetasedimentarias cuyos protolitos fueron areniscas, limolitas yconglomerados. Estas secuencias se encuentran metamorfizadas afacies de esquisto verde, presentan una foliación con inclinación NW-NE y lineaciones de estiramiento minerales dominantes al NW y enmenor proporción al NNE , los indicadores minerales desarrolladosson de tipo sigma y escasos deltas así como estructuras s-c, estosindicadores acusan un sentido de cizalla de tipo normal con unbuzamiento NW.

La muestra estudiada se colectó en la ribera del Río Cochoapa;en la intersección con el camino que conduce del poblado El Ocotitoa Tlahuizapa, aproximadamente a 30 km al sur de la Ciudad deChilpancingo. La muestra es una metadacita con una textura porfídica


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relicta, formada por fenocristales de plagioclasas y cuarzo contenidosen una matriz fina de plagioclasa y cuarzo con abundante sericita. Losporfiroclastos de feldespatos y cuarzo presentan estructuras dedeformación intracristalina como extinción ondulante, bandas yláminas de deformación.

La muestra fue fechada en el Laboratorio Universitario deGeoquímica Isotópica de la UNAM, por el método de U-Pb encircones. Se analizaron 6 poblaciones de circones en tamaños quevarían de 80 µ a 200 µ. Éstos arrojaron una edad de 126 ± 4 Ma,ubicando esta edad en el Cretácico Inferior (Valanginiana).

La Formación Chapolapa no presenta una continuidad regional,sino que se distribuye al menos en tres áreas distantes, la localidadtipo (Cañón de Acahuizotla), el área de la Venta Vieja y el área de ElOcotito- Ixcuinatoyac. Esta edad puede ser representativa de las tresáreas. Sin embargo, es necesario que las otras dos áreas seanigualmente fechadas, para una posible correlación, ya que por sucomplejidad estratigráfica y estructural que presenta en cada área, serequieren mas estudios de geocronología.

GET-55 CARTEL

SISTEMA DE FSISTEMA DE FSISTEMA DE FSISTEMA DE FSISTEMA DE FALLALLALLALLALLAS E-AS E-AS E-AS E-AS E-W EN LW EN LW EN LW EN LW EN LA PORCIÓN NORA PORCIÓN NORA PORCIÓN NORA PORCIÓN NORA PORCIÓN NORTE DETE DETE DETE DETE DELLLLLA SIERRA DE LA SIERRA DE LA SIERRA DE LA SIERRA DE LA SIERRA DE LAS CRUCES, LIMITE OCCIDENTAS CRUCES, LIMITE OCCIDENTAS CRUCES, LIMITE OCCIDENTAS CRUCES, LIMITE OCCIDENTAS CRUCES, LIMITE OCCIDENTAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LAL DE LAAAAA

CUENCCUENCCUENCCUENCCUENCA DE MÉXICOA DE MÉXICOA DE MÉXICOA DE MÉXICOA DE MÉXICO

Tapia Cruz Miguel Angel1, García Palomo Armando2 y MoralesBarrera Wendy1

1 Servicio Geológico Metropolitano, Instituto de Geología, UNAM2 Depto. de Geología Regional, Instituto de Geología, UNAM

[email protected]

El área de estudio comprende la porción Norte de la Sierra delas Cruces (SC), localizada en el sector Central del Cinturón VolcánicoTrans-Mexicano, entre las coordenadas 99º40’, 99º05’ W, y 19º26’40”, 19º48, 19ºN; con un área aproximada de 2400 km2.

Con base a la interpretación de imágenes de satélite, fotografíasaéreas, cartas topográficas y trabajo de campo se reconoce lageometría y cinemática de fallas con dirección E-W, en la porciónNorte de la Sierra de las Cruces, estas se caracterizan por un arregloen echelón, paralelas con longitudes cortas que definen zonas decizallamiento. El buzamiento de las fallas es tanto al N y al S; sinembargo las fallas principales buzan hacia el Norte y delimitan bloquesque forman una geometría escalonada. Los indicadores cinemáticossobre los planos de falla y el desplazamientos de horizontes guíamuestran un sentido de movimiento normal.

El estudio de estas fal las es de suma importancia paracomprender la geometría e implicaciones geológicas, dentro de laCuenca de México.

GET-56 CARTEL

LLLLLA CA CA CA CA CARARARARARTTTTTA GEOLÓGICA GEOLÓGICA GEOLÓGICA GEOLÓGICA GEOLÓGICA 1:50,000 DE SANTIAGO DEA 1:50,000 DE SANTIAGO DEA 1:50,000 DE SANTIAGO DEA 1:50,000 DE SANTIAGO DEA 1:50,000 DE SANTIAGO DEQUERÉTQUERÉTQUERÉTQUERÉTQUERÉTAROAROAROAROARO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO, MÉXICO

Martínez Reyes Juventino, Mitre Salazar Luis Miguel y ArandaGómez Jose Jorge

Centro de Geociencias, [email protected]

Este trabajo pretende mostrar, a través de la cartografíageológica, las condiciones físicas (geológicas) del entorno de la zonametropolitana más importante del estado de Querétaro, que a causadel crecimiento acelerado es cada vez más vulnerable a las accionesantrópicas. Hasta ahora la sobre explotación de los acuíferos, lasubsidencia del terreno y el fallamiento activo asociado a estosfenómenos, son los ejemplos más notorios. Así mismo la Cartapermitirá evaluar peligros relacionados con fallamiento activo deorigen tectónico y a la estabilidad de taludes en áreas densamentepobladas.

La Carta Geológica de Santiago de Querétaro cubre unasuperficie de aproximadamente 962 kilómetros cuadrados y se localizaentre los meridianos 100° 20’ y 100° 40’ de longitud Oeste y losparalelos 20° 30’ y 20° 45’ de latitud Norte. La mitad occidentalpertenece al estado de Guanajuato y la mitad oriental al estado deQuerétaro. La ciudad de Santiago de Querétaro y su zona conurbadase ubican en su parte suroriental.

En esta región confluyen cuatro grandes provincias geológicas:Sierra Madre Oriental, Terreno Guerrero, Sierra Madre Occidental yFaja Volcánica Transmexicana. El área ha sido afectada durante elCenozoico medio y tardío por tres sistemas de fallas normales: Taxco-San Miguel Allende, Tula-Chapala y “Basin and Range”.

La estratigrafía en la región incluye unidades de origen volcánicoformadas por lavas de composición basáltica, andesítica y dacítica, asícomo depósitos piroclásticos y volcanoclásticos intercalados. Lamayoría de estas formaciones son de edad Neógena y estánrelacionadas genéticamente con la Faja Volcánica Transmexicana;sedimentos continetales recientes de origen fluvio-lacustre rellenan elValle de Querétaro. Estas unidades sobreyacen a rocas riolíticasprobablemente relacionadas con el volcanismo de la Sierra MadreOccidental, y a sedimentos terrígenos y calcáreos del Mesozoico dela Sierra Madre Oriental.

Amén de un intenso plegamiento de naturaleza laramídica y unmetamorfismo regional de bajo grado en las rocas mesozoicas, lasunidades litoestratigráficas en la Carta reflejan claramente los efectosde una evolución tectónica cenozoica compleja en un régimendistensivo. El resultado de la extensión ha sido fallamiento deorientación NNW-SSE relacionado con el Sistema Taxco-San MiguelAllende que se intersecta casi ortogonalmente con el Sistema Tula-Chapala de orientación sensiblemente E-W. El graben de Querétaro,perteneciente al primer sistema, es la estructura más importante, yaque controla el patrón geomorfológico e influye en el flujo del aguasubterránea en que abastece a la zona metropolitana de Querétaro.Así mismo, muchas de las fallas activas asociadas a la subsidenciatienen orientaciones similares al graben lo que sugiere un controlpasivo en su localización.

Además de los recursos acuíferos subterráneos del graben deQuerétaro (Valle de Querétaro) explotados para cubrir las necesidadesdomésticas, agrícolas e industriales (en esta región no existen recursos


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hídricos superficiales importantes), se explotan también extensamentemateriales pétreos para la construcción, lo cual es un indicador delcrecimiento rápido que manif iesta esta ciudad. Indicios demineralizaciones metálicas hasta ahora mal conocidos, complementanlos recursos naturales no renovables de esta Carta.

GET-57 CARTEL

CCCCCARARARARARTOGRAFÍA GEOLÓGICTOGRAFÍA GEOLÓGICTOGRAFÍA GEOLÓGICTOGRAFÍA GEOLÓGICTOGRAFÍA GEOLÓGICA NACIONAL EN ESCA NACIONAL EN ESCA NACIONAL EN ESCA NACIONAL EN ESCA NACIONAL EN ESCALALALALALAAAAA1:500,0001:500,0001:500,0001:500,0001:500,000

Salinas Prieto Juan Carlos, Arriaga Melendez Hilario, ZamudioAngeles David José y Cendejas Cruz Eduardo

Consejo de Recursos [email protected]

Ante la necesidad de actualizar y sintetizar la informacióngeológica del país, a partir del mes de mayo, el Consejo de RecursosMinera les , como parte de su programa de generac ión deinfraestructura geológico – minera, se dio a la tarea de producir cartasgeológicas estatales en escala 1: 500 000.

Desde 1995, el Consejo de Recursos Minerales inició unprograma nacional de cartografía geológica en escalas regionales (1:250 000 y 1:50 000). El territorio nacional será cubierto en sutotalidad en escala 1:250 000 a finales de 2005. La informacióngenerada durante este programa es la base de la información de lascartas geológicas estatales iniciando por el norte del país y el objetivocentral es preparar la información para la nueva carta geológica deMéxico, escala 1:2 000 000. A la fecha las cartas disponibles,impresas y digitales, son Chihuahua y Sonora.

La primera fase de la metodología utilizada consiste en detectarlas diferencias existentes entre las cartas realizadas por el CoReMi endiferentes años en el período comprendido entre 1996 y 2002. Conla lectura y análisis de información publicada posterior a 2002,incluyendo tesis de licenciatura, maestría y doctorado, artículos enrevistas arbitradas e informes de otras dependencias, actualizamos lainformación y agrupamos las unidades convenientemente para laescala escogida.

El análisis de imágenes de satélite Landsat TM a partir delsoftware ERMapper se convirtió en una importante herramienta deapoyo para resolver las problemáticas detectadas, verificadas conrecorridos de campo.

Fueron también consideradas un gran número de determinacionespaleontológicas e isotópicas realizadas por diferentes métodos yautores, incluyendo edades realizadas durante el desarrollo delprograma del CoReMi. Estos datos permitieron ubicar las unidades ensu posición estratigráfica actualizada y ordenada, las cuales semuestran en las columnas que acompañan a las cartas.

Colateralmente, otro objetivo de este proyecto es revisar lasunidades estratigráficas para generar, con apoyo fundamentalmente deinstituciones de educación superior, un léxico de nomenclaturaestratigráfica de México.

GET-58 CARTEL

MANTLE WEDGE THERMAL MODELS CONSTRAINED BMANTLE WEDGE THERMAL MODELS CONSTRAINED BMANTLE WEDGE THERMAL MODELS CONSTRAINED BMANTLE WEDGE THERMAL MODELS CONSTRAINED BMANTLE WEDGE THERMAL MODELS CONSTRAINED BYYYYYTHE SEISMIC PTHE SEISMIC PTHE SEISMIC PTHE SEISMIC PTHE SEISMIC P-----WWWWWAAAAAVE VELOCITY ANOMALIESVE VELOCITY ANOMALIESVE VELOCITY ANOMALIESVE VELOCITY ANOMALIESVE VELOCITY ANOMALIES

Manea V.C., Manea M. y Kostoglodov V.Instituto de Geofísica, UNAM

[email protected]

A finite element method is applied to model the thermal structureof the subducted Pacific plate and overlying mantle wedge beneath thesouthern part of the Kamchatka peninsula. A numerical scheme solvesa system of 2D Navier-Stokes equations and a 2D steady state heattransfer equation. The rheology of the olivine is also introduced in thenumerical models. The model results show a temperature of 1300 ºCin the mantle wedge beneath the active volcanic. A tomographic imageis obtained using the thermal models and temperature dependence ofseismic-wave velocities from (Karato, 1993). The seismic-velocityperturbations are calculated relative to the PREM model ofDziewonski and Anderson (1981). A low velocity zone (~-7% velocityanomaly) is obtained beneath the volcanic belt and a high velocityanomaly (~4%) for the cold subducted lithosphere. These resultsagree with the seismic tomography invention inferred from P-wavearrivals of Gorbatov et al., (1999). The procedure applied to estimatethe tomography anomaly from a thermal model applying Karato (1993)uses the dry solidus for peridotite. The thermal models show atemperature of ~1,300?C at ~90 km depth. This corresponds to~90% of the dry peridotite solidus. Tomography anomalies are usuallyinterpreted as indicating a partially molten asthenosphere, but Sato etal. (1989) shows that this may ref lect instead a hot sol idasthenosphere where the temperature approaches 90% of the dryperidotite solidus. Experimentally anelastic properties of peridotitedetermined by Sato et al. (1989) illustrate that the attenuationmechanism of peridotite might be the weakness (or “softening”) ofgrain boundaries at high temperature below the solidus. This might bethe case in southern Kamchatka too, since the wedge temperaturescome close to ~90% of the peridotite dry solidus. A good agreementof the velocity perturbation beneath the volcanic arc (at least inmagnitude) between the tomography image from P-wave arrivals andour estimation from thermal modeling suggests satisfactory modelingthe mantle wedge temperature beneath southern Kamchatka.Keywords: Kamchatka subduction zone, thermal models, mantle wedgeflow, tomography.

GET-59 CARTEL

UNSTEADUNSTEADUNSTEADUNSTEADUNSTEADY MANTLE WEDGE FLOW BENEAY MANTLE WEDGE FLOW BENEAY MANTLE WEDGE FLOW BENEAY MANTLE WEDGE FLOW BENEAY MANTLE WEDGE FLOW BENEATH SOUTHERNTH SOUTHERNTH SOUTHERNTH SOUTHERNTH SOUTHERNMEXICOMEXICOMEXICOMEXICOMEXICO, CHIAP, CHIAP, CHIAP, CHIAP, CHIAPAS VOLCAS VOLCAS VOLCAS VOLCAS VOLCANIC GAP AND TEHUANTEPECANIC GAP AND TEHUANTEPECANIC GAP AND TEHUANTEPECANIC GAP AND TEHUANTEPECANIC GAP AND TEHUANTEPEC

RIDGE FORMARIDGE FORMARIDGE FORMARIDGE FORMARIDGE FORMATIONTIONTIONTIONTION

Manea M., Manea V.C. Y Kostoglodov V.Instituto de Geofísica, UNAM

marina@geofísica.unam.mx

Tehuantepec ridge (TR) is one of the most prominent structureson the Cocos plate and hypotheses about the age of its onset as wellas a reliable formation mechanism have remained in doubt until now.A tectonic model constrained by the structural and morphologicalfeatures observed in the bathymetry of the TR and surrounding oceanfloor in the Guatemala Basin, is proposed in the present study. Thismodel consists in a series of Euler pole shifts and slowing down inspreading rate at East Pacific Rise (EPR) only for the southeastern partof Clipperton Fracture Zone (CFZ) in Guatemala basin. These wouldhave led to the occurrence of significant transpressional stresses along


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CFZ and a major transpressional transform feature would be formed(TR). An important constrain for the proposed tectonic model is theposition of the joint location between CFZ and TR. According to theseafloor magnetic lineaments, this intersection corresponds to an ageof ~12 Ma, which is assumed to be the period when TR formationwas initiated. The resulting tectonic features of those episodic poleshifts proposed in the present model, are in good agreement with theobserved structural and morphological features in the study area. Theslowing down of the Cocos plate (~2 cm/year from 9 to 14 My ago),which belongs to Guatemala Basin, is constrained by the good fitbetween the observed and calculated bathymetry (inferred from thehalf-space cooling model of oceanic lithosphere). This slowing downof the Cocos plate in Guatemala Basin has an important effect of thethickness of the oceanic slab, this becoming colder and thereforethicker. The dipping angle of the slab into the asthenosphere willincrease with time, inducing a strong disturbance in the mantle wedgeflow beneath Chiapas. We suggest that this flow disturbance isresponsible for the volcanic gap in Chiapas between 2 and 9 My ago.Keywords: Tehuantepec ridge, Clipperton Fracture Zone, GuatemalaBasin, Euler pole shift.

GET-60 CARTEL

RASGOS ESTRUCTURALES DEL VRASGOS ESTRUCTURALES DEL VRASGOS ESTRUCTURALES DEL VRASGOS ESTRUCTURALES DEL VRASGOS ESTRUCTURALES DEL VALLE DE BANDERASALLE DE BANDERASALLE DE BANDERASALLE DE BANDERASALLE DE BANDERAS

Álvarez Bejar Román1, Arzate Flores Jorge2, Yutsis Vsevolod3 yPacheco Martínez Jesús2

1 IIMAS, UNAM2 Centro de Geociencias, UNAM

3 Facultad de Ciencias de la Tierra, [email protected]

El Valle de Banderas, en la colindancia de los estados de Jaliscoy Nayarit, ha sido señalado como parte de un graben que se extiendedesde el graben Tepic-Zacoalco hasta Bahía de Banderas. Además,este Valle forma parte de una región que fue propuesta recientementecomo el limite NW del Bloque de Jalisco. No obstante, existen pocosestudios geofísicos sobre la región, que caractericen a dicho graben.En este trabajo se reportan tres perfiles gravimétricos y tres perfilesmagnetométricos; dos de cada uno de ellos corren en la direcciónNW-SE y uno en la dirección NE-SW, a lo largo del Valle de Banderasy subparalelo a la dirección del río Ameca en esa zona. Los datosgravimétricos a lo largo del perfil NE-SW sugieren un bloque caídohacia la parte centro-oeste del Valle, en contacto con un bloque alnorte asociado a la Sierra Vallejo, que probablemente se continuahacia el este. La línea NW-SE sugiere una depresión estructural, quecoincide con la observada en la línea NE-SW y cuyos valorescontinúan bajando hacia la sierra al sur de Valle, en donde latendencia cambia. Los datos magnéticos coinciden en general con lastendencias estructurales observadas con la gravimetría. Un mapapreliminar de magnetometría terrestre derivado de esos perfiles, concontornos a 25 nT, muestra una buena correlación con datosaeromagnetométricos obtenidos a 300 m sobre la zona. Lasmediciones magnéticas permiten inferir un desplazamiento lateralderecho de la zona de graben, aparentemente controlado por lamisma falla NW-SE que define el cauce del río Mascota. En términosgenerales se confirma que la parte centro-oeste del Valle tieneestructura de graben con su eje en la dirección NE-SW.

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GEOS, Vol. 24, No. 2. Geología Estructural y Tectónica · MAGMATISMO Y EXTENSIÓN CENOZOICOS EN LA ... de la extensión anterior al Mioceno tardío y su relación con la última