https://hemerotecadigital.uanl.mx/files/original/203/12599/ACTAS_Facultad_de_las_Ciencias_de_la_Tierra._1987._No._2._0002014597.ocr.ocr.pdf c4cf5fa8842c512ea764cbbbfb0f8bed PDF Text Text /kta4 de.la Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónoma de Noevo León Linares SIMPOSIO INTERNACIONAL 24/26 noviembre 1987 EL CRETACICO DEMEXICO ~ RAL INTERNATIONAL GEOLOGICAL CORRELAT!ON PROGRAMME PRCWECTO 242 J.M. Barbarin C., H.J. Gursky y P. Meiburg (Eds.) Linares, N.L.,México 2 Nov.1987 ��Ú.);J edli.Oll.U: ,uan. lk. ftíarweJ. /hwa.Jwl úutLllo {) • /IOJU,-jllA.g,en. ~UMkg O,,. . Pe.teA /rJe..i.htJll.9. Facu,,ltad d.e. Ci.en.ci.tM de. 1.a Tieua IJu.ve.Mi.tJad Aui.6rwma. c:k AflellO leíJrL, Uu.dod. WUl,te,d ApaA.tadJJ Po~ta.1.. 10II 67700 WUJ11.~, N.L., ~éxi.a, Esta publicación puede ser adquirida. favor de dirigirse a: Secretaria de la Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autón011c1 de Nuevo León. Unidad Linares Apartado Postal 104 67700 Linares, N.L., México autores se responsabilizan personalaente por el conteo.ido de sus respectivos artículos. Loa ISSN 0186-8950 Todos los derechos reservados. Impreso en: Iaprenta de la Facultad de Ciencias de la Comunicación lkliversidad Aut6n011a de Nuevo Le6n Garibaldi y Natuoros Monterrey, N. L. Noviembre de 1987 lapreso en México �A C T A S DE LA FACULTAD DE CIENCIAS DE LA TIERRA, UNIVERSIDAD AUTONOMA DE NUEVO LEON, LINARES Volumen Ro. 8 J.M. BARBARIN C.• B.-J. GURSKI y P. MEIBURG (Eds.): E L e R E T Ae I e o D E Mt X I e o y A M~ R I - RE e A C E NT RA L S OM E N E S - Simposio Internacional: "El Cretdcico de Mézico y América Central", 24 - 26 de Noviembre de 1987, Linares, Mézico - Proyecto IGCP 242: Cret~cico de Am~rica Latina 242 Actas Fac.. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares 2 IV - 277 p. 60 fig. 3 tab. Linares/Mfucico Noviembre 1987 �I :Jn.di..ce. SALFITY, J.A . & VOLKHEIMER, W.: El proyecto IGCP 242: Cretácico de América Latina . • • . • • • • • • • . . . • . . • . . . . • . • . . • • • • • . . • • • . . • . • • . . . . • • • • . 1 MEIBURG, P.: El Simposio Internacional "El Cretácico de México y América Central" del 24 al 26 de noviembre de 1987 , Linares/ México . • • . . . • . . • . • . • . • • . • . . • . • • . . . . . . • . • . . • • • • • • • . • . • • . . . . . • . . • . . . 5 Tea:z. blui.cJJ (1 J: Mt:vt.co te.c:H,n,ú:Q du lxuaun.t.o p,,.e.aeJ:lu:i.m MONTGOMERY, H.: Late Paleozoic paleogeographic development of northern Mexico • • • . • . . • . . . • . • • • . . . . . • • • . . . . . . . • . • . . • . • • . . . • . . • . . • . . . . 9 MEIBURG, P. , CHAPA-GUERRERO, J.R., GROTEHUSMANN, l., KUSTUSCH, T. , LENTZV, P., DE LEON-GOMEZ, H. , MANSILLA-TERAN, M.A.: El basame!! to precretácico de Aramberri - estructura clave para comprender el décollement de la cubierta jurásica/cretácica de la Sierra Madre Oriental, México? • • • . • . . • • • . • . • . . • . . . . . • • . • • • . • . . . • • • 15 Taa blui.cJJ (2 J: ÚJerte.lU - d ~ : Sedi.JMnto-logl.a, f'aJ.eocabi.en;t.tM WILSON, J.L . : Controls on carbonate platform-basin systems in northeast Mexico . • • • . . . . • . . • . . . . • . . . . . . • • • . • . . . • . . . . • . • . . . • . • . . . • • 23 WEIDIE, A.E ., WARD , W.C. & SMITH, R.: Upper Jurassic - Lower Cretaceous depositional systems, paleogeography and depos! tional environments, NE Mexico • . . . . . • . . • . • . . . . . • . . . • . • . . • . . • . • • • • • 25 MICHALZIK, D.: Sedimentación y sucesión de facies en un margen continental pasivo - del Triásico al Cretácico temprano rtel noreste de la Sierra Madre Oriental, México ••. . ...••.••••••.. • .... 27 FRAME, A., & WARD, W.C.: Lowermost Cretaceous coral-rich limestone in Nuevo Leon and Coahui la, Mexico . . . . . . . . . • • • • • . . . • . . . . . • . . . . . • • . 33 FAREK, M.: The Cretaceous succession of La Chona Quadrangle, Nuevo Leon, Mexico • . . • • . . . • • • • • . . • . . • . . . • . . . . . • . . • . • • . • . • . • . • . • . . . . . • . • . 41 MONREAL, R.: Regional stratigraphic studies in the Lower Cretaceous of eastern Chihuahua, Mexico ..•..•....•..•••.•..••...•••.••••.•... 51 MICHAUD, F., BARRIER, E., GEYSSANT, J.R. & BOURGOIS, J . : Una serie de plataforma mesozoica (Tithoniano-Cretácico superior) en el Estado de Colima, oeste de México •• . •••..••.•.. . .• . .••• . •••• ..• .• • 63 ARCHILA, ~.M., CARBALLO, M. A., DE LA CRUZ, J .S., DE LEON, C.A., FERNANDEZ, R.E., FRANCO, J.C., LOPEZ, L.F., MATIAS, R.E . , RAMIREZ, H. V. & WUG, L.A.: Facies hidrocarburiferas del Cretá cico superior en la Cuenca Petén, norte de Guatemala ..•.•.•: ••••• . 67 �III 11 SPRECHMANN, p.' ASTORGA G.' A.' BOLZ' A. & CALVO V.' e.: Estratigrafía del Cretácico de Costa Rica • • • . . . • • . . . • . • . . . . . . . • • • . . . . . • . • 69 SCHMIDT, W.: The Upper Cretaceous succession in Jamaica •...••••.••••••• 85 ROSENFELD, U.: Correspondence of lithofacies and palynofacies: examples of the Lower Cretaceous of western Argentina. Part 1: Li thofacies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . HEUNISCH, C.: Correspondence of lithofacies and palynofacies: examples of the Lower Cretaceous of western Argentina. Part 2: Palynofacies - a model, based on published palynological data from the Lower Cretaceous of western Argentina ..•••••.••••••. 87 SEIBERTZ, E. : Interpretación genética de un dique de basalto a, el Turoniano inferior de la Sierra de Tamaulipas y su datación bioestratigráfica con. Inocerámidos (Cretácico medio, NE de México) . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . 14 7 STINNESBECK, W.: El límite Cretácico-Terciario en Chile Central •••.••• 151 Tema béui.co (4/: 1'JW~~ ~~ ~ rrudamó11,l.i..aM GONZALEZ-PARTIDA, E., TORRES-RODRIGUE'l, \V. & GONZALEZ-SANCHEZ, F.: El Cretácico volcanosedimentario de la parte centro-occidental de México: implicaciones tectónicas y metalogenéticas •••••••• 155 NEGENDANK, J. F .W.: The Grani toids of the Sierra Madre del &.ir, Mexico 165 HEINRICH, W. & RAMIREZ-FER~ANDEZ, J.A .: Metamorfismo de contacto de formaciones cretácicas en la aureola de contacto de la Bufa del Diente, Sierra de San Carlos, Tamaulipas, México •••••••• 173 95 Tm,a. Md.co (J J: BiL>eA~, 1'aleohi.ngeo~. Ú1MIW1.WJneA pal.(tf)nt.olí,g,i.au, E.volm:.i.1m., lco<J.i.AteflllU LONGORIA, J.F.: Cretaceous biochronology based on planktonic microfossils • • . . • • • • . . • • • . • . . • • • • • • • . . • • . • • • . • • • • • • • • • • . • • • • • • . • • • 101 VEGA-VERA, F.J.: Importancia geológico-estratigráfica de la tran sición Cretácico superior-Terciario en la Cuenca de la Popa ( Grupo Difunta) , Nuevo León ••.••••• , •..•• , .•• ••••••••• , ••••••••• , , 107 í etMl hlui.co f 5 J: f'ah.og.eog¡w/.1.a ~ deAwuw.l/J:, eAi:lwGtwt.al. del 5.útetRO. útet:ádco; ~ e , ü , w , LONGORIA, J.F.: Paleogeographic development of Mexico during the Cretaceous . . . . . . • . . . . . . . . • • . . . . . . • . • • • . . • • . • . . . . . . . . . . . . . • . . • . . • • ALENCASTER, G.: Fauna arrecifa! del Albiano tardío de la región de Jalpan, Querétaro (México) .••••..••••••••••••••••••••••••••••• , 111 SEIBERTZ, E. & BUITRON, B.E,: Investigaciones paleontológicas y su aplicación bioestratigráfica de los Neohi..bo1..i.1:M de Tepexi de Rodríguez, Edo. de Puebla (Albiano, Cretácico medio, México) .•. 121 BUITRON, B.E. & OLIVOS, F.: Una Holoturia del Cr~tácico medio de ·11tmco • • • • • • • • • • • . • . . • . • • . • . . • . • • . • . • • . • • • • • • • • • . • . . • . • . . . • • • • • . • . 125 ALMAZAN-V. 1 E., GONZALEZ-L., C., JACQUES-A., C., RODRIGUEZ-C., J.L. & GARCIA-B., J.C.: Bioestratigrafía del Cretácico temprano de Sonora . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127 TELLEZ-DUARTE, M.A., NAVARRO-FUENTES, J.C., MURILLO~BETANCOURT, M.A. & NAVA-JIMENEZ, J.: Estratigrafía y ambientes deposicionales del Grupo Rosario (Campaniano-Maastrichtiano) en la Mesa de la Sepul tura, Baja California •.•••••••.•••••••••••••••••••.•• , ••• , •••• , 131 ROMO DE LA ROSA, E. & BUITRON, B.E,: Gasterópodos del 1Cretácico te~ prano del Cerro de San Miguel, región limítrofe en los estados de Michoacán y Guerrero~ sus implicaciones paleobiogeográficas .•. 139 GONZALEZ-L. ' C. ' J ACQUES-A. ' e. ' ALMAZAN-V.' E. ' RODRIGUEZ-C. ' J. L. & GARCIA-B., J.C.: Paleogeografía del Cretácico inferior de Sonora . . . .. . . . .. . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.91 WEIDIE, A.E. & WARD, W.C.: Laramide tectonics and Upger CretaceousLower Tertiary centers of deposition, NE Mexico .......••.. ,, .•••. 195 MEIBURG, P.: Paleogeografía y desarrollo estructural del Cretácico de la Sierra Madre Oriental septentrional, México •••••••••.•••••• 197 DOERT, U.: Contribución al desarrollo estructural laramídico de la Sierra Madre Oriental media (Nuevo León, México) ••..••••.•••.••.• 201 CARLSEN, T.W.: Stratigraphy and structural traverse of Santa Rosa Canyon, Nuevo León, Mexico , ••••••.•••• , , ••••.••••••••••.••••• , •• , 205 MICHAUD, F. & FOURCADE, E.: Paleogeografía del Campaniano superiorMaastrichtiano de la región central del estado de Chiapas ( sur-este de México) ••••••.••••. , .. , • • • • • • • • • . • • . • . . • • . • • . . . • • . • • 213 LONGORIA, J.F.: Regional unconformities in the Cretaceous succession of Mexico .. ª DAVILA-ALCOCER, V.M.: Bioestratigrafía con Radiolarios, una nueva posibilidad para la estratigrafía del Cretácico en México •.••••••• 145 177 • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • .,, • • • • • • • • • • • • • • • , • • • • • • 217 TREVIÑO-RODRIGUEZ, A.F,, BOCANEGRA-NORIEGA, M.G. & URRUTIA-FUCUGAUCHI, J.: Estudio magnetoestratigráfico del Cenomaniano-Turoniano de una secuencia de calizas del sur de México •.••••••••.•.••.••.•.•• 221 �IV 1 El Proyecto IGCP 242: GOSE, W.A. & FINCH, R.C.: Magnetostratigraphic studies of Cretaceous rocks in Central America ..•••••••••••••••••• •••• , •••. , •.. •. , •, • • • 233 GURSKY, H.-J.: Los complejos basales de Centroamérica meridional hechos y problemas •.••..••••••••• ·• •.••.•••.• ••••••••.•••. • • , , . , • • 243 BAUMGARTNER, P.O.: Tectónica y sedimentación del Cretácico superior en la zona pacífica de Costa Rica (América Central) ••..•..•.•.•.• 251 Por: Cretácico de América Latina José A. SALFITY 1 y Wolfgang VOLKHEIMER 2 1) Universidad Nacional de Salta Buenos Aires 177 4400 Salta, Argentina 2) Museo "B. Rivadavia" Casilla de Correo 220, Sucursal 5 1405 Buenos Aires, Argentina IU UNE 242 GURSKY, M.M.: Estructuras tectónicas de edad cretácica y terciaria en la Península de Nicoya (Costa Rica) y su significado geotectónico .................................. , .......... • ...... • . KOZAK, J. & ANDO, J.: Desarrollo estructural del arco insular volcánico cretácico en la zona de Holguín (Cuba) .••.•••••.••...•• 261 En febrero de 1986 fue aprobado, en el marco del Programa Internacional de 267 Correlación Geológica (Unión Internacional de Ciencias Geológicas - UNESCO) el proyecto: Evolución tectónica-, sedimentaria, paleogeográfica y paleontol~ ANDO, J . & KOZAK, M.: La serie ofiolítica de Holguín (Cuba) y su papel en el desarrollo estructural del Cretácico-Paleógeno ••••••• 271 gica del Cretácico en América Latina. Indice de Autores • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • . • . . . . . • • • • . . • • • • • • . • • . • • • • 275 El área abarcada por el proyecto se extiende desde el norte de México Tierra del Fuego, y desde las cuencas hasta marginales atlánticas del noreste de Brasil hasta los Andes de Ecuador. La duración del proyecto está estipulada en cinco años y sus objetivos son el estudio - del marco tectónico del basamento precretácico - del desarrollo de las cuencas sedimentarias y la naturaleza del relleno - de la evolución de las faunas y floras: bioestratigrafía, paleobiogeografía, evolución, ecosistemas - de los límites del Sistema Cretácico latinoamericano y las fases orogénicas - de la eruptividad sinsedimentaria, del plutonismo y metamorfismo - de las correlaciones bio-,litho- y .magnefoestratigráficas del Cretácico marino y del Cretácico continental - de la paleogeografía y evolución del Sistema Cretácico en relación con la tectónica global y de los recursos mineros: hidrocarburos y estratoligados (Cu, U, Pb, Zn, entre otros). En una primera etapa se organizaron grupos de trabajo en varios países de América Latina (como Argentina, Bolivia, Brasil, Colombia, Chile, México y Uruguay), y estos grupos eligieron, en la mayoría de los casos, sus coordina Actas Faa. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, J, p. 1-3; 1987 �2 3 SALFJTIJ & VOLl(HéJffléft.: SALFJTIJ & VOLl(lllJ/f/é!R: U 'P11.o!Jedo J(JCP 242 él. 'P11.o!Jedo J~'P 242 dores. Asimismo se sumaron a la tarea colegas ~e otros países, interesados en aquellas especies incluidas en los "range charts" (cuadros de distribución de los aspectos de la geología de América Latina; entre ellos sobre todo los co- los taxones) que no hayan sido válidamente publicadas anteriormente. Para dar legas. de Francia, Alemania Federal, Estados Unidos de América y Canadá. Resul solo un ejemplo: tó que prácticamente la totalidad de los países latinoamericanos mostró en la redacción de la parte que corresponde a las cuencas marginales atlánti- su En Brasil están colaborando 20 paleontólogos y dos geólogos interés directo en el conocimiento del Cretácico de esta región, con la part! cas y las cuencas internas de ese país. Sin dudas, la realización de esta cipación de muchas universidades, servicios geológicos y mineros, centros obra será un paso importante e indispensable para llegar a una cobertura coh! de rente de los datos necesarios para las correlaciones bioestratigráficas a ni- investigación y compañías petroleras estatales y privadas. Se preparó una guia de Investigadores del Cretácico Latinoamericano, con más de 300 direcciones, y una bibliografía actualizada del Cretácico latinoameri- w. Otro ~specto, que consideramos como de especial importancia, es el estudio de cano que abarca loo últimos cuatro años. El presente Simposio sobre el Cretácico de lléxico y América Central, coordin! do por el Dr. Peter Meiburg, Profesor de Geología de la Facultad de Ciencias-de la Tierra de la Universidad Autónoma de Nuevo León, es el cuarto que se está organizando en el marco del Proyecto 242. Es un impulso importante vel regional y supraregional.- Los editores responsables de la obra son VOLKHEIMER Y J.A. SALFITY. para la coordinación de las contribuciones científicas de este proyecto, conside- los recursos mineros del Cretácico de América Latina. En la mayoría de las reuniones y les simposios se han previsto espacios para este tópico, y M. BRODTKORB es editora responsable de la obra (en preparación): "Yacimientos minerales del Cretácico de América Latina", en la cual colaboran numerosos es pecialistas. rando que permite el intercambio de información sobre el estado actual de las Los temas de investigación mencionados estarán complementados, a partir- de investigaciones sobre el Cretácico y sus correlaciones estratigráficas a tra- 1988, por un programa de entrenamiento del Proyecto IGCP 242. En este contex- vés de un área que abarca más de 80º de latitud geográfica, o sea la distax:ia to tendrá lugar en noviembre/diciembre de 1988, en el Museo de Historia Natu entre la Sierra Madre del norte de México y el sur de la Patagonia. ral de Simposios anteriores tuvieron lugar en julio de 1986 en ta Paz, Bolivia, pri~ cipalmente sobre la geología y recursos mineros del Cretácico de los Andes Centrales; en noviembre de 1986 en Mendoza, dedicado fundamentalmente a aspe~ tos bioestratigráficos y paleontológicos y en septiembre de 1987 en Tucumán, Argentina, con el tema: Cuencas petrolíferas del Cretácico de América Latina. Durante el X Congreso Brasileño de Paleontología, en julio de 1987, en Río de Janeiro, se constituyó un numeroso grupo brasileño de trabajo y se iniciaron los trabajos para una obra bioestratigráfica de envergadura: "Stratigraphic range of Cretaceous mega- and microfossils of Latin America". Con ella, los Neuquén, un curso sobre la Geología y Paleontología del Cretácico de los Ames Centrales, de 15 días de duración. Esperamos que tales cursos sean una oport~ nidad de informarse sobre los últimos avances en los temas tratados, sobre todo para colegas provenientes de países con reducidas posibilidades de actua lización científica y profesional. Por último cabe destacar que un proyecto que abarca prácticamente a todos los países de América Latina, es sin dudas un factor integrante entre los pueblos que habitan esta vasta región. Si es así, ningún esfuerzo es demasiado grande para promover los estudios propuestos y extenderlos, si es posible, hasta lugares menos conocidos de América Latina. estratígrafos y paleontólogos tendrán, por primera vez, en un solo volumen acceso a una síntesis de la distribución de los fósiles cretácicos latinoamericanos en el espacio y el tiempo, acompañada con listas taxonómicas de las especies identificadas, listas de referencias bibliográficas, mapas, perfiles columnares y cuadros estratigráficos de todas las cuencas sedimentarias trata das y un apéndice sistemático que abarcará la descripción e ilustración San Rafael (Mendoza, Argentina) y áreas cordilleranas de Mendoza y de �5 11 Siaposio Internaci onal "El Cretácico de México y América Central", del 24 al 26 de novieabre de 1987, Linares /México Por: Peter MEIBURG Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoma de Nuevo León Apartado Postal 104 67700 Linares, N. L., México IU UNE 242 El período Cretácico tiene una gran importancia para el desarrollo de la estructura y de la configuración actual de México así como de los países de Amé rica Central. El Cretácico representa un eslabón muy importante entre los Continentes Norteamericano y Suramericano. Más de la mitad de la superficie terrestre está cubierta por secuencias sedimentarias marinas del Cretácico, aunque en gran parte se encuentran ocultos bajo sedimentos y vulcanitas así como por intrusiones magmáticas del Cenozoico. La riqueza de las formaciones cretácicas en materias primas, yacimientos metálicos y no metálicos, carbón y especialmente petróleo y gas natural, tiene una importancia económica funda mental. La concepción moderna de las geociencias, la teoría de tectónica de placas, forma la base para la comprensién oal desarrollo regional durante el Cretácico. muy especialmente Esto tiene validez de primer orden para la región, que es uno de los objetos de discusión científica del Simposio. Las interacciones entre macroplacas del Pacífico, de Norteamérica y de Suramérica con las Pla- cas del Caribe, la de Cocos y la ya en gran parte subducida Placa Farallón y secundariamente también la Placa de Nazca, generaron el mosáico complejo de la litósfera que sufrió cambios progresivos durante el Cretácico, cuyas cicatrices ahora empezamos a reconocer y querernos entender mejor. El desarrollo paleogeográfico es determinado fundamentalmente por la exposición de los márgenes continentales activos y pasivos así como también par dilataci6n-subside~ cía-acumulación o compresión-levantamiento-denudación dentro de las placas mismas. Los fundamentos para el desarrollo de la corteza continental en el área de la Placa del Caribe, así como para la distribución de las elevaciones, platafor- Actas Fac. Ciencúis Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 5-8; 1987 �7 6 /f/éJ BU'Rt;: 5.i.Jnpo,Ü..JJ 11é1.. C11.et.áci...ro de Méx..i..CJJ y. Ané.11.i.ca .Cen.t.11.al." /11éJ BU'Rt;: Si..mpo-1i..o "él. C11.etácic.a de /rJéxi..CJJ !J Ané.11.i.ca Cen.i.J1.al. 11 mas y cuencas 4) Procesos magmáticos y metamórficos de la corteza consolidada precretácica de la Placa Norteameri- cana, tienen sus orígenes mayormente en el Jurásico. Durante los 79 millones de años de duración del Cretácico las configuraciones cambian sucesivamente 5) Paleogeografía y desarrollo estructural del sistema Cretácico; Paleomagnetismo. borrándose las estructuras heredadas por la sustitución de las nuevas distribu El presente volumen contiene 4? resúmenes de un total de 76 autores. ciones pelogeográficas/paleoambientales. tículos que no se recibieron (dentro del último plazo estipulado) se publica- A gran escala, las deformaciones Los ar- estructurales se formaron en mayor parte por eventos tectogenéticos postcret! rán en el próximo número de esta misma revista que edita la Facultad cicos, como consecuencia del desarrollo paleogeográfico cretácico. No obstan- Ciencias de la Tierra, después del Simposio. te, la distribución regional refleja orientación y congruencia notable Estamos muy agradecidos en primer lugar a todos nuestros distinguidos partic~ con de las estructuras precretácicas . pantes En los últimos años se han hecho grandes progresos en la investigación del Facultad de Ciencias de la Tierra, desde su reciente fundación en 1984. Cretácico de México y de América Central en los que han participado casi damos cordialmente a nuestros colegas de América Central, América del Sur, todas por su colaboración al primer Simposio Internacional que realiza la Salu las disciplinas geocientíficas. Los resultados .obtenidos por los investigado- Estados Unidos, Europa y México, esper-ando que este evento tenga éxito y que res han sido publicados en gran número de revistas nacionales e internaciona- sea un estímulo para nuevas investigaciones. les . Sin embargo, muchas valiosas investigaciones desarrolladas por servicios del Programa Internacional de Correlación Geológica es un proyecto conjunto geológicos y mineros, así como por compañías petroleras, no se tienen disponi- de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas y la UNESCO, que tiene bles a la comunidad científica . duración de 1986 hasta 1990 . Actualmente nos encontramos en la primera parte Uno de los objetos de esta reunión es la bús Este proyecto IGCP 242 dentro una queda de estrategias que permitan abrir los canales de comunicación y colabo- de este período. Con eso tenemos la gran oportunidad de concretizar estrate- ración con esas compañías . La gias de cooperación para llevar a cabo el éxito de este proyecto . finalidad principal sería complementar y am- pliar nuestros conocimientos sobr e el Cretácico mientras que, por otro lado, Por último quiero expresar mis agradecimientos : se nos permitirá planear mejor nuestras actividades de investigación evitando - al Sr. Rector de la Universidad Autónoma de Nuevo León (UANL), Ing. Gregario así la duplicidad o repetición de trabajos. Farias Longoria, así como al Sr. Vice Rector , Lic. David Galván Ancira, por Es el gran mérito de J.A. SALFITY y W. VOLKHEIMER (Argentina) inciar y dirigir el proyecto IGCP 242 "Cretácico de América Latina", con la meta de coordinar el intercambio de informaciones ~obre el es.tado actual de las invest4g~Giones de la evaluación tectónica, sedimentaria, magmática, paleogeográfica y paleo~ tológica del Cretácico en América Latina (cf . SALFITY, J.A. & VOLKHEIMER,W . ). Estamos muy agradecidos por el ofrecimiento de ambos directores del proyecto IGCP 242 pa,ra realizar este Simposio sobre la región septentrional de América Latina en Linares. el apoyo directo a la organización y realización del Simposio; - al Sr . Presidente Municipal de la Ciudad de Linares, Lic . Ricardo Cantú Díaz, por la coordinación de loo eventos culturales así como por su calurosa bienvenida a nuestros participantes; - al Sr. Director de la Escuela de Artes Escénicas de la UANL, Lic . Luis Gerardo Lozano Lozano, por la presentación del programa de danza folklórica; - al Sr~ Director de la Orquesta Sinfónica de la UANL, Lic. Ricardo Gómez Cha varría, por su presentación del Concierto Nocturno en Linares; se - a la Sra . C. P. Mireya Caballero de Contreras, a la Sra . Emma Yolanda Cortés han ordenado conforme a los objetivos del proyecto general en 5 temas básicos: de Delgado y muy especialmente a mi esposa, Sra. Luisa Meiburg VanR¡el, por 1) Marco tectónico del basamento pre-oretácico sus apoyos administrativos, así como por el manejo de la correspondencia; Las contribuciones al Simposio ºEl Cretácico de México y América Central" 2) Cuencas sedimentarias: Sedimentología, pal.eoambientes j) Bioestratigrafía, paleobiogeografía, correlaciones paleontol6gicas, evolución, ecosistemas - a mis colegas J .M. Barbarín Castillo y H.-J. Gursky por su colaboración amistosa durante la planeación de este evento. �frléJBtJ~~ : Simpo,1-i.o "él. Cll.etáci.co de (rléx¡_co !J.. Ané.1úca. Cen.i:11.al. 11 Estimados colegas de los 18 países participantes: Gracias a su colaboración al Simposio "El Cretácico de México y América Central" se nos permitió utilizar el credo del Programa Internacional de Correlación Geológica: "La Geología no conoce fronteras nacionales". Bienvenidos a esta su casa en Linares ! TEMA BASICO ( 1) MARCO TECTONICO DEL BASAMENTO PRECRETACICO �Late Paleozoic paleogeographic development of northem Mexico By: Homer MONTGOMERY Prograrns in Geosciences University of Texas at Dallas P.O. Box 830688 Richardson, Tx 75083-0688, U.S.A. Much learned IU UNE 242 attention has graphic reconstructions of the thon orogenic belt into been dedicated extension Mexico. these i nterpretat i ons have been of the Ouachita-Mara- Almost pl agued to paleogeo- without by exception necessary "speci al - case" pleadings to paleogeographically attach the Paleozoic rocks of Mexico to Texas. graphic Compared to Texas the successions different of lithologies, events and northern Mexico unconformities, orogenic association. from the partial Pale □zoic time-strati- generally regional have very metamorphic Fundamental difficulties stem paleogeographic association of the Paleozoic successions in Mexico not with the Ouachitas, but rather with the central and western Ouachita orogenic Cordilleran. event was even in areas that would col lisian. An postulated faults paleogeographic have of of great positions. Late Pennsylvanian, insufficiently recorded in Mexico ·been explanation northwestward retraction The is a overlapped discovered majar by the Pangean with the west- and portian of Mexico along lateral displacement to pre-Mesozoic Domain alignment and orogenic agreement then occur. Late Paleozoic paleogeographic reconstructions extension a~ the Ouachita-Marathon orogenic belt of the into Mexico are Aatas Fac. Cien.cías Tierra U.A.N.L. Linares, J., p. 9-14, 2 fig.; 198'? �11 10 /f/ONí~: úde 'Paleo¡olc paleo9-eo911-aph)..c devel.ormen.t of- rw11.the.11.T1. /rlexi..CJJ /rlONí~éRIJ: úite 'Paleo¡oi.c paleog.eo911-aphi.c devel.opnent of- rw11.the.11.T1. /rlexlCJJ rendered difficult for important reasons. tonic and sedrmentological analyses In Mexico the scarcity far each Paleozoic strati- of widespread, domain-diagnostic, Paleozoic stratigraphic succes- graphic succession; sions determination of ordgenic timing and association; and (4) geogra- both in outcrop and Spectacular, although highly in Chihuahua, in the subsurface is problematic. isolated Paleozoic Coahuila and Tamaulipas. Zacatecas are possibly Permian, outcrops occur Rocks near Caopas-Rodeo, but are metamorphosed. Only a phic retraction placement along the dominant NW-SE rocks exist in reflected thoroughly metamorphosed. Mexico; but these rocks are all A small amount of well information is in faults of great lateral dis- determined of domain and deep E-W fault gravity regimes anomalie~ and reactivated and probably bidirectional in nature. dismembered with fragments hundred kilometers berment was including: orogeny; from sites closely being have transported of original associated with (2) deposition. Dismem- orogenic episodes resulting Sonoma tied to the opening of the Gulf of Mexico and Pacific Plate interactions. paleogeographic reconstructions of northern Mexico have been plagued by serious but are not limited to: weaknesses. problems of These include, continental overlap; confusion concerning the significance of juxtaposed invention of highly tencies with respect accomplished by: suspect to terranes; orogenic domains; the and numerous inconsis- timing. As well estab- fragments are placed in position with respect to these trends. the disruption of Pangea especially as concerns the Paleozoic These faults are primarily deep, 1). up retreat of South America; and (3) Mesozoic transpression Late (Fi gl.tre lished severa! (1) Pacific plate collision and the agreement been thoroughly to major which are mínimum distance necessary to reach domain alignment and orogenic of the geographic extent of paleogeographic domains. domains of in magnitude by the front tantly, Paleozoic paleogeographic affiliations. sorne also available which helps in creating a more accurate assessment More impor- Reconstruction is (1) careful stratigraphic, fauna!, petrotec- (3) the domain fragments are confined in orientation by few other small outcrops of probable Paleozoic and/or Precambrian northeastern postulated positions to Movements of (2) assignment to appropriate domain(s); Paleozoic domains exist north of Mexico, the displaced Permian domain analysis is especially essential This gean reconstructions. is largely volumetrically more Permian rocks as more widespread characteristics outcrop which allow dueto than other to pre-Pan- the presence of Paleozoics as well having very diagnostic microfacies accurate domain analysis. The results of extensive paleogeographic domain analysis and attempts at alignment utilizing known and postulated faults are presented in Figure 2. The pre-Mesozoic p~leogeographic are and post-are granites of Coahuila, the problematic origin of west Texas and adjacent position of the volcanic the location of Yucatan, the basin and platform arrangement of Mexico and the retraction of all of Mexico south of the Walper Megashear are of primary importance to �·Jeaqsesaw euJaso (WO) •.reaqse8aw Jad1e~ (Wft'i) 'aJn+oeJ~ A8JJa+uow-u9eJJoi (jWi) •+1neJ JO U01BU8+X8 JO +1n8J d11s-8~1J+S 'Jorew 'pasodoJd s1 au11 paqsea •(~saJd Ul 'l86t) e1Jo8uo1 ''¡•' áq pasodoJd S+tneJ s+uasaJdaJ au11 p110s ·paJJnooo su1ewop 01qdeJ8oa8oa1ed 01ozoa1ed JO uo1+e8eJ88es1p JOfew QOlQM 8uo1e W8+SAS +1neJ pasodOJd ·t 8Jn.8lj i '• _}.. >l._.,_;, .../•/i-· . '• ·~ ··:, 1 '.{"\~-~·-.,:;·:'." ' . ........../ .../ 't '·~ .•··. o ·~ .. ': _._ .-.:.- \)jJiiw1r+,:. -==~!llro..._ -~·· ::.) LOCATION CODES: Ar BH e CM CP CR FiM FrM G GIM GuM MM PG PM SCar SCh SCu SMo SP 5Pa TS ·Aramberri Big Hatchet Mtne. Chioomueelo, Chiapas Chinati Mtns. Cuchillo Parado Caopae-Rodeo Finaly Mtne. Franklin Mtns. Galeana Glass Mtne. Guadalupe Mtns. Huizachal-Peregrina Anticlinorium Las Delicias Molango Maya Mtns., Belize Placer de Guadalupe Potrero de la Mula Sierra del Carmen Sierra de los Chinos Siera del Cuervo s'ierra de la Mojina Solitario Uplift Sierra Plomosa Sierra Palomas Todos Santos, Guatemala • SMo .. HP LD Mo su TEXAS slu ce •7 •PM •S •6 cft •G At •HP \IIELLS: 1. 2. 3. 4. s. 6. 7. No. No. No. No. No. No. No. l. 1 1 1 1 1 l Blackstone Goode Harrieon Villa Ahumada Barril Viejo Paila Garza ,, Figure 2. Guadalupian-Leonardian (Permian) paleogeographic reconstruction. Movements confined by fault system of Figure l. �15 /rJOHíg}r¡ffl.lJ: la.te. 'Pal.eo¡oi..c pal.e.og,.e.o91taplúc de.ve.l.o¡:men.t of.. no11.th.emt /rlex.i..co solving the_ pre-Mesozoic paleogeographic puzzle. need to Kl basamento precretácico de Aramberri - estructura clave para comprender el There is little evoke agglutination of far-flung, collage-like fragments being plastered randomly onto a transform extreme, there geography. achieve is also no adequate The reconstruction paleogeographic margin. defense for a static paleo- presented here sense At the other is an attempt to without the extreme explanations required to defend the other two schools of thought. Several resolved. The presence southwestern Guatemala, seaway paleogeographic United Belize existed and are Chihuahua, Columbia these Coahuil a areas. are The importance The of the be Chiapas, a common Leonardian of Belt is Mexico has a promising been appre- Mexico must be retracted to the ·west and northwest in at kilometers is coincidentally 500 kilometers. Five the distance Yucatan was problems are ~ l 1 · 2 Peter MEIBURG. José Rosbel CHAPA-GUERRERO. Ilka GROTEHUSMANN, Thomas KUSTUSCH 3 , Peter LENTZY 3~Héctor de LEON-GOMEZ 1 y Mario Alberto MANSILLA-TERAN 4 1) lhiversidad Autónoma de Nuevo León Facultad de Ciencias de la Tierra Apartado Postal 104, 67700 Linares, N.L., México 2) Universitat Münster, Geologisch-Palaontologisches Institut Corrensstraj;!e 24, D-4400 Münster, Alemania (R.F.A.) 3) Technische Hochschule Darmstadt Geologisch-Palaontologisches Institut Schnittspahnstrape 9, D-6100 Darmstadt, Alemania (R.F.A.) 4) Materias Primas/VITRO Monterrey, N. L., México • 1 242 La Sierra Madre Oriental, situada al NE de México, tiene entre las Ciudades de Saltillo/Coahuila, Monterrey/Nuevo León y Cd, Victoria/Tamaulipas una lo~ gitud aproximada de 350 km, constituida principalmente por una secuencia sed.!_ mentaria marina de edad Calloviano/Oxfordiano hasta Maastrichtiano de alrededor de 3000 m. Solo en lugares limitados afloran sedimentos terrestres de la Formación Huizachal (Triásico superior/(?) Jurásico inferior) y más escasame~ te rocas del Paleozoico. El basamento metamórfico/cristalino aparece a la vista solo en cuatro localidades separadas, entre ellos el basamento de Aramberri, con una superficie aproximada de 15 km 2 • Este preseryta las mejores co~ diciones para estudiar las causas y consecuencias del plegamiento laramídico transported upan opening of the Gulf of Mexico. Several specific Por: of the ass □ ciation position of Yucatan and least four segments a distance up to only hundred to wi th the Cor di 11 eran are syslem associated full-closure of the Gulf ciated. Coahuila, indicates and not with the Duachita-Marathon 0rogenic development. beginning of the ammono1d 'Pe.11.11.i..ni..ted hi..1li.. in the States, among eastward-di ppi ng, problems · décollement de la cubierta jurásica/cretácica de la Sierra lladre Oriental. lléxico? under further investigation. The origin and the morphology of the Pedregosa Basin are unclear. de la Sierra Madre Oriental. El área de Aramberri ha sido estudiada poco en detalle. Los principales traba jos con que se cuenta son los realizados por C.L. BAKER (1971), F,K,G. The origin of widespread, seemingly Permian conglomerates has not MULLERRIED (1946), J. CARRILLO-BRAVO (1971) y M. TARDY et al, (1975, 1976). been well The paleogeographic relationships of the Relacionado con la cinemática de la última deformación principal (Paleoceno Chiapas, Guatemala superior/Eoceno) se puede separar-el área de Aramberri en tres pisos tectóni- established. late Paleozoic rocks of Yucatan block must be resolved. and Belize with the cos, que pueden ser tomados como ejemplo para la Sierra Madre Oriental: Aotas Fao. Ciencias Tierro U.A.N.L. Linai>es J, p. 15-22, 2 fig.; 1987 �/riéJBU'R.r; et al..: U bMamen..to pll.eClletáci.co de lbt.ambe;vu 17 /rléJ!1.IR{¡ et. al..: U bMarrtRJ1.to pll.eCllet.áci.co de An.ambl'.ll.ll.i.. (3) Piso Post-Salinar: Cubierta de sedimentos marinos (Jurásico superior hasta Maastrichtiano) (2) Piso Salinar: Sulfatos de la Formación Minas Viejas (Oxfordiano} (1) Piso Pre-Salinar: Basamento, cubierta volcánica y sedimentaria antes de la acumulación del yeso del Jurásico superior. w l. Piso Pre-Salinar 1.1. Bas8llellt.o metamórfico El basamento está compuesto principalmente de filitas, filitas de cuarzo, metagrauvacas y metadiabasas. Las rocas metamórficas de bajo grado (facies de ~ esquistos verdes) se han considerado como parte de la zona interna de la pro- "' .:.. () ' . ¡:: . longación sur del cinturón orogénico Marathon-Ouachita (Z. de CSERNA et al., :7. ' - -~~~~i' _ 1977; C. RAMIREZ-RAMIREZ, 1978). )·' R.E. DENISON et al, (1971) obtuvieron edades geocronológicas de 278 ± 5 Ma y de 299 ± 6 Ma (Carbonífero) por el método e ~ .,•, -~ .¡~ 1 Después de la primera deformación (Dl) ha seguido un segundo acto con metamor 1 1 1 - · , 1, - . 1 N l u 1 1 localizada entre el camino Aramberri-Lampazitos (8 km NE de Aramberri) aflora una serie Pre-Huizachal, que atraviesa el valle del Río Blanco. Esta secuencia heterogénica, que se presenta a la vista en una área poco más de 1 km 2 , se compone de riolitas e ignimbritas (>120 m}, sobreyacidas por sedimentos lacustres rojos (33 m) con tobas riolíticas (has- cuencia marina de calizas y margas calcáreas interestratificadas (ca. 11 m). 1 1,- 1., 1 ._. 1 1.2. Serie Pre-Huizacbal tobas riolíticas así como filitas y cuarzo. La brecha trasciende en una se- 1 t 1 1 1 • 11 11 1 breyace discordantemente la mayor parte del basamento metamórfico. (ca. 20 m), que contiene fragmentos de lechos rojos subyacidos, riolitas, 1 ·~•¿,_•~--~ '''' '' 1 ,.t, ~ t ta 6 m) intercaladas. Con una discordancia suave continúa una brecha polimicta ::S ..... ... ,• '1 En el área que se encuentra 1 ·- . liE=::r.:!~J ..,e • -----------t - , , .' . . ' ,;....•· t ' ;e4 ◄ • ' , .• ..J' ,1· ,,,t,"1".,.• ' 1 •■' . 'Q.' ·(."~11111"'1,t.: '" ~'J'• Posteriormente sigue una deformación con menor todo caso la deformación D3 es más antigua que la Formación Huizachal, que so l 1. 1 -1 1 • 1 1 1 1 f 1 1 1 1 1 1 1 1 t 1 1 f 1 1 1 - dominante NNW-SSE, La esquistosidad sigue o puede coincidir con las edades En 1,1 .. ,... , fismo epizonal acompañado con esquistosidad (D2} que presenta una orienta::iál intensidad (D3), que puede representar un evento separado y más tardío. - ·-' ' K/Ar. obtenidas del metamorfismo. c.;>' <C •,M • y_:;:;;;;;.-~~--,- ¡-¡~ -t •-' f 1,'t'~ .•, •1 ' \' E • O O -.-., 1- ,.i 1~1-' �18 19 MéJ~ et al..: U ba.Aamen.to p11.e.01.etácl.co de kambe.JIJU... /t'ilJBIJ'R.~ e.t al..: él. ba-óamen.to p11.e.01.e.tácico de. kambe.JIJU... La última parte de la serie está formada por areniscas marinas con cemento calcáreo (aprox. 7 m). La Serie Pre-Huizachal está exfoliada y la esquistosidad puede corresponder con la deformación D3 del basamento como antes semen- POST-SALINAR cionó. Sobre la edad no existen actualmente datos, pero puede ser posible una SALINAR D D D m PRE-SALINAR o N (jJ m edad de Perm:ico-Triásico (inf./medio). .-1 w ,8 1.3. Formación Huizachal Ul la Formación Huizachal (Triásico sup./(?) Jurásico inf.) se manifiesta en for E o ma de una brecha sedimentaria y no como una secuencia de areniscas y lutitas S! La composición de la brecha consta principalmente de cuarcita, cuarzo, esqui~ Q tica. Hacia el Este, la brecha tiende a tener partículas más pequeñas y convertirse en la Formación Huizachal típica, logrando diferenciarse una interdi gitación entre ambas unidades, con lo que se demuestra que la brecha sedimendicha formación. La brecha fue acumulada sobre un paleorelieve. Las elevaciones morfológicas permanecen libres de depósitos terrestres. La transición entre la brecha con espesores entre O hasta 40 m aproximadamente y las areniscas líticas con espesores alr~ (.) dedor de 60 m hasta 150 m en los flancos del Alto de Aramberri está en relación con ángulos de depositación sinsedimentaria hasta de 5º, En general el rifting inicial en la Sierra Madre Oriental conduce el transpo~ te del material y la sedimentación. Dentro de la cuenca hundida principal existía y se desarrollaba el Alto de Ararnberri, que tenía un levantamiento contrario a la subsidencia regional (Aramberri Uplift). El Alto de Aramberri tiene una configuración diagonal hasta casi perpendio..ll.ar a la orientación principal de la cuenca y así mismo a los rumbos de los anticlinales y sinclinales principales de la Sierra Madre Oriental (Fig. 1) . L.4. Jurásico marino presalinar La transgresión marina en el Calloviano/Oxfordiano, que siguió regionalmente a la cuenca triásica, encontró en el área de Al'amberri una elevación. Partes del Ararnberri Uplift formaron islas durante la depositación de la Formación Minas Viejas,pero otras áreas fueron sucesivamente transformadas a una plata- o ,---41 rojas como se presenta normalmente en otras áreas de la Sierra Madre Oriental. tos, todos ellos provenientes del basamento y, en menor cantidad, toba riolí- cu o •rl o ·rl w o o. ¡:: ~n los márgenes y en muchos lugares de la parte central del Alto de Aramberri taria es solo una variación lateral de m ¡:: m CD ....m �21 20 /f/[,J BLJ'R~ /rJl:J BLJ'R.~ et al.. : U. ba4arn.ento p11.e01.etáúCI) de All.ambeA..ll.1. et al.. : ll ba.1amml:.o fJlleCA.el:.áúco de kambe11.11.L 3. Piso Post-Salinar forma marina somera. Con ayuda de análisis de microfacies es posible determiLa tectónica del Post-Salinar es caracterizada por un alto grado de la defor- nar una reconstrucción del paleoambiente de la elevación de Aramberri. El área de la sedimentación está caracterizada por depósitos de baja profundidad y lagunas semires~ringidas {micritas, pelmicritas, oncomicritas, laminitas/e~ mación {pliegues y cabalgamientos), independiente y muy distinta a la secuencia sedimentaria entre el basamento metamórfico y los sulfatos de la Formriá1 · · Los caminos · de m1·grac1.·o'n del yeso y anhidrita están trazados a Minas VieJas. través de una fuerte y radical brecha in situ en las calizas de la cubierta tromatolitas, dolomicritas detríticas y yeso residual). En los flancos del Alto de Aramberri precipitaron sulfatos con espesores de más de 100 m hasta de la Formación Zuloaga (Oxfordiano/Kimmeridgiano inf.). A partir de la Form~ aprox. 600 m en más distancia. La mayor parte delAramberri Uplift permanece ción Tamaulipas inferior {Barremiano/Aptiano inf .) hasta la Formación Méndez libre de precipitación notable de sulfatos (Fig. 2) . (Campaniano/Maastrichtiano) el Alto de Aramberri fue completamente incorporaoo 2. Piso Salinar a la subsidencia regional, de tal manera que no es posible determinar Los sulfatos de la Formación Minas Viejas {Oxfordiano) en los alrededores del diferenciación ni de facies y ni de espesores. Alto de Aramberri sufrieron por la presión de la cubierta del Jurásico supe- Con la tectogénesis laramídica, asociada con un levantamiento regional Y un rior y del Cretácico inferior una desintegración, deformación plástica y a su basculamiento hacia el oriente, se alcanzó el ángulo crítico de inclinación vez una migración. El yeso empezó en el Jurásico superior tardío su desplaza- el cual permitió la liberación de la cubierta post-salinar. El transporte te~ miento de las zonas de alta hacia las áreas de menor presión, es decir en tónico por medio de deslizamiento provocó un plegamiento exclusivamente en el la una dirección de los flancos hacia las crestas del Alto de Aramberri. Este proceso Post-Salinar en el cual el sulfat.o de migración causó una reducción permanente del avance de la sedimentación en en las estructuras anticlinales. El límite entre los pisos de Salinar Y de las crestas y un aumento de la acumulación Post-Salinar se desarrolló como el plano preferencial de deslizamiento. te este en las cuencas marginales. Duran- progreso, la sedimentación marina aumentó el ángulo de la base de de las estructuras sinclinales fue inyectado La dinámica de los cabalgamientos en el margen oriental del Alto de Arambe- la cubierta postsalinar entre la plataforma y los flancos y por consecuencia rri - calizas de la Formación Zuloaga del Jurásico ~uperior recubren tectón! elevó la disparidad del potencial. A más tardar con el inicio de la Formación camente casi en forma horizontal las secuencias pelíticas de la Formación Tamaulipas inferior debió estar este proceso muy avanzado, antes de 9ue la Méndez del Cretácico superior tardío - muestra un transporte preferencialmen fase yeso fuera te mucho más por gravedad que por compresión. transformada a la fase anhidrita. La hidratación de anhidri- La dirección del transporte ta a yeso nuevamente tuvo lugar supuestamente p::stcinemática y progresivamente del alóctono corresponde con su desprendimiento arriba de un domo de sulfato hasta la actualidad. Con el segundo cambio de fase se inició un rejuveneci- elevado hacia la parte externa del Alto. El margen sureste de dicho Alto es- miento de la migración del yeso secundario siguiendo más o menos los caminos tá bien delimitado por una falla (Falla de Mezquital) la cual se profundiza anteriores. En una estrecha relación con esta migración se pueden entender la con seguridad hasta el basamento y está sobreyacida y enmascarada tectónica- acumulación y aumento del volumen del yeso alóctono, así como el último levan mente, en la parte oriental, por el alóctono (Fig . 1). tamiento de la cubierta arriba del Alto de Aramberri y el avance de la erooiá1 del Post-Salinar. Como consecuencia de aligeramiento hUbo una reanimación del levantamiento del Aramberri Uplift en forma de fuerza isostática ascendente. La pronunciada disparidad entre el Piso Post-Salinar fuertemente deformado Y el Pre-Salinar solo con desplazamientos ligeros puede ser un modelo conceptual para la interpretación de la tectogénesis de la parte norte de la Sierra Hoy aflora el yeso en el área de Alto de Aramberri en forma alóctona y aislada, Madre Oriental. En este modelo juegan un papel importante en primer lugar un en posiciones en que él, según su situación paleoambiental, no podría sedimen basculamiento regional del Pre-Salinar y,en segundo lugar, la disponibilidad tarse. de un Salinar de sulfato el cual coadyuva el deslizamiento de la cubierta Post-Salinar. �/rléJ BIJ'R~ e.t al.. : él. bG4amen.i:o p11.e.C11.etáclco de. Alt.ambe11.11.i.. Bibliogra:fía BAKER, C.L. (1981): Geologic Reconnaissance in the Eastern Cordillera of Mexico.- Geol. Soc. Amer,, Spec. paper, 131, p. 1-83¡ 18 pl. CARRILLO-BRAVO, J. (1971): La Plataforma de Valles-San Luis Potosí.- Asoc. Mex. Geol, Petrol., 23, No. 1-6, p. 1-102. CSERNA, Z. de¡ GRAF, J.L. & ORTEGA-GUTIERREZ, F. (1977): Alóctono del Paleozoi co inferior en la región de Ciudad Victoria, estado de Tamaulipas.Rev. Int. Geol. Univ. nac. autón. México, 1 (1), 33-43. TEMA BASICO (2) bENISON, R. E.; BURKE, W. M. ;. HETHERINGTON, .E.A. & OTTO, J. 8, ( 1971): Basement rock framework of parts of Texas, southern New Mexico and northern Mexico.- (En:) The geologic framework of the Chihuahua tectonic belt.- West Texas Geol. Soc., 3-14. MULLERRIED, F.K.G. (1946): León, An. Inst. Geología del Estado de Nuevo León,- Univ. Nuevo Invest. Cient., 1, No, 1 y 2. RAMIREZ-RAMIREZ, c. (1978): Reinterpretación tectónic~ del Esquisto Granjeoo de Ciudad Victoria, Tamaulipas.- Rev. Inst. Geol, Univ. nao. autón. México, 2 (1), 31-32. TARDY, J.; LONGORIA,J.F.¡ MARTINEZ-REYES, J.; MITRE S., L.M.¡ PATIÑO A., M.; PADILLA y S., R. & RAMIREZ R., C. (1975): Observaciones generales sobre la estructura de la Sierra Madre Oriental: La aloctonía del conjunto Cadena Alta-Altiplano central, entre Torreón, Coah. y San Luis Potosí, S,L.P., México.- Revista Inst. Geol. U.N.A.M., 75 (1), p. 1-11. TARDY, J.; RAMIREZ-R., C. & PATIÑO-A.M. 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Regularity and width of facies belts are controlled by steepness of the margin which in turn is controlled by tectonic and oceanographic factors and the organic evolution of framework constructors through geologic time. Sea-level fluctuations also play a major role in platform stabilization and maintenance as well as porosity development. Trends and orientation of platforms are controlled by tectonic framework. Elongate buildups may form parallel to subsiding passive cratonal margins, or platforms may develop over and around equidimensional fault blocks along such borders. In many instances individual isolated and steep buildups rise from earlier formed wide platforms of low relief. Narrow platform rims may evolve around major subsiding basins. With the opening of the Gulf of Mexico, in ear1y Mesozoic time, extensive, left-lateral, northwest-directed rifting occurred through eastern Mexico. A prominent series of blocks and intervening basins developed cutting across Permo-Triassic orogenic belt. a The resulting graben topography was filled with Liassic redbeds and arkose, followed by evaporites in Miodle Jurassic, and at the beginning of Late Jurassic basinal evaporites and oolitic grainstones surrounded sorne uplifts. The same tectonic blocks partly controlled position of spectacular Cretaceous rimmed platforms, which responded to renewed subsidence and to development of the organic framework potential Actas Fac. Ciencia.a Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 23-24; 1987 local of both �WJLSON: Cali.bonai:.e pl.a.tf-ol/lll-ba,ú.Jt <1Y4tetM in Né. /f/ex.i..co Upper Jurassic - Lower Cretaceous depositional systems, paleogeography and depositional environments, NE Mexico corals and large rudist bivalves. A Lower Cretaceous carbonate platform developed aro.ni the Coahuila block, across the mouth of Sabinas basin to the Sligo reef trend of Texas anda reef trend formed along a north-south directed tectonic ri~ of Precambrian gneiss and Late Paleozoic schist on the east side of the Valles platform; perhaps it encircled the area to form a large atoll with a central evaporite basin, By: A. E. WEIDIE, W. C. WARD and R. SMITH Department of Geology and Geophysics University of New Orleans New Orleans, LA 70148 242 u.s.A. ~ulfward subsidence of the Tamaulipas arch, Golden Lane, and Córdova basement prevented shallow water carbonate development here during Early Cretaceous time. In Middle Cretaceous time the Sabinas basin was encircled by reefy development around the Coahuila block and along the west flank of the BurroSaiado uplift. This continued up the Gulf Coast of Te~as as the Stuart City (Deep Edwards) reef trend. Middle Cretaceous Valles and Golden Lane platforms kept up with subsidence, grew to heights approaching 1000 m, and furnisbed debris into the Chicontepec basin separating the platforms. The smaller El Doctor and Toliman banks and the narrow Actopan extension at the south end of the Valles platform, probably result from basement block fragmentation along the Transverse Mexican Neovolcanic belt which must have been a major lineanent separating mrthem from oo.rl11ern Mexico. The major platforms continued develo_e. ment into Turonian time despite general sea level lowerings during the Middle Cretaceous. Permo-Triassic orogenesis and Triassic-Jurassic taphrogenesis (rifting) determined the structural framework of northeastern Mexico. Continental redbeds of the Huizachal Group (TR-J) of variable thickness and lithofacies were derived from uplifted blocks and deposited in adjaeent grabens and· half-grabens. Marine transgression in Middle to Late Jurassic time was punctuated by episodic movements (Nevadan?) of continental blocks and renewed influxes of coarse terrigenous sediment. Major sediment sources in Late Jurassic and Early Cretaceous time were the Coahuila Península and Tamaulipas Archipelago. These uplifted bocks exposed Paleozoic and early Mesozoic sedimente, metasediments, and plutonic and volcanic igneous rocks. Thick, coarse terrigenous lenses, a product of vigorous erosion, flank the positive blocks. Finer grained terrigenous sediments and carbonates were deposited in more distal areas. Jurassic oolite, Cretaceous reefs, and forereef debris furnish good reservoir rock and provide large oil fields in central arut srutbem Mexico. The Mesozoic The La Casita Formation of latest Jurassic and earliest Cretaceous age is a of Mexico can be used as a model for predicting trenris of carbonate reservoir clastic sequence that is exposed widely in northeastern Mexico. -Thick, coarse development in both North Africa and the Middle East. sections of this clastic sequence fringe paleohighs {horsts or basement blocks) • The thickest and coarsest sections of this uni t occur in the interior ranges of the Sierra Madre Oriental southwest of Monterrey. Detailed studies in the Monterrey-Saltillo area demonstrate the La Casita Formation to be a complex of fan-delta deposits. Virtually all fan-delta subenvironments of deposition can be recognized in this region. Repeated coarsening-upward sequences record frequent shifting and progradation of individual delta looes. Proximal to source areas, sedimentologic studies show the coarsest lobes were deposited by short-headed, high-gradient streams. Local tectonic movements Actas Faa. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 8, p. 25-26; 1987 �27 26 tVtJD1l et al.: Uppen.. jWLCMÚc - I.Dwen.. Cll.et aceoUA depo~U i.onal. ~V4t e1M Sedimentaci6n y sucesión de facies en un margen continental pasivodel Tri~ico al Cretácico t emprano del noreste de la Sierra Madre Orient al, México caused rapid migration of centers of deposition and changes i n l i thofacies . Preliminary paleocurrent data in this area indicate a northwest ern source. Petrologic analyses of sandstones and conglomerates show the La Casita was derived from a mixture of plutonic (granite and gneiss), volcanic (mainly felsic), and metasedimentary rocks. The sandstone compositions generally plot Por: Dieter MICHALZIK Facultad de Ciencias de la Tier ra Universidad Autónoma de Nuevo león Apartado Postal 104 67700 Linares, N. L., México within the "uplifted basement" zone of the "continental bloci<s" field. These data are consistent with the postulated source and tectonic setting in northeastern Mexico during Late · Jurassic-Early Cretaceous time. La Sierra Madre Oriental, entre Monterrey-Saltillo y Linares-San Ro- berto, que es conocida como la "Curvatura de Monterrey", ofrece posibilidades excelentes para estudiar el desarrollo de un margen continental pasivo del tipo atlántico. El basamento paleozoico está expuesto más al sur en las cercanías de Miquihuana, Aramberri y en el anticlinorio de Huizachal-Peregrina donde representa posiblemente cuñas acrecionadas de un complejo de subducción del sistema Ouachita (Huasteca). El rifting se inició en el Trjásico Tardío preponderantemente en el "back-arc basin" - dando lugar más tarde al desarrollo de una corteza oceánica (BUFFLER et al. 1980) y al origen del Golfo de México - y en la zona de acreción (incluyendo el "fore-arc basin") donde la "oceani zación" falló y se formó la secuencia representada por la Sierra~ al sur de Monterrey. La fase deJ.. rifting está representada por los lechos rojos de la formació~ Huizachal (equivalente a Eagle Mills del sur de E.U.A.). Dentro de la secuencia se pueden reconocer 5 tipos de litofacies elásticas. La sucesión de los litotipos - documentada por perfiles estratigráficos y análisis de "Markov" (MIALL 1973, HARMS et al. 1982) det erminada tendencia a formar ciclos de tipo "fining upward". muestra Los ciclos pueden ser completos o interrumpidos y representan las avulsio Actas Fac. Ciencias Tiel'l'a U.A.N.L. Linares, 2, p. 27-31; 1987 �28 29 /flJCHALZJK: Sedi.mentaci.ón. y. -1ucv..ión. de f_aciv.. /flJCHALZJK: Sedi.mentaci.ón y nes de los cauces fluviatiles en un sistema de baja sinuosidad de ti- Pablillo-Galeana-Rayones representa un sistema complejo de sabkha- po anostomasado (braided river). La geometría de los ciclos tanto laguna con el desarrollo de múltiples ciclos de tipo "shoaling cy.cle". CXl'IX> 4uce✓.,.i.ón.. de f.aciM su potencia sugiere como modelo de facies el tipo "Donjek" (MIALL El ciclo ideal muestra la sucesión subtidal: ooesparita, pelesparita, 1978) para los lechos rojos Huizachal. Con la nivelación del paleo-r~ pelmicrita - lieve se aumentó la sinuosidad del sistema fluvial dando origen a sedimentos mas finos en la parte superior de la formación. El clima intertidal: dolomita, micrita, anhidrita/yeso laminar supratidal: anhidrita/yeso nodular ("chicken wire"). Basándose en la sucesión de facies se interpreta una cuencia somera ("shallow basin durante la sedimentación fue semiárido, indudablemente documentado shelf sequence", según KENDALL 1984) para el área central y sur de la por nódulos de caliche en los depósitos de llanuras fluviales. Análi- Curvatura de Monterrey y una secuencia de cuenca profunda ("deep basin sis petrográficos estadísticos y mediciones de índice de direcciones sequence") para el área al norte de Saltillo-Monterrey. indican una procedencia de un basamento se~imentario-metamórfico situado en las cercanías de Galeana (centro oeste del estado León). de Nuevo Las condiciones marinas se estabilizaron con la ingresión reforzada del Oxfordiano (caliza Zuloaga - equivalente a Smackover). Se identificaron 9 tipos de litofacies carbonatadas cubriendo todo el espectro Dilatación y subsidencia reforzada en el Jurásico Medio - probablemen de los ambientes: banco subtidal, laguna subtidal e intertidal. Las~ te subsidencia termal por enfriamiento de la litósfera ("lithosphere cesión de las litofacies muestra en algunas areas cooling"; WATTS 1981) - causó el basculamiento de los sedimentos ''pre- un solo megaciclo de tipo "shoaling cycle". Basándose en la distribu- y sin-rifting". Esta discordancia angular está bien marcada en el área ción lateral se sugiere el modelo de una rampa carbonatada ("ramp de Galeana Y Huizachal-Peregrina, entre las formaciones Huizachal model", AHR 1973) para la caliza Zuloaga . La Joya . y La discordancia se interpreta aquí como la "discordancia de ruptura" ("breakup unconformity") la cual marca la transición entre "rifting" Y "drifting" (BALLY 1981) en grandes partes del sistema Gol fo-Atlántico . el desarrollo de Sedimentos silíceo-elásticos finos predominan en la parte sur durante todo el Kimmeridgiano-Tithoniano (formación La Casita - equivalente a. Cotton Valley). Frente a la Isla de Coahuila, una sucesión de delta - . frente del del ta ("delta front") - . prodelta -+ shelf, se desa- La fase del "post- rifting" se inicia con material elástico grueso se- rrolló hacia el sureste. Tanto el perfil estratigráfico como su eva- dimentado en abanicos aluviales, que forman la base de la formación luación estadística (análisis de "Markov") comprueban las progresiooes La Joya {equivalente a Werner) . Se reconocen 5 tipos de litofacies del del ta ( "coarsening upward") y el elemento fluvial ( "fining upward" formando en su sucesión un solo megaciclo de tipo "fining upward" . Es a escala menor) . Un complejo de delta tipo abanico predominantemente te ciclo muestra la transición gradual : abanicos aluviales - fluviatil ("fluvial dominated fan delta complex", MIALL 1984) cie aluvial (parcialmente con calizas encostradas) nental(?)~ sabkha marginal marina aproximadamente 50 m de espesor . plani- sabkha conti- laguna, en una secuencia de se supuesto para la formación La Casita ' en el área de Saltillo. El ha área de suministro parece ser un basamento con un componente fuertemente granítico-volcánico . El fin de la admisión elástica y la estabilización de las condiciones La admisión elástica se suspendió en el Valanginiano (?) dando origen marinas evaporíticas marca la transición al yeso Minas Viejas (equiv~ a una facies arrecifa! coralífero-stromatoporida (formación Taraises, lente a Louann salt). Su s ecuencia de evaporitas y calizas en el área miembro basal arrecifal - equivalente a Knowles) sobre el frente del �31 30 triJCHAUJK: Sedúnen.:taci..ón V, .dUCMi.ón de f:ade-1 /rJJCHAUJK: Sedi.m.en.taci..ón y 4UCMi.ón de tadM delta. La facies lagunar atrás del arrecife está representada por do- HARMS, J.C . , SOUTHARD, J.B. & WALKER, R.G. (1982): Structures and sequences in clastic rocks.- Soc. Econ. Paleont; Mineral. Short Course, g. lomitas en el Cañón de los Chorros donde se puede separar la secuencia deltáica, antes n.o subdividida, en una unidad "pre-arrecifal" (La Cas.!_ ta) y una unidad 11 postarrecifal 11 (Taraises, miembro de areniscas). Se comprobó la extensión de la facies arrecifal hasta el Cañón de la Sandía (15 km al sur de Monterrey), en el este, y hasta el Cañón San José de las Boquillas (camino Laguna de Sánchez - Los Lirios), en el sur. La asociación faunística tiene cierta semejanza con aquella descrita por SCOTT (1984) para el "Knowles Limestone" en el subsuelo de Texas . Un nuevo avance de sedimentación elástica se quedó limitado en la cercanía de la paleo-isla de Coahuila (Formación Taraises, miembro de areniscas) . Más hacia el sur todo el Neocomiano está representado una secuencia rítmica lutítico-calcárea (~ormación Taraises) . En por el área Rayones-Galeana una secuencia de areniscas (Formación Taraises, miembro Galeana) se intercala en la parte superior cuya área de suministro probablemente es un relicto del arco insular de Tamaulipas . Tanto los elementos paleogeográficos como la litofacies (relación anhi KENDALL, A. C. (1984): . Evaporites.- In: WALKER. R.G. (ed.): Facies modela. 2. ed.- Geosci. Canad. Repr. Ser.,!= 259-296. MIALL, A.D. (1973): Markov chain analysis applied toan ancient alluvial plain succession.- Sedimentology, 20: 347-364. MIALL, A.D. (1978): Líthofacies types and vertical profile models in braided river deposita: a summary.- In: MIALL, A.O. (ed.): Fluvial sedimentology.- Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem., ~: 597-604. MIALL, A.O . (1984): Deltas.- In WALKER, R.G. (ed.): Facies models. 2. ed . - Geosci. Canad. Repr. Ser., !=- 105-118. SCOTT, R. W. (1984): Significant fossils of the Knowles Limestone, Lowe~ Cretaceous, Texas.- in: VENTRESS, W.P . S., BEBOUT, D. G., PERKINS, S.F. & MOORE, C.H. (eds): The Jurassic of the Gulf Rim.- Gulf Coast Sect. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Proc. Third Annual Research Conf., 1982: 333-346 WATTS, A.B . (1981): The U.S. Atlantic continental margin: subsidence history, crustal structure, and thermal evolution.- In: Geology of passive continental margins.- Amer . Assoc . Petrol. Geol. Education Course Note Series, 19: 2.1-2.75 . drita- sal) de esta fase temprana del margen continental pasivo jugarán un papel importante en la deformación laramídica de la Sierra Madre Oriental . Bibliografía AHR, W. M. (1973) : The carbonate ramp : an alternative to the shelf model .- Gulf Coast Assoc. Geol . Soc . Trans., 23: 221- 225. BALLY, A. W. (1981): Atlantic-type margina.- In : Geology of passive continental margina . - Amer . Assoc. Petral . Geol . Education Course Note Series , 19: 1.1 .-1.48 . BUFFLER, R.T., WATKINS, J . S. , SCHAUB, F.J. & WORZEL, J.L. (1980): Structure and early geologic history of the deep central Gulf of Mexico basin .- In: PILGER, R.H . (ed . ) : The origin of the Gulf of Mexico and the early opening of the central Atlantic Ocean.- Proc . Symp . Louisiana State Univ . , parte 1: 3-16. r, �33 Lowermost Cretaceous coral-rich limestone in Nuevo Leon and Coahuila, Mexico By: A. FRAME and 11/illiam e. \IIARD IU Department of Geology and Geophisics University of New Orleans New Orleans LA 70148, U.S.A. UNE 242 Iiltroduction Coral-rich limestone of probable Berriasian age crops out in the norther.nmost anticlinorium of the Sierra Madre Oriental midway between Saltillo, Coahuila, and Monterrey, Nuevo Leon (Fig. 1). This carbonate buildup, here informally called "San Juan Lentil", contains a fauna similar to that of Berriasian-age reefal limestone in the subsurface of Texas (e.g., Cregg and Ahr, 1984; Finneran and others, 1984; Scott, 1984). Stratigraphy The distinct ridge of San Juan Lentil limestone can be traced for at least 12 km east-west along the northern flank of Sierra San Jose de los Nuncios. Humphrey (1949) described this limest_one, which he called "Bryozoan Limestone", as the basal unit of the Taraises Formation in that area (Fig. 2). Exposures of the San Juan Lentil in San Juan, Cortinas, and El Ranchero Canyons are 15-30 m thick, consisting principally of thick beds of coral-bearing skeletal waokestane, packstane, and floatstone (Fig. 3). The carbonate buildup Aetas Fae. Ciencias Tierm U.A.N.L. Linares, 2, p. 33- 39, 3 fig.; 198? �PRAtJé, & WA'íW: ÚJwen.m1u.t Cn.etaceoUA con.al.-llÁ.ch .limeAtone FM'tlé. & Wlfft.D: ÚJwenrno~t Cn.etaceoUA co1UU.-llÁ.ch .lime-1tone .---, 1 SAN JUAN CANYON 11• N KEY -"" I -~ WCM -T ~ ~ 7 D -., - ~. ' ~ SKELETAL P!:Lt.rTAl PACKSTOIII NIN THI~ mLETIIL IIAtKESTO-[ Allll CORAL BOUroSTOWf_. Figure l. Diagonal pattern shows known limits of San Juan Lentil. Topographic contours in meters. IDES ITAGE APTIAN h 1 1 BARREMIAN i land&tone ~. llltmedded Calcarlllale and LlfflHIOM ~ u ....,..... ~ Boundatone [§] Colonial Coral @] lolilary Coral ~ -•k ~ Echinodam, l.ls!. I Serplltid Worm T...,_ IIITCIIIEDOED SILTY SKELETAL PfllETAl PA.KSTOIIE AND CALCAREOOS StiA!.E. 110llUSCS 'IID ~OID CCULS, AIEA ClJPI)() LMESTONE ? HAUTERMAN TARAISESFM YALANGMAN BERRIASIAN 1 U&.TUCMIONmlllEY □ PORllANDIAN '1M - UIIII." -? ... UCASITA FM KIIIMERl>GIAN OXFORDIAN ? ZULOAGA LAESTONE Figure 2. Stratigraphic units. Figure 3. Stratigraphic section of upper La Casita Formation and lower Taraises Formation in San Juan Canyon. 35 �36 PR/Vf¡é, & WllfW: ÚJuxwno~t C11.etaceol.l4 PM/t!é. & WlfRIJ: con..al.-uch. li.me~.tone ÚJweAmJJ.dt Cll.etaceol.l4 37 w11.al-uch. .li.rneAtone thins rapidly to the south and east of these canyons, and it is of corals are thinner and generally lenticular to tabular. buried beneath younger strata to the north and west. Laminar microsolenids • up to 25 cm in diameter ,' are the Underlying the San Juan Lentil and interfingering with it to the south and west are sandstone, conglomerate, and shale of the La Casita Formation (Fig. 2). Calcareous shale and thin silty predominant coral type. farther to the east the San Juan Lentil grades into lime mudstone and terrigenous shale. Midway between El Ranchero limestone of the Taraises Formation overlies the carbonate Canyon and Huasteca Canyon (Fig. 1) the basal Taraises consists buildup and interfingers with it to the north and east. of skeletal intraclastic packstone-grainstone, skeletal HUMPHREY (1949) described a Berriasian ammonite fauna from the Taraises wackestone, and interbedded skeletal lime mudstone and just above the upper contact of the carbonate buildup. calcareous shale. San Juan Lentil contains lenticular to hemispherical "reef Coral debris is rare or absent. generally is sparse, but includes whole irregular echinoids, mounds" that are concentrations of coral debris, ranging in width thin-shelled pelecypods, gastropods, crinoid stems, from several lO's of meters to less than 1 m. calpionellids, and foraminifers. ranges from 4 m to a few cm. Vertical relief The mounds are composed mostly of The fauna The San Juan Lentil thins to the south, interfingering poo·rly washed coral rudstone and f loatstone, wi th minor with terrigenous clastic rocks. bafflestone, bindstone, and questionable framestone. the buildup is predominantly skeletal wackestone and lime mudstone. In the western outcrops irregular massive microsolenid corals dominate the fauna. Accessory corals include laminar microsolenids, phaceloid Stylo8Tl1ilia SCOTT). more-fragmented bioclasts than in similar beds to the north. comm.only are encrusted by the green alga(?) LitftocodiW11 and rarely by the red alga Polystrata alba in this area are divided into ten microfacies, representing (?) and The reef mounds are generally overlain by intraclast-bearing skeletal packstones. Microfacies and Depositional Environments The San Juan Lentil and other units of the basal Taraises The microsolenids and Stytosmilia unidentified foraminifers. The limited skeletal packstone contains smaller and colonias, dendroid calamophyllids, and unidentified branching forms (corals and algae identif ied by R. W. In San Blas Canyon {Fig. 1) There is a sharp contact between the massive San Juan Lentil limestone and the overlying thin-bedded silty packstone-wackestone(Fig. 3). In the eastern part of the outcrop belt the concentrations four major depositional environments: 1) open-marine shallow-ramp, divided into a) moderate-energy zone (sandy pelleted mollusk packstone-grainstone and sandy limestone) b) low-energy zone (silty skeletal wackestone and calcareous shale-siltstone)j 2) reef-flank, consisting of �39 38 Ff'Atlé & WlfiW: loweJl/f/J,),1,t C11.ei:.aceolb.l CD1uu-uch lune-1i:.one rnArlé & WlfRD: Lowe.11111íMi:. Cii.etaceot.14 co11.al.-1Uch lime-1i:.on.e a) proximal ánd intra-reef talus (coral floatstone) b) distal reef flank (skeletal packstone and These beds served as the substrate for the growth of patches of delicate branching corals, which developed into localizad wackestone) ; bafflestone and coral floatstone deposits. 3) reef-mound, subdivided into As terrigenous influx waned, massive and· laminar microsolenid corals bagan to colonize a) low-energy zone (coral bafflestone and/or coralalgal bindstone) these sediment piles, forming isolated reef mounds with intervening reef-flank deposits. b) low- to moderate-energy zone (coral rudstonefloatstone and limited coral-algal framestone)¡ and The reef mounds ceased to accumulate when an influx of fine-grained t _e rrigenous sediment inhibited coral growth. 4) open-marine ramp slope (skeletal lime mudstone and References 1 skeletal intraclastic packstone-grainstone). Cregg, A.K., and W.M. Ahr, 1984, Paleoenvironment of an Upper Cotton Valley(Knowles Limestone) patch reef, Milam County, Texas in Jurassic of the Gulf Rim: Gulf Coast SEPM Research Conf., p. 41-56. Depositional History During the latest Jurassic the low-lying continental shelf of northeastern Mexico was blanketed with terrigenous sediment shed from block-faulted(?) segments of the southeastern Coahuila Peninsula. Southeast of the Saltillo area, influx of coarse deltaic sediment continued into the middle Neocomian (FORTUNATO and WARD ~ 1982; SMITH, in prep.). The reefal limestone of the San Juan Lentil developed in a quiet subtidal environment along the northern margin of the terrigenous complex during a period of minar sediment input from the Coahuila Península. Accumulation of the San Juan Lentil began with deposition of open-marine sandy mollusk packstone and skeletal wackestone on top of 'eltrrigenous clastics of the La Casita Formation. fauna of these sedimenta was dominated by mollusks. pelecypod shells were concentrated in shoal deposita. The Some large Irregular echinoids, worm tubes, and solitary corals were also common. Finneran, J.M., R.W. Scott, G.A. Taylor, and G.H. Anderson, 1984, Lowermost Cretaceous ramp reefs: "Knowles Limestone," SW flank of the East Texas Basin in Jurassic of the Gulf Rim: Gulf Coast SEPM Research Conf., p. 125-133. Fortunato, K.S., and W.C. Ward, 1982, Upper Jurassic-Lower Cretaceous fan-delta complex: La Casita Formation of the Saltillo area, Coahuila, Mexico: Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Transactions, v. 32, p. 473-482. liwnphrey, W~E., 1949, Geology of the Sierra d los Muertos area, Mexico(with descriptions of Aptian Cephalopods from the La Pena Formation): Geol. Soc. America Bull., v. 60, p. 89-176. Scott, R.W., 1984, Significant fossils of the Knowles Limestone, Lower Cretaceous, Texas in Jurassic of the Gulf Rim: Gulf Coast SEPM Research Conf., p. 333-346. Smith, R., in preparation, Stratigraphy and petrology of the La Casita Formation, interior ranges of the Monterrey Salient, Sierra Madre Oriental, northeastern Mexico. �The Cretaceous succession of La Chona Quadrangle , Nuevo Leon, Mexico By: Monica M. FAREK Programs in Geosciences University of Texas at Dallas P.O. Box 830-688 Richardson, Texas 75083-0688, U.S.A. 1 242 The area under study is located in the Eastern Front of the Sierra Madre Oriental, Nuevo Leen, Mexico (figure 1). Preliminary field and lab work has assisted in identifying the exposed sucoess1on of La Chona Quadrangle, central Nuevo Leen, to be composed of Mesozo1c pelagic limestones and terrigenous packages. field observations and samples were collected from Milpillas Canyon (the road to La Caballada) and alonA the road to La Angostura lf1Qure 1). field work included descr1b1ng lithostratigraphic packages and defining package breaks, orawing field profiles to record attitudinal relat1onships of lithic packaQes and preliminary sampl1ng. Lithos~ratigraphic units (packages) were defined based on physical characteristics, Formational names were used only with units having definite lithological correlations to established type descriptions. Field data, couµled with microfacies analysis of samples, indicates that almost a complete Cretaceous succession is exposed in Milpillas Canyon. Parts of the Upper Jurassic and Lower Cretaceous are representad near La Angostura. Microfacies analysis and field observations also i-rfdicate the presence of two different successions, each containing distinct lithostratigraphic units. Chronostratigraphic positions of the Actas Fac. Ciencias Tiel'l'O. U.A.N . L. Linares, 3, p. 41-49, 4 fig.; 1987 �42 43 FlfREJ<.: íhe vz.e.taceo/..14 -111.cce-1,1.i..on of. Lo. Crona Quo.dtt.an.9,<-e, Nuevo leon, fflexlco F/lR.éJ(: The vz.e.taceo/..14 4LL.C.CM4.i..on of.. Lo. Crona Qu.aíÍA.an.f)Á..e, NL«!.vo leen, frlex.lc.o successions were assigned based on identification of microfossils Cforams and calpionellids) _observed · in thin section. The lithostratigraph1c success ian abserved in the western part af Milpillas Canyon (Canyon Tia Juana ) is camposed of faur lithic packages (figure 2). The fcur packages range fram Ualanginian ta Lawer Turonian. The aldest packaQe(l), is a medium to thick-bedded black, carbanaceous limestane. Package 1 may be lithocarrelated w1th the ~an AnAel Farmation, as descr1bed 1n La Baca Canyon llongar1a and Uav1l1a, 1~78). ,- / vJ'J ~ PackaAe 2 is a medíum gray, th1ck- and evenly bedded limestane in trans1tional contact w1th the overlying, thin-bedded, deep water, turo1ditic l1mestone assigned to the Albo-Cenomanian ¡ stages. ~ lithocorrelative to the Cuesta del Cura Formation, as described The thin-bedded limestone (Package 3) may be by lmlay (1936). n . The fourth and yaungest package 1s compasad af medium-bedded, pelagic l1mestone with irregular alternations of \. i - ~r thin shale and siltstone. '1 ~ Package~ is unlike any coeval unit previously described. The second stratigraphic success1on 1n the eastern portian of Milpillas Canyon (San Jase de Jiguero to Las Joyitas), contains rocks divided 1nto five lith1c packages rang1ng from the Tithonian to the Campanian (figure 3). !• -... • f / • --,,í/f,.,, / J í i // //( f I'./ ,,, r /1 ,_ composed of dark, carbonaceous shales and marls and 1s ~ f\\ ,( 1 / ~ J,I I I Package 1 is lithocorrelated to the La Casita Formation as described by Imlay Clmlay, 1936).The shales grade upwards 1nto the overlying, / medium-bedded, gray limestone (package 2). The limestone of �44 FARél<: The. Ge.tace.or.M -1ucc(¼,1j~n of. In Cron.a. Q1111cúwr1.1¡;l.e, Nuevo le.on, {r¡exi.co Package 4: Cenomanian AlboCenomanian ¡...i..._ __._...:;:..-1-.....1 Irregular alternations of med.-thick-bedded, gray limestones and tari siltstones Package 3: thin-bedded, medium gray limestone, chert lenses Package 2: thick-bedded, medium gray limestone (mudstone) A1bi a ri 45 FA'Rél<: The. C11.etace.oU4 &Uc:cM,ú.on. of_ In China Qua.dMn.r;).e, Nuevo Leon., /llexi.cn Campanian Albian Package 1: Valanginiari Package 5: regular alterations of sandy limestone and shale Package 4: thin-bedded, dark gray limestone, chert lenses Package 3: tnick; evenly-bedded, medium gray limestone (mudstone) Package 2: medium-bedded, medium gray limestone (mudstone) Package bl ack, carbonaceous · sha les, marls, sandy 11mestone - - - thick, evenly-bedded, black, carbonaceous limestone (mudstone) Tithonian Figure 2. Lithostratígraphic succession of the western part of Milpillas Canyon (Canyon Tia Juana), (approx. 550m) . Legend: (1) Thickbedded limestone, (2) medium-bedded limestone, (3) thin-bedded lirnestone, (4) wackestone, (5) shale, (6) gypsum. 1: Figure 3. Lithostratigraphic succession of the eastern part of Milpillas Canyon (San Jose de Jiguero to Las Joyitas), (approx . 700m). See figure 2 for lithologic symbols. �46 47 FAR()(: The Cn.etaceoUA ✓.Jucce-,,úon. of. Úl Crona QumiA.an.g).e, Nuevo leon, /YJexi..CJ) FlfRéK: The 0tetaceJJl.l4 -1uccu-1i.on of La Ou:m.a. Quat:k,..attf)Á.e, Nuevo leon., Mexi.co package 2 is overlain by a thick-bedded, medi4m gray, regularly bedded limestone ass1gned to the Altian stage (Package 3). Package~ is a thin- bedded, deep w t er limestone unit with chert lenses. Package 5 consis~~ of regular Pafkage 5: tan shales, marls Package 4: medium-bedded, sandy, brown limestone Package 3: tan shales, marls, thin, sandy limestone and phosphate nodules Package 2: med.-thick-bedded, dark gray limestone (mudstone) Package 1: white to grayish, massive gypsum Lower limestone and shale perhaps represents a pel1tic flysch which 1s to represent two or more distinct units based on the1r l1thostrat1Qraphic characterist1cs. thick-bedded, dark gray limestone af alternati □ ns limestone and shale ass1Aned ta ~he Upper Cretaceous. This c □ ns1dered Package 6, Cretaceous Also seen in the southeastern part of La Chana Quadrangle CSE of Las Joyitas) are the black The l1mest □ nes of the San Angel Formation. lith □ stratigraphic succession exposed along the road to - La Angostura ranges from the Upper Jurassic to the Cretaceous - - Upper and is divided into s1x lithic packages (figure Y), Package 1 Jurassic is a gypsum unit lithocorrelative to the Minas UieJas Formation as described by Heim (19~0). The gypsum underlies Package 2, a medium-bedded, highly recrystalized, shallow water limestone > > with gypsum stringers. > Overlying the limestone is a thick package of tan shales, marls and thin limestones with phosphate > > > > > nodules, which matches the lith1c description of the La Ca,1a Farmation published by Imlay ll~38), The last three un1ts of the succession are ass1gned to the Lower Cretaceous. PackaAB ~. a sandy, medium-bedded, brown l1mestone 1s separated fram Package 6, a medium- to thick-cedded dark grey limest □ne Figure 4. Lithostratigraphic succession along the road to La Angostura (approx . 600m) . See figure 2 for lithologic symbols. by a th1n Cl 1/2 m.),tan package of shales and marls (Package 5). Also seen in the NW part of La Chona Quadrangle Cnear Agua Blanca) is the same black limestones of the San Angel. The San Angel is never seen in contact w1th an~ surround1ng units: �48 49 FlfRéK: The vi.etaceol.L4 -1ucce✓.M.i..on. of- La. Chona QUí1íÍll.anf].,le, Nuevo úwn., /rlexi.co The two stratigraphic successions found in Milpillas Canyon Flffe.éK: The Vt.etaceol.L4 -1ucce-1✓.i-i..on. of- La. CJwn.a Quad!t.anr;).e, Nuevo Leon., Mexi..ci:J lmlay, R,W·., 1838, Studies of the Mexican Geosyncline: Bull, of the Geol. Soc. of Amer . , v. ~9, pp. 1651-169~. conta1n time equivalent units that are lithologically different from each other. success1on. The main difference is in the Lower Cretaceous The presence of the black, carbonaceous limestones Imla~, R.W., 1936, Ev □ luti □ n of the Coahuila península, Mexico: Part IU. 15eology of the western part of the Sierra de Parras: Bull. of the Ge□ l. Soc. of Amer,, v. ~7, pp. 1091-1152. of the !::ian An·g el represents deposition in restricted marine Longoria, J.F. and Davilia 1 U.M., 1979, Estratigrafía y microfacies del Cerro de la Silla, se de Monterrey: Bol. Opto. Geol. Unison., v. 2, n. 1, pp. 65-95, conditions, whereas coeval units in the second stratigraphic succession indicate open marine depositional conditions. The two stratigraphic sequences must have developed separately, in twb distinct and different depositional systems, but they existed contemporaneously. represent tw □ The two deposi tional systems may different tectostratigraphic domains. The lithostrat1graphic successions representing the two depos1t1onal systems now appear adJacent and in clase prox1mity to each other along Milp1llas Canyon and 1n the NW cerner of La Chona Wuadrangle. further field and laboratory work will provide deta1led documentation of the lithostratigraphic successions needed to clarify whether the tw□ sequences interfinger witn another or have been structurally Juxtaposed. REFERENCES CITED Heim, A., 19~0, The front ranges of Sierra Madre Oriental, Mexico, from Ciudad Uictoria to Tamazunchale: \ Eclogae Ge□ l. Helvetiae, v. 33, pp. 313-362. □ ne ,. �Regional stratigraphic studies in. the Lower Cretaceous of eastern Chihuahua, Mexico By: Rogelio MONREAL Programs in Geosciences Univ. of Texas at Dallas P. O. Box 830688 Richardson, Texas 75083-0688, U.S.A. 242 The Lower Cretaceous succession of Chihuahua is exposed in !cnq isolated ranges, about 17 localities were visited Cfig. 1). ~eg1onal stratigraphic studies coupled with microfacies analys1s of the Lower Cretaceous stratigraphic sequence of Chihuhaua and related areas have been fundamental in the paleogeographic-tectanic rec=nstruction df northern Mexico during the Mesazoic. Althaugh Lawer Cretaceaus strata are well expased in the eastern half af the State af Chihuahua, anly a few stratigraphic studies have been ma:::le. Excellent exposures of the Lawer Cretaceaus successian can be ccserved, ha~ever, the base and/or top af the Lawer Cretaceous are not exposed at these localities. ~arada (~0 km The sect1an exposed at Cuchilla sauthwest of OJinaga, Chih. ) 1s considered here ta be the most complete one, and has been used as a referen~e sect1on. fhe Cuchillo Parado section is separated 1nto four strat~Araphic packages, or un1ts, based en phys1cal features. These cac~ages can be used far regional lithocorrelatian. The lithic un1ts recognized are as follows, fram bottom to top Cfig. 2): Unit l: Homogeneous alternation of thin to med1um bedded, red anc grey, calcareous sandstone and red and dark-grey shale. Minar Actas Fac. Ciencias Tierro U.A. N.L. Linares, 2, p. 51-62, ? fig.; .198? �53 52 /rJONREAL: lowe11. vz.etaceol.lA of._ e0Ate11n Cluh.uaJw.a, /rJex.lw /rJOHRéAL: Lowe11. vz.ef.aceollA of- eMte.M Cfu..Juu:ih.ua., /1'/ex..lc.o congl □ merate and th1n layers of limestone are also present. This package crops out along the western foothills of the Cuchillo Parado Range, and is characterized by sharp ridges and narrow valleys Cfig, 2). Unit 1 is referred to Las Vigas formation of Wsed (1~02), Unit 2: Irregular alternations of dark shale and gypsum with scattered thin layers of sandstone and limestone. !he lower part is mainly gypsum with a few thin limestone beds Cmudstone, wac~estone, packstone, and floatstone). The upper part of this unit consists of alternate beds of gypsum and l1mest □ ne grading into an alternation af limestone Cmudstone) and shaje. Limestone gradually becomes more abundant and thicker bedded at the top af the unit. This unit crops out between the sharp ridges thick be dded limest □ nes □f unit 1 and the af unit 3. Package 2 corresponds to the Cuchillo Formation of Burrows (1908, 1910). Unit 3: Alternation of evenly bedded, thin, medium and thick to massive bedded limest □ ne Cmudst □ ne, wackest □ ne, and floatstone), Locally is thin and dark grey to black. The base of this unit 1s thin bedded and nodular, marly, black to dark grey and weathers light grey to brownish grey, becoming thick and massive bedded . o 160Km Scale Thin nodular limestone intercalated with thin shals beds are present at sorne intervals. Orbitolinids and rudists are abundant at sorne intervals. Figure 1: Index map of the state of Chihuahua, Mexico, showing locations of sorne Lower Cretaceous outcrops: 1) La Boquilla del Rio Conchos, 2) Sierra Chupaderos, 3) Sierra San Francisco, 4) S. El Diablo, 5) S. Morrion, 6) S. El Bronce, 7) S. Cuchillo Pa rado, 8) S . Matasaguas, 9) S. El Ocotillo, 10) Cerro La Morita; 11) S. San Fernando, 12) S. Grandes,4.3) S. El Peguis, 14) S. Mojina, 15) S. El Fierro, 16) S. Cieneguillas, 17) S. San Miguel (Banco de Lucero). This unit is mountain forming, outcrop~ at the western half of the range and is referred to about the lower two thirds of the Aurora formation of Burrows (1909, 1910). Unit ~= Evenly bedded, thick to massive, light to medium grey limestone, weathers light to medium grey. Limestone is mudstone, �54 55 frlONRéAL: ÚJllWI. 0z.etac.eolM ot eMten.n. Clww.ah.ua., frlex.i.co ~éAL: ÚJ/JXZ/l. 0z.e{aC€.OIM ot eMten.n. Ch1h.uafuJ.a, /flexlco wackestone, packstone, and floatstone. Rudísts, miliolids, and w E chert nodules are abundant componsnts. This package constitutes the Sler,1 Cuchillo P111• o eastern side of the range and is referred to the upper part of the 1 Aurora formation of Burrows Cap. cit.). The contact between the top I ~ Figure 2: Stratigraphic Profile on the western side of Sierra Cuchillo Parado. See text for explanation of units 1 (Ul), 2 {U2), 3 {U3), and 4 {U4). of this unit and the overlying strata has not yet been observad. Biochronologic studies based on planktonic foraminifera, benthic foraminifera, and calpionellids indicates that the marine Cretaceous succession of Chihu~hua ranges from late Aptian to Cenomanian CBiozones K6 to K16 of Longoria, 198~). Regionally, the structure of northeastern Chihuahua is not only dominated by basin and ranga faulting (as previously thought by Drdonez, 19~6), but also by complex structures which resemble the t~pe of folding tomega, fan, twisting, overturning etc.) present in the Sierra Madre Oriental CCoahuila and Nuevo Lean states), as described by Longoria and Jimenez ClSBS) . Actually, many of the structural features previously thought to be thrust ar normal faults may well be explained as fan folding ar strike-slip faultinQ, Lithoc □ rrelation of the Lower Cretaceous succession exposed pt the localities visitad allows to postulate that the present geographic location of some of the sections studied is not in Figure 3: Late Jurassic - Lower Cretaceous paleogeography of northern Mexico and its relation to transpression. Dotted pattern indicates land area, dotted and dashed patterns indicate the Chihuahua Trough during Lower Cretaceous. Arrows indicate (1) direction of subduction of the Kula-Farallon plate beneath the North American plate; (2) direction of spreading in the Gulf of Mexico. Modified froefLongoria, 1987. accordance with its supposed paleogeographic setting along the Chihuahua Trough during Early Cretaceous. The Chihuahua Trough (fig. 3), term first usad by De F □ rd (196~), is considerad to be a narrow, nor.t-hwest-southeast trending negativa feature which was a site of deposition C"Basin") during the Mesozoic. Accordingly, a marine northwestern extension of the �57 56 /f{)/fR[AL: /TIO!vREAL: lolJJelt C11.etacwtM of, ecuteJUL Cfu.Jw.aJu.t.a, /Tlexi..co Lowe11. Út.etauotM of, ecutelllt Clu.Jw.ah.ua, /Tlex.i..c.o ancestral Gulf of Msxic □ occupied the Chihuahua Tr □ ugh during Late Jurassic to Late Cretaceous, in which a sedimentary succession of more than ~000 meters of mainly marine sediments was depositad ~f1g. ~ ) . Consequently, if the Chihuahua Trough was a tongue-shapsd basin connected to the southeast w1th the Gulf of Mex1co during Early Cretaceous, parallel depositional facies belts similar the ones dep1cted 1n figure S wauld be expected. In contrast, microfacies anal~sis of the localities studied iSYs'[ SER, S TA G E SYNOPSIS OF LITHOSTRATIGRAPHY Tertiary : Yolcanic rocks of Vieia Go. or C<inchos Conalornerat... Miiastr1chtian EL PICACHO : Variegated marl with secondary gypsum (80 m.) c ...... can1i11 an S.o\N CARLOS: Cale. sandstones and sandy clays (21S m.) Santo fan u COniacian R OJINAGA: Shale, sandstone and sfltstone, wfth thick intervals of shale Turo91an p of over 40 m. S1lt11 limestnnP at h~u /r::,:.o_,:.cn m\ p BUDA: Medium bedded mudstone, in part nodular (15-67 m.) l1 E E Cenomanian R ? sh □ wed T L that sorne of the sect1ons are geographically located 1n areas that, if extrapolated ta the facies belts of fiAure ~. they would be upaleoqeograph1cally m1splaced». far example, sect1ons ~. 13, and 16 CfiQ. l), whose sediments represent deposition ma1nl4 in outer shelf and slope 1n and planv.t □ n1c env1r □ ments form1n1fera, radi □ laria), las ev1denced by the1r abundant cantent calpi □ nellids, are found today to the A DEL RJO: lnterbeds of siltstone, limestone, and marl (5-60 m.) u LOMA PLATA: Thick bedded to massive limestone interbedded with few thin ch~l<>c / ínn.cnn m 1 r A o c w o Albian r E o a E BENEVIDES: Limestone interbedded wlth shal~. Locally thick bedded "reef" limestone at the middle (96-260 m.) FINLAY: Thick cliff-forming limestone. Locally contains chert nodule (130-235 m.) LAGRIMA : Thin to thick bedded, shal.v limestone. Becomes sandstone and limestone to th2 east (Cox Limestc~e) (393-490 m, J BENIGNO: Thick to massive, cliff-forming limestone ( 73-372 m.) calc1spheres, saccocomas, east af the1r expected paleogeographic site of depasition within the Chihuahua Trough (fig. 5). u R s Aptian Neocomian Portland1an J Up R. ~R Kinmeridaian eozo e u Longoria (1985, 1987) propasad a transpress1onal tectonic 1 ? "ª ? CUCHILLO: lower two thirds are gypsum with interbeds of thin fossil. limestone beds. Upper part is gypsum, shales and limestones. North and east is shale, limestone and cale. Ss.(200-610 m.) LAS VIGAS: Sandstone interbedded with siltstone, shale, and claytone. Lower part contains occasional limestone, pebble congl. (aorox. 1340 m.) LA CASITA : Conglomerate, sandstone, shale, marls, limestone, gypsum, and minar coal. (aprox. 1297 m1 but not -present everywhere} regime, first far northern Mexico and then far the ent1re Mex1co, Longar1a propasad this transpressional regime to account far the opening af the Gulf of Mexico. Strike-sliP faultinQ and oblique subduction are main features during the development of transpression in Mexico. These strike-sliP faults accaunt fer the development of bas1ns and high lands Cpsninsulas) dur1ng Late Jurassic and Lower Cretaceous (figs. 3 ande). lhe Juxtaposition of Lower Cretaceous successions Cl □calities, g,13, le), supoort Langoria's »transoressional ideas~, as these Figure 4: Composite chart showing the Mesozoic lithostratigraphic units for the state of Chihuahua, Mexico. �59 58 /l'JO#fe.é.Al: loweJI. vz.etaceoUA of- ecMte.lUt Chilw.ah.ua, /l'Jex.1-c.o •• " •o • . .. ••• o o • • • o frlONP.é.Al: ÚJW€11. GetaceoUA ot eMte./Ut Ou.htmh..ua, /l'Jex..lc.o o •• o o •• • • o North American Plate · • • o o o o o o o o ~ • Chihuahua Trough o o 1601<.m o Sea le o Figure 5: Map of the state of Chihuahua showing ancestral Chihuahua Trough with its expected depositional facies belts during Lower Cretaceous. See figure 1 for explanation of numbers. Figure 6: Present-day plate tectonic setting of Mexico, showing the average direction of strike-slip faults related to tbe transpressional regime of Mexico (from Longoria, 1987). �61 /rlONRéAL: Lowe11. C11.ei:aceoUA ot eMtell/1. Chl.h.l.Jlllwa, /tle.x..lCJJ /rlONRéAL: lowe11. C11.ei:aceoUA of e.<l4t€11.l1. Chi.h.unfuJa, /tle.x.Lco seque nces could ha ve been translate d tens, or ~undreds , of kilo mete r s by NW-SE t r ending strike-slip faults, fr □ m theír 1 1 ' ,.r\S 011 ••. . . . . . , ' ' ".~ '""" 11••' "-.:: '' 00 - --- 1• paleogeographic s ite of deposition (Sabinas Basin, Mex1can Sea?) 1 ... to their present geographic location, _.,\ Figure 7 diagramatically shows a conceptual tectostrastigraphic model fer origin and '\ developement of the Ch1huhahua Trough as a ' ~ ' , .... 1 Late I - ., ' 1 1 - "transpressional ,, 1, I Aptlan - basin", Further regional lithostratigraph1c fíeld work and m1crofac1es studies- □ f key areas w1ll prov1de a better understand1ng of the anatomy of the Chihuahua Tr ough and undoubtely will help 1n the paleoqeoi:iraphic reconstruction of northern Mexi.co . - \ , IIIIIIL.- ~ -~eferences Cited Hurrows, R.H., 1909, Geology of northern Mexico: Mining and Sc~ent1f1c Press, v.99, no.9. -----, 1910. Geology of northern Mexico: Soc, Geol. Mexicana, Bol. v. 17, p. 85-103, De Ford, R.K., 196~. Figure 7: Block diagrams showing a conceptual paleogeographic model for the Chihuahua Trough asan Early Cretaceous transpressional basin . Geol □ gy of the Mina Plomosas-Placer de Guadalupe area, Chihuahua, Mexico: West Texas Geol, Soc . , field trip Gu1debook publ. 6~-S0. History of gsol. explorat1on in Chihua hua. Longor 1a, J.f., 1~8~ . Cretaceous b1achron □ logy from the Gulf of Me xico r egion based on pl a nk t onic m1crofossi ls: Micrapaleonto l ogy, v . 30 , no. 3 , pp. 22s~2~2. -----, 1~85. Tectoni c t ranspress i on i n the Sierra Madre Oriental, n □ rtheastern Mexico: an alternative model: Geology, �63 MOKRéAL: f.JJUX?A C1tetaceo~ ot ea.dteM. ClwwaJw.a., /tJexi..co Una serie de plataforma aesosoica (Tithoniano-Cretácico superior) en el Estado de Colilll8,oeste de Kéx.ico Por: -----, 1987. Mesozoic plate tectonic reconstruction of Mexico: Fran9ois MICHAUD 1 , Eric BARRIER 1 , Jeannine R. GEYSSANT 2 y Jacques BOURGOIS 1 evidence from the stratigraphic record: Tectonophysics Cin press). and Jimenez, O.H., 1985. Spacaborne radar imagery in regional geologic mapping of the Sierra Madre Oriental, northeastern Mexico: International Simposium on 1) Departement de Géologie Structurale (T.26 ler étage) Université Pierre et Marie Curie UA 215 CNRS, 7 place Jussieu, 64141 Paris, Francia 2) Laboratoire de Stratigraphie, (T.15-16, 4éme etage) Univ~rsité Pierre et Marie Curie, 4 place Jussieu, 75252 París, Francia IU UNE 242 Remota Sensing ef Env1ronment. fourth Thematic Conference "Remete Sensing fer Expleration Geology", Proceedings, v. 2, Dos tipos de series muy distintas . se encuentran en el Sur del Estado de O:>lifl'a (oeste de México), que afloran muy bien a lo largo del ferrocarril entre las Ordonez, E., 19~6. Las principales provincis geograficas y localidades de Coquimatlán y Madrid (Fig. 1) . geolcgicas de la Republica Mexicana. En, Guia del Serie sedimentaria Explorador Minero: Com. Direct. Invest. Rec. Min, Mexico D. f., p .103-1 ~2. Entre Coquimatlán y Jala, sobre los flan~os del anticlinal disimétrico de los Libros (Fig. 1) se distingue de la base a la cima (Fig. 1): Weed, W.H., 1902. Notes on certain mines in the states of Chihuahua, Sinaloa, and Sonora, Mexico: Am. Inst. Min. 1) 300 m de calizas negras a grises, en bancos regulares, bien exprimidos Metal!. Eng., tr., v. 32, p. 396-~~3. 10 a 20 cm de espesor, con interbancos más margosos. Dos niveles sucesivos de estas calizas revelan amonitas del Tithoniano inferior: (BybonoticemB sp. gr. hybonotum (OPPEL)) de zona con Hybonotum y zona con Mazapilites (MlsapiZiteB sp.) 2) 250 m de lutitas calcáreas amarillas y rojas con aspectos de esquistos. 3} 120 m de yeso blanco que forman un acantilado bien marcado a lo largo del ferrocarril. 4) 70 m de lutitas de color verde con intercalaciones delgadas de yeso. 5) 80 m de calizas de plataforma de color o~a en ba1coo de más de un metro. Estos niveles,aparte de restos de rudistas, revelan foraminiferos (NwrmoZocul.ina heimi BONET, DicycUna BchZumberge'I'i MUNIER CHALMAS) que caracterizan Actas Fac. CienciaB Tierro U.A.N.L. Linares, 2, p. 63-65, 1 fig.; 1987 �65 64 /rlJCHAl/0 et: al..: llna 4e;u,e de pl.a.i.af_oll.lTlll me4o¡oi..ca, ldo. de Colima /f1JCHAIJD et al..: Una ~e,u,e de pJ..ata/-oll.lTlll m€4o¡oi..ca, &:h;. de Colima en México el Albiano-Cenomaniano. 6) 30 m de brechas de fragmentos de calizas que provienen de la plataforma anterior. 7) 250 m de lutitas rojas con intercalaciones de areniscas que pasan hacia la 1 cima a conglomerados gruesos con clastos de calizas y rocas volcánicas. Estas capas rojas continentales presentan, más al sur, interdigitaciones con facies 1 volcánicas de arco. 5 Esta serie sedimentaria es muy parecida por sus facies y su sucesión litológ~ 4 3 ca a los depósitos que se encuentran en la Sierra Madre Oriental y que caracterizan el perímetro del Golfo de México. Serie volcanosedimentaria Entre Jala y Madrid (Fig. 1) a lo largo del ferrocarril y de la carretera, 2 aflora una serie volcanosedimentaria que presenta numerosas intercalaciones calcáreas con rudistas. Esta serie marca la presencia de un arco volcánico. Es la primera vez que se señala en este sector una secuencia de plataforma continua desde el Tithoniano hasta el Cretácico superior y que permite interrogarse sobre el problema de su relación con las series de arco volcánico. 1 S 1r le Figura 1, n I e• neu; 1111entaria Planos de la localización, sección sintética y columna estratigráfica. �Facies hidrocarburíferas del Cretácico superior en la Cuenca Petén, norte de Guatemala Por: H.M. ARCHILA, M.A. CARBALLO, J.S. DE LA CRUZ, C.A. _DE LEON, R.E. FERNANDEZ, J.C. FRANCO, L.F. LOPEZ, R.E. MATIAS, H.V. RAMIREZ y L.A. WUG Ministerio de Energía y Minas Dirección General de Hidrocarburos, Diagonal 17, 19-78 Zona 11 Guatemala, Guatemala IU UNE 242 En la zona norte de la Cuenca Petén, Guatemala, la sedimentación de platafoE ma somera abierta y/o restringida y sabkha del Cenomaniano medio-Turoniano, muestra la presencia de hidrocarburos. Estas facies marginales han sido den~ minadas horizonte Xan, tomando petróleo su nombre en el pesado en el área, en el año de 1981. primer pozo descubridor de Posterior a este hallazgo, nuevos indicios y descubrimientos han sido realizados dentro de la parte Nor te de la cuenca, dando a este horizonte una importancia cada vez mayor. El presente estudio plantea en forma integral, un modelo sobre el potencial petrolero del horizonte Xan basado en sus características sedimentológicas 1!! cluyendo su geometría, distribución paleogeográfica, características geofís~ cas, petrofísicas, geoquímicas y paleontológicas. El modelo Fesuelve los problemas de correlación que previamente existían, e~ rrelacionándolo con la unidad B (B8-Bll) al sur de la cuenca y plantea una división en tres ciclos de base anhidrítica y techo carbonático, secuencia estudiada. Aatas Fac. Ciencias Tie'lT<l U.A.N.L. Linares, 2, p. 67; 1987 para la �Estratigrafía del Cretácico de Costa Rica Por: 1 2 Peter SPRECHMANN , Allan ASTORGA G. , Angela BOLZ Claudia CALVO V. 2 1) DA.AD, Apdo. 374 2050 San Pedro Montes de Oca, Costa Rica 2) RECOPE, Apdo. 4351 1000 San José, Costa Rica 3) Institut für Geologie und Palaontologie Technische Universitat, Hardenbergstrasse 12 D-1000 Berlin 12, Alemania (R.F .A.) 3 y 1 UNE 1 242 El presente resumen se refiere, en lo fundamental, a investigaciones efectuadas desde 1985 en el marco del Proyecto N2 113-84-31 "Geologla de Costa Rica" de la Vicerrectoria de Investigación de la UCR, en cooperación con RECOPE y el DAAD. No incluye el estudio del basamento oceanico. El énfasis se sitúa en la estratigraf1a de la vertiente del Pacifico de Costa Rica septentrional. I) Cobertura sedimentaria oceanica Las rocas sedimentarias del Cretacico de Costa Rica son, en su mayoria, de origen marino profundo. Previo al desarrollo inicial del arco de islas, y continuando una sedimentación iniciada desde el Jurásico, sobre la corteza oceánica de la Plasa de Farallón en un piso oceánico profundo se depositaron sedimentos pelágicos sil1ceos (cf. GURSKY, H.-J., 1984). Estos sedimentos "incorporados" por procesos tectónicos al Complejo de Nicoya se caracterizan.en lo principal, por las intercalaciones de pelitas siltceas (radiolaritas), pelitas bituminosas, pelitas tobaceas y, en menor proporción, calizas silíceas (ASTORGA, 1987). Constitu yen la sedimentación predominante en el area durante el Cre~ tácico Inferior hasta el Campaniense Medio. Las pelitas sillceas constituyen la sedimentación 11 autóctona 11 , en tanto que las pelitas bituminosas representan depósitos de ambientes euxtnicos, cuyo origen se asocia a procesos de carácter global. Por su parte, las intercalaciones de pelitas tobaceas, se asocian a la sedimentación de cenizas volcanicas transportadas por el viento. Con el desarrollo de relieves en el fondo oceanico, en el área frontal del arco (SEYFRIED, ASTORGA & CALVO, 1987), pro ducidos por la actividad tectónica del margen convergente,eñ el Santoniense-Campaniense, se origina otro tipo de sedimenci6n profunda, de grano grueso, coalescente a la sedimentación pelagica(KUYPERS, 1979; LUNDBER.G-, 1982; SPRECHMANN, 1982, 1984a,b; ASTORGA, 1987). Estos depósitos gruesos, son el producto de la erosión de los altos estructurales recientemente levantados. Se depositaron por flujos de gravedad,cat da de rocas y avalanchas en la base de los escarpes, formando acumulaciones locales de brechas, de composición principalActas Fac. Ci~ias Tierro U.A.N.L. Linares, 2, p. 69-83, 4 fig.; 1987 �51YRELH/nANN et a1... : wb1.atJ..g;z.af)..a del. Cll.e.táuco de Coda 'Ri..ca mente basAltica. Lateralmente, en las areas alejadas de los escarpés y altos estructurales, prevaleció la sedimentación pelagica. Con el descenso de la CCD, ve ificada desde el Campaniense Medio (cf. SCHOPF, 1980; BAUM "' TNER et al., 1984; GURSKY, 1984), la sedimentación pelágica sillcea es sustituida por una de tipo pelAgica carbonatada. Esta consiste de alternancias de margas y cretas, con intercalaciones irregulares de delgados niveles de arenas turbidlticas y pelitas to báceas (ASTORGA,1987}. La sedimentación carbonatada perdura hasta el Maastrichtiense Medio. Durante este piso el aporte terrtgeno, proveni ente del arco volcánico, aumenta ostensiblemente, provocañ do un nuevo cambio en el patrón de sedimentación profundo,que ahora pasa a uno de tipo turbidltico siliciclastico. Este se caracteriza por la depositaci6n de corrien-tes de turbidez lodo-arenosas de baja concentración (cf. PICKERING et al., 1986), las cuales penetran a la cuen ca transversalmente y son distribuidas longitudinalmente.Sus depósitos están constituidos principalmente por alternancias regulares de areniscas y lutitas, que forman espesos paquetes de varios cientos de metros de espesor. Estos depósitos se designan como "turbiditas de planos de cuenca". La sedimentación turbiditica ya no se realiza en un piso oceánico más o menos continuo. Desde el inicio de su deposi taci6n el área del 11 forearc 11 ha sido separado en dos cuen-cas de sedimentación alargadas designadas 11 Cuenca Rivas-Tem pisque" y "Cuenca Sámara-Cabo Blanco~,respectivamente (AS-TORGA, 1987). El limite Cretácico/Terciario está marcado, en el area, por una abrupta resedimentación de arenas, delimitando extensos lóbulos turbidtticos. Este evento se colige como el producto de una rapida calda del nivel del mar (ASTORGA, 1987; SEYFRIED et al., 1987). S'iYRéLH/flANN e.t al..: éAtJi.a:li-9fl-af-,la del. C11.etácico de. Co-:1.ta 'iü..ca Cuenca SámaraCuenca Tempisque - Rivas Cabo Blanco m.a. ARIO 54.9 BRITO DESCARTES <( L&J a:: 1- <( <( t.!) z .... ~ t.!) <( Pal eoceno <( 1- V) z SAPOA => CI.. o o o.. => CI.. 65 => a:: CURU c.!) RIVAS c:i::: (.!:J Maastrichtiense 73 ~1 L&J ...., qt-~ ~ O...oo =>1-v, a::_...., Campaniense SABANA GRANDE II) Cobertura sedimentaria nerltica Las primeras evidencias de sedimentación nerltica en Costa Rica se encuentran en el Campaníense, cuyo elemento mas conspicuo lo representa una extensa plataforma carbonatada aislada. Concomitantemente se produce un cambio en la sedimentación pelágica que pasa de silicea a p;edominantemente carbonatada. Los citados cambios son una consecuencia de la interacción de: a) factores oceanográficos, entre ellos el descenso de la eco, que pasó desde su nivel más somero hace 100 millones oo años en el CretAcico Medio (Albiense) a uno profundo en el Cre t ac i c o Tar d 1o ( c f • SCHOPF , 198 O; BAUMGARTNER et a l. , 1984 ; GURSKY, H.-J .. 1984). SW de Nicaragua NW de Costa Rica t.!) <( O.. o > ....1 LU <(<( o::o o::z <CO CD :C UNIDAD INFORMAL OSTIONAL PUERTO 83 Santoniense U S1 COMPLEJO DE NICOYA 87.5 Flg. 1: Cuadro sinóptico de correlación litoestratigr!fica de la cobertura sedimentaria oceanica y· nerltica del Cretacico de la vertiente del Pacifico del NW de Costa Rica y SW de · Nicaragua. �73 72 SfYRé.C.llfr'IANN et al..: &it11.at-l911-af..1_a del_ C11.etácico de Co-Jta 'iU.ca 57R.é.C.lli~AN# et al..: &ibi.at-l9Jl.al1..a. del_ C11.etácico de Co-1ta 'iU.ca b) factores rnorfotectónicos, en particular cambios de relieve relacionados con la fase tectónica D2 de STREBIN (1982; GURSKY, M• M• , 1986; GURSKY, H• - J • , 1984 ; GURSKY et a 1 • , f 984; WILDBERG, 1984) El tectonismo determinó el levantamiento del arco externo durante el Campaniense y el plegamiento de las secuencias del Campaniense Inferior (cf. STREBIN, 1982; GURS KY, M.M., 1986; ASTORGA, 1987). e) el comienzo de una incipiente actividad volcAnica (KlNPERS, 1979; LUNDBERG, 1982; SEYFRIED, 1986; SEYFRIED et al., 1987). La sedimentación neritica se instaló en ciertas Areas levantadas que conformaban el primitivo arco externo ascendidopor el citado evento tectónico 02 estando, por ejemplo, represen tada por depósitos de plataforma externa y media de la zona disfótica. Algunos de los altos estructurales se ubicaronen la zona fótica, desarrollAndose una extensa plataforma carbonatada aislada, permitiendo la colonización por algas y de zooxantelas simbióticas, las que posibilitaron a su vez e1 crecimiento de biostromos de rudistas, nerineas, macroforaminiferos, etc. Incluso algunos de los altos estructurales quedaron emergidos(SEYFRIED & SPRECHMANN, 1985, 1986). Esto se refleja en la historia diagenética de la plataforma (CALVO, 1987). En el Campaniense Tardio cuspidal se inicia una subsidencia regional del archipiélago de islas basAlticas que determina el sepultamiento del mismo por sedimentos pelAgicos y la desaparición de las condiciones batimétricas que posibilitaron el desarrollo de la plataforma carbonatada. En el Maastrichtiense la subducción posiblemente se enlenteci6, debido a que en las cuencas profundas prevalece la sedimentación pelAgica. El limite CretAcico/Terciario estA marcado por un abrupto descenso del nivel marino a escala global(VAIL, MITCHUM & THOMPSON, 1977) que conlleva a un estado de alta energía d-e aporte, determinando un cambio marcado en el patrón de sedimentación (ASTORGA, 1987). Los sedimentos ner1ticos quedaron expuestos a la acción de la erosión subaérea, siendo resedimentados hacia cuencas profundas. Se deposita as1 el comple jo de lóbulos que culmina el Ciclo Georgia, cuya sedimenta-ciOn se registra en las cuencas del Daniense (ASTORGA, 1987: 175). La presencia de detrito de madera asi como de pequenos guijarros de calizas nerrticas incluidos dentro de las facies de turbiditas arenosas y arenoguijarrosas que conforman los lóbulos, demuestran incuestionablemente de que en las &reas de aporte existlan zonas emergidas y/o nerfticas. sados en paleoambientes, una filosoffa unificadora o agrupadora y secuencias dé depositación. Para mantener la estabilidad nomenclatura! se intenta. en lo posible. respetar la prioridad de publicación (HEDBERG, 1976; SPRECHMANN, 1982, 1984, a,b; NUMMEDAL et al., 1986; ASTORGA, 1987; CALV0,1987; CALVO, BOLZ & SPRECHMANN. 1987). III) Estratigrafla del CretAcico de Costa Rica El paradigma estrat1gráf1co que se presenta se basa en la Guia EstratigrAfica Internacional. criterios genéticos ba- A) Unidades litoestratigrAficas 1) Cobertura sedimentaria oceAnica: Los sedimentos profundos del Cretácico de la vertiente del Pacifico de Costa Rica septentrional son separados en dos megasecuencias estratigrAficas delimitadas por una discordancia del Santoniense Superior, designada U-S1. La megasecuencia estratigrAfica subyacente se incluye en el Complejo de Nicoya ( cf. BAUMGARTNER et a 1., 1984; GURSKY, H. - J., 1984; GURSKY et al., 1984; ASTORGA, 1987). Como parte de esta mega secuencia se han integrado los sedimentos pelAgicos silf ceos situados por debajo de la discordancia U-S1, los cuales se designan por ASTORGA (1987) como Formación Loma Chumico (Albiense?-Santoniense Inferior?). La megasecuencia superior queda delimitada en su base por la discordancia U-S1 y, en su techo, por una discordancia del Eoceno Superior/Oligoceno Inferior. Esta megasecuencia esta integrada por las siguientes formaciones: Brecha Puerto Carrillo, Sabana Grande, Curú, Desear tes y Arto, integradas en el supergrupo Garza (SPRECHMANN, 1982, 1984a,b; ASTORGA, 1987). Este supergrupo queda redefiinido , incluyendo al conjunto de sedimentos de origen oceAnico profundo depositados entre ambas discordancias. Los estudios sedimentológicos efectuados por ASTORGA (1987) indican que, en la vertiente del Pacifico de Costa Rica septentrional, concomitantemente con el inicio de la sedimentación de la Formación Curú se inicia una lenta separación de cuencas, que culmina con el final de la depositación de dicha unidad de roca. En base a los aspectos litoestratigr&ficos y genéticos citados, se definen dos grupos que representan sendas secuencias de relleno profundo para cada cuenca citada. Los grupos definidos son: a) Grupo Sámara, y b) Grupo Punta Gigante. Las unidades de roca de la cobertura sedimentaria oceAnica diagramados en la Fig. 1 son: a) Formación Brecha Puerto Carrillo: Consiste de brechas, principalmente basalticas, originadas por procesos de gravedad y depositadas a la base de escarpes submarinos. Son de espesor variable (hasta 100 m) y lateralmente discontinuos (cf. SPRECHMANN, 1982, 1984a,b; ASTORGA, 1987). Composicional y genéticamente es deparada en dos miembros: �S'i"Ré,C,f!lrlANN et aJ. . : úbl.a.t¾;Jtaµ.a de-f. Cttet ácJ..co de Co4ta fU.ca (1) 75 a. L lO E e 11) i) Miembro Bajo Escondido, comprende los depósitos de brechas y areniscas depositados -a la base de escarpes profundos. Su composición es fundamentalmente basaltica. Su edad es ce Santoniense Superior-Campaniense Medio (cf. ASTORGA, 1987). ii) Miembro Baroudal, esta formado por los depósitos de brechas halladas en la base de escarpes someros. Su composición es polim1ctica, con clastos de calizas nerlticas, serpentinitas, basaltos previamente meteorizados y fOsiles de ambientes marinos someros. Su rango temporal abarca el Campaniense Superior (cf. RIVIER, 1983, 1984; SEYFRIED & SPRECHMANN, 1985 , 1986; ASTORGA, 1987 ) b) Formación Sabana Grande: Incluye lutitas silfceas y calcareas depositadas en un ambiente pelagico, cuyo rango temporal abarca el Santoniense Superior -Maastrichtiense Medio/Superior (cf. MAC DONALD et al., 1919; DENGO, 1962). Es dividida por ASTORGA (1987) en dos miembros: i) Miembro Lutita Silícea Bahia Murciélago, comprende los sedimentos P! 1ag1cos s1I1ceos, que consisten de pelitas silfceas con intercalaciones de pelitas tobaceas y areniscas turbidtticas. Su espesor es de 50 my su edad es Santoniense Superior-Campaniense Medio. ii) Miembro Lutitas Calcareas Punta Blanca. incluye los sedimentos pelágicos ,carbonatados del tampan1ense Medio-Maastrichtiense Medio/Superior. Fonnada por lutitas calcareas, con alternancias de pelitas tobaceas y arenas turbiditicas. Su espesor promedio es de 200 a 300 m. c) Formación Curú: u (/) Q) u ~ QJ 1 ...c.ro A parte de las citadas han sido descritas otras unidades litoestratigrAficas pertenecientes a la cobertura sedimentaria oceanica del CreUcico. No existe confirmacimOn de que la Formación Changuinola, definida por FISHER &PESSAGNO (1965), aflore en Costa Rica. Originalmente fue atribuida al Campaniense Tardlo- Maastrichtiense Tard1o. Esta unidad ha sido redefinida por FERNANDEZ ( 1987). En la re.g-iOn meridiana 1 del Pac1ffco afio rala Formación Golfito introducida por DENGO (1962) y que ha sido atri~ bulda al Campaniense (cf. OSANDO, 1986). Q) u 1 .!:i QJ &! 0."C QJ I 1 1 1 Ul ....o e Q) ...E al (/) o ......,lO Ul lO D o ' >, .. !O .. ....s eQ) a. L Q) Ul \ (/) o(/) Q) :J 1/l Ul ....u QJ Ul ,(O ..... u .2 ....o V) e i D D 11) Ul ....o .....o :J D ,o ...., .e :J D ,o ...., ~~ e ,ro e: -111 ra o QJ QJ "O e QJ V) QJ QJ .... 111 u ra "O o Q) L (/) Ul en u ... ... u L L Q) Q) :J u QJ o u :J Q) .... o. V) 1/1 ....lO(/) i .,, .... .......... Cll u ~ 1 .,, QJ .... +-' .,, o ....en ro o i ....~ lO u E 11) 'O ....ra .oe (/) i > < u .J .... 8 uo ..... .... ....... "C ~ o (/) L (/) ,(O ~ o ....e en ..... r- Ul 11 ~ E Secuencias de turbiditas clclicamente ordenadas, constituidas principalmente por alternancias de areniscas y lutitas, prismas de areniscas y areniscas guijarrosas. El detrito de las areniscas es principalmente volcaniclastico basaltico. Su espesor aproximado es de 800 a 1500 m, y su rango temporal abar ca el Maastrichtiense Medio/Superior al Paleoceno Superior ba sal. Se divide en 3 litozonas informales. Fue depositada si~ multAneamente en ambas cuencas de sedimentación, por lo que la Formación Curú queda simultaneamente integrada dentro del Gru po Sámara y del Grupo Punta Gigante (f ig. 1). - a. Ul !O 1/) :) 'O .......... u ra :::, e .o- oi s.. s.. +-' ra .... 111 E -o ra E >, $.. • O 111 e: .... QJ QJ ,o ra .... "C ......... u u ra ra ra .......... ~ i $.. :::, a.o $.. CI ..... ,:,QJ .....U ..,_ e: E 111 o ra a, U E"O S9lS1P"J �77 5W.f.LH/t'JANN et al.. : EAt.11.atl.9Jl-aµa de1 C11.etáci.co de -Co-1ta fU.az. 2) Cobertura sedimentaria nerttica: Grupo Alto Tempisque: Abarca las litofacies de una importante plataforma carbonatada aislada y retrogradante del Campaniense Superior (CALVO, 1987). Se encuentra constituido por dos unidades litoestratigr6ficas, las cuales interdigitan lateralmente en la región del Alto Tempisque: a) Formación Calizas El Viejo: Definida por SCHMIDT-EFFING (1974}. Corresponde a un sistema de plataforma marginal con influencia elástica terrtgena procedente de la erosión de dispositivos emergidos (CALVO,1987). Caracterizada por pequenos biostromos de rudistas, corales coloniales y nerineas tipo "rompeolas" ast como por lóbulos y barras arenosas bioclásticas. Las asociaciones de 5 facies descritas atestiguan un margen de plataforma bajo la i nfluencia continua del oleaje tipo "windward dominated" (fig. 2). Su edad es del Campaniense Tardto alto, abarcando según SEYFRIED & SPRECHMANN (1985, 1986) las Zonas UC 11-12 sensu VAN GORSEL ( 1978). b) Formación Calizas Barra Honda: Propuesta por DENGO (1962}. En base al análisis de 14 tipos principales de microfacies, CALVO (1987) demuestra que dicha unidad representa sistemas de plataforma lodosa interna a abierta, en respuesta a una alta productividad org6nica, con el desarrollo local de monttculos lodosos y biostromos de algas rojas y corales coloniales (fig. 3). Los citados sistemas se desarrollaron sobre sedimentos oceánicos de edad pre-Campaniense, estando delimitados en su base por una discordancia angular (U-S1). Bioestratigráficamente la Formación Barra Honda se correlaciona con la Formación El Viejo. Esto ha sido corroborado por la presencia de foraminiferos planctónicos provenientes de lutitas cizalladas que forman parte de la estructura de cabalgamiento situada en la base de la unidad , es decir del alóctono relativo de la Formación Barra Honda en el ár ea del Ba j o Tempisque. La asociación formada por ~l.obot11.un. can.a -1i:ua11..t-i.. , P.u goglobige11.-i..na mac11.ocephala , ~l.obot.11. uncana a11.ca?, ~0,1-i..ta ,1p . y Het ~.11.ohel-i..x globo~a? determina el limite de la edad más joven posible de emplazamiento (Zona de ~l.obot.11.uncana ae~ypt-i..aca del Maastrichtiense Temprano bajo de la zonación de CARON (1985}, la cual se corresponde aproximadamente con la Zona UC 14). Además, se identificaron en las calizas en láminas delgadas los foramin1feros planctónicos ~0-1-i..ta to.11.~~cata y ~lobot~un.cana ven.t11.-i.. co4 a? Q) U) ái . o > _¡ .... < 5 u e ~ o ~ QI 'O o -g ~u ......~ o o ....> ... U) o a. ...,t/1 ltl 'O 6 :e: ltl ~ co ci,· 'O ; .o o B 1 ,o 1- QI +' 1VI <ti ..... co V, (1) • -VI 'O VI o Q) ,o 111 +' u <ti 'O 1- .... QI o 1.o u VIQI ..... t0 ..... u ,o ,o ltl .... ltl QI e QI <ti 'O e: 'O 1- VI cv- c: +' VI ,o e,.., u "" :::, "'e .... o .0 VI ,o 1-,:,- +' o QI e ltl e 1 c. ltl ....J "O <ti QI E s.. Q) >, o~ ,o e: .... _.., ,o <ti.O u ,a e ,o,... o s.. o.u :::, Ól (11 ...... :o .... • n:, 'O e: oe: "' ,o o ue::i:: M .....O) u.. �5~ELl/r/ANN e.t al..: €Atti.ati..9fl.af.1..a. del. úz.etáclco de Co.dta fUca MAASTRICHTIANO SUPERIOR: Asimismo, la édad de la Formación Barra Honda se diagnostica incuestionablemente en base a una asociación de macroforaminlf~ros hallada en las calizas integrada, entre otras, por Su).cope1t.cu,/_.i..n.a 9-,/_obo,1a, 5u).co·pe"l1.cuLi..na ve11.munt.i.,. Vau9,han.i..n.a cube.n,1l..,1, Vaup,han.i..n.a ~uate.ma,/_e.n.d.L;!J?, 'P,1e.udo1t.bi.to.i.de.d 4p., etc. Esta asociación representa la Subzona A 2 de BUTTERLIN (inédito), la que se correlaciona con las Zonas UC 10 -12 de VAN HINTE (1976). Partes de la plataforma lodosa de Barra Honda fueron resedimentadas tectónica o sedimentariamente encontrandose, por ej., en el Cerro Nara·njo (Costa Rica) sobre sedimentos del Paleoceno. La Formación Sapoa definida por CALVO (1987), que aflora en el SW de Nicaragua, es litoestratigraficamente correlacionable con la Formación Caliza Barra Honda. De acuerdo a CALVO (1987~iestá ~formada por brechas desorganizadas, olistostromas y "klippes" tectónicos. S6lo se encuentran 5 microfaciirs de las descritas en Barra Honda. Dominan las algas escuamariaceas, pero la diversidad especifica es menor. HOFHERR (1983) demostró el caracter alóctono de la unidad,considerando su emplazamiento en el Paleoceno. La edad del emplazamiento ha sido ahora corroborada por la presencia del foramintfero planctónico Mo11.e¡ove.,/.la .i.ncon,1tan,1, quedando definida por la Zona de Extensión de la especie, que se extiende de la Zona P 1c a P 2 {Paleoceno Temprano alto a Paleoceno Medio bajoi MAASTRICHTIANO INFERIOR: - Cobertura total del complejo frontal por sedimentos pelágicos carbonatados (Formación Sabana Grande). - Paulatino desarrollo del arco volcánico. CAMPANIANO: -Cambio de la sedimentac16n pelágica sllkea a carbonatada ( calda del CCD) . -Desarrollo de altos estructurales profundos y someros. Sobre estos últimos se establece la plataforma carbonatada de Barra Honda. - Rápida subsidencia y recubrimiento del altos estructurales por sedimentos pelágicos carbonatados. - Desarrollo de un incipiente arco de Islas volcánico. B) Unidades cronoestratigraficas De acuerdo a los criterios de HEDBERG (1976) se introduce en Costa Rica el uso de una terminologfa cronoestratigrafica formal para las unidades del cretácico de la cobertura sedimentaria nerltica. 1) Subpiso Alto-Tempisquense: Est~ unidad cronoestratigraftca ~e define en base a la dµraciOn total del Grupo Alto Tempisque. Abarca las Zonas UC 10 12 (Campaniense Tardto). El rango temporal de las secuencias autóctonas coincide con la Subzona A 2 de la biozonaciOn del Carib~ de BUTTERLIN (inédito), lo cual implica que tiene una validez regional, y una duración aproximada de 4 a 5 m.a. 2) Cronozona de la Formación Calizas El Viejo: Basada en el intervalo de tiempo representado por el estrato tipo de la unidad, que de acuerdo a la información disponTble se corresponde con la Zona de Extensión de P.de.udob¡to.i.de.d .i..1J1t.ae:l;!Jk·;_,, la cual ha sido atribuida por VAN GORSEL (1976: 88, fig. 30) a las Zonas uc 11 - 11 (cf. SEYFRIED & SPRECHMANN, 1985, 1986). 79 - Levantamiento de altos estructurales en el área frontal (arco ex terno) . - Separación del "toreare" en dos cuencas alargadas - Cambio en el patrón de sedimentaci6n profundo, se loicia la depositación de turbiditas slliciclástlcas en ambas cuencas. - Comunicación de las cuencas a través del "by pass" de Punta Indio. CRETACICO INFERIOR - SANTONIANO: - Sobre la corteza ocelin!ca se deposltan, de manera mlis o menos continua, sedimentos pelligicos slllceos, que consisten de pelitas silkeas con intercalaciones ctcllcas de peli tas bituminosas, tobliceas y calizas s11 tceas. - Formación de "toleltas de arco de islas primitivo" (cf. WILDBERG, 1983). SIMBO LOGIA: - - . Contorno geográfico _/ ..,../ actual. -;=) Contorno de plataformas ,.~ de altos estructurales. ~ - Ubicación paleogeo- ~ Altos estructurales ~ gréfica de la plataé~~ emergidos (arco interno) forma de Barra Honda. ~ Altros estructurales ~ '---4 Fosa Mesoamericana. submarinos (arco externo) Fig. 4: Reconstrucción de la paleogeografta del Campaniense Maastrichtiense de la vertiente del Pacifico de Nicaragua meridional y Costa Rica septentrional. (tomado de ASTORGA,1987) �80 81 S'P'Rf.01/f/ANN et al.. : &,tll.ati.,9,fLaf..1.a del C1t.e:tádco de Co.áta 'Afea Sffiéí,,H/fJANN et al.,: &it1t.CLÜ.9Jtaf..1,a del. Cll.etádco de Co,4ta 'Afea 3) Cronozona de la Formación Calizas Barra Honda: Esta cronozona formal se vincu ~a a la duración total de la unidad, que puede ser mayor q~ a la del estratotipo de la formación homónima. Esta distinc · ón se efectúa por el hecho de que partes de la plataforma lod osa de Barra Honda fueron resedimentadas tectónica o sedimentariamente. Por tal motivo, se restringe el rango temporal de la cronozona a la del ~ubpiso Alto-Tempisquense, quedando excluidas las secuencias alóctonas del Paleógeno. Bi b1i ograff a IV) Paleogeografla del CretAcico de Costa Rica El estudio de la vertiente del Pacifico del norte de Costa Rica y sur de Nicaragua posibilita la reconstrucción paleogeográfica presentada en la Fig. 4. La apertura y desarrollo del margen convergente meridional acaecido en el Albiense (AZEMA et al., 1985) permitió la constitución de una Fosa Mesoamericana incipiente y de un arco volcánico toleltico primitivo, que evolucionó hasta. el Senoniense (cf.WILDBERG, 1983; SEYFRIED et al., 1987). Los primeros rasgos morfológicos que han dejado huella en el 11 complejo desarrollo sedimentario del área lo constituye un morfológico frontal 11 que se instaló durante el Senoniense-Cam paniense. Su formación se debió a una rapida subducción que provocó un ascenso tectónico importante de estos dispositivos tecto-magmáticos máficos o ultramaficos. En sus zonas nerlticas se implantaron durante el Campaniense plataformas carbonatadas relativamente extensas, representadas por las formaciones El Viejo y Barra Honda, en tanto que al pie de sus escarpes se depositaban las brechas de talud de Puerto Carrillo. El ascenso tectónico fue en parte compensado por una subsidencia, la cual permitió la sedimentación de los lodos carbonatados de Barra Honda, que alcanzan un espesor de 300 m. (CALVO, 1987). A fines del Campaniense, y en coincidencia con el 1n1cio del "complejo morfológico frontal 11 se levanta un incipiente arco interno al NE del area. Durante gran parte del Maastrichtiense, el área del "forearc" constituyó un piso oceánico profundo, donde prevaleció la sedimentación pelágica. Hacia el final del Maastrichtiense se levanta en el área frontal una serrania submarina discontinua, la cual separa la región del 11 forearc" en dos cuencas separadas alargadas, comunicadas por 11 by-passes". Al finalizar el Cretácico, la configuración morfológica del area evidencia la paulatina emersión de un arco de islas volcanico (interno), cuya área frontal es separada parcialmente en dos cuencas de sedimentación por el lento levantamiento del arco externo (BAUMGARTNER et al., 1984; ASTORGA, 1987; SEYFRIED et al., 1987). ASTORGA, A. (1987):, El Cretácico superior y el Paleógeno de la vertiente p~ cífica de ~icaragua meridional y Costa Rica septentrional: Origen, evolución y dinámica de las cuencas profundas relacionadas al margen convergente de Centroamérica.- Tesis de Licenciatura, Univ. Costa Rica, 115 pág., San José, Costa Rica. AZEMA, J., BOURGOIS, J., TOURNON, J., BAUMGARTNER, P.O. & DESMET, A. (1985): L orogene pré-sénonien supérieur de la marge pacifique du Costa Rica (Amérique Centrale).- Bull. Soc. géol. France, 1985, (8), t. I, No. 2, 173-179. BAUMGARTNER, P.O., MORA, C.R., BUTTERLIN, J., SIGAL, J., GLACON, G., AZEMA, J. &BOURGOIS, J. 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Sequences of volcaniclastic sandstones, finer grained siltstones and mudstones are attributed to turbidite sedimentation. Coarse conglomerates and bioclastic limestones are interpreted as near-shore deposits and shallow water rudist reefs,respectively. The rock formations of the Campanian to Middle Maastrichtian times are comparable to facies associations of submarine fan models. Sediment gravity flow mechanics distribute shelf sediments through feeder channels into a deep-water environment, where they are laid down as submarine fans in an arc-related sedimentary basin. The Middle and Upper Maastrichtian rock record is characterized by rudist build-ups and intercalated fossiliferous shales. Dueto cbanging ecological factors, rudists vanish in the Middle Maastrichtian to the expense of oysters. The carbonate shoal/volcaiiclastic sedimentation pattern is related to tectonic uplift and subsidence of the constricted Caribbean Plate, producing repetitive clastic sequences and carbonate mounds in a close spatial relationship. Ac~-s ¡:,~ac. Ciencias TiePra U.A.N.L. L¿~~~es, .. , ...... /;U ,,., ~ p • 85·, 1987 ��'ROSéNFéLD: Wlwf-aci...e4 an.d. pal.yn.of_acl.e4, 88 'ROSE)IFéLD: lUJwf-aci...e4 an.d. palyn.of_acle4, ÚJIJJeA. V1.eiaceo1.t1, Ali.9,ent.uia. 2. Lithofacies 2.1 Vaca Muerta Formation The Lower Cretaceous succession of the Neuquén Basin begins with the marine Vaca Muerta Fm. (Tithonian - Berriasian; e.g. LEANZA 1973). In the central parts of the basin it consists of dark, greenish shales with few intercalations of carbonates; at the eastern and southern parts near the margins sandstones, siltsto~es and tuffites are intercalated. The strata correspond to a neritic stillwater environment. The profile at the Ria Agrio shows the normal shaly and silty neritic sediments, but even this regían may be influenced by storms, as has been preved by a rather distal tempestite (example: sample AGR 230985/20). A regressive tendency in the upper parts of the formation is indicated by two sandstonebearing tongues of the Picun Leufú facies (LEANZA 1973) advancing from the south far to the north. The profile Mallin Quemado presents the upper regressive part of the Vaca Muerta Fm. in a sublittoral environment. Grain size analyses indicate that the lower Picun Leufú facies (tangue "8 11 ; MQU 190480/7) belongs to a transition zone to shore face environment, the upper ene (tongue "A"; MQU 190480/6) rather to a shore face (to foreshore) environment. The latter may be true of the uppermost parts of the formation (MQU 190480/5,3,1¡ 230381/2b). Especially instructive are the profiles in the southern part of the basin, described as "mainly neritic" by OIGREGORIO (1972). This applies particularly to the lower strata, which in the profile Ao. Picun Leufú correspond to a quiet stillwater facies (PIL 180480/2). Sorne small lenses of gypsum might point to evaporation processes in separated areas and thus to a relatively nearshore position of the profile. In the more upper part of the same section sorne small sandstone channels occur, which pass over to a m-thick, impure h19henergy channel sandstone indicating the rapid progradation of a submarine fan (PIL 180480/10). The Picun Leufú facies sets in with sandstones and lumachellas within the silty to fine sandy normal sediment (PIL 180480/12). Sorne of those layers ÍJJIJJeA. vz,eiaceoUA, A11.9,en.t.in.a 89 may be identified as tempestites because of their characteristic internal structures (PIL 180480/14); for the resta foreshore environment may be stated (PIL 180480/15). The coast progrades rather quickly as is shown by the so-called "li-m-limestone" (LEANZA 1973) in the middle of the Picun Leufú facies. According to microfaci~s analyses by M. HISS this limestone corresponds toan intertidal environment and in its upper part to a ?lagoonal to supratidal environment (PIL 170381/13-17), while the underlying strata are subtidal deposits around a shore face environment (PIL 170381/l,7,8b,10b,ll) and the overlying sediments are coastal sands or tidal deposits resp. (PIL 170480/1-14) . In_its uppermost part the profile shows locally an environmental deep~ning (?slight transgressive tendency; PIL 170480/ 13,14); possibly tempestites are present, too. In the Ca ic higüe a rea VOLKHEIMER 1& QUATTROCCHIO ( 1975) described the microfloras of the Vaca Muerta Fm. and could observe transgressive and regressive tendencies. Above a basal ~onglomerate the succession consists of greyish silty shales with intercalations of sandstanes and calcarenites. In the lower parts the environment is shallow neritic to littoral, in the upper parts mostly littoral. Bedding structures, sedimentary marks and bioturbation give hints to different subtidal (transition zone to shore face) and tidal subenvironments. The sandstone channels seem to be runnels (CAI 150480/10,14), c~astal bars or beach ridges resp. (CAI 150480/9) ar coastal sands in general (CAI 160480/6). Unit 3 of VOLKHEIMER & QUATTROCCHIO (1975) contains well-bedded, dm-thick carbonaceous sandstone layers with hummocky cross bedding (CAi 150480/ 6,7), which may be interpreted as proximal tempestites, whereas unit 11 holds fine-laminated sandstones, which are distal tempestites (CA! 150480/15). The following strata show very shallow channels (possibly tidal creeks) and give hints to extremely shallow waters (?lagoon/bay, ?gypsum; CAI 150480/12,13; 160480/1,2). Accordingly the units l - 11 of the profile show changing distances from a coast; more upward a regressive tendency with tidal deposits is to be observad (CAi 160480/6). The profile demonstrates different positions of a greater delta complex. The observations and interpretations are conform to the results of VOLKHEIHER & QUATTROCCHIO (1975). �90 RQS[JIF[,Lf): lltho{acle-1 and pal.vn-otacleA, ÚJll)(Vl. vz.etaceol.l4, All.9-en.ti.11.a 2.2 Fm.Mulichinco After ULIANA et al. (1977) the Mulichinco Fm. introduces a transgressive episode in the development of the Neuquén Basin. A paleogeographical sketch map of the mentioned authors shows in the Ria Neuquén and Rio Agrio areas a domain of coarser clastic facies (shallow marine, in part littoral) which is bordered in the north and in the south by finar clastic deposits (neritic). Instructiva are also the profiles n~ar the southern margin of the basin. The outcrops in the Puente Picun Leufú ahd Aguada Overo areas show fine-grained channel sandstones and greyish silty shales in the lower part of the formation. In general the sediment transport in the channels is from south to north. The environment with its channels and floodplains may be described as fluvial-deltaic (OVE 220381/1,2). At the southern slope of the C. Lotena (LEANZA 1973, Fig. 15) the Mulichinco Fm. develops from the Vaca Muerta Fm. (Picun Leufú facies) by increasing intercalations of red shales between sandstones, limestones and lumachellas. Above the first third of the profile very shallow and broad channels can be observad with frequent reworking and slumping phenomena, strongly eroded into the accompanying very fine sandstones, siltstones and shales. These are in part rhythmically bedded or laminated resp. and are rich in sedimentary structures as e,g. ripple marks, raindrop imprints, wrinkle marks or, partly, bioturbation; repeatedly gypsum layers with and without solution remains are to be seen as well as sorne silty-carbonaceous layers with stromatolithes (CLO 200381/1-16). This environment has to be described as a lowland under a semi-aride climate. The high-energy channel sediments indicate braided rather than meandering rivers in a flood basin situated in a coastal plain with shallow andperhaps hypersaline lakes and high evaporation rate. The stromatolithes point to local positions in a supratidal environment for sorne parts of the succession. 2.3 Fm. Agrio The Agrio Fm. is divided into four parts in nearly all the 91 ROSéNFéL.1): Wlwf,acieA an.d. pal.yn.otacleA, ..= . umple AGR230985/22 <E AGR 230985/23 IJ AGR 230985/21 AGR 230985 / 11 - AGR 230985 / 10 EE I&. o ... N AGR 230985 / 9 -o . AGR 230985 / 1 c. J < o 230915 /7 AGR 230985 / 6 AGR 170915/13 AGR 230985 / 5 170915/12 E -E 230915/12 I&. o <>º e ,.. J:. .. u • = :, Q. Q. :E .: 170915/10 170915/6 230985/14 230915/15 ÚJwett. úz.etaceol.l4, kg,en.ün.a ST parameter of environment probability rock type sst .. f. crossbedded sst., l. crossbedded sst .. f. ripplemarks Ht., f. channel Ht., f. channel sst. f. crossbedded HI., aill cronbedded silt / aat. laminated Ht .. f. laminaled silt laminated aill /sst. lamineted Ht .. f. calcareous sst .. f . calcareous sst.Cbar-1.m.• f. laminated ssl.!baT-),f. ·m. leminated sst.,shell debris tempeatite sst., m. • f. dlannel.high -.vY HI .. f . -m. channel.low energy \ l3 -...... UIUIIII ,.. !! ICI e: 'i • z < < -::, ..J ♦ e o • ••. •e Q •. - a• t&888882í • MIIIIIJ3 1111111!1 'V e • i A "' Q r: -•• o. .i, u 111111111 m@oj .•.,. 90 70 !: • .... •-.., o o e V 1 proportiona.l to marine W®®!J2 1111)@14 IO e; 60 50% :ntervals of ST probability divlded , littoral!IIIIIII I and f l u v i a l ~ environments numbers • numbers of dala Fig.1: Oevelopment of lithofacies in the Mulichincb and Agrio Frns. in the profile RÍD Agrio. The occurence of marine and non-marine sedimentary environments is shown by the probability parameter ST (%). �92 1?.0Sf.HFf,Lf): l.1.thof-acie.-1 an.d pa,/.!Jll,Of-aci..eA, Lowe.11. CA.etac.eol.l4, An.9-en.i:in.a 'R05EJIF[.Lf): Wh.of..acJ..e.-1 and pa,/.!Jll,O(..acieA, lowe.11. CA.etac.eoll4, Alt.g,en.tin.a. 93 basin (ULIANA et al. 1977). In the lower unit the transgressive tendency of the Mulichinco Fm. continuas; accordingly the profiles in the inner parts of the basin mostly expose greyish shales and shaly to fine-sandy siltstones. The so-callad Avilé horizon (WEAVER 1931) separatas the lower and the upper unit¡ thischaracteristic sandstone is to be observad nearlythroughout all the basin and indicates the maximum of a regressive phase. The upper, mainly shaly unit is transgressive and, in its upper part, regressive; it is covered by the sandy Troncoso horizon. The paleogeographical map of ULIANA et al. (1977) shows two coarser clastic· facies tangues originating from the southeastern anda western bordar which narrow the basin. In the Rio Agrio profile the middle and upper part of the Mulichinco Fm.and the lower part of the Agrio Fm. consist of greyish shales to siltstones alternating with in part carbonaceous, fine-grained sandstones and lumachellas. The sandstone layers are dm-to severa! meters thick, in part laminated, partly small-scaled cross-bedded, often with bioturbation structures. These sediments are nearshore deposits, rnainly sedimentated above the wa..v-e base iA a shore faceto transition zone region. Sorne of the sandstones are channel-like; others extend over several hundred rneters and suggest longshore bars. Sorne beds show typiéal sequences ar laminations resp. pointing toan originas tempestites. Altogether the profile reflects a moderate energy sublittoral environment with transgressive tendency. In the more upper parts of the profile a regressive tendency including the Avilé horizon is to be recognized. Grain size analyses after VISHER (19.&9) allow to differentiate the observations mentioned: All sandstone samples except one indicate on principle fluvial environments, but with different distortions of the grain size distribution curves. These distortions are often dueto an increase of the suspension load. The reasons are the very nearshore position of the area and/or the rapid transgression. Both do not allow strong variations of the given grain sizes by marine transportation, reworking and sorting within short time; thus the original grain size characteristics remain more ar less unchanged. (So far the VISHER method gives information not only on a certain environment, but on the specific energetic conditions within it, too.) This can be clearly demonstrated by the so-called ST-method (SMOLKA 1985). The ST-method is a statistical computer method which calculates a file of parameters (ST) describing the probabilities of the affinity of a given grain size distribution to standard distributions for different environments. As indicated by Fig. 1 the environments representad by the samples are to be classified as fluvial environments with high (> 60 %) ST-probabilities; these sediments are not yet reworked. An instructive sample is AGR 170985/10 whose grain size cumulative curve is similar rather to a standard marine distribution than to a fluvial one (probability ST = 65,6 %) . This marine standard curve, however, represents "sands under erosion" (SINOOWSKI 1958) and thus demonstrates the running reworking process. In the middle to upper part af the Mulichinco Fm. the intermediate ST-values (ST 50 - 60 %) still point to fluvial environments, in the more upper parts increasingly to marine ones. The sample AGR 170985/6 represents a tempestite and accordingly very strang affinities (ST > 70 %) to fluvial high energy environments are to be found ("periodical desert streams" = flash flood; SINDOWSKI 1958). Samples AGR 230985/10,11 were taken from the base and top of the same channel; they demonstrate the stronger marine influence at the top of the sedidment-filled channel, where the strongsediment supply decreases. Altogether Fig. 1 demonstrates from base to top of the investigated succession increasing reworking effects on the sediments brought in and depositad in a shore face environment. This reflects the progression of the Neocomian transgression beginning already in the middle to upper part of the Mulichinco Fm. This is in Fig. 1 also shown by the first appearánce of a marine environment among the ST-parameters which rises to higher probability values from base to top of the investigated Río Agrio profile. �94 ROSéNFlLIJ: lU:Jwf-aci..eA an.d. pal.ynbf-aci..eA, lowe11. úetaceoUA, /4-i.9,en.t.irta Literature DIG RE GORIO , J . H. ( 19 72 ) : Ne uq ué-n . - I n : LEANZA , A• F . ( e d . ) : Geología Regional Argen ; ina, pp. 439-505, 13 figs.; Córdoba. DIGREGORIO, J.H. & ULIANA, M.A. (1980): Cuenca Neuquina. - In: LEANZA, A.F. (ed.): Geología Regional Argentina, pp. 985-1032; Córdoba. LEANZA, H.A. (1973): Estudio sobre los cambios faciales de los estratos limítrofes Jurásico-Cretácicos entre Loncopué y Picun Leufú, provincia de Neuquén, República Argentina. - Rev. Asas. Geol. Arg., XXVIII (2): pp. 97-132; Buenos Aires. MALUMIAN, N., NULLO, F.E. & RAMOS, V.A. (1983): The Cretaceous of Argentina, Chile, Paraguay and Uruguay. - In: MOULLAOE, M. & NAIRN, A. E.M. 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In figure 2 15 palynological associations ("palynospectrum") from f1ve different stratigraphical sections from the Vaca Muerta Fm. (Tithonian) to the Huitrin Fm (Albian) are presented (references see fig. 2). The assemblages are attached to different environments, depending on the varying quantities of palynomorphs. Furthermore, it was attempted to correlata these results with lithological environmental investigations (compare part 1) done in the same stratigraphical levels of the Neuquén Basin. To obtain clear interpretations the different palynological taxa are divided into three superior morphological groups, which are important for facies analyses: microspores, pallen gra1ns and marine phytoplankton. Actas Fac. Cienci.as Tierra. U.A.N.L. LinaPes, 2, p. 95-100, 1 fig.; 1987 WEAVER, C. E. (1931): Paleontology of the Jurassic and Cretaceous of West Central Argentina. - Mem. Univ. Washington, 1: 469 pp. 1 62 tab.; Seattle. 95 Correspondence of lithofacies and palynofacies: examples of the Lower Cretaceous of western Argentina. Part 2: Palynofacies - a model, based on published palynological data from the Lower Cretaceous of western Argentina �HEJ.JNJSC.H: LU:.hofacie-1 an.d. pa)_vrwtacie-1, Lowe11. Cll.etaceol.l4, A11.9-en.t .i.na Mi crospores ("A" in fig. 2) are produced mainly by fer ns , s ubordinately by Lycopsida (e.g. $e~a ginell~), Equisetace ae (e.g. lquisetités} and Bryophyta. Spore producing plants ar e r e str i cted to humid environments. They therefore represe nt t he do mi nant plants in coastal swamps and are pioneers i n the co l oniz at ion of external delta borders. Microspores present i n hi gh qu antities are good indicators for the proximity of the s ource area. A strong decrease of spores (e.g. Vaca Muerta Fm., s am ple E) points to a transgression event: The coastal swamps wer e flo oded and spore production was thereby dramatically di mini s hed. Pollen grains ("B - F" in fig. 2) are produced by gymnosperms and angiosperms . They are mostly wind - po ll inated and can be transport~d over large distances . Trans port by water plays an important role, too (MULLER 1959). Saccate , pl icate and inaperturate pallen grains ("B", "C", "E" in f i g . 2) originate from gymnosperms, mostly conifers (Podoca r paceae, Araucariaceae), which have their natural habitat in t he hi nt erland. The formgenus Classo pall i s represents pa lle n grains belonging to Cheirolepidiaceae (conifers). They form t he first vegetational belt behind the coastal swamps, which are dom inated by ferns. Classopollis spp. ( "O" in fig. 2) are pres ent i n large amounts in nearly all Jurassic and Cretaceo us palynol ogical assoc i ations. They point to a warm (semi-)arid cli mate, whi ch , according to BATTEN (1982), is comparable to the prese nt clim ate in northern Africa. The first angiosperm pallen grains in the Ne uqué n Basin were recorded in the Huitrín Fm. {Albian) by VOLKHE I MER & SALAS (1975). These plants were living in different habitats in t he hinterland, which was dominated by conifers. As spores and pallen grains are produced by land plant s and transportad to their place of deposition by wind and/o r wat er, they are regarded as allochthonous elements. In contrast, the different components of the microplank t on group ("G") are regarded as parautochthonous. Cell aggregates of green algae (e.g. Botryococaus, Pediastrum ), living originally in limnic to brackish environments, belong to it. This group is not represen t ed in the invest1gated associations. 97 HEJ.JN:J5CH: llthof.-acie-1 an.d. paA.VJWfacie,,1, L.nwe11. C11.etaceol.l4, All.9-en;tma FACIE S PA LY NOS PE C TRUM --....... . --·.; - , = .;_:j --"' .....-- .- e l ll tl - •"'= ~e 111, ~ B A _ ,,, ~ - e - "= F -.. ~- -- • 1 = --...• . oc::::::::J & VOlKHEIM(R <tt llS l ~ MQU1N4N /1 MQIJ IIOUO /C VOLKHEIMER C1aJH1111 CAi 15f4I0/14,15 & -- QUATTAOCCH IO CAi 151410/ 12 IM4H / 1,Z 11975) LR_ D Jito A1n1 ASR17HH I•... AGR 2JOIH / .... QUATTROCQUO MOi! INUI /1 -l[ ::IE :. a t at t tt77 ) MiJh11 O.t•ND rs.:.sC..J l E f~ llo,ht1"nco.P1m 1,.1, D\IUH Hl/1,2 VOLKHEtMU ■ IIUl l,j ll lr-cl u SALAS 1111,1 YOLKHEI M ER - ttOOal i : "' YOLKHEIMER ~ ci:5 1 "' ¡: ... R EF ERENCES 4 •1 .,. 1 1117) .. =::i-.... --- 3 - ,.,~ . ,.. ...• ·o=- 2 1 CA i 151411/le .. > . -- • 11s - ~ = 1111= e B ........,,,.. A üCJ CAi 1§Meo/t IC.8--1 ~-¡_J CAi 11UN" •-11 cic=::r.: CAi 15t4N/l , 7 LEOEND · - l A. J11cr-o.-p6r•• flililIIIID S c . Pltceu ,olhn grun• [=1 D· CJusopotlu. •PP • hgoon . 017 I ; Stc:uu ,ot hn gra , nt '" 1•nenJ ~ 1 f::}:;:;:J f : At1_flOIPC',.. poll•n gn,n, - G R1dn1 pti,1.ophn1tun ~ " ,1'HlMOphr~u• ~ G1i acr1t ■ r-d11 - Gl : Oan.»flagalhu c-yau J1111p1rl.vf'1te polltn t I coaual aand 9n,"s 4 : Uht'IOU, neriUC t: iltHdl rid9• , • lbu lon911hon hiJI runnal Fi g. 2: Comparison of palynofaci es and l ithofacies, shown on examples of t he Lower Cretaceous of wes t ern Argentina �98 99 IIEJJNJ5CH: Wlwfacie✓., arui pal.!J!Wfacie✓.,, /.JJwen. úz.etaceol.L4, A1t9-en..ti.n.a Hél.JNJ5CH: Wlwfacie4 arui pal.yn.of.acie4, ÚJWM. úz.etace.oM , kg,eit,WW. Prasinophycese ("Gl" in fig. 2) are spherical green algae (e.g. Leiosphaeridia} living in nearshore marine waters. They are considered to be "disaster species" (TAPPAN 1980} which can tolerate great fluctuations in salinity. REITZ (1985} found them in large number;in associations from the German Mittlerer Muschelkalk (Middle Triassic}, which is characterized by strongly increased salinity. The palynological ass ociations of the Vaca Muer t a .F.m., shown in fig. 2, indicate a transgression in assembl age "O" as shown by an increasing amount of marine microplankto n anda very small content of spores, followed by a regression (ass emb~age "E" "G"} as shown by a gradual increase in spores anda distinct reduction of marine microplankton (compare VOLKHEIMER & QUATTROCCHIO 1975a}. In the upper part of the Vaca Muerta Fm., a regressive tendency from assemblage "A" to "C" can be observed. This is also true of the Agrio Fm. The assemblages from the Ortiz Fm. show a littoral - perhaps hypersaline - environment. The Huitrín Formation assemblage is depositad in a continental environment. No marine microplankton is recordad here. Acritarcha ("G2" in fig. 2} are a collective noun of in general marine microfossils of unknown origin. VOLKHEIMER & SALAS (1975} describe large numbers of acritarchs from a lacustrine environment as "possibly being aplano spores of lacustrine algae". Another microplankton group are the cysts of dinoflagellates (Pyrrhophyta; "G3" in fig. 2). Fossil dinoflagellates are regarded as marine - with few exceptions from Tertiary strata - and live offshore. Sorne species tolerate at the most brackish conditions (BATTEN 1982}. Another acid-resistant group often found in palynological associations, are the inner layers of foraminifera. REYRE (1973} found them in large amounts in pelagic Mesozoic sediments from northern Africa ( Sahara} . Until now they have not been rnentioned in the palynological literature of the Neuquén Basin. The palynological data from the literature mentioned above may be attached to four different environments (fig. 2): A supratidal and continental environment (1) is characterized by land-derived spores and pallen grains; spores can reach high quantities. A lagoonal or deltaic environment (2), characterized by variable salinity, shows an increasing amount of marine phytoplankton, especially of Prasinophyceae. Littoral environments with normal salinity (3) show - concerning the land-derived components little difference to environment (2), but have higher contents of acritarchs and dinoflagellate cysts and decreasing portions of Prasinophyceae. Neritic offshore environments (4) are dominated by dinoflagellate cysts and acritarchs. These palynological {palynofacial) classifications and environmental attachments correspond with the lithological facies interpretations (compare part 1). literature ARCHANGELSKY, S. (1980): Palynology of the Lower Cretaceous in Argentina. - IV Int. Palynol. Cohf., Lucknow (1976 77) 2: pp 425-428; Lucknow. BATTEN, D.J. (1982): Palynofacies and salinity in the Purbeck and Wealden of southern England. - In: BANNER, F.T. & LORD, A.R. (eds.): Aspects of Micropalaeontology: pp. 278-308; London. DELLAPE, D., PANDO, G. & VOLKHEIMER, W. (1978): Estratigrafía y palynología de las Formaciones Mulichinco, Agrio y Grupo La Amarga, al sur de Zapala (Provincia del Neuquén). - VII. Congr. Geol. Argentino, Neuquén (9-15 abril, 1978), Actas I: pp. 593-607; Buenos Aires. MULLER, J. (1959): Palynology of Recent Orinoco delta and shelf sediments: Reports of the Orinoco Shelf Expedition: vol. 5. - In: MUIR, M.O. & SARJEANT, W.A.S. (eds.): Palynology Part I, Benchmark Papers in Geology, 46: pp. 323-332; Stroudsbourg, Penn. QUATTROCCHIO, M.E. & VOLKHEIMER, W. (1985): Estudio palinologico del Berriasiano en la localidad Mallin Quemado, Provincia de Neuquén, Argentina. - Ameghiniana, 21 (2-4): pp. 187-204; Buenos Aires. REITZ, E. 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Cretacico Inferior de la Cuenca Neuquina (Republ1ca Argentina). - Ameghiniana, 14 (1-4): pp. 59-74; Buenos Aires. V0LKHEIMER, W: & PRAMPAR0, M.8. (1984): Datos palynologicos del C~etacico Inferior en el borde austral de la Cuenca Neuquina, loca~idad Estancia Santa Elena, Argentina. P~rte I: Especies terrestres. - III Congr. Latinoamer1c~no de Paleontología, Mexico 1984: pp. 269-279; Mex1co. V0LKHEIMER, ~- & QUATTR0CCHI0, M (1975a): Sobre el hallazgo de m1crofloras en el Jurasico Superior del borde austral de la ~uenca Neuquina (Republica Argentina). - Congr. Argentino de Paleontología y Bioestratigrafia, Actas, Vol.I: pp. 589-615; Tucumán. VOLKHEIMER, W. & QUATTA0CCHI0, M. (1975b): Palinologia estratigrafica del Titoniano (Formacion Vaca Muerta) en el Area de Caichigüe (Cuenca Neuguina). Parte A: Especies t~rrestres. - Ameghiniana, 12(3): pp. 193-241; Buenos Aires. V0LKHEIMEA, W. & SALAS, A. (1975c): Die alteste AngiospermenPalynoflora Argentiniens von der Typuslokalitat der u~terkret~zischen Huittín-Folge des Neuquén Beckens. M1.kroflor1stische Assoziationen und biostratigraphische Bedeutung. - N. Jb. Geol. Palaont. Mh. 1975 (7): pp. 424-436; Stuttgart. INTR.ODUCTION The biochronologic scheme herein presented is the result of integrated biostratigraphic and taxonomic studies based on planktonic foraminifera, calpionellids, nanoconids, and calcispherulids, undertaken by the author since 1968 (Longoria, 1968). Earlier attempts (Longoria, 1974a, b, 1976, 1977a, b, c, d) to establish biochronology of the Cretaceous System in Mexico were hinder by three fundamental problems: 1) Chronocorrelation between Cretaceous Stages as defined in the European type sections, and the succession of Mexico; 2) The lack of continuous occurrence of ammonites in the Mexican section that would allow precise integration of the ammonite biochronology to that based on microfossils; and finally 3) The complexity of taxonomic problems in turn of Cretaceous planktonic foraminifera which added serious limitations to the application of the European taxonomic concepts of Cretaceous planktonic foraminifera. Moreover, the more serious limitation in the biochronology of the Cretaceous of Mexico is the nature of the majority of its stratigraphic succession which consists of indurated carbonate rocks not suitable for the conventional rnethod of processing soft lithologies to yield isolated Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 101-106, 2 tab.; 1987 �103 102 WN;Cffe.JA .' C11.et.aceotM bi...oclvt.onol.ow bMed Ort pl.an.k toruc ., rru..CII.OÍ.0 -1..JW assemblages of planktonic foraminifera. Consequently, in studying the Cretaceous of Mexico it is fundamental to have an adequate understanding of the entire faunas as obtained from washed residues of soft lithologies, and furtbermore, understand the interna! morphology of taxa in thin-section of indurated carbonate rocks. This is a serious limitation since the majority of the taxa have been established using ideal specimens as obtained from soft Cuoauiu ~-----■ ' - 7ran~ ~{ i:i:"'"' o ~ in the establishment of a standard biozonation mainly based on the concept of Range-Zone (s~nsu International Subcommission on Stratigraphic Nomenclature, 1976). In recent years, additional work in severa! regions of Mexico allowed to integrate the distribution of shallow water benthic foramínifera to the -~ .l· - Albtá . ', :S i •!, . ¡ lt-17 .lt·lB - ·. ...a !. K:·14 lateral relationships of both pelagic and shallow water carbonate facies. BIOCHRONOLOGY l ., _.J TllalmannlneNa _,J Heterollebu.L. - , Colomlella -~13 :.:.. a 1t~12 _.J - a 1 ...= lt·lO i Interval-Zones (Figures 1,2) based on IADs and FADs, last appearance datum and ~ I• llur-.iu. attention was given to select biohorizons based on taxa occurring in different ... •• 1¡ i lt-7 1, U) i • Valuti ■ A-■ As previously discussed (Longoria, 1974; 1975; 1977a,b,c; Longoria and r" Gamper, 1975) there are serious problems in calibrating the chronostratigraphy : 1• z - s z . c50 of the Cretaceous, mainly based on ammonites, to the distribution of , Jr ..,: 8 .! ..,: I t •% • i• 1 lt-2 1u lt·l j c,j 1 .. - i 1. ~ -8 - •• 15. - ..J GlobigerlnelloldH L. a I 1 3 - - 1 >C • ~ o> • ..,: ..,: .!. i lt-4 a.rrtulaa .a I l l ~ 5 i,..... lt·3 ~ ! K·6 ... i i &' i '~ -e, .J regions of Mexico. HutariTlaa I ' • ;¡ u A . e: 115. ~ B first appearance datum.respectively, of taxonomically stable taxa. Special CHRONOSTRATIGRAPHY ¡-¡ Jt-8 1111 • • 2! • ¡ K·9 ~ f 1 • a, ll ~o l: e ' ~ l biozones (referred to as K-1 through K-29), in their majority correspond to r- ..J 1lcinela L. ..J ColonHII• L. lt·ll ; 1• g F1-.11&l- • The Cretaceous succession of Mexico is subdivided into twenty-nine u • 1 1 . i 1 • l. -¡ t biochronology defined on planktonic faunas, resulting in understanding of the 1 .: ü i' 1 1 :- ;, ,. . ' · lt-18 1 ·~ . ..1:- lithologies. Biochronologic studies in the Cretaceous succession of Mexico have resulted BIO· "STRATtmt(pHIC DISTRIBUTION OF NOMINAL TAXA ZONE lt·l8 STAGE - , Calplonelllda . ' r- . . - - - �104 105 LOA9]RJA: Cltetaceo/J4 bw dvi.ono.l..og.¡J bM ed. on pl..an.h.ton.i..c mi..C/1.0(,.0,1,1.i..L, LON;(Jft.JA: C11.e.taceo1.M bwdvi.ono.l..of),!J. bMed. ón pl..an.kton.i..c mi..cn.of,.o~,1w STAGE BIO· ZONE planktonic microfossils. In spite of several international attempts there is STRATIGRAPHIC DJSTPJBUTION OF NOMINAL TAXA nota unifying criterion to recognize the boundaries of the majority . of the Cretaceous stages; consequently any attempts to extrapolate the European M t i standard chronostratigraphic scheme may result in miss-chronocorrelations. B CD ('Q - In lack of internationally accepted agreements, the follow-ing biohorizons A have been proposed to serve as datum planes in defining the chronostratigraphic boundaries of the Cretaceous System of Mexico (Longoria, 1974c; 1977b; Gamper Jt-27 d ' and Longoria, 1984): =-B M 1.- Calpionella elliptica FAD - Base of Cretaceous A 2.- Thalmanninella ticinensis FAD - Base of Upper Cretaceous l:·28 This biohorizon corresponds with the keeled planktonic e foraminiferafad. 3.- Globigerina fringa FAD - Base of Tertiary REFERENCES CITED • • 1 ·----- ..--. Ce-fwfe■ i i B ci _ - , Rotallpor1 ····•-+--a--t ... CD B wA B:·18 ! ~ I. - ' Aotdpofa l:· 17 B:· 18 d ! .1 w-A ·-----· ._jGlobotnllcMILLl- Jt-22 Jt-21 c.. on,,tn d 1 r■-- - L- - - - Gamper, M. A. and Longoria, J. F., 1984, Foraminiferal biochronology at the Cretaceous/Tertiary boundary: Geological Society of America, SouthCentral Section, 18th. Annual Meeting, Match 26-27, 1984, Abstract. Longoria, J.F., 1968, Estudio en sección delgada de algúnas especies del g(ire.ro Globotruncana Cushman del Santoniano-Maestrichtiano del Este de México: Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros Boletin, v. XX, p. 14-117. Longoria, J.F., 1974, Stratigraphic, Morphologic, and Taxonomic studies of Aptian planktonic foraminifera: Revista Española de Micropaleontologia, Número Extraordinario, 107 p. Longoria, J.F., 1974, On the stratigraphic distribution of the tintinnid genus Collomiella: Sociedad Geológica Mexicana Boletin, v. 34, p. 97-99. Longoria, J.F., 1974, Acerca del limite Aptense/Albense en México: Sociedad Geológica Mexicana Boletin v, XXXV, p. 34-40. Longoria, J.F., 1975, Estratigrafía de la Serie Comancheana del Noreste de México: Sociedad Geológica Mexicana Boletin, v. XXXVI, p. 31-59. Longoria, J.F., 1976, Mid-Cretaceous planktonic foraminiferal biostratigraphy from northeast Mexico: Mid-Cretaceous Events (September, 1976), II lnternational Conference (Nice, France), 1976. Longoria, J.F., 1977a, Bioestratigrafia del Cretácico Superior basada en foramiferos planctónicos: Universidad Nacional Autónoma de México Revista, v. 1, p. 10-22. �L.íJ/t&(JRJA: C11.e..taceo1.14 bJ..oCMonol.ow lxMed. on pl.an.k:tonJ..c mi..c11.0f-o,1-Jw Longoria, J.F., 1977b, El limite Cretácico Superior/Cretácico Inferior en México basado en los foraminiferos olanctónicos: Universidad Nacional Autónoma de México Revista, v. 1, p. 5-9. 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La distribución geográfica del grupo abarca la porción sur y SE del Estado de Coahuila y parte del NW de Nuevo León. Los sistemas deltáicos que originaron las dos cuencas sedimentarias recibían el aporte de fuentes situados al SW, wy NW con respecto a la ubicación de dichas fuentes. La litología que conforma al Grupo Difunta está representada por limolitas, lutitas, areniscas, capas rojas, así como por algunas lentes de carbonato, integrando un espesor total de aproximadamente 5, 500 m. Los estudios realizados previamente por diversos autores comprenden aspectos estratigráficos, tectónicos, paleo~ bientales, estructurales y paleontológicos, habi~ndose asignado una edad maastrichtiana para la mayor parte del Grupo Difunta con base en la presencia de lxo~y~a co,1tata Say y Sphenod¿,1cu,1 ple.u4¿4epta (Conrad}. La Formación Cerro del Pueblo de la Cuenca de Parras ha sido datada como la forrnaci6n más antigua del grupo con una edad ca.~paniana, deseanActas Fac. Ciencias Tierm U.A.N.L. Lina.res, 2, p. 107-110; 1987 �Vl~A-VéM: T11.0Mi..cuín C11.etáci.co -1u.pe11.i..o11.-Te.11.ci.atWJ, Cuenca de. ./.a 'Popa sando sobre la Lutita Parras. El alcance terciario de la Cuenca de Parras corresponde a l a Formaci6n Rancho Nuevo, para la cual se ha propuesto u edad paleocénica. La Cuen- ca de La Popa est§ integrada por cinco formaciones, siendo de la más antigua a la más reciente: Muerto, Potrerillos, Adjuntas, Viento y Carroza, habi~ndose asignado una edad maastrichtiana para todas estas unidades. la ausencia del Terciario en la cuenca de La Popa, sugiri~~ dose que la unidad terciaria correlacionable con la de Parras fue erosionada, o bien que durante el Terciario inferior, la fuente de aporte de la Cuenca de La Popa fue capt~ Los intentos de correlación entre las dos cuencas del grupo han sido problemáticos, dado que existen diferencias litol6gicas y de contenido f6sil entre las formaciones con posibilidad de correlaci6n. marck que son fósiles indice de esta edad en los . dep6sitos del Eoceno temprano de la Planicie Costera del Golfo y del Atlántico. As1 mismo, se constat6 que el área de afloramiento de la Formaci6n Adjuntas es mayor de lo que se habta estimado en trabajos previos. La Formaci6n Viento fue prospectada, no pudiendo encontrarse alg6n índice de su La presencia del Eoceno marino en la cuenca de La Popa implica la necesidad de proponer nuevas hip6tesis acerca de su historia deposicional, así corno establecer correlaciones estratigráficas minuciosas entre las unidades de las cuencas del Grupo Difunta. La correlaci6n propuesta entre la Formaci6n Encinos (Maastrichtiano) de la Cuenca de Parras y la Formaci6n Adjuntas (Ypresiano) de La Popa, carece de validez. La naturaleza del contacto entre la Formación Potreri- Con la final~dad de ampliar el conocimiento de la Estratigrafía y Paleontología de la Cuenca de La Popa, se han realizado algunos estudios en la Formación Potrerillos, ratificando la edad maastrichtiana de esta unidad, Vl~A-VlM: Íll.aMi..cuín. vi.etáci..co 4ll.pe/UJJ11.-Tetz.cl.atWJ, Cuenca de 1..a 'Popa edad. Diversas hipótesis han sido propuestas para explicar rada hacia la de Parras. 109 Sin embar go, prospecciones recientes han demostrado que la Formaci6n Adjuntas, suprayaciente a la Potrerillos, corresponde al E~ ceno inferior (Ypresiano), dada la presencia de fu 4 11..i..tel..J..a mo1Z.ton..i.. po4:t.mo11.toni. Conrad y Ven,u'":l.ca11.di..a p-lani.co4.f.a La- llos {Maastrichtiano) y la Adjuntas aGn no ha sido formalmente definida. Sin embargo, no existen evidencias de una discordancia angular o erosiona! que explique la ausencia del Paleoceno. En todo caso, se hace necesario estudiar a fondo el Miembro Superior de Arenisca de la Formaci6n Po- trerillos en busca de índices para definir su edad. El evento deforrnacional que afect6 localmente los dep~ sitos de la Cuenca de La Popa debi6 ser posterior al Eoceno �110 111 Vé~A-VéM: T11.<J11A.i.cwn Cn.et ácico -1upen.i.o11.-T e11.cimu..o, Ct.W1.c.a. de ./.a 'Popa. Fauna arrecifal del Albiano tardío de l a región de Jalpan, Querétaro (México) inferior, haciéndose necesario definir la edad de las formaPor: Gl oria ALENCASTER ciones Viento y Carroza (suprayacientes a la Adjuntas) para establecer el inicio de la orogenia en dicha zona. La importancia paleogeogr~fica del Eoceno marino en el I nsti t uto de Geología Univers i dad Nacional Autónoma de Méx i co Ciudad Universitaria 04510 México, D. F. 242 {;rupo Difunta es relevante, ya que las reconstrucciones para dicha edad asumen la ubicaci6n de la linea de costa hacia el este con respecto a los dep6sitos de la Cuenca de La Popa. El Instituto de Geología de la UNAM lleva a cabo actua~ mente un proyecto de 1·nvest1·gac1·6n destinado a estudiar los problemas planteados anteriormente, contribuyendo al conocimiento de la Geología Hist6rica del noreste del pa1s. Introducci6n En la parte nororiental del Estado de Querétaro, en las cercanías de Jalpan, aflora un banco calizo de la Formaci6n El. Doctor, que contiene una fauna muy rica y excepcionalmente bien conservada, que nunca ha sido objeto de un estudio sistemático. Se ha mencionado la presencia de rudistas, gaster6podos y pelecípodos, como escasos o numerosos en algunas localidades de esta forrnaci6n, y a6n au-sentes en algunos afloramientos, pero sobre la localidad en estudio no se han señalado en ninguna publicaci6n geol~ gica las características especiales de la fauna, tanto re~ pecto a su abundancia como al particular estado de conservaci6n. Objetivos del trabajo El objetivo principal del trabajo es el estudio taxon6 mico de la fauna, tomando en cuenta que su conservaci6n p~ sibilita el conocimiento morfol6gico detallado y completo. En el caso de los rudistas es muy importante poderlos con~ cer en tercera dirnensi6n, con las estructuras internas y la relaci6n entre las dos valvas, ya que en general seconocen imperfectamente, a veces s6lo una valva, porque su estudio en la mayoría de los casos, se hace por medio de cortes. Las descripciones e ilustraciones completas contr~ huirán al mejor conocimiento de los rudistas. Subsecuentemente la comparaci6n y la correlaci6n estratigráfica con otras faunas y con otras regiones, permitirán el conocimien Actas Fac. Ciencias TiePra U.A. N.L. Linares, 2, p. 111-119, 1 fig.; 198? �AléJKASTE!R: A./.bi.an.o tat1.d1.n de ./.a 1te9,iiín de :Ja./.pan. ALE.'KASíé'R: Al..bi_an.o .i<J/1.dlo de ./.a to más preciso cie la estratigrafía, para lo cual una clasi ficaci6n correcta es imprescindible. r~ Localidad fosil!fera La localidad se encuentra en la parte nororiental del Estado de Querétaro, en el centro de un cuadrante delimita do por las coordenadas 99°00'-99º15' Long. W y 21º10 1 -21º 20' Lat. N, en un punto denominado El Madroño, que corresponde a una pequeña ranchería. La Carretera Nacional 120, en el tramo entre Quer€taro y Ciudad Valles atraviesa la localidad fosil!fera, situada aproximadamente a 50 km al ll~rt I' \ Ka (K Dr) ,----.., \ cJ'I ~ \ \ ) ~,,. cJ'I \ 21º30'------,...,l.,------,-~f---+-~-----+--~----~-- -21 °30' o ~0 ~ \ \ Soledad o \ \ oriente de Jalpan, que es la poblaci6n importante más cercana (Figura 1). \ ªLOCALIDAD FOSILIFERA Posici6n estratigráfica La unidad estratigráfica de donde procede la fauna, c~ rresponde a la facies Cerro Ladr6n de la Formaci6n El Doctor (Wilson, et al., 1955), cuya localidad tipo se encuentra en el distrito minero El Doctor, al suroeste de El Madroño. La Formaci6n El Doctor ha sido reconocida en varios sitios del Estado de Hidalgo, entre Ixrniquilpan y Actopan (Bodenlos, et al., 1956) en el suroeste del Estado (Segerstrom, 1961a), en Metztitlán (Carrasco, 1969) y en la Plataforma Actopan (Carrasco, 1970), as! como en el Estado de Querétaro, entre Bernal y Jalpan (Segerstrom, 1961b). Recientemente se han llevado a cabo estudios de geología estructural en áreas cercanas a El Madroño donde aflora la formaci6n mencionada (Carrillo y Sutter, 1982; Carrillo, 1983). El Madroño se encuentra en el rasgo fisiográfico d~ nominado "Banco de Jacala" (Bodenlos, et al., 1956) y en 113 de Jal..pan. ' El Madroño ' , 1 Ko(K Drl a 6Zcat~~Tiloco ototes 11/ ,..r~ t ay , Ks ~' Agu~ Zarco: / Ki /-.__J- ¡' K, - _/ AREA ESTUD/A[;)A .,""-....J \.. el Anticlinorio Pisaflores (Morán y Reyes, 1968), muy cerca del límite con el Estado de San Luis Potosi. En mapas Figura 1.-Mapa que muestra la localidad fosilífera y la geología del área Jalpan-El Madroño,Qro.,Tomado de L6pez-Ramos,1985) �ALEJKA5Té'R: A./.bi..arw :ta11.dJ..o de ../.a 11.esµ..ón de jal.pan. geológicos de Pemex (Morán y Reyes, 1968), del Instituto de Geología (López-Ramos, 1985) y de Detenal, la localidad El Madroño está señalada dentro de los afloramientos del Cretácico Inferior, ya sea corno Caliza El Abra o como Cali za El Doctor. En realidad, estas dos formaciones son muy semejantes tanto en su litología como en su contenido faun!stico y en sus ambientes de depósito, por lo que Carrasco (1970) ha considerado que el término El Doctor deba suprimirse, siendo El Abra (Kellum, 1930) el nombre válido por ser anterior. La única raz6n para usar ambos términos es geográfica, designándose generalmente como El Doctor a las calizas arrecifales albiano-cenomanianas de la Sierra Madre Oriental y como El Abra a las calizas semejantes de la Sierra de El Abra y sus extensiones norte y sur (Carra~ co, 1970}. Composición de la fauna El caracter arrecifa! de este depósito está determinado por la naturaleza de la fauna, por la relaci6n de los organismos entre sí y por la abundancia de los mismos. Los grupos dominantes son los rudistas y los gasterópodos. La fauna subordinada está compuesta de corales, briozoarios, pelecípodos, esponjas y en una proporción mucho menor se encuentran equinoides, crustaceos y amonitas muy pequeños. Dos asociaciones muy notables existen en el depósito, completamente independientes y ambas muy extensas, la asociaci6n de caprínidos-radiol!tidos-gasterópodos y la asocia-ci6n de requi~nidos. Asociación Caprínidos-Radiolítidos-Gasterópodos Los caprínidos y los radiolítidos son los rudistas más abundantes y los que alcanzan mayores dimensiones, por lo Al..fKASTé'R.: A.l.biano t011.CÜO de ./.a n..eg,wn de Jal.pan. que constituyen la masa bi6tica más voluminosa. Se encuent r an agrupados en colonias grandes de numerosos individuos, estrechamente unidos, en ocasiones en grupos de la misma especie, ya sea de radiolítido o de caprínido, o bien crec iendo juntos ambos en colonias mixtas muy variadas que co ntienen varias especies de ambas familias. Hay eviden-cias de que crecieron juntos porque las conchas contiguas, en ocasiones presentan las costillas y los surcos formando engranjes de unas con otras, así como presentan deformaci~ nes en la concha por la aglomeración de individuos. Muchos individuos presentan epibiontes creciendo en la pared externa de la concha, como pequeñas colonias de briozoarios, o de corales o esponjas, gusanos tubículas, así corno formas juveniles de ostreidos o condrod6ntidos, que pudieron servir de elementos de unión. Junto con esta asociación de rudistas, se encuentran los gasterópodos, muy abundantes tanto en especies como en individuos, que se localizan en los espacios entre los rudistas, así como también los pequeños, adentro de sus cavidades. Los nerinéidos son los más abundantes y variados, y les siguen en abundancia las familias Trochidae, Actaeonellidae, Cerithidae, Petropomidae y Neritidae. Dentro de esta última familia se han encontrado cinco especies de Pileoiu~. En esta asociaci6n, la fauna menos abundante o subordi nada la constituyen en primer lugar los corales, coloniales y solitarios, pequeños y que son moderamente abundantes. De manera escasa se encuentran algunos monopléuridos, ostréidos, condrod6ntidos, pect!nidos, pequeñas esponjas y briozoarios. Por las características mencionadas, esta comunidad e~ rresponde a un dep6sito típico de un desarrollo arrecifal 115 �AI.Err,ASTl'R: Al.bi.an.o tal/.d.1..o del.a l/.e9'Wn de Jal.pan. Aléll(ASTé'R: AJ.bUJfl.o tMdJ...o de del margen de la plataforma, en donde los rudistas grandes, de conchas gruesas, que crecieron verticalmente, apoyados unos en otros y unidos en parte por elementos cementantes, constituyen una estructura rígida y resistente, adaptada para vivir en la zona de alta energía. En comparaci6n con las facies "arrecifal" Taninul de la Caliza El Abra, los biostromas de El Madroño difieren en mu constituyen el 1% (Smith-Collins, 1985) y predominan los ca prínidos. La organización colonial de los rudistas de El Ma 1/.~n de :Jalpan Lista preliminar de los rudistas Requiénidos: Touca4ia sp. cf. T. t exana Roemer Touca4ia sp. cf. T. pata9lata Whitfield Touca~ia neoJ.eonMa Mullerried Monopleúridos: ~onopJ.eu~a sp. cf. M. p.i.Jt9ul4cuJa White MonopJ.eu~a sp. cf. /11. ma4cida White chos aspectos, como son la asociaci6n de radiolítidos y caprínidos en la misma proporci6n, la presencia de gaster6podos como fauna dominante, en tanto que en Taninul, s6lo ).a Caprotínidos: SeJ.J.aea sp. cf. 5. el.on~ata {Davis) Caprínidos: droño, corresponde a un grado más avanzado, porque presenta 1) mayor variedad taxonómica, 2) los individuos más cerca- /(.!_;nb).e_,.~a o cc-i...dentaJ. e-1 ( Conrad) l<.i..mb.í.ei...a sp. T ex. .L capF...Ü..a ha!)..Í.e~i.. (Bouwman) Texlcap4l na nov. sp. /11exicap1Li..n.a mi..nuta Coogan /11ex.Lcap1L.i.na sp. Cap1Li..n.uJ.oi_dea. sps. nos, creciendo juntos y en parte unidos por epibiontes, 3) conchas verticales, no recumbentes. Asociaci6n de requiénidos Radi olí ti dos: Esta asociación es muy monótona porque está compuesta por varias especies de Touc.a-0-i.a, semejantes a T. texan.a, T. é.a1Ladi..0J.iie,1 dav¿d4an-i... (Hill) é.01Lad-i...0J.iie,1 qudP.atu4 Adkins lo1Lad-i...0J.i..te4 l/.obu,1tu~ (Palmer) P4 ae4adi..o.í.-i...te,1 sp. cf. ~- edwa4den4-i...4 Adkins patagiata Y T. neol.eone4a, aunque difieren en algunos rasgos y pueden ser especies nuevas. Son grandes, bien conser vadas, generalmente con las valvas unidas y con los dientes completos, todas son formas recumbentes porque presentan la cara inferior de la valva fija, muy amplia y plana. En este conjunto tan poco variado dentro de la macrofauna, hay escasos ejemplares de un caprotínido recumbente semejante al género Sellaea. Esta comunidad representada corresponde a la facies post-arrecifal o lagunar del arrecife. Edad de la fauna Las especies de requiénidos y monopleúridos son semejantes a especies que en Texas son abundantes en el Albiano medio. En México existen en muchas localidades distribuidas en casi todo el país, tanto en el Albiano como en el Cenomaniano. En Texas, el caprotínido SeJ..í.aea se ha en centrado en el Albiano tardío (Young, 1984, p. 344, fig. 6) • Dentro de los caprinidos, Texicap1L.i.Jta se ha encontrado en el Albiano medio y tardío de Texas, México, Cuba, Jamai 117 �119 Al[J,,CASí~: AJ.b.imw tall.d.1..o de. ,/_a 11.e~n de :JaJ.pan A/h't,CAST~: AJ.b~ t(l/l..d1.o de la 11.e~n de 'jalpan ca y Trinidad (Coogan, 1977); mex¡cap11.¡na en varias locali dades del Miembro Taninul de la Formaci6n El Abra, y también en Texas, en el Albiano tardío y en el Cenomaniano Coogan, A.H., 1973, Nuevos rudistas del Albiano y Cenornaniano de México y del sur de Texas. Revista Inst. Mexicano del Petróleo, vol. 5 (2), p. 51-82. 1977, Early and Middle Cretaceous Hi ppur i tacea (Rudists} of the Gulf Coast, in Bebout, D.G. and Loucks , R.G., eds., Cretaceous Carbonates of Texas and Mexico, Applications · to subsurface exploration. 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Los radiolítidos están representados por varias especies de lo11.adio,/_¡t_e~, siendo más abundante é. dav¡4on¡ (Hill). En México se han encontrado en capas de Albiano y Cenomaniano y en Texas aparecen a principios del Albiano tardío y s6lo existen en ese subpiso (Young, 1984). El estudio aún incompleto de la fauna, hasta ahora indica que El Madroño se trata de un dep6sito del Albiano tardío, porque los taxa de alcance estratigráfico más co~ to, Sellaea sp., K.unble¡a y lo11.ad¿olite.4 dav¡d4on¡, son f6 siles índices de esa edad. Referencias citadas Bodenlos, A.J., Bonet, F. y Segerstrorn, K., 1956. Estratigrafía del Cenozoico y del Mesozoico a lo largo de la carretera entre Reynosa, Tamps., y México, D.F. Congr. Geol. Interna!. Excursiones A-14 y C-6. Carrasco, B., 1969. Posible importancia econ6mica-petrolera de la brecha litoclástica de la base de la Formaci6n El Doctor en Metztitlán, Hgo., Inst. Mexicano del Pe-tr6leo, vol. 1, p. 70-72. 1970, La Formaci6n El Abra (Formaci6n El Doctor) en la Plataforma Valles-San Luis Potosí. Revista Inst. Mexicano del Petr6leo, vol. 2 (3), p. 97-99. Carrillo, M.M., 1983, Contribuci6n al estudio geol6gico del Macizo calcáreo El Doctor, Qro. Revista Univ. Nal. Aut. Mex., Inst. Geol., vol. 5(1), p. 25-29. y Sutter, M., 1982, Tect6nica--de los alrededores de Zi mapán, Soc. Geol. Mexicana, p. 2-·10. �Investigaciones paleontológicas y su aplicación bioestratigráf'ica de los Neohi..bolJ..:f.e,j de Tepexi de Rodríguez, Edo. de Puebla (Albiano, Cretácico medio, México) Por: Ekbert SEIBERTZ 1 y Blanca E. BUITRON2 1) Institut für Geologie und Palaontologie der Univ., Callinstr. 30, 0-3000 Hannover, Alemania (R.F.A.) 2) Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria Delegación Coyoacán, 04510 México, D. F. IU S UNE Esta investigación constituye el primer estudio paleontológico y estratigráfico sobre los belemnites cretácicos: forma parte del programa "El Cretácico Me.dio de México", como una colaboración alemana-mexicana. Dicho programa fue f i na nc i a d o po r l a De ut s c he Fo r s c h ung s geme i ns.c ha f t y c o nstituye asimismo, una contribución al IGCP proyecto 58 "Mid-Cretaceous Events" y al IGCP proyecto 242 "El Cretácico de América Latina". El área estudiada se ubica en la Mixteca Poblana (Sierra del Tentzo) localizada aproximadamente a 90 km al sureste de la Cd. de Puebla. La región fosilifera está comprendida -e.runa. extensión de 300 ha y en ella se distinguen varias sublocalidades, de cuales la más importante es la Cantera Tlayua, donde se colectaron dichos belemnites. En este lugar están expuestos 8 m de una secuencia litológica· de calizas rojas y blancas en forma alternante. Las calizas muestran una laminación desde milímetros hasta escasos centímetros. Las capas laminadas están onduladas y Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 121-124, 1 fig.; 1987 �122 123 SlJBéJ>.TZ & BJJ:Jí'RON: Jnve-1ti.r}acwne-1 paJ.eontol.ó9,i.COA, Tepexi. de 'Rocbúg,ue¡ 5lJBE,'RTZ & BJJ:Jí'RON: Jnve-1t.iga.cwne1 pal.eontol.ó9,i.COA, Tepex,i_ dR. 'Ro<Í.IÚ.g,Ue'J, los belemnites con rostros extremamente delgados fueron aplastados según el microre lí eve ondulado, lo que indica una litificación muy rápida Je las láminas calcáreas. Esta laminación originó por la al í n de cianoficeas cocales ( algas azul-verdes), que son microorganismos de un ambiente marino más o menos normal, subtidal hasta hipersalino (KEUPP 1977). Por estas caracteristicas sedimentológicas, ambientales y por la conservación excelente de los numerosos fósiles de diferentes grupos taxonómicos, se comparan los sedimentos de la Cantera Tlayua con los de Solnhofen en Alemania (APPLEGATE, BUITRON & LOPEZ-NERI 1982). das, que muestran bioestadisticamente puntos extremos en la gran variedad de N, llU.JUJTUl/; senso lato. Por las caracteristicas morfológicas, los autores se vieron justificados para separar algunas formas de Tepexi como una subespecie nue va de 1 g r u po N. m ~ s . 1 . ; e s t e N. m.in.. clava/.o//.JJÚ/2 s e considera como sustituto ecológico de N. m.in.,m..i.n..i.nuu,, Si se trata de una forma endémica no se sabe por falta de mayor información. Rango vertical en E d a d el NW de Europa El grupo de ·1os Neohlol.i.i.,v., inicialmente fue descrito de una manera monográfica por STOLLEY (1911), quien hizo una gran cantidad de variedadaes. Durante los 50 años siguientes, otros paleontólogos repartieron el grupo tanto, que se constituyó un total de 18 especies, hasta que SPAETH (1971) revisó el grupo y redujo co-nsiderablemente el número. Con base en 3000 rostros del grupo Albiano de NeoluJ,.oLi.i.Ju., (MILLER 1826), SPAETH hizo estudios bioestadisticos .,.-usando láminas delgadas de los rostros. Por medio de estas investigaciones fue posible reconstruir el desarrollo ontogenético y las relaciones filogenéticas de las especies y subespecies. Estratigraf1a análoga de los belemnites de Tepexi L o .,... L QJ o. o 1 ? ::, Vl z <{ .,...o nun.i..nu.v., en ""O QJ E _) <( L ...o L ....e QJ Utilizando los datos y resultados de SPAETH, los autores identificaron los belemnites de Tlayua en las especies: Ne..oluJ,.o.li;úu, / M ~ SPAETH, N. a f f . ~ p,i,ngu,,u, $ TO LLEY, N. m..i.Jwnu1; oUw.,w., STO LLEY y N. l1WU.l1llU> c..lava,/,o/lJTUÁ n . s s p . La s últimas tres subespecies son formas intimamente relaciona- .... Fig. l. Estratigraf1a análoga de los belemnites de Tepexi de Rodrí- guez, Edo. de Puebla. Rango vertical en el NW de Europa según SPAETH (1971). �5{.J/Jffl.TZ & BLIJ'i'RON: :Jn.ve;;t.i.9,aw;n.e-1 pal.eon.to..l.óg,i.ccv.,, Tep0(,i. d2. 'Rod.n.1..g,ueJ Los belemnites de la Cantera Tlayua son satisfactóriamente caracteristicos para permitir una determinación de la edad. Como se muestra en la Fig. 1, tanto el Alb i ano Medio como la parte superior del Albiano Superior está representado en las calizas. Si se acepta qué la subespecie nueva es un sustituto de N. m..in,, m..in,,illll.JA, se encuentra tambien la parte inferior del Albiano Superior en la secuencia litológica de Tepexi. 125 Una Holoturia del Cretácico medio de México Por: Blanca Estela BOITRON 1 y Fabiola OLIVOS 2 lDepartamento de paleontología Instituto de Geología UNAM, Ciudad Universitaria Delegación Coyoacán 04510 México, D. F. 2 División de Ciencias de la Tierra Facultad de Ingeniería, UNAM, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán 04510 México, D. F. IU UNE 242 Bibliograf'ia APPLEGATE, S.P., Bu1TRON, B.E. &LOPEZ-NERI. P. (1982): La cantera de Tlayua en la región de Tepexi de Rodríguez, Puebla; el Solnhofen de México.- Soc. geo1. mex .• VI Conv. nac., 39-40. KEUPP, H. (1977): Ultrafazies und Genese der Solnhofener Plattenkalke (Oberer Malm, Südliche Frankenalb).Abh. naturhist. Ges. Nürnberg, JZ, 127 p. SPAETH, C. (1971): Untersuchungen an Belemniten des Formenkreises um Neoh.i.J,.ol.il.e.,t, ~ (MILLER 1826) aus dem Mittel- und Ober-Alb trordwestdeutschlands.Beih. geol. Jb., 100, 127 p. === STOLLEY, E. (1911): Beitrage zur Kenntnis der Cephalopoden der norddeutschen unteren Kreide, I.Oie Belemnitiden der norddeutschen Jnteren Kreide, 1.0ie Bélemniten des norddeutschen Gaults (Aptiens und Albiens).- Geol. palaont. Abh., N.F., lQ (3), 203272. En la caliza cretácica (Albiano medio y superior) de Tepexi de Rodríguez, Puebla, se ha encontrado una holoturia fó sil completa. Debido a las caracteristicas del esqueleto fragmentario de los holotúridos (espiculas sueltas) son PQ bremente conocidas las impresiones del cuerpo, en el regi..! tro fósil del mundo. Hasta ahora 6nicamente cuatro ejemplares en total son registradas del Devónico (Pal..aeocucuma11.la Lehrnann, 1958) y del Jurásico de Alemania ( 'P11.othol..othw1.i.a Giebel, 1857), (P~ettdocaudlna Broili, 1926). Sin embargo todos los trabajos presentados están basados en estudios hechos a las espiculas y escleritos que son los restos de las holoturias que pueden conservarse fósiles. El fósil encontrado en la localidad de Tepexí no está aún "bien estudiado, ya que se requiere del conocimiento de sus esp1culas que no se conservaron, para determinar el género al que pertenece. Se han revisado numerosas especies recientes que habitan en México, en trabajos realizados por M.E.Caso, para encontrar alguna relación con el ejemplar poblano. Se encontró similitud con algunas especies de la Familia Cucumariidae, Psolidae y Holoturidae. Especies de la Familia Cucumariidae se han reportado en Punta Piaxtla, Sinaloa en México. El hallazgo de este fósil es de suma importancia para el conocimiento de las holoturias fósiles, implica el cuarto en todo el mundo y hace más evidente la importancia fósilifera de la caliza de Tepexí de Rodríguez. Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 125; 1987 �Bioestratigrafía del Cretácico temprano de Sonora Por: E. ALMAZAN-V., C. GONZALEZ-L., C. JACQUES-A., J,L. RODRIGUEZ-C. y J.C. GARCIA-B. Instituto de Geología U.N.A.M. Apartado Postal 1039 83000 Hermosillo, Sonora, México En el Estado de Scn)ra han sido reportadas, en una docena de localidades, rocas pertenecientes al Cretácico temprano, específicamente del Aptiano al Albiano. La nomenclatura estratigráfica ha sido establecida en el vecino Estado de Ari zona y complementada en Sonora bajo los nombres de, en orden ascendente, Con glomerado Glance, Formación Morita, Caliza Mural y Formación Cintura. El Conglomerado Glance aflora en la parte nororiental de Sonora y está consti tuído por bloques y guijas angulosas de granito, esquistos, calizas, pederna~ cuarzo y cuarcita inmersos en una matriz burda arenosa de color rojizo. Esta unidad descansa sobre rocas precámbricas y paleozoicas mediante una discordan cia erosional. El espesor tiene grandes variaciones desde 8 hasta 915 m. La Formación Morita ha sido también denominada Formación Temporales, Formación Nogalar, Unidad Agua Salada, Unidad El Aliso y las partes inferiores de las series Santa Teresa y Cañón de Santa Rosa. Esta unidad ampliamente distr! buída en Sonora muestra espesores que varían desde 400 hasta 1500 m con una litología constituída por rocas pelíticas y psamíticas asociadas a una menor cantid~d de conglomerados, calizas_..arcillosas y ocasionales horizontes de pedernal. Las areniscas son de grano grueso y presentan frecuentes estructuras de estratificación cruzada. Las calizas encierran organismos de lamelibranquios predominantemente. Las facies más carbonatadas de las secuencias del Cretácico temprano están r~ presentadas por la Caliza Mural, la que en otras localidades recibe diferentes no~bres como Unidad Lampazos, Unidad Espinazo del Diablo, Formación El Macho, base de la Formación Sahuaro y la parte superior de las series de Santa Teresa, de los Chinos y del Cañón de Santa Rosa. La litología está caracteri- Aatas Fac. Cien.cuis Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 127-129; 1987 �129 AL.JMZAN et al.. : C11.etáclc.o temp11.an.o de Sono,ia AIJYIAZAN et a.L : Cll.etáci..c.o temp11.an.o de Sono,ia zada fundamentalmente por calizas impuras, calizas arenosas, calizas coquiní- clasificados, pero que sin embargo ante esta posibilidad, los datos del núme- feras y calizas densas en estratos delgados a masivos y en menor proporción ro de especies dados son conservadores para la fauna del Cretácico interestratificaciones de areniscas y lutitas calcáreas. de Sonora. La unidad más jóven del Cretácico temprano es la Formación Cintura y series En general los fósiles más abundantes son los pelecípodos, los que comprenden sincronas han recibido nombres diferentes como Unidad Los Picachos, Unidad El las subclases Anomalodesmata, Heterodonta, Palaeoheterodonta, Paleotaxodonta, Nogal, Formación Mesa Quemada y la parte superior de la Formación Sahuaro. La Pteridomorpha y Ostreas. Las superfamilias representadas por este tipo · de or- columna estratigráfica está compuesta por areniscas de grano grueso a fino, ganismos son Pholad0myacea, Articacea, Cardiacea, Carditacea, Crassatellacea, limolitas, lutitas calcáreas, calizas masivas, calizas arcillosas delgadas, Glossacea, Lucinacea, Trigoniacea, Unionacea, Nuculacea, Acacea, Pinnacea y conglomerados y brechas sedimentarias poligenéticas que en conjunto presentan Pectinacea. esp~sores desde unos 500 hasta 1300 m, siendo éste incompleto pues enlama- yoría de las localidades la cima está parcialmente erosionada. temprano En.el caso de los gasterópodos se han reportado fósiles de la subclase Prosobranchia de los órdenes Archaeogastropoda y Caenogastropoda. De manera general, la Formación Morita representa los avances de una transgr! sión marina durante el Aptiano-Albiano; la Caliza Mural el mayor avance de Del oraen Ammonoidea hay cefalópodos de las familias Douvilleiceratidae, Engonoceratidae, Deshayesitidae, Desmoceratidae y Berriasellidae. los mares de esa época y la Formación Cintura es el resultado de la sedimenta Para el phyllum Coelenterata únicamente se han reportado organismos de la cla ción bajo ambientes marinos regresivos. En relación al aspecto paleontológico, en las diferentes unidades del Cretáci co temprano de Sonora se han reportado una gran cantidad y variedad de orga- se Anthozoa, específicamente del orden Scleractinia y de las familias Montlivaltiidae, Faviidae, Stylinidae, Calomophylliidae y Caryophylliidae. nismos invertebrados, destacando por su abundancia y gran preservación el área Entre los equinodermos hay representantes fósiles de la clase Echinoidea com- de Lampazos, situada unos 150 km al este-noreste de la ciudad de Hermosillo, prendiendo las familias Brissidae, Prospatangidae y Phymatresidae. y el cerro Las Conchas en el valle Sahuaripa-Guisamopa, ubicado a 180 km al este-sureste de la capital de Sonora. Los foraminíferos son textuláridos de la superfamilia Lituolacea y sólo ocasionales de la familia Ataxophragmiidae. La fauna fósil representa los phyllums Mollusca, Echinodermata, Coelenterata A pesar de la gran variedad y magnífica preservación de la fauna en las rocas Protozoa . Respecto a los moluscos, los organismos son de las clases Bival- Aptian9-Albianas, se hace necesario, a corto plazo realizar estudios paleont~ Y via, Gastropoda y Cephalopoda. lógicos más detallados para estar en posibilidades de precisar el rango de En la Formación Morita o unidades equivalentes han sido reportadas una gran edad que abarcan los sedimentos en los que se encuentran los fósiles, los am- cantidad de especies de pelecípodos {31), gasterópdos ( 16) y an,oni tas {15) así bientes paleogeográficos de depósito, las biozonas que representan y la deli- como algunas de corales {5) y equinodermos (2). En la Caliza Mural o unidades mitación geocronológica y estratigráfica de las diferentes unidades del Cretá síncronas, los corales (6), pelecipodos (7), foramin:Í.feras, (5) y equinodermos cico temprano que están expuestas en el Estado de Sonora. (4) predominan sobre los gaster6podos (2), amonitas (1) y belemnites (1). Para la Formación Cintura o contemporáneas la fauna predominante es de gasteró¡:ioch; (13) y pelecípodos (7) sobre los amonitas (7), equinodermos (5) y belemnites ( 1) • Además en las unidades estratigráficas arriba mencionadas han sido reportados diversos organismos de invertebrados, los que por diversas razcnes, no han sido �TEMA BASICO (3) BIOESTRATIGRAFIA PALEOBIOGEOGRAFIA CORRELACIONES PALEONTOLOGICAS EVOLUCION ECOSISTEMAS �Estratigrafía y ambientes deposicionales del Grupo Rosario (CampanianoMaastrichtiano) en la Mesa de la Sepultura, Baja California Por: M.A. TELLEZ-DUARTE, J . C. NAVARRO-FUENTES, M.A. MURILLO-BETANCOURT y J. NAVA-JIMENEZ Facultad de Ciencias Marinas Departamento de Geología Universidad Autónoma de Baja California Apartado Postal 453 Ensenada, Baja California, México IU UNE 242 Introducción Las rocas sedimentarias en el norte de Baja California se depositaron en medios ambientes terrestres, marinos someros y marinos profundos (YEO 1984¡ LEDESMA-VAZQUEZ 1984¡ CUNNINGHAM & ABBOTT 1986). Estas secuencias corresponden en edad al Cretácico Superior (Campaniano-Maastrichtiano). Sin embargo, se han reconocido estratos de conglomerados más antiguos que afloran en las localidades de Punta Baja en Baja California (Formación Bocana Roja), Santa Ana y Santa Mónica en California (POPENOE 1941, 1942, 1973 en NIELSEN & & ABBOTT 1981; BOEHLKE ABBOTT 1986). En Baja California los afloramientos de rocas sedimen- tarias depositadas durante el Cretácico Superior se localizan en la parte•oeste de la península, seleccionándose este trabajo para realizarse en el área de la Mesa de la Sepultura (Fig. 1). Las rocas del Cretácico Superior sobreayacen en forma discordante a rocas volcánicas y vulcanoclásticas del Cretácico Inferior, agrupadas colectivamente en la Formación Alisitos y a rocas plutónicas del Mesozoico, que además fueron la fuente principal de aporte de material terrígeno a la cuen- ca. Este aporte se dió preferencialmente hacia el oeste, habiéndose em plazado en un frente de arco, que corresponde a 1~ provincia de las cordilleras peninsulares (BOTTJER & LINK 1984 en BUCK & BOTTJER 1985). Aunque se ha reconcido actividad tectónica para este período, la Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 131-138, 2 fig.; 1987 �133 132 Tl/.J..E,Z-DIJ,4Rff, et al..: ~11.upo f?.o4atúo, frlMa de ,l.a. Sepul.t.W1.a, Baj.a Ca1.i..fowa Téll.LZ-íXllfRT{, et al.: [Jn.upo f?.o4(JJW), frlMa de J..a Sepul.tW1.a, Baja Ca1.i..fo11.1W1. secuencia general muestra pocas evidencias de que haya ocurrido, dest~ cándose más claramente cambios eustáticos del nivel del mar en la may~ ría de los afloramientos (BOEHLKE & ABBOTT 1986). Kl nombre de Grupo Rosario fue dado por KilMER (1963) a las rocas del Cretácico Superior que afloran en el área del Rosario, la cual es reconocida como área tipo por BEAL (1948), descrita anteriormente por SAN- TILLAN & BARRERA {1934). Este grupo está compuesto en orden ascendente por la Formación Bocana Roja, Formación Punta Baja, Formación El Gallo y La Formación Rosario, Son pocos los trabajos estratigráficos realiz~ dos con rocas de este Grupo en el área del Rosario, y en general se desconoce la distribución de las unidades del Grupo Rosario en muchas localidades. Tal es el caso del área de la Mesa de la Sepultura, lugar OCEANO PACIFICO del presente estudio, cuyos objetivos son definir la relación estratigráfica y reconstrucción paleoambiental de las rocas aflorantes del Cretácico Superior. - smaENIOI DEL CIETACICO Estratigrafía Como se mencionó, el Grupo Rosario es una sección que se compone de i o cuatro unidades formacionales. La Formación Bocana Roja ocupa la parte ..... i t inferior del Grupo y está formada por depósitos fluviales y de aluvió~ t compuestos por arcillas y areniscas rojas y cafés, areniscas verdes a grises y conglomerados (KILMER 1963; BOEHLKE & ABBOTT 1986). La Formación Punta Baja sobreyace en discordancia angular a la Formación Bocana Roja. A esta formación corresponden secuencias interestratificadas Figura 1 de areniscas grises consolidadas, lutitas negras a grises y conglomer~ Distribución de los afloramientos de rocas del Cretácico dos que corresponden a depósitos proximales de un cañón submarino. en el Sur de California y Baja California, México y continúa en la secuencia la Formación El Gallo, asignada en edad al localización del area de estudio. Le Campaniano Tardío, y se compone de conglomerados no marinos y marinos marginales , areniscas micáceas, arcillas y tobas. Esta formación se ha dividido en tres miembros, La Escarpa, El Castillo y El Disecado. La parte superior del grupo, la ocupa la Formación Rosario, la cual muestra una gran uniformidad litológica, ya que se compone por lodo:ü tas, luti tas y estratos delg_ados de �134 .135 TllLLZ-OUlfi<.Tl et aJ...: ~upo 'Ro-1G/Úo 1 /lle-1a de h. Se.puJJ.W1.a, Baja Ca./...i,f.011.11..i...a TllllZ-DIJlfRTé et al...: [¡;¡_upo f?.o4an.io, /lle,:,a dR.. h. Se.p1.Ut11J1.a, Ba.j.a Caütol/JU1I. areniscas finas. Las evidencias paleontológicas son abundantes princi- mayor espesor, también hay presentes lentes de conglomerados 'hacia palmente en concreciones y litoestratigráficamente se compone de cima de la unidad, reflejando tendencias regresivas, puesto que existe dos un aumento sustancial en la proporción de areniscas con respecto a miembros, Los Caracoles y Los Vientos. En el área de estudio se construyó una columna estratigráfica compues- la la unidad 2 ; esta característica da lugar a la correlación con el Miembro Los Vientos de la Formación Rosario (KILMER 1963). ta que totalizó 140 metros de espesor. Se reconocieron tres unidades, litológica y estructuralmente diferentes (Fig. 2). La unidad que ocupa Paleontología y bioestratigrafía la parte inferior de la secuencia tiene un espesor de 40 a 50 metros y está compuesta por conglomerados polimícticos, formados mayormente de clastos graníticos y volcánicos, de tamaños que varían de guijarros a guijas, redondeados a bien redondeados, mostrando soporte elástico y menos común soporte de matriz de areniscas arcósicas gruesas, de tamaño medio. Esta misma arenisca se encuentra interestratificada en los conglomerados 'formando lentes delgados y mostrando contactos er-osiona- La secuencia de conglomerados correspondiente a la Formación El Gallo fue prácticamente estéril en evidencias paleontológicas. Solo se encon tró un fragmento de Ostrea sp. sumamente erosionada, ajeno al ambien- te de depósito . En contraste la unidad correspondiente a la Formación Rosario presentó una fauna abun3ante, principalmente de moluscos, cuya identificación tentativa consistió de 20 bivalvos, 10 gasterópodos, 2 escafópodos y 8 cefalópodos. Hacia la base de la columna estratigráfi- les. ca, próxima al contacto con la Formación El Gallo y en la parte supeEn la misma unidad se presentan capas delgadas de areniscas finas y l~ rior media de la Formación Rosario, los fósiles son escasos y están p~ titas grises alternadas, con un espesor de 1 a 2 mts. Esta secuencia bremente preservados, encontrándose solo los bivalvos Arca micronema, enmarca un contacto superior erosiona! con los conglomerados, estando lxo~u.na sp., Ostrea spp . presentes, estructuras de carga producto del emplazamiento de los mis- sp. y los cefalópodos Baculites spp . y Hamites sp .. mos. e Inoceramus sp., el gasterópodo Anchura Hacia la parte media los fósiles son bastante abundantes y están bien preservados só- Litológicamente esta primera unidad es correlacionable con la Formación lo en concreciones, donde destacan por su abundancia los moluscos . Una El Gallo . de las especies más comunes fue el amonoideo Baculites occidentalis La unidad 2 muestra un espesor de aproximadamente 80 mts., cuya litol~ gía consiste predominantemente de lutitas y lodolitas grises a cafés, con la presencia ocasional de estratos delgados (30 a 40 cm.) de areniscas finas micáceas, bien consolidadas, con una coloración rojiza producto de la diagénesis y la escasa presencia de fósiles, siendo éstos la mayoría fósiles traza. Solo en concreciones carbonatadas cemen- cuya presencia sitúa biostratigráficarnente a la unidad en el Intervalo Baculi tes del Miembro Caracoles de la Formación Rosario, lo que tarrbién es indicado por la presencia de juveniles del amonoideo Pachydiscus cf. aatarinae. Los principales componentes faunísticos asociados, Inoceramus spp., Baculites spp . y Nucula spp., corresponden a un ambiente de plataforma que arnbién es indicado por restos ictiofaunísti- cos consistentes en escamas, dientes y otolitos no identificados. tadas con carbonato de calcio se encuentran fósiles en abundancia. Una fracción de la fauna fué alóctona, de aguas más someras, principalmen- Esta unidad es correlacionable con la Formación Rosario . te evidenciado por los bivalvos Ostrea spp., Tellina spp. y Acila Una tercera unidad es reconocida en la sección, con un espesor de apr~ spp. ximadamente 20 mts., y una litología similar a la unidad 2. Sin embar- nfferos: Fissurina sp ., Dentalina soZvata y Denta'lina caiiforniensis . go, los estratos de areniscas se presentan con mayor sucesión y de La microfauna fué escasa, figurando solo tres especies de foram~ �137 136 TélLE2-DUlfR.TE. e:t. a.1..: qll.u.po fµ,o,1a/l..lo, , - ftle-1a de 1.a Sepu,Ü:UA.a, &.j.a Ca.,li_f-owa En esta unidad debió haber existido un importante aporte de material - - - -m -~.,.,.,.,,...,..,... ~~~,· 140 lf) Té/..J.LZ-!Xlllí?.Té et al..: {¡r¡.upo Ro-1GJUJJ, /llv.ia ck ./.a Sepul.i:1111.a, &.j.a Ca.li,l.oll/l..lil. continental , indicado por la abundancia de restos de plantas, E X PLI CA C I ON algunas semillas y esporas . Hacia el tope de la sección que es correlacionable con el Miembro Los Vientos de la Formación Rosario, los fósiles son es º· et casos, encontrándose solo algunos icnofósiles semejantes a Ophiomol'pha 130 o -z LUTITAS Y LIMOLITAS sp. :> - ► E2I] Medios ambi entes de depósito ARENISCAS 110 Los conglomerados de la Formación El Gallo , en la parte inferior de la secuencia, muestran una estructura masiva muy persistente en toda la unidad, cuya continuidad lateral y la presencia de estructuras prima- ARENISCA LIMOSA rias que son similares en toda la secuencia en conjunción con la ause~ cia casi total de fósiles nos indica la depositación en un medio am- a: o oz et -oa:: biente fluvial . 90 et CONGI..OMERADO N (/) o a:: o U) CONCRECIONES OSfREIDOS :> en et ~ A~NOIOEOS 1 puede asociarse a un sistema fluvial anastomosado en un área extensa y de bajo relieve , así lo sugiere la amplia distribución de los conglom! radas , sin cambios de facies importantes . La presencia de lutitas y jan planicies de inundación que se formaron adyacentes al s istema de canales. u o - z u et BACULOIDEOS .... -etz 50 <X LLJ a. a: flujo para este sistema hacia el SW , sin emba~ areniscas presentes en lentes y con abundante mater ia orgánica refle- et o dencia preferencial de go, muestra cierta variabilidad en la dirección . Este comportamiento - o el a: :r LLJ a: ~ O• o.. ~ u.. -z ::, ~ En el análisis de paleocorrientes se encontró una ten BIOTURBACION . ~ 40 u oet Las lutitas, lodolitas y estratos delgados de areniscas finas de la Formación Rosar io , corresponden a un medio ambiente de depositación m~ rino de plataforma como es indicado por las evidencias paleontológicas. Estas mismas sugieren que la forma de la plataforma era estrecha y de relieve pronunciado, evidenciado por la presencia de organismos coste- , ros y abundante material vegetal de origen continental. g ...J 4 C) o ...J o uJ Figura 2 20 et • Sección compuesta del grupo Rosario, en el área de la -z Mesa de la Sepultura . ~ :> u.. ... El engrosamiento del tamaño de grano hacia el techo de la sección indi ca una disminución en el nivel de l mar , correlacionable con la etapa progresiva mostrada por YEO (1984) en secuencias de San Diego , Califor nía y Salsipuedes, Baja California , donde la ocurrencia de facies �ít.L.LéZ-DUlfRTé e;t a,l.: r;,,.u.po 'Po,1G.11.i.o, /i!e;.ia ck 1n. Sepu.ltwia, Ba¡a Ca.li..f_oll.lU.Q 139 Gasterópodos del Cret~cico temprano del Cerro de San Miguel, región limítrofe en los estados de Micboacán y Guerrero y sus implicaciones paleobiogeográficas arenosas de abanicos submarinos son cubiertas por conglomerados depos~ tados en la parte proximal de un cañón submarino. Encontró que durante Por: Enrique ROMO DE LA ROSA 1 y Blanca Estela BUITRON 2 el Maastrichtiano Temprano el nive' del mar continuó disminuyendo gradualmente, aunque con ciertas vari~c~ Jnes. Las posibles facies continentales que cabrían en el modelo anterior no se preservaron debido a que existe una discordancia erosional tre la Formación Rosario y la Formación Sepultura del Paleoceno, encuyo hiatus no ha sido establecido. Bibliografía 1) Departamento de Biología Centro Básico Universidad Autónoma de Aguascalientes Aguascalientes, México 2) Departamento de Paleontología Instituto de Geología Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, Delegación Coyoacán 04510 México, D. F. IU S UNE BEAL, C.H. (1948): Reconnaissance of the geology and oil possibilities of Baja California.- Geol. Soc. America Mem., 31, p. 318 . BOEHLKE, J . E. & ABBOTT, P .L. (1986): Punta Baja Formation, Campanian submarine canyon fill, Baja California, Mexico.- In: Abbott, P.L. (ed .): Cretaceous stratigraphy of Western North America.- Pacific Section, SEPM, 46, 91-101. gión limítrofe de los estados de Michoacán y Guerrero. El cerro de San Miguel BUCK, S.P. ra, al este por el cerro El Picacho, al sur por el cañón del Mal Paso y al BOTTJER, D.J. (1985) : Continental slope deposits from a Late Cretaceous tectonical ly active margin , Southern California.- J . Sed . Petrel., 55, (6) , 843-855. & CUNNINGHAM, A.B. & ABBOTT, P.L. (1986): Sedimentology and provenance of the Upper Cretaceous Rosario Formation south of Ensenada, Baja California, Mexico.- In: Abbott, P.L. (ed.) : Cretacews stratigraphy of Western North America.- Pacific Section, SEPM, 46, 103-118. KILMER, F. (1963): Cretaceous and Cenozoic stratigraphy and paleontology, El Rosario Area, Baja California, Mexico.- Tesis de Doctorado, Universidad de Califo!•nia, Berkeley. LEDESMA-VAZQUEZ, J. 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Los gasterópodos proceden del cerro de San Miguel, que se localiza en una re queda limitado al norte po~ la sierra del Aguacate y el cañón de la Angostuoeste por el cerro del Caracol. El área está comprendida entre los paralelos 18°20' - 18°35' de latitud norte y los meridianos 100°40' - 100°45' de longitud oeste. El material fosilífero se colectó en las formaciones de San Lucas y Morelos, ambas del Cretácico (Figura 1). La Formación San Lucas consiste en una secuencia de elásticos marinos (arcilla, limolita, lutita, arenisca, conglomerado y caliza intercalada) que sobreyacen en discordancia paralela a los estratos de la Formación Angao (Jurásico Superior) . La suprayacen en concordancia paralela las calizas de la Formación Morelos (Cretácico) . El espesor de la unidad alcanza los 600 m en la falda oriental del cerro Dolores y es posible que en otras localidades sea mayor (PANTOJA-ALOR , 1956). Procedentes de estas capas se clasificaron los gasterópodos de las familias Naticidae: wn.a:t.-i..a. p11,ae!Jfi-an.d.i.A (ROEMER) : Pseudomelaniidae : Tyl.a,1toma ova:t.um SHARPE, T. cf. 11.odtat.i.an.um d 'ORBIGNY, T, :f.Oll.,1.u.bl.e. SHARPE ¡ Ceri thiooe: Ce11.i.HU1Jm Aatas Faa. Cienaia,s Tierro U.A.N.L. Linares, 2, p. 139-144; 2 fig.; 1987 �140 t11.i.JnaruÁe MICHELIN¡ Potamididae: 'P~11.a3,1.M (éch..úwbath.A.a) val.euae (VERNEUIL LORIERE); Cassiopidae: f1e/.Jof),Í.auconi..a (/rle-109-. auconi..a.J & 11.en.evi.en.e ( COQUAND); Nerinellidae: NM.üielJ.a da.~.i... BLANCKE!'l-lllN¡ N>rineidae; Co-1,jfnann.ea (éun.e11.i.nea) a3,.teca (ALENCASTER). HORN) ' e. c. (é.) euphrie-1 (FELIX)' (t. ) pOJ.J))_ ( COQUAND) ' e. (é. / c. (é. 141 7?Q'll0 Dé LA f?OSA & $Jí7?0N: ~GAtMópodiM del.. C11.etácü:.o tempMnO · RQ110 Dé LA 7?05A & m:TinON: ~a-1ü.11.ópodo-1 de,/, C11.etácico t@mpl/.an.o J l.u.ttiche,L (BLANCKEN- ti.tan.i.a ( FELIX) y Adi..o ~ ptil.Xi.-1 Lás calizas de esta unidad contienen gasterópodos de las familias Naticidae: Na.ti.e.a. 40/liÚfµLe.Á.enA..Í.A nov. sp. ROMO & BUITRON, N. rJ,a.uJ.ü.n.a d 'ORBIGNY; Cassio- pidae: [i!Jll1l1-en.tone (~!J!111l-enione) hel..veti.ca. (PICTET & RENEVIER), fj, ((i.) 3eb1La (GABB); Orthostomidae; 'Pen.u.vi..elJ.a d.oh.um (ROEMER) , ActaeonelJ.a cf. A. loevis d'ORBIGNY, /11.ochactaeon cumminsi STANTON y bivalvos rudistas de la especie coqu.an.dian.a (d' ORBIGNY) . Coa.lcnm.an.a 11.anio-1a ( BOHEM) . La formación Morelos comprende una potente sucesión de caliza y cblanita, que Consideraciones paleobiogeográficas aflora en los estados de Morelos, México y Guerrero. Esta unidad sobreyace en discordancia paralela a la Formación Xochicalco (Cretácico Medio) y en dis Gasterópodos como los ~erineidos son indicadores de la edad de las rocas y de cordancia angular con rocas más antiguas. la geografía antigua, ya que por su amplia distribución en el Cretácico del mundo, es permisible hacer correlaciones entre otros estratos de la misma edad, aún muy distantes geográficamente. Así se tienen que 1/ ( Ad...i..o7opt,!Xi.4 co~J.J..aJUÍ,i..,aa c,I ., ; (d'ORBIGNY) fue descrita del Urgoniano de Francia y Suiza (d'ORBIGNY, 1842; / e PICTET &CAMPICHE, 1861-1864~ también ha sido citada del Aptiano de España, Q Italia, Rumania, y Líbano (DELPEY, 1940); del Barremiano de Serbia Oriental Aluvión (PETKOVIC , 1939; PASIC, 1950) y del Aptiano de Marruecos, Túnez y Somalia Teob (GLACON , 1953) 1 1 Grupo Bolsos en el Viejo Mundo. En México se ha mencionado de varias localidades entre ellas; del Aptiano de 1 Ksmp 1 Michoacán, de Guerrero y de Colima (3UITRON, 1981; BUITRON Fm. Mol Poso & RIVERA, 1985). Esta especie tuvo una amplia distribución en el mundo, durante el Cretácico Kim Temprano, y por lo tanto es de gran significación estratigráfica y paleogeo- 1 fm . Morelos gráfica. Otra de las especies del cerro de San Miguel, indicadora paleobio- Kisi geográfica es Co-1-1;,10J1J1..e.a (lun..e1Lmea) pau.ü (COQUAND), descrita del Aptiano- 1 1 Albiano de Punta China, Baja California (ALLISON, 1955¡ AL~AZAN Fm Son Lucos 1984), del Barremiano de Puebla, México (BUITRON * Locolldod fos1IÍfero o 2 3 K"' FIG. 1..- MAPA GEOLOGICO OUE MUESTRA FOSILIFERAS LAS LOCALIDADES no de Túnez, Líbano y Beyrut (DELPEY, 1940). tome (fvmn0~tome) helveti.ca (PICTET & & & BUITRON, BARCELO, 1980) y del Apti~ Entre los cassiópidos, ~!Jllll1.en- RENEVIER, 1854¡ VERNEUIL & LORIERE, 1868) fue citada del Aptiano de Suiza y España; ~ - (~.) ;eb11.a descrita originalmente del Albiano de Sonora, México (GABB, 1869) , se menciona de Jalisco, México (BUITRON, 1986) y 1~e<10D,la.u.cor..i..a fl1e<10[:Á.G11coru..a) 11.enevi.e!li. (COQUAND, El espesor de la Formación Morelos en el arroyo Monte Grande es de aproximad~ mente 500 m y en el cañón del Mal Paso es de unos 350 m (PANTOJA-ALOR, J., 1956). 1865) del Aptiano de España y Puebla, México (ALENCASTER, 1956). �143 142 ~ar,o Dé lA ~OSA & Pll:JíRON: [¡Mte11.ópodo-1 deJ. Cttetác.i.c.o tempttan.o ??ürlO OC LA ~OSA & PllJí'RON: f1Mte11.ópodo-1 del Ctte:tácic:) tempttan.o Entre los representantes de la Familia Potamididae, la especie rytta~ (échJ..- Esta información es congruente n.obatfvw.) vaJ.eJU..O. (VERNEUIL & LORIERE, 1868) fue estudiada del Cretácico Infe rior de Utrillas España (AGUILAR et al., 1971) y de Jalisco, México (BUITRON, 1986). con el modelo que se tiene de la evolución geológica de la Cuenca Mediterránea. Esta cuenca debió constituir el marco geológico de la provincia paleobiogeográfica -mediterránea, que definitivamente debió incluir parte del actual territorio nacional. Entre los natícidos hay especies significativas como ú.utatla pttaef)ll-an.di.4 ROEMER del Cretácico Inferior de Texas (STANTON, 1947), del Aptiano de Pue- bla, México (ALENCASTER, 1956) y de Sonora, México (GABB, 1869). Otros gast! rópodos de Michoacán-Guerrero, como T~-lo-1toma ovatum (SHARPE, 1849) del Cretá cico de Portugal¡ Tttodw.ctaeon CJ.Jffli/Á.nA¡ E.U.A. y ~e11.uvleJ.J.a do.llur,,. {KOLLMANN BUITRON? 1984) & Bibliografía (STANTON, 1947) del Albiano de Texas, SOHL, 1979; BUITRON, Í981; ALMAZAN y del Albiano de Texas, EUA¡ de Angola, Chihuahua, Baja Cali- AGUILAR et al. (1971): Estud. geol., 27. ALENCASTER (1956): Paleont. mexicana Univ. nac. autón. México, 2. fornia, Jalisco y Colima, México; asimismo se describe del Albiano de Brasil (TARDIN-CASSAB, 1982). ALLISON (1955): J. Paleont., 29, ALMAZAN & BUITRON (1984): Mem. III Congr. latinoamer. Paleont. México. BUITRON (1981): Anais II Congr. latinoamer. Paleont. Brasil. BUITRON (1956): Bol. Soc. geol. mexicana, 47 (1). 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PICTET & RENEVIER (1854): Mat. Paléont. Su sse, Sér. l. SHARPE (1849): Quart. J. Soc. London. Bioestratigrafía con Radiolarios, una nueva posibilidad para la estratigrafía del Cretácico en México Por: Víctor Manuel DAVILA-ALCOCER , Tarento 26 Colonia Portales 09490 México, D. F. 242 STANTON (1947): Prof. Pap. U.S. geol. Surv., 211. TARDIN-CASSAB (1982): An. Acad. Brasil. Cienc., 54 (3). Secuencias volcano-sedimentarias o en íntima asociación con ellas aflorando VERNEUIL & LORIERE (1868): París (Edit. F. Savy). en el noroeste y centro de la República Mexicana, habían sido consideradas hasta hace poco tiempo como carentes de registro fósil. Actualmente su estu- dio estratigráfico es factible gracias al descubrimiento de su contenido de radiolarios. A partir de la década de los 70's la bioestratigrafía del Mesozoico recibió un fuerte impulso con la introducción de técnicas para la extracción de radio larios a partir de pedernales, principal problema con que se enfrentaba el es tratígrafo . El siguiente paso decisivo fue la creación de esquemas zonales para el Cretácico, Jurásico Tardío y Triásico Tardío propuestos por el Dr. Emile A. Pessagno Jr. Con estas bases el trabajo bioestratigráfico empleando radiolarios en los 80's se ha multiplicado alrededor del mundo. En México, PESSAGNO (1979) inició este tipo de trabajo, con el estudio de las rocas del Triásico Tardío en Baja California Sur. Continuando esta labor, el que suscribe ha estudiado las secuencias Jurásico-Cretácicas aflorantes en la Península de Vizcaíno, Baja California Sur. Puesto que en México el reporte de la existencia de radiolarios no es muy pr~ ciso y algunas formas similares han llegado a confundirse con ellos, el autor se ha dado a la tarea de prospectar en secuencias aparentemente estériles en los Estados de Zacatecas, Guanajuato, San Luis Potosí, Aguascalientes y Quer~ taro . Confirmando en todas ellas la existencia de radiolarios y en particular en los tres primeros estados se han obtenido conjuntos de edad Cretácica Temprana. Litoestratigráficarnente las secuencias estudiadas en Baja California Sur son asignadas a las formaciones Eugenia y Asunción. La primera de ellas está cons Actas Fac. Ciencia.a Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 145-146; 1987 �146 147 DAVJLA-ALíXXE!R: Bi.oMt.11.a:t,½Jz.af.1.o. wn 'P..aduJl.aw,1, úz.e.táci..CJJ de. ~éx,i.CJJ Interpetación genética de un dique de basalto en el Turoniano irrl"erior de la Sierra de Tamaulipas y su datación bioestratigr-áfica con Inocerámidos (Cretácico medio, NE de México) tituida por dos miembros; el volcanogénico y el epiclástico, siendo transici~ nal el paso entre ellos, al disminuir el aporte volcanogénico. Las edades cr~ Por: Ekbert SEIBERTZ tácicas son encontradas hacia la cima del miembro volcanogénico y a lo largo del miembro epiclástico. La segunda de ellas, corresponde a una secuencia masiva de brechas de grano Institut für Geologie und Palaontologie der Univ., Callinstr. 30, D-3000 Hannover, Alemania (R.F.A.) grueso, areniscas calcáreas e interestratificaciones de tobas calcáreas y 242 vítreas, limolitas tobáceas, y areniscas calcáreas . En ellas, sólo se lograren recuperar conjuntos de radiolarios cretácicos. Esta edad es confirmada por la existencia de amonitas y foraminíferos planctónicos contenidos en varios hori zontes. Las muestras estudiadas de la región de Fresnillo, Zacatecas provienen de una secuencia de lutitas calcáreas y lutitas carbonosas con lentes de grauvaca o caliza que sección arriba gradúa a estratos altamente de grauvaca y lutita la cual formalmente ha sido denominada como Formación Plateros. De dicha secuencia se extrajeron conjuntos de radiolarios que sugieren una edad Cretácico Temprano (DAVILA Dicha 1981) no más joven que Valanginiense. Durante las investigaciones en el Cretácico Medio del NE de México, patrocinadas por la U.A.N.l. en 1982-84yfinanc i a d a s po r l a De ut s c he Fo r s c h u ng s ge me i ns c ha f t e n l 98 6 - 8 7, se encontró un dique de basalto intruido en calizas negras del Turoniano. El lugar se llama Rancho Los Laureles y está ubicada en la parte norte de la Sierra de Tamaulipas al kilómetro 76 de la carretera Cd. Victoria - Soto La Ma- formación pasa transicionalmente a la Formación Valdecañas la cual también rina. contiene horizontes de radiolarios aunque su conservación es mala. Le sobrey~ Es una región generalmente agobiada por sequía y que forzó a los agricultores de ese lugaraexcavar pozos. Se buscó puntos, en que después de lluvias salió agua del subsuelo y se encontró en dos norias un dique de basalto. Este dique, con un rumbo de 15º NNE y una inclinación de 80º ESE forma un obstáculo al flujo de agua subterráneo, que en general drena al NW. ce concordantemente la Caliza Fortuna de edad Albiense. Las rocas volcano-sedimentarias de Guanajuato que forman la base de la secuen cia mesozoica, son también portadoras de dichos microfósiles silíceos. Una muestra de la cima de la sección Magdalena-Arperos ha permitido asignar a esta parte de la sección una edad Valanginiense-Turoniense {DAVILA & MARTINEZREYES 1987). Los estudios que actualmente se llevan a cabo en los estados inicialmente men cionados, permitirán documentar con detalle la cronoestratigrafía, bioestrati grafía y una etapa de metamorfismo de bajo grado que afecta a dichas secuencias (con excepción de la de Baja California sur). Es de hacerse notar que esta etapa de metamorfismo afecta a sedimentos del Cretácico Inferior, los El basalto es duro, oscuro y denso, conteniendo particulas de carbonato; qu1micamente se trata de un basalto andesitico. Su contacto con las calizas de los lados tal como de la cima está bien definido y afilado, no se vé ningún halo de metamorfización. cuales habían sido correlacionados por otros autores con el Triásico de Zacatecas . Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 147-150, 1 fig.; 1987 �148 149 SéJ!Jé'RTZ: JntM..p11.etacwn g,en.étlca. de un. di.que, 5.le/1.fl.a de Tam.a.uli.paA SES!Jé'R.TZ: Jnte11.p11.e:tacwn gen.étlca. de un. di.que, 5.lM..11.a de Tam.a.uli.paA De los sedimentos se trata de dos unidades litoestratigráficas, que se puedenobservar ~n las norias: La unidad inferior consta de una alternanc a de pizarras negras y bituminosas de pocos centimetros hasta 10 cm y de calizas margosas negras y bituminosas de unos 10 cm hasta más de lm. Estas litolog,as cambian gradualmente. La unidad superior Ml0-CRETACE0 US consta de ca 1 izas gris oscuras separándose en capas de 20 a 30 cm por fisuras margosas de pocos mil1metros. En correlación de las dos norias en que aflora el dique, el contacto de las unidades sedimentarias aparece erosivo. Po~ la litologia se compara estos sedimentos con la Formación Agua Nueva, cuya facies produjo también carbonatos de un ambiente euxinico. Bioestratigráficamente las calizas de ambas unidades pertenecen al Turoniano Inferior por su contenid~ micro- y macrofaunistico. Entre el último, la fauna más decisiva es la de inocerámidos. Se encontraron numerosos ejemplares de In.oCIVl,anuu:, ( f'I.) myWo.i.d.e.t> MANTELL, I. ( f'I.) 1.ai,_¡alu.t> (SCHLOTHEIM), l. (f'/,) goppe.1.n..e.ru.,.u., 8ADILLET & SORNAY, l.(l'I.) t>u.R,/i,v,.cyrúcw., SEITZ y algunos ejemplares con grandes afini- d ad es a I. ( l'I. ) hvt..cyrúcw., PETRA se HE eK . Por l a ú l t i ma forma , dichos sedimentos aflorando en las norias ocupan la superior parte del Turoniano Inferior. Por el contacto bien la falta del halo de del basalto y además dades sedimentarias, afilado entre basalto y sedimento, por metamorf1smo, por el carbonato dentro por el contacto erosivo entre las unise interpreta la intrusión del dique k11 O NM 50 IN- 100 J Fig. 1. Diagrama de bloque, mostrando e1 paleorelieve Jurásico compilado con la paleogeografia Turónica. Modificado según PADILLA Y SANCHEZ (1982) y SEIBERTZ (1986). �150 5lJ~TZ: Jn.t.e1Lp11.etación g,en.éti..ca. de un di.q,11e, Si..eA11.a de Tatnal.Úi..p<M El límite Cretácico-Terciario en Chile Central como Por: sigue: a.- Depositación de la unidad sedimentaria inferior; b.- levantamiento irregular y formación de un relieve; c.- erosión submarina y egalización del relieve por la depositación de las primeras capas de la unidad superior; d.- intrusión del dique en una estructura de torción, proveniendo de una cámara basáltica más amplia, que produjo el relieve; e.- erosión submarina de la parte superior del dique y continuación de la depositación de la unidad sedimentaria superior. Con el hallazgo de este dique y su datación como una intrusión del Turoniano lnf~rior, hay otro testigo más para la renovación del levantamiento del Archipiélago de Tamaulipas Jurásico (PADILLA Y SANCHEZ 1982) durante el Cretácico Medio (Fig. 1, SEIBERTZ 1986). 151 Wolfgang STINNESBECK Facul t ad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoma de Nuevo León Apartado Postal 104 67700 Linares, N. L., México En el centro de Chile, sedimentos marinos del Cretácico superior afloran localffiente a lo largo de la costa pacífica. Las secuencias mas completas acerca del límite entre el Cretácico y Terciario, se encuentran cerca de la ciudad de Concepción. Se trata de la sección tipo de la Fm. Quiriquina, la bahía Las Tablas locaiizada en el NW de la isla Quiriquina, y Ios acantilados costeros en el N de Cocholgue al NW de Tomé (Fig. 1). En ambos casos los sedimentos del Maastrichtiano superior consisten en areniscas marinas, en gran parte glauconíticas, que están completamente retrab~ jadas por bioturbación y contienen niveles de concreciones arenísco-calcáreas. Bibliografia R.J. (1982 ): Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepción del Oro, Saltillo and Monterrey, Mexíco.- 217 p., tesis de doctorado, Univ. Texas at Austin / U.S.A. PADILLA Y SÁNCHEZ, E. (1986): Paleogeography of the San Felipe Formation (Mid-Cretaceous, NE Mexico) and facial effects upon the inoceramids of the Turonian/Coniacian transition.- Zbl. Geol. Palaont. Teil I, 12~~ (9/10), 1171-1181. SEIBERTZ, Bioestratigráficamente, en esta parte de la secuencia se reconocen las dos si guientes zonas (de abajo hacia arriba): - zona del Eubaoulites lyelli - zona sin bacul itidos Esta última se puede correlacionar con una zona que se conoce de Zululandia, Madagascar, California, Perú y de los Pirineos franceses, donde indica la pacte alta del Maastrichtiano superior. La sobreyace, con contacto incisivo pero probablemente concordante, una arenisca amarilla conglomerática con estratificación cruzada, que se correlacio na con la Fm. Curanilahue del Terciario temprano. La ubicación del límite Cretácico - 'ferciario entre las dos unidades resulta de datos paleontológicos y litológicos. Los últimos indican una interrupción de la sedimentación (tal vez erosión insignificante) en este límite, que pr~ bablemente no se mantuvo por mucho tiempo. Este enfoque está fundamentado, entre otros, por los datos paleomagnéticos, los cuales coinciden bien con la escala paleomagnética internacional. El límite en sí mismo se encuentra Actas Fac. Ciencias Tierm U.A.N.L. Linares, 2, p. 151-154, 2 fig.; 198? �152 153 ST1NNéSB[,{,K: U .üm,i_te C11.etáci..co-í e11.ci..aA.i.JJ en Chi..1.e Cen.bz.a.J.. S!JAWl5Bf.LK.- ll Unzile Gtelúc.i.OJ - Í<?ricú1.t.w M Chile. Cen tn.aJ Formación QUIRIQUIMA (MAASTRJCHTIANO) ( PALEOCENO) - .. o forrnooión CURANILAHUE o 1 : ;1 .A.iJ.:aá3J!l!ll'.!ml~LIIJ.l.Ll..!.2uL--'--1:!..1....~c.L...L..'_.L..l.:L!.ll;,...WL..l..!.L:.:..úF:.C!,L_.:>"""'"""~:...:i.'---""" ~ Las Tablas] ltla Quiriquni TON lnoceromus (Endocos!eo) bi'oi Pocitriqono tanllticm E.u!~hocelOs subJ,l,cotum Bcx:ulites.sp Euboculiles fyelli P. (PochydLSCUS) jocQuolí chilen1i1 UI Anapochyd1!1C111 frltvilleM11 qu,rlqumo1 P(Hypophyllocaros) inlkllum Phyllojltyc;howos s p Grououvrites Qll!mlCIIUI ~ t.. teruicosfotut Anaoca,clrycerus el. pohlistll!Ull P{ Hypo¡,hyllocerct)rcrrosum 3 K. (Kitchinotea) dorwinl dorwtm (IJcro.., r r-'U r-n (ti t-"' ,ru ::, .... o ~ !ll o n ,.. o n c. ... o o e .oo •Ul ., ; o a e 111 n, /ll o ., ::, <" L'II .... .... 3 ~ ....e 3 !ll ::, - a ¡¡¡ "' .. , "cr. ,"' ,,.. ... :J -ú.i ,-1-1, N ::, ,-., Ul Q !ll o, ll.' a.::,- a, ¡¡; :., a. • 11 'O Conctpcion o ~ ,..., !ll g- a. 11 a, n-oo' "' ; :;;) fJJ ...:¡ e.e ....a :, Fig. l. Izq.: Mapa geográfico de Chile Central, mostrando la localización de secuencias marinas con el límite Cretácico - Terciario Der.: Localización de las secciones descritas aquí -o - - O'I c., ~'O o :, -: IJl -- e..... Ci> ñ " ~ o OJ UI UI :l '! '1l o !ll Dl ~ :o e:. ::, ,;. t-" "'Ul .... ... r1' :J ., o !ll 3 11) " 11> Ui o o 1 (l) fJJ ....o ., ll> ., ,+ :r ::, (l) -... ,... tih-_ ::J ,.'1 "'o •oo . 11; <'l r,. ¡.. 0• e,::, I\) !ll o cr N ...a :l GJ :r u, !Jl ;> lll 1 '< n o PseudOlilylliles indro ~roskoyo1 r, .... o. C) o • ..... ¡,. !)] o ...,_º ::, 3 oµ - O.'-'> o .... 3 ... e,o 3 o o (JI :1 rll ., ro ' s gs' 1 ~ 1S (Pil ~ + o' o 1 ";¡ f !!, I» ::, (D !ll -- <T , o "' "'"' "'e ., -m g :, " ...... ... ., e., ~n 3 a, IJl lll UI .... - o,.,, o ., Zelond~n voruno ::. o ~ ill lll n o ~ ,... :, o- '1"" :in., ,.- '.D :, :,,. fil l)Q ~ o ,!! ,¡¡ 3 .... o n Oll t> ... 'O ..., llJ ':l :, tll l Q rt .... !ll !ll i-- 00 e :, m - a. ll> ll) ... o < 3 11> !ll >-" IJQ oe;¡ :J u, /lo ~ - ...o u, ~.,~, n .... o a: o . o 3 ..... o (!! o. 11) ...,... 'l> JJl ~ -"' .... :1. I") ;:r o '"1.., ~c. n, crn, ;:¡ ~ ;; 1 ~ lb, "O ~ p ~ t; o o IJl !ll Cl' !1 O. N o t> 00 o. &T< g, ,.."'1 1\.1 n o " .,",.oe "' P. (Hypophylloceros) suryo O.(Oi¡,lomo,;erasl el 110loblle Hoplo&eophites quinqu,noe f < !1 ~ i!i 11 11 ,.., r; : .;!,. > ,.'" > " �154 SíJNNl5/3éC,K: LJ.. -lúni..:te vz.etáci..co-TMcJ..o.n.io en. Ch.U.e Cen.tn..al dentro de una zona de polarización reversa. La base de la siguiente magnetozona de polarización normal queda unos 150 cm encima (Fig. 2) Una anomalía geoquímica de Cu, Pb, Ni y Zn se encuentra en el límite, probablemente como resultado de un enriquecimiento secundario en el contacto sedi mentario. Sin embargo, una procedencia extraterrestre u otra, no puede excluída, aunque microtectitas, minerales de impacto o indicaciones ser de un volcanismo intensivo no han sido observadas. TEMA BASICO (4) Las muestras paleontológicas parecen indicar una disminución gradual en diversidad de la fauna de moluscos, empezando mucho tiempo antes del final del Maastrichtiano. Mientras que inoceramida, trigoniida y plesiosaurida desaparecen ya durante la Fm. Quiriquina inferior y media, muchos ammonites se encuentran hasta el final de la zona del Eubaculites ZyeZZi. (Fig. 2). Salame~ te después la diversidad disminuye rápidamente dejando unas tres especies: Phylloceras (Bypophylwceras) sUPya, Boploscaphites qu.iriquinae y D. Diplomoceras cf . notabile. Sin embargo, ninguna de estas ha sido encontrada más arriba que unos cinco metros debajo del límite Cretácico - Terciario. En estos últimos metros, la macrofauna de moluscos falta casi completamente, probablemente como resultado de un deterioro de las condiciones de vida. En el sedimento existe evidencia de agua estancada y ambiente reductor. Al pri~ cipio del Terciario los polen bisacados de Pityosporites microalatus indican un cambio climático. Aunque no es posible de excluir el impacto de un meteoro grande en el lími-t e Cretácico - Terciario, tal evento probablemente no fue relacionado con el cambio faunístico en el final del Mesozoico. Mas bien, los datos chilenos in dican que las extinciones masivas conocidas de esta época ya empezaban duran te el Maastrichtiano y se realizaban en forma gradual. Bibliograf'ía STINNESBECK, W. (1986): Zu den faunistischen und palokologischen Verhaltnissm in der Quiriquina Formation (Maastrichtium) Zentral-Chiles.Palaeontographica, Abt. A, 194 (4-6): 99-237. PROCESOS MAGMATICOS Y METAMORFICOS �155 El Cretácico volcanosedimentario de la parte centro-occidental de México: implicaciones tect6nicas y metalogenéticas Por: E. GONZALEZ-PARTIBA 1 , V. TORRES-RODRIGUEZ 2 y F. GONZALEZ~SANCHEZ.l (1) Instituto de Investigaciones Eléctricas: Geotermia. Apartado Postal 475 62000 Cuernavaca, Morelos, México (2) División de Estudios de Postgrado Sección de Recursos del Subsuelo Facultad de Ingeniería, U.N.A.M. 04510 México, D. F. 1, IU UNE 242 Introducci6n La región cubierta por est'e estudio comprende los estados de Nayarit, Jalisco, Colima, Michoacán, Guerrero y de México, localizados en la región centro-occ~ dental de México. Esta zona ha sido estudiada por numerosos autores. En términos generales la mayoría de las investigaciones del área coinciden en la presencia de dos secuencias volcanosedimentarias separadas por una discordancia erosional. El rasgo distintivo de estos conjuntos litológicos es el metamorfismo epizcnal de facies de esquistos verdes que exhibe el conjunto más antiguo. Con base en lo anterior y a las relaciones estratigráficas y de campo, (,1988) proponen GONZALEZ & TORRES los nombres de "Secuencia Volcanosedimentaria Metamorfiza- da11 (SVM) para las rocas formadas por esquistos, filitas y rocas metavolcánicas, de edad Permo-Triásico que constituyen las rocas más antiguas de la región, y "Secuencia Volcanosedimentaria No Metamórfica" (SVNM) para un conjunto litológico cretácico, formado por rocas piroclásticas y efusivas submarinas, lutitas, areniscas y calizas arrecifales, entre otros. Esta secuencia descansa discordantemente sobre la anterior y no exhibe evidencias de metamor fismo regional, lo que la distingue facilmente de aquella. Es conveniente aclarar que los componentes volcánicos de la SVNM pueden presentar en ocasiones efectos de espilitización que no debe confundirse con el metamorfismo. Los párrafos siguientes se referirán a las características geológicas, evolución tectónica e implicaciones metalogenéticas de la SVNM. Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 155-164, 5 fig., 1 tab.; 1987 �<;()NZALEZ-'PlfRTJDA et al...: él.. C11.etácico vol.can.o4edi.mP.n.tG.1U.JJ, /fléxi...CJJ <;GNZA!.E.Z-'f>lfRTJDA et al...: él.. Cll.etáci.co vol.can.o,riedi.men.t.G.IU.JJ, ftléxi.co 2. Geología En el Cretácico la actividad volcánica submarina de la porción centro-occiden tal de México alcanza su máxima intensidad. Según haya su ubicación geográfica y el ambiente tectónico predominante (de arco y cuenca marginal), el volcani~ •()Jooalojoro mo submarino presenta características distintivas en tres regiones: la región centro-oriental (Estados de Colima, Michoacán, Guerrero y México) que presenta un volcanismo predominante andesítico, interestratificado con rocas calcáreas de facies de plataforma, conglomerados, areniscas y lutitas; la región noroccidental (Estados de Jalisco y Nayarit) en donde el volcanismo tiene un carácter más ácido, constituido en su mayor parte por riolitas y riodacitas extruídas en un ambiente submarino, intercaladas con calizas arcillosas, lut! tas negras y limolitas; y, por último, la región suroccidental (ZihuatanejoPetatlán, Guerrero} constituida por secuencias tipo 11 flysch" espilítico, lavas andesítico-basálticas y rocas ultrabásicas y básicas. Las secuencias litológ! cas de las regiones centro-oriental y noroccidental corresponden a una cuenca 104' marginal de post-arco, mientras que la región suroccidental es de tipo arco e inyección forzada. La litología se muestra en la figura l. Al sur del Estado de Jalisco afloran rocas carbonatadas correspondientes o a 100Km ,O 101 102 una facies arrecifal correlacionables en edad con la Formación Morelos (Albia no-Cenomaniano} perteneciente a la Plataforma Morelos-Guerrero que aparece hacia el suroccidente de esta región. Esta unidad presenta varios cambios de facies como en la localidad de Talpa de Allende, Jalisco, donde la caliza se hace arcillosa y en Huetamo, Michoacán, donde pasa a lutitas negras. En la lo calidad de Cuale, Jalisco, las lutitas negras están intercaladas con rocas Figuro 1:- Unidades litológicos y localidades mineros. 1:- Rocas ultrobósicos ¡ 2:- Secuencies pelitioos (Ki); 3:-Stcuencios corbonotodos (Ki-Km)¡ 4,-Secuencio.s volcllnico-sedimentarios(KiKm); 5:- Rocas intrusívos colcoolcalinas ( J¡} ¡ 6,-Secuencios pelíticos me1omorflZOdas ( Pre-J) ¡ 7-Complt)o Xolopo, 8:-Yocimientos volc6nico-sedimentoios ¡ 9:-Rocos más Jóvenes. YACIMIENTO volcánicas de composición riolítica-riodacítica. Recientemente, en estudios ¾ X (TON) LEY ; 9r, Zn Au AQ CUALE 1.1 151 44 EL RUBI o 1!50 3.7 LA MINITA o 78 4 12 111 3.1 r·c I .F. SOL EQ%NoCI 1ec>o4I0 0.7 o 14 2 20 1600260 1 o 12 0.3 o 48 1400360 S o 16 1.1 6 Pb Cu Bo 11 0.3 o micropaleontológicos de muestras tomadas de la secuencia pelítica intercalada, se determinó una edad Cretácico Inferior. Las secuencias volcanosedimentarias con predominancia de rocas ácidas, 2 están asociadas a rocas hipabisales contemporáneas y a volcanismo explosivo subaéreo . y submarino de la misma edad. CAMPO MORADO Hacia el norte de Puerto Vallarta y Talpa de Allende (Jal.}, rumbo al Estado de Nayarit, la secuencia volcanosedimentaria está constituida por areniscas y lutitas, areniscas volcánicas, flujos riolíticos, dacíticos y andesíticos, y tobas de la misma composición. Estas rocas afloran al oeste de Compostela, Na yarit . o Medio tuaínlco 634 s%(n) +1.360 +7.48 ( 56) Sulh1ro• Sulfuro, -3.17 o +S.26 (20) Sulfato, + 22 ( S) Sulfuro, -1913 o +1.22 (IS) Sulfato, +1Uo +17.11 (1&) Sulfuro, -5U2 a -3.40 ( H) Tabla • 1- Ruultados de inclusiones fluidos ( l F.), iaotópleot y leye1-tontlo}t1 dt los principalu sulfuros masivos cr1t6clc01. 157 �158 159 g}NZALE.Z-'iWifiJDA et al. : él. úi.etáciw vol.cano,1edi.m.0tf.at1.i.JJ, /rléxi.w g}NZALE2-'PlfRTJDA et al..: él. C11.etáci.co vol.cwio.1Jedhnen.tat1.i.o, Méxi..co Entre el sur del Eje Neovoléanico y la Cuenca del Río Balsas (región del Est~ Acuitlapan (Neocomiano), Formación Xochicalco {Aptiano) y Formación do de Guerrero), aparece una secuencia dacítica, interestratificada con sedi- (Aptiano). Al nivel de la parte baja del Cretácico inferior se desarrollaron mentos terrígenos (lutitas, areniscas y conglomerados) definida como Rocaverde depósitos evaporíticos los cuales afloran en las localidades de Cacahuamilpa Trueco Viejo. Sobre estas rocas y entre los sedimentos más finos aparecen amo- y Huitzuco, Guerrero, .algunos de ellos (Huitzuco) intensamente Morelos tectonizados. nitas, lamelibranquios y tintinidos del Titoniano-Neocomiano (?)- Aptiano intercalados con tobas andesíticas, litología más característica de la región 3. Geoquímica y geocronologi'.a de tierra caliente. La tipología magmática de las rocas se obtuvo a partir de los análisis quími- En las estribaciones de la porción pacífica de la Sierra Madre del Sur, cos de muestras de roca total; estos se muestran en la figura 2 como funciaies en las cercanías de Zihuatanejo, existen numerosos afloramientos de rocas volcá- milicatiónicas. Puede observarse que el papel de las plagioclasas es prepond! nicas andesíticas, calizas con fauna Aptiano-Albiano, lutitas, areniscas, rante en la evolución de las series magmátic:as;las calcoalcalinas penetran en tobas y conglomerados. el triángulo entre las plagioclasas y cuarzo. Entre la región de Zihuatanejo, Guerrero y Coalcomán, Michoacán, aparecen exalmohadillados interestratificados con capas de rocas de limolita, conglomer~ ca'lcoalcalina. Las figuras 3 y 4 muestran las isocronas Rb-Sr obtenidas en la secuencia vol- dos volcánicos y capas de caliza subarrecifal con microfauna del Albiano. En la región de Papanoa-Petatlán, Gro., aparecen secuencias de rocas básicoultrabásicas que descansan sobre una secuencia volcanosedimentaria metamorfizada (SVM). El conjunto pertenece a la familia de intrusivos tipo Alaska o a de 1iaades del fraccionamiento magmático y al mismo tiempo esclarece los fenómenos de contaminación siálica. Las rocas estudiadas manifiestan una tendencia tensos afloramientos de rocas volcánicas submarinas andesíticas, basaltos los afines complejos diorítico-peridotíticos de la costa occidental Este diagrama precisa las mod~ los canosedimentaria de la porción noroccidental del área estudiada; estas son: La América (Jal.) con t.rJa (Jal.) con 92.4 ± 4.23 edad de 94.9 ± 5.68 ma y Aranjuez-El Rubí-Cuale ma. 4, Yacimientos minerales Estados Unidos y Canadá. Litológicamente el complejo está formado por dunitas, wehrlitas, clinopiroxenitas y gabros. Por disposición en espacio y tiempo (96 ma ?) el complejo está relacionado con el arco magmático del Cretácico en la costa de Guerrero. Su emplazamiento es diapírico por intrusión forzada, formando cuerpos elongados, en ocasiones autointrusionados que ocupan zonas de La mineralización encontrada en las secuencias volcanosedimentarias es de sul · furos masivos polimetálicos con asociaciones de Pb, Zn, Ag, (Cu, Au) en Campo Morado, Guerrero; Ag, Pb, Zn, (Cu, Au) en Rey de la Plata (Gro.) (Jal.); Mn, Fe en Autlán (Jal.) y Ba-Zn-Pb-Ag en la Minita, Mich. racterísticas se dan en la tabla No. l. fracturamiento y fallamiento. Cuale y Algunas ca Estos yacimientos están asociados a calderas y centros exhalativos submarinos, algunos de los cuales han desarroMientras, .por una parte, en la región occidental se depositan rocas vol canos e llado mineralización en "stockwork 11 • Las características estructurales y tex- dimentarias junto con rocas carbonatadas arrecifales, en la porción oriental turales observadas dependen de la distancia con respecto al centro exhalativo se depositan secuencias de plataforma durante el Cretácico inferior, Los aflo a que fue depositada la mineralización en vetillas irregulares ("stockwork 11 ) , ramientos más extensos de rocas de este último ambiente se localizan en de tipo proximal, distal o transportado. Un claro ejemplo de ello es el Dis- noreste del Estado de Guerrero y suroeste del Estado de México, como el puede trito Minero de Cuale, Jalisco. observarse en la región de Chilacachapa-Taxco. Mientras en la región de Cuale-El Rubí (Jal.) y la Minita (Mich.) se formaron Unidades con facies equivalentes afloran también en los Estados de Michoacán, sulfuros sinsedimentarios asociados a centros exhalativos submarinos (fallas Colima y Jalisco. Algunas formaciones carbonatadas y arcillosas depositadas alimentadoras), sistemas de calderas típicos de las zonas tensionales de en este período son: Formaciones Acahuizotla (Jurásico superior), rifts junto con cierta actividad hidrotermal, en parte volcánica, en Formación los campo �160 ~ONZAL.EZ- 'PlfRTJOA et al.: U C11.etáci.co vol.can.o~edimen.t 0/1.i.o, /r'i éxico 161 ' <;()NZALE.Z-'PlfR.TJDA et al..: U Cll.etáci.co vol.camu,edi.menta.lJ,i.o, Méxi.co 9 SS= Si+ Ti-Al-2Fe+ 3Mg +6Ca-2No Cuarzo AC= +3Ti +8Mg+9Ca MM= +2AI-Fe-Mg-4Ca-2Na MEJOR AJUSTE : ERROR ( lSIGMA) = PENDIENTE .0013485333 1.884E-5 o .730 COORDENADAS DEL CENTROIDE MSWD = 1.01 INTERSECCION .705729 .000132 X=4.72432 Y= 71210 .720 .710 .7057 .700 L_..J....__1.2_1-._4L.....L...----L6-.l--.J8L--...L...-LIO-..L---::l::-2--1..--~l4~ FIG. # 3 ISOCRONA DE ROCA TOTAL. LA AMERICA JAL. TOMADO DE GONZALEZ P. E. et ot ( 1988) GEOF. INTER. 178 • • • MEJOR AJUSTE : ERROR ( 1SIGMA)= ,, , . 172 ,., INTERSECCION .706511 .000283 o 148 145 • PENDIENTE .0013134401 4.'31E-5 148 ,730 COORDENADAS DEL CENTROIOE X=4.675'34 Y= .712643 MSWO=l o .,. .720 .710 .700 L....t...._....l2_..L-.......1.4-L-.J6L--...a....---J:. 8-.1--.....JI01-...L...--'l 2-..L--,.i...4____,. 10 20 MM 30 40 FIG. #2 TRIANGULO SS-AC-MM, SEPARADOR DE SERIES MAGMATICAS. TOMADO DE GONZALEZ P. E. ( 1988): GEOF. INTER. FIG. # 4 ISOCRONA DE ROCA TOTAL ARANJUEZ - EL RUBI - CUALE JAL . TOMADO DE GONZALEZ P. E. ( 1988) : GEOF. INTER. �162 ~ONZA!..E2-'PlfRTJOA et al..: él. vr.e.tácico vol.c.an.o;Jedimen.ian.i.n, /l'Jéx..lco ~ONZAL.E2-'PlfRTJDA et al..: U vr.etácico vol.cano;Jedi.m.en.tan.i.n, frléx..lco Morado (Gro.). La actividad bacteriana de ambientes euxínicos es el proceso predominante en la formación de los sulfuros sinsedimentarios los cuales fueron cubiertos y afectados por un volcanismo andesítico muy importante. TOMADO DE : MORAN Z. D. 0986) (MODIFICADO) 5. Tectónica JURASICO-CRETACI- CO. GEOF. INTER. La existencia de batolitos jurásicos en Baja California y en las costas de w Jalisco así como una basta litológica de litoral fini-jurásica-albiana (?) TOMADO DE'. que se extiende desde las localidades de Fresnillo y Real de Angeles, Zacate- URRUTIA F.-VALENCIO D. (1986¡FIG. 8) APTIANO-Al.81ANO GEOF. INTER. cas; San Sebastían y San Miguel, Jalisco; Huetamo, Michoacán, hasta Olinalá, Guerrero, implican la presencia de tierras positivas ubicadas al occidente de E la región durante el Jurásico medio, a partir de las cuales la erosión produTOMADO DE : CONEY P (1983;FIG.!S) (MODIFICADO) CRETACICO MEDIO REV. 1.M.P. ce los sedimentos necesarios para alimentar un sistema deltaíco-marino que funcionó posiblemente hasta el Cretácico inferior. Algunas pruebas de lo ante rior son: - Presencia de sedimentos terrígenos del Jurásico tardío en Huetamo, Micmacán. - Hallazgos de huellas de dinosaurio entre Zihuatanejo y Caleta de Campos, re lacionadas a limolitas rojas. Mineralizaciones de Pb, Zn, Ag, (Cd) en lechos rojos en la localidad de San TOMADO DE'. J.C. CARFANTAN (1983) Miguel, Jalisco. ( MOOIACADO) PORTLANOIANO-T\IIONIANO Presencia de conglomerados y lechos rojos pre-Cretácicos entre San Sebastía'l 1:- Subducc!ón Pacifica 2:- Arco Volc6nlco 3:- Cuenco ol Norte del Caribe GEOF. INTER. y Puerto Vallarta, Jalisco. Las evidencias anteriores junto con observaciones de campo que muestran una litología más antigµa en la parte de antearco y oe arco para el Cretácico Hlferior-medio; permiten suponer el desarrollo de un arco insular con características propias, distintas a los modelos de arco insular clásico, ya que en TOMADO DE: GONZALEZ P.-TORRES N.M.. Cuenco Morolnol (1988) Al..BIANO-CENOMANIANO las dif~rentes regiones, el volcanismo descansa sobre un basamento metamórfi- GEOF. INTER. co. Los diferentes esquemas tectónicos propuestos se muestran en la fig. 5. CAMPA y colaboradores (1978) plantean un esquema con dos zonas de subducción para poder explicar la distribución del vocanismo más joven hacia la parte Este del continente, una explicación similar dieron GASTIL y colaboradores -, (1983) para el norte de México al encontrar un "arco interno" entre California y Sonora para el Cretácico, una sección idealizada de esta es mostrada por MORAN (1986). CARFANTAN (1983) muestra un esquema muy generalizado para explicar la w E FIG. # 5 DIFERENTES ESQUEMAS TECTONICOS PROPUESTOS PARA EL CRETACICO 163 �164 165 The Granitoids of the Sierra Madre del Sur, Mexico f/JNZA/..f,Z-7Wfl.TJOA. et al..: U Cn.etácico voh:.arw-1e.di.m.en.tCJ.IU.1), México geodinámica del Portlandiano-Turoniano, la polaridad tectónica de la zona de By: Jorg F.W. NEGENDANK subducción es igualmente considerada de Oeste a Este, como los autores anteUniversitat Trier FB III, Abt. Geologie, Postfach 3825 D-5500 Trier, Alemania (R.F.A.) riores, proponiéndose una entrada del mar de "Tetis" al momento de separar América del Norte con América del Sur. 242 Algunos afloramientos básicos con carácter ofiolítico en Sinaloa y Guanajuato, parecen ser la traza de esta oceanificación la cual se encontraría más al Este de la zona aquí discutida, quedando como elemento paleogeográfico interme- Plutonic complexes constitute the Sierra Madre del Sur, a geologically quite dio, la plataforma de Morelos (en caso de no ser estas inyecciones forzadas). complicated mountain range, between the Trans-Mexican Volcanic Belt (TMVB) Los trabajos de CONEY (1983) muestran (con pocas evidencias como él mismo sefiala) un cambio en la polaridad de la zona de subducción para el Albiano. esquema similar es publicado por URRUTIA & VALENCIA Un (1986) para sintet~ zar algunas ideas sobre la región. La geometría es explicada por CONEY. considerando que en el Jurásico tardío-Cretácico temprano·, la subducción de la anteriores.Considerando la evolución normal de un arco magmático submarino, bajo la concepción de que éste desarrolla una cuenca marginal de "post-arco" con polaridad oceano-continente, y así mismo conscientes de la existencia de un basamen to continental sobre el cual descansa el volcanismo Albiano-Cenomaniano y la existencia de sulfuros masivos del tipo Kuroko en su fase terminal, así como TORRES (1988) postular un esquema Ctetaceous to Tertiary age, the volcanics belrng to the Eocene-Oligocene. At the moment, both rock types are under investigation in order to obtain Along three profiles (Fig. 1) the following geological sequence can be observed from base to top: fuerzas es completamente opuesto a los esquemas propuestos por los autores & The plutonic complexes between Puerto Vallarta and Acapulco are possibly of Cenozoic up to now. en un punto triple con la "apertura Tetisiana"; el cambio en el vector de permiten to represent the southern prolongation of the Sierra Madre Occidental. information on the magmatic activity within this region from Mesozoic througtl placa Kula en el Pacífico se convierte en una falla transformante que choca la distribución y tipo de material volcánico asociado, and the Pacific coast, that formed during the Nevadian Orogeny. It appears a GONZALE~ l. Cretaceous - Tertiary granitoids, occasionally intruded into 2. a metamorphic frame (Jurassic - Paleozoic), 3. folded limestones of Lower and Middle Cretaceous age, with volcaniclastic series starting during the Tithonian (CAMPA and CONEY 1983), 4. Upper Cretaceous volcanics, 5. continental molasse, grupo Balsas, . 6. minor extent, trachyandesitic character, tectónico diferente a los anterio 7. res y que se muestra igualmente en la figura 5. Eocene - Oligocene ignimbrites and volcanics with calcalkaline and, to a Upper Miocene - recent volcanism of the TMVB. Esta interpretación explica la existencia del basamento subyacente del arco, Paleomagnetic results for three plutonic complexes, for the granites of Aca- argumento de fundamental importancia que falta en los modelos anteriores, el! pulco, Xaltianguis and Ocotito (URRUTIA-FUCUGAUCHI et al., 1984 1 NEGENDANK mina la posibilidad de una zona de "subducción interna" limitada por magmati! et al. 1987) suggest that "the intrusives have not been affected by any mo más antiguo al Oeste y Este del continente. Esta "subducción interna más major tectonic movements since the time of acquisition of the paleomagnetic joven", corresponde en este caso, a la fase final de "post-arco" que se exp~ record. de o se abre, generando fundamentalmente estructuras de "horsts y grábenes", the early Tertiary." con un volcanismo predominante explosivo, tobas andesíticas-riolíticas a las All plutonic bodies (Punta Mita (K 9), Puerto Vallarta Manzanilla ~ se asocian los sulfuros masivos más importantes en Jal., Mich., y Gro. mecanismo similar presentan los sulfuros masivos terciarios del Japón arcos y zonas de transformación actuales. The Xolapa terrane was accreted to the southern Mexico margin before (K 8), Un y los Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2 p. 185-172, 3 fig.; 1987 �os JQ r-.. u, ♦ O .-1 06 'v ,.:¡_ V ■ q~ V 6. 3.llVll3rHONOl::l.l o Bll VII BlUOd-6}1 xe1dwoo 8111U8'ZU8V\l-8l.1'8lt8,\ Ol,19nd-q/ 88}1 X8fdWOQ omuezuaV11- DI xe1dwoo owie.1 ues e¡und pue '8f51'18lJV- 9>4 xa1dwoo U'81l'8l9d- 0::>XnN- S>I xe1dwoo zeJ81\IV ep ::>e~OW- v}I xa1dwoo o::>¡ndB::>V- f;>I xa1dwoo s1n6uemex- ~ xe1dwoo o¡no::>o 13/8PBJOJOO ª"ªl.l- ~>I xe1dwoo ·(<; 1) HONNO:>,O o•¡ fü,¡p..1oa:,,_ S),\;>O.J :llUO n¡d 4 :q.,-:.q..1,mu .10 uo¡ 1n::>1 n seto :e: 99W ·:J1.:1 93W -~8 ~ ~ ., ~ ~ {l 1:11 i ~ ~ e;! oOAXACA 17N t,t C¡l V: C¡l -e:! ""' "-J. o io o¡., -~ ':! l...)) ~ -e:! 1- ~ r-~ t.O I.O r-1 ~ \:!¿ 105W 99W ~ TRANS-MEXICAN VOLCANIC BELT (UPPER MIOCENE-RECENn i:ci(>j;,~ TERTIARY IGNEOUS ROCKS OF THE SIERRA MADRE DEL SUR (EOCENE-OLIGOCENE) GRANITOIDS : . . CRETACEOUS-TERTIARY? ~ TERTIARY Fig. 1: The granitoid complexes ~ CRETACEOUS ~ PALEOZOIC or the Sierra Madre del Sur, Mexico. 17N �169 168 Né~lNDANI(: The ~11.an.iloifl1 of.. the 5ieJV1.a frlaCÍJl.e del. 5~ r Né~éNDANK: The ~11.anJ.toi.d1 frlexico ot the Sle11.11.a /r/aCÍJl.e deL Sllll., /flex.i..co Manzanillo (K 7), Arteaga and Punta San Telmo (K 6), Nuxco - Petatlán (K 5), Atoyac de Alvarez {K 4), Acapulco (K 3), Xaltianguis 0cotito (K (K 2), Tierra Colorada/ l))range in composition from gabbros through tonalites (diorites) and granodiorites to granites (Fig. 2). According to CHAPPEL and WHITE (1974) they classify as I-type granites, have a calcalkaline to high-K-calcalkaline character and contain biotite +- hornblende as the dominant ferromagnesian minerals. In addition, they bear magnetite and titanomagnetite (with secondary oxidation) in varying amounts as phases of the system Ti0 2 - Fe 2o1 In general, ilmenite occurs only subordinately or is absent (Magnetite llb (ppml series of TAKAHASHI et al. 1980). 1000 The diagram Rb/Y+Nb according to PEARCE et al. (1984) 1 (Fig. 3\ suggests that these rocks resemble granite occurrences from Chile belonging to "Volcanic are granites" and intruded atan active continental margin. Samples of nine granitic plutons between Puerto Vallarta and Acapulco have been analyzed for major and many of the large-ion-lithophile (LIL) and highfield-streng~ (HFS) trace elements. 100 In general, the rocks are distinguished by relatively high LIL/HFS element ratios. Si0 2-variation diagrams cover a Si02 range from about 50 to 78 wt.-% (62.6 -76.9 for granitoids, 48.7 - 68.6 far xenoliths, 77.6 - 78.8 for aplites, 73.6 for one pegmatitic rock) considerable scatter of the LIL-element contents is to be observed ruling out any simple genetic relation between the various plutonic bodies. The data do not support a derivation of the plutons from a common parental magma differentiated to varying degrees by fractional crystallization. □ anda 0n the contrary, it appears that each complex is characterized by a specific trace- ~~---v-_,..._ ~-· óí~.:'---Oc<6' 10 .r-112---IG-_... eo,,p,,.M-IJoyocdf...._ ~ ..- ......... s.nT- ■ -tQ­ V-""---- ... . - □ ♦ element pattern which presumably reflects compositional heterogeneities within the source material. ,o Additionally, processes of magma mixing may 100 1000 Y+Nb[ppm] contribute to a certain extent to the observed dispersion in the traceFig. 3: Diagram Rb/Y+Nb according t o PEARCE et al. (1984), classification of the granitoids as Volcanic Are Granites (VAG). element contents. Trace-element relationships caution against accepting any single model of crystal fractionation from a common parental magma. Up to now only a few radiometric age determinations are available. GASTIL, KRUMMENACHER, and JENSKY (1978), JENSKY (1975), obtained a K/Ar age of 81 Ma for the tonalites around Puerto Vallarta. In the Punta Mita granitoid complexa variety of rocks are exposed that were dated by the K-Ar method as 71 Ma and 13.5 Ma, �171 Né,[,lNDMI<: The [,11.arú:toi..d-1 of .the Si...et1.11.a Ma.dA.e de). Swt, Mex.i..c.o Né,[,lNDANI<: The [,11.aniloi..dA of .the 5.le-vz.a Ma.dA.e de). 51.!/l., Mex.i..c.o respectively. For the southern part of the granitoid complex of Puerto Va- llarta, K/Ar biotite-ages of 68 and 67 Ma were obtained (Barra de Navidad). Several authors, e.g. LOPEZ RAMOS (1979), DE CSERNA (1965), CAMPA and CONEY (1983) , CAMPA, RAMIREZ, FLORES, and CONEY (1981), M. GRAJALES N. LOPEZ and INFANZON (1983), J .C. SALINAS P. (1984), R. VIDAL SERRATOS (1932), J. PANTORA ALOR (1982),URRUTIA-FUCUGAUCHI (1983), and GONZALES and TORRES (1986) established a first model of the evolution of the Sierra Madre del the area between Puerto Vallarta and Acapulco. have Sur in For the granitoid complex of Puerto Vallarta they assure a Jurassic age of intrusion anda reheating process starting at 108 Ma b.p. KOEHLER et al. (1987) carne to the following conclusions, having investigated the granitoids of Puerto Vallarta radiometrically: l. The intrusion age of the granitoids of Puerto Vallarta is limited ween 88 2. +- bet- 2 Ma and 97 +- 3 Ma. Mineral cooling ages are 83 +- 3 Ma for biotite (Rb-Sr) and 86 +- 2 Ma for hornblende (K-Ar). 3. The cooling age of the complex in the interval from about 100 Mato 80 Ma is approximately 35ºC per 1 Ma. 4. The granitoids either originate from mantle-derived melts, contaminated by crustal Sr (enriched in 87 sr), or represent crystallization products of evolved melts that were generated from subducted oceanic basaltic crustal material . 5. The observed scatter in the initial 87sr/86 sr ratios may be partly due to assimilation processes. 6. The granitoids and their xenoliths derived from different sources. Bibliography CAMPA, M.F. , RAMIREZ, J. , FLORES, R. , & CONEY, P. J. ( 1981) : Terrenos tecton~ estratigráficos de la Sierra Madre del Sur, región comprendida entre los Estados de Guerrero, Michoacán, México y Morelos.UNAM, Serie Técnico-Científica, 28 p. CAMPA, M.F. CONEY, P.J. {1983): Tectono-stratigraphic terranes and mineral resources distributions in Mexico.- Can. J. Earth Sci., 20, 1040-1051. & CHAPPEL, B. DE CSERNA, & WHITE, A.J.R. (1974): Two contrasting granite types.- Pacific Geol., 8, 173-174. z. 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(1982): Relaciones tectonoestratigráficas de los terrenos de arco insular de Zihuatanejo y ofiolita de Panoa Guerrero, Sierra Madre del Sur, México.- Sociedad Geológica Mexicana, VIa Convención Nacional, Programa y Resúmenes, 42. 242 Diente, Sierra de San Carlos, Tamps., se investigó el desarrollo de paragén~ sis minerales metamórficas de calizas sílico-dolomíticas de las formaciones Agua Nueva y Cuesta del Cura. La formación Cuesta del Cura, la cual se encuentra al norte del se compone de calizas relativamente puras, intrusivo, ligeramente sílico-dolomíticas, en las cuales se encuentran interestratificadas l:aldas de pedernal de algunos centímetros de espesor. La metamorfósis de baja presión (aprox. 500 bar) con duce a las siguientes paragénesis típica~ en carbonatos masivos: dolomita - calcita - cuarzo tremolita - calcita - cuarzo Disminuyendo la dis- diópsido - calcita - cuarzo tancia al contacto. wollastonita - diópsido - cuarzo Flogopita y escapolita están ampliamente distribuídas. La formación de wollastonita según la reacción calcita+ cuarzo= wollaston~ ta+ co2 se lleva a cabo en la zona de tremolita así como la de diópsido, como borde de reacción de algunos centímetros de espesor, entre el carbonato y el pedernal. Aquí se pueden observar, alejándose de la capa de pedernal las paragénesis: wollastonita - diópsido - calcita capa de pedernal wollastonita - diópsido - cuarzo diópsido - calcita - cuarzo aprox. 50 cm diópsido - tremolita - calcita tremolita - calcita - cuarzo meta-carbonato Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, Z, p. 173-175; 1987 �175 174 HtJNKICH & 'RAt'i7RéZ-FéMANOé.Z: /r1e.tamo11.f.1Amo de con.tacto, Sle11.11.a de San. CMl.o-1 HtJNR.:ICH & 7?J1/rl7RéZ-Fé'RNANOf2: filetamo11.t.1Amo de con.tacto, 5leMa de San. Can.1.o,,J Así mismo aparecen en la zona de diópsido, bordes de reacción de wollastoni- wollastonita-calcita. ta alrededor de capas silíceas de pedernal. Los isogrados observados cruza- de metasomatosis de skarn de calcita-wollastonita-gehlenita en paragénesis dos de grano muy grueso. A temperaturas de contacto de 700 - 720°C fué entre sí, se forman por la composición muy variable de la fase gaseosa coexistente de H2o - co 2 . Para una temperatura máxima de 450 - 480ºC para la estabilidad de tremolita +calcita+ cuarzo, (XC0 2 aprox. 0.2 - 0.4), xco2 debió haber sido menor de 0.05 en el lugar de la formación de wollaston! ta. Mediciones preliminares de homogenización y de punto de congelación de Además gehlenita se forma en el contacto como proruct.o xco2 de la fase fluida menor de 0.1. Melilita se descompone retrogradamente en un segundo paso a grandita-vesuvi~ nita-clinopiroxeno. Aquí alcanzan cristales de vesuvianita tamaños hasta de 10 cm. inclusiones fluidas apoyan esta suposición. La formación observada de capas de pedernal que aparecen abiertas por wolla~ Referencias tonita, no es un problema cinético provocado por la dificultad del transporte GORQON, L. M. (1971) Sorne observations on the formation of wallastonite from calcite and quartz. Canadian J. Earth Sci. v 8: 844-851. de materi-al ~ía fase fluida de Si0 2 a calcita (~ALTHER & WOOD, 1984). calcita y el cuarzo mas bien no han reaccionado, porque, a lo reacción, esta fué amortiguada por el fases calcita+ cuarzo+ wollastonita co 2 largo La de la liberado. La paragénesis de tres aparece también dentro del resto del pedernal, en donde la reacción alcanzó bajos porcentajes. Ejemplos de textura, en que se observa claramente que las espículas de wollastonita se formaron en cristales de calcita y no de cuarzo, demuestran que la fase fluida fué en co2 , de acuerdo a experimentos de GORDON (197l)y TANNER rica et al. (1985). Así el desarrollo metamórfico de las paragénesis minerales en el Norte de la intrusión, puede ser interpretado por medio de un modelo de infiltración de fase fluida rica en H20 en combinación con amortiguación de la do a descarbonatización. misma, debi- La penetración de la fase fluida rica en H20 ocurrió evidentemente entre l.as capas de carbonato y pedernal. Así se generaron en espacios muy reducidos fases fluidas de diferente composición, lo que se refleja en paragénesis minerales diferentes. Cálculos de balance termodinámico y geoquímico con cuerdan completamente con el modelo. En las calizas ricas en Aluminio de la formación Agua Nueva, al SE del intr~ sivo, se pueden cartografiar cerca del contacto, en las capas arcillosas, las zonas de diópsido/wollastonita/monticelita Así se forman a partir de capas ricas en aquermanita a ricas en grandita en así como de grandita/melilita. clinopiroxenos melilitas ricas paragénesis con wollastonita-calcita; a partir de capas melititas ricas en gehlenita a mármoles de gehlenita- TANNER, S. B., KERRICK, D.M., LASAGA, A. C. (1985) Experimental kinetic study of the reaction: calci te + quartz "' wollastoni te + carbon dioxide, from 1 to 3 kilobars and 500ºC to 850ºC, Am. J. Sci. 285: 577-620. WALTHER, J. V., WOOU, B. J. (1984) Rate and mechanism phism. Contrib. Mineral petr. 88: 246-259. in prograde metamor- �TEMA BASICO (5) PALEOGEOGRAFIA Y DESARROLLO ESTRUCTURAL DEL SISTEMA CRETACICO; PALEOMAGNETISMO �177 Paleogeographic development of Mexico during tbe Cretaceous By: José F. LONGORIA Programs in Geosciences The University of Texas at Dallas Box . 830688 Richardson, Texas 75083-0688 U. S. A. IU UNE 242 INTR0DUCTI0N The present-day plate tectonic setting of Mexico is well known (Figure l). Two majar strike-slip systems, the San Andreas-Gulf of California and the Motagua-Polochic, and the subduction zone between the North American and the Cocos plates, make the major plate boundaries along present-day Mexico. Physical stratigraphy, biochronology and morphotectonic data were useful in defining three majar episodes of the crustal evolution of Mexico during the upper Mesozoic: 1) Medial Jurassic (Late Callovian)-Early Cretaceous (Valanginian); 2) Early Cretaceous (Aptian)-Late Cretaceous (Cenomanian); and 3) Late Cretaceous (Turonian)-Eocene (Bartonian). These episodes are well represented in the stratigraphic succession of the Huayacocotla Segment of the Mexican Cordillera (see Longoria, 1984a). The geochronometric calibration of the chronostratigraphic intervals represented by these events is taken from the geologic time scale complied by Palmer (1983). These episodes are outlined below. Actas Fac. Ciencias TierTa U.A.N.L. Linares, 2, p. 177-190, 6 fig.; 1987 �179 'ti .... I» .,, - I.J)Al;ORJA: f>aJ.eo[J-eOf)/1-aphJ..c deveJ..opm.en.:t of- frlex..lco dwt.ut9- th.e C11.etaceo/J/.i o.,, u, (') Late Callovian-Valanginian (168-131 m.y. B.P.) Paleogeography (Figure 2) o A wide range of petrotectonic assemblages are recorded during this interval including ophiolites, volcanogenic sequences (Eugenia and Morro I» (1) Hermoso formations of Baja California); bituminous carbonates (Tepexic, La - Casita and Santiago formations), olistostrome deposits (Taman and Chipoco \ o ,, ,,o _a, (') formations) and deep water carbonates referred to as the Pimienta, >'' <S), z Chapulhuacan formations. These stratigraphic sequences were deposited in two - distinctive paleogeographic domains: o ~ ::r > 3 1) A western convergent margin characterized by the development of the Alisitos and Telolapan are complexes, dueto oblique subduction of the Farallon plate beneath the North American (1) ~ plate; 2) an eastern divergent margin which followed active rifting, advancing toward the southwest, into present-day southeastern Mexico, resulting in the encroachment of tethyan waters (the "Hispanic Corredor" of Smith, 1983), in CJJ o e ::r .,, > o, . 3 (1) o southeastern Mexico (Figure 2). This divergent domain is considered to have evolved from the rifting phase of the proto-Caribbean (as in Pindell, 1985). A clear paleogeographic polarity (west to east) became evident since the ~ (') Oxfordian with the development in the Huayacocotla segment of two contrasting o, ~ .,, I» (1) domains characterized by the miogeoclinal carbonates (Taman, Pimienta, Chapulhuacan formations) and the eugeoclinal volcanogenic sediments and ophiolites (Las Trancas, Santuario formations), respectively. (Longoria, 1984a). SE oblique convergence of the subducting Kula-Farallon plate prevailed throughout the Valanginian (130 m.y. B.P.). During this event, NNW trending transcurrent faults, sub-parallel to the convergent plate boundary were generated and controlled the sedimentation (Figures 2, 3, 4). �·(L86l 'e1.:ioiu<Y[ .:ta:iJe) sauoz :i1neJ •ue1Ao11e~ a'.l"'l • a.id • :1ua1oue JUasa.:tda.:t su.Ia:i:n•d "ª11 ÁAT'll.'l -~xa:i a4.:¡ u,: uaA,:j a.:rn saureu :i1ne.:1 ·saue.:i.:taJ pa:ia.:t:>:>e ede1ox - X 'eoexao - o 'eoa:1x1w - w •~001q enie.:te:>lN -se.1npuOH -N-H :o.:ia.:i.:ian~ - ~ !.:tea4seiaw o.:touos-aAerow - WSW ::i1ne.:1 o:¡ua1w1:>eN .:!N ::11ne.; 1e:i"B:>8d !:11mi.:1 a11n¡::,unzewu1. -.:IJ. !::qne.:1 0110!) [ap o.:tps>a ues - .:I!:ldS ::itne.:1 so::,.:iew u,.s - .:IWS '.:i1ne;¡ ap.:tah 01u - .:!h~ !:¡1ne;¡ e,qea ia, - .:Ia~ ':i1ne.:1 ewi:10J - .:IOJ !J-plB.:I .:teqoos3-001.:ig - .:139 !1tn3.:l ºº1TUOJO ➔ V - .:IJ.V ·(~o.:t.:te IS) 3S/tlN o:i (~o.:t.:te zs) 3N3/l.'lNl.'l wo.:tJ a:ie1d uo11e.:iv.:1-e1n~ 04.:i JO uo1Jonpqns Jo uo1:ioax¡p atp u-¡: ajueqo e JO :11nsa.:t u se padotaAap sJ1ne:r :¡ua.:i.:tnosu-e:tJ (l.'IO~N aie:taAe) iufpUa.:tJ .MN ·c·a·g ·l·w (tL·891) ue1u1iu~1Vh·UB1A011BJ a:ie, a4J ju,:.:inp O:>lxaw JO Su,:i:ias 01uo:¡::,a:¡ a:¡etd pue l4.de.1joaioa1ea :z a.:tní!l.:I 1--' co o Gult of Mexico Figure 3: Late Jurassic (Kimmeridgian) paleogeography of northern Mexico and its relation to transpression. Arrows indicate (1) direction of spreading in the Gulf of Mexico; (2) Direction of subduction of che Kula-Farallon plate beneath the North American plate. (AP), Aldama Peninsula, (BPM) Burro Picachos Masslf, (CP) Coahuila Peninsula, (D) Delicias, (EP) El Paso, (G) Galeana, (H) Hermosillo, (L) Laredo, (M) Monterrey, (N) Nogales, (SPG) San Pedro del Gallo, (T) Torreon. (v) Victoria. Fault names as in Figure 2. Wavy line patterns represent ancient, pre-Lace Callovian, fault zones: TM - Texas Mega.shear, tM - Walper Megashear. (afcer Longoria, 1987). l-' 00 ..... �182 183 LDl&aRJA: 'Pa-1.eogeo[)ll-apfu..c devel.opmen.:t ol. /riex..i..CJJ d.wun.9- :the C11.e:taceo114 Transpression was the dominant tectonic regime during the Bathonian-Valanginian interval, resulting in the generation of a series of sedimentary basins linked to transcurrent movements (Figures 3,4). Examples of these sedimentary basins are the Sabinas, Chihuahua and Sonoran basins of t-' ti:l n "O 1-'• \OlllOl-'::I C0 lll ::1 lll -..J 1-'- lll rt rt .....,::l<bCD;J' • > CD .O ...► e t-' >rj W<bCD:,,:; .... .....,::10. ..... (lq n !3 e rt rt::111 lbl-l)OCDCD cr' O 11 .... 11 rt .... .P, ::13::i'O.·· lb lll (1) ()'Q lll rt 1-'- H ..,.. oq lll ::, blO<ll::lrt lll ::1 ::l CD lll CD ,..._ 11 .... 011lll"ó ::l Hi lll (1) 11 rt (D (1) rt .... rt '1:J110Hil-'• p, 11> ::, .... C::I (Jq(D 1-'lllOC rt 'O Hi 11 "ó Ul o CI .,,z (1) 11> < (1) events took place in the Kirnmeridgian, Tithonian, and Hauterivian-Barremian Maury, 1983; Chavue and Carrillo, 1984; Longoria, 1984a,c). Left lateral :, 0. ID to the overlap area of Mexico and South America. CI 3 C ID Another important event during this interval was the southern translation of the 'Yucatan Block', ID O which may have taken place along the Brinco Escobar Fault (BEF). 11 11> Qo,¡ CD cr' rt cr' 11 lll 1930, Imlay, 1980, Longoria, 1984c) demonstrates chat several diastrophic displacements were accomplished through these Nevadan pulses adding terranes 11> (1) CD 1-' Late Jurassic-Valanginian stratigraphic record of these basins (Burckhardt, ► CI :, ::ICDI-' 1-' 11> lll (1) r-> (1) 3 !ll Hi......, O {1) .... rt • (lQ The (?) which may be linked to three pulses of the Nevadan orogeny (Rangin and ,, < 11 .. CII northern Mexico and the Tlaxiaco and Morelos basins of southern Mexico. 1-' 11> lll 11 1-'•"ó t-'•l-'•1)).0 ::r Qq < ::s CD!ll .... ::1 .. rt e ..,.. ,, CDO 11 n n 1-'•l-'lbOli ::, ...., g ~ CI ~ :, ncn(l(l)lll ::r o e 11 , CD::111Qq!ll Ol1<bCD rttilb::JO e o ID :, CI COP,:::10rt X::JrtCDl-'- rt A tectonic episode took place at the end of the Valanginian. o ~ e de Oca, 1980), Baja California (Rangin and Maury, 1983) and east-central ID Mexico (Longoria, 1984a), as well as in the subsurface of east•central Mexico (Cantu Chapa, 1976). o i:: ll>t-'·l-'rtH, 111::lrt::r rt rt 1-' ::r O (") ;J' lll CD ::1::1' ,,-.¡ I:"' ~ ~g.~::, l1C(l)11!3: ,.._ 11> lb (1) p, ::r 1-' )C - e lb ........ O O ::1 o In east-central Mexico (Huayacocotla Segment) this event is expressed in the juxtaposition, via left lateral transcurrence along the rt•lll(D:;l CD O tir->(:,,<:11 ...., .... e for this tectonic event has been observed in southeast Mexico (Sanchez Montes ID bl Hl O :::1 lb lb Hi ,..._ In Evidence () m .... e r CD 'TI 1: ID •• - Tamazunchale fault, of the eugeoclinal/miogeoclinal domains (Longoria, 1984a). ~ ,:i n Barremian-Cenomanian (118-98 m.y. B.P.) Paleogeography (Figure 5) ID n ~ o • Carbonate sedimentation predominates during this interval, petrotectonic assemblages in the Victoria Segment of tbe Mexican Cordillera range from shallow water carbonates (Aurora no o- and Cupido formations); deeper water carbonates (Ahuacatlan, Santuario, Cuesta del Cura formations), siliciclastics �l.'!JN;Oi?.:JA: 'Pa.í.eo9,eo911-apfúc deveJ.opmen.t of_ Mexi..CJJ dw,.i.n.9, th.e C11.etaceoU1 (La Pena Formation) and paralic sediments (Sombreretillo Formation). The Aptian carbonate platform facies (Cupido Limestone) of northeastern Mexico unconformably overlay Valanginian deeper water carbonates (Taraises Formation), implying a hiatus which is defined by the absence of Hauterivian and probably Barremian deposits. This unconformable contact between Valanginian and Barremian/Aptian strata is observed at different localities throughout Mexico and is attributed to the post-Valanginian diastrophic phase originally defined in east-central Mexico (Longoria, 1984a). Broad shallow platforms (Aurora, Cupido, El Abra, El Doctor, Orizaba, Caliza Sierra Madre) flourished during this interval. El Doctor platform is the best example of this domain. At several localities in Northeast Mexico (Saltillo area) Aptian strata (Cupido Limestone) overlie late Tithonian-Kimmeridgian rocks (Caja-Casita formations). The regional extent of this hiatus remains to be established, since tbe lack of detailed biochronologic determinations in many published reports impedes its identification. Moreover, the sharp microfacies contrast observed in the Cretaceous succession of northeast Mexico (i.e., the Taraises-Cupido contact) gives evidence of abrupt paleobathymetric changes that are likely related to plate interactions as this event coincides with a change in the convergence of the Farallon plate to a N-NE direction (Engebretson et al., 1985). Direction of tectonic transport along the re-activated transcurrent faults becomes difficult to estímate, but it is likely that the northern transport of the Baja California terranes took place during this episode since Erskine and Marshall (1980) suggested that peninsular California was located at the paleolatitude of southern Mexico in the mid-Cretaceous, which pre-dates the deposition of Albian shallow water deposits (Alisitos Formation). Carbonate platforms flourished during a time of tectonic stability that lasted' �186 ~ c.:) 1' ·, ¡¡ 1 1 about 40 m.y. In northern Mexico, only local diastrophic pulses were \ registered in the deeper waters which resulted in the deposition of The mid-Cretaceous carbonate platforms of eastern Mexico are unconformably on-lapped by petrotectonic assemblages characteristic of pelitic flysch sediments (Agua Nueva, El Cercado, Cardenas, or Mendez formations). As noted by Engebretson et al . (1985, p. 24) a change in plate convergence in a NNV direction, of the Kula-Farallon plate took place between 85-74 m.y . B.P. This plate tectonic re-ordering coincides with another major hiatus in the Asan example, in northern Oaxaca State (Juarez Segment of the Mexican Cordillera), upper Campanian-Maastrichtian strata (Atoyac Limestone) overlie Albian-Cenomanian carbonates {Orizaba) A similar hiatus was also reported by Sanchez Montes de Oca (1980) from the Sierra de The lack of Turonian in the Cretaceous succession of this region wai; also documented by Alencaster (1984) based on megafossils. A similar unconformity, covering the same interval of time (late Turonian-early Campanian), was noted by Muir (1936) in the Tampico area of eastern Mexico (Victoria Segment of the Mexican Cordillera) which can be clearly documented by the unconformable contact between El Abra (Albian-Cenomanian) and the San Felipe (Campanian). '~ d) Turonian-Bartonian (98-40 m.y. B.P.) Paleogeography (Figure 6) Chiapas (Huayacocotla Segment of the Mexican Cordillera). ~ o formations (Longoria, 1975) . representing a hiatus of about 18 m.y. (Longoria et al., 1986). -,/ 1' ¡ G) ~ terrigenous clays and siliciclastic of the La Pena and Sombreretillo Cretaceous succession of Mexico. 187 _,,. .,,,, L.íJl{IJR:JA: 'Pal.ep9-eo9A-aph,lc develo¡men.t of. fflexi..co <Í.wt"'-11.g: the CA.e.taceol.L4 In northwest Mexico (Sonora State) the same event is recorded in the unconformable relationship between the Korita-Kural formations (Albian-early Cenomanian) and the continental deposition of the Cabullona Group (Keith et �189 188 1.1)/{JCJR..JA : 'Paleog,eo[)ll-aphi..c devel.o¡:xnen.t ot frlex..i..CJJ cl.wun.r;. the C11.et aceo11,1 al., 1981). In contrast, Albian to Turonian syntectonic flysch (Valle Formation) and Upper Cretaceous molasse were deposited in the succession of Baja California. 1.1)/{¡(JRJA: 'Pal.eo9,eof}llaph.i..c devel.opm.en.t ol, /r'Jex..i..co d.wi.i.n.9 the C11.etaceo1v.1 Keith, s., Bilodeau, W.L. and Longoria, J .F . , 1981, Mesozoic. through Early Tertiary sedimentological and tectonic patters of northeast Sonora and southeast Arizona: Geological Society of America, Cordillera Section, Field Trip Guidebook No. 12, 98 p. Longoria, J.F. 1975, Estratigrafía de la Serie Com.ancheana del Noreste de Hexico: Sociedad Geológica Mexicana Boletín, v. XXXVI, p. 31-59. The translation of the Sierra Madre del Sur and Juarez accretíonary terranes of southern Mexico was accomplished through these movements. Similarly, the final translation (accretion ?) of peninsular California seems to correspond with this Turonian through Campanian hiatus and is likely to be relatéd to the Sevier phase of the Cordílleran diastrophism which culminated in the Bartonian. Longoria, J.F., 1984a, Mesozoic tectostratigrapbic domains in east-central Mexico, .in Westennann, G.E.G. ,(ed.), Jurassic-Cretaceous biochronology and paleogeography of North America: Geological Association of Canada Special Paper 27 1 p. 65-76. Longoria, J.F., 1984b, Cretaceous biochronology from the Gulf of Mexico based on planktonic microfossils: Mícropaleontology, v. 30, p. 225-242. Longoria, J.F., 1984c, Stratigraphic studies in the Jurassic of northeastern Hexico: Evidence for the origin of the Sabinas Basin: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Gulf Coast Section, Annual Research Conference Proceedings, p. 171-193. 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Apartado Postal 1039 Hermosillo, Sonora, México IU UNE 242 El Cretácico inferior de la porción norte del estado de Sonora, se divide, de acuerdo a sus características litoestratigráficas, en tres sectores geográficos: 1) nororiental, 2) noroccidental y 3) central. Las secuencias del sector nororiental afloran desde Santa Ana hasta Agua Prieta (Sierra Anibacachi), y son estratigráficamente equivalentes al Grupo Bisbee del sureste de Arizona. Se distinguen las unidades de dicho grupo: el Conglomerado Glance, y las formaciones Morita, Mural y Cintura. En el sector noroccidental se tiene el grupo El Chanate, el cual representa los ambientes más marginales de la cuenca, con influencia de volcanismo de arco. En la región costera de Sonora, rocas volcánicas y volcanosedimentarias de esta edad, se presentan en afloramientos escasos, restringidos y mal estudiados. En el sector central se distinguen las secuencias que afloran desde la región de Cerro de Oro (centro-occidente) hasta la Sierra Los Chinos-Cerro las Conchas (centro-oriente) , las cuales con sisten predominantemente de rocas carbonatadas. En el sector nororiental, las localidades en donde se ha reconocido y estudi~ do el Cretácico Inferior son Cerro Espinazo del Diablo, Sierra Santa Teresa, área de Arizpe, Sierra Anibacachi y Sierra del Tigre. En esta región las forma ciones del Grupo Bisbee registran un cambio lateral de facies hacia las áreas más occidentales, el cual se hace más notorio en el intervalo carbonatado de la Caliza Mural. Esta unidad presenta un complejo patrón de facies que van desde pelágicas a lagunares en los afloramientos más orientales (Sierra Anib~ cachi) hasta ambientes costero-lagunares en el sector norocc1dental (Sierra el Chanate). Del mismo modo , las formaciones Morita y Cintura y sus intervalos equivalentes cambian de facies fluvio-deltáicas en las regiones orientales facies dominantemente fluviales con derrames volcánicos intercalados en el Actas Fac. Ciencias Tierro, U.A.N.L. Linares, 2, p. 191-193; 198? a �192 193 [,ONZAL.E.Z et al.. : 'Pal.eo9-eo911-af.la del C11..etáci.CJJ .mt(VUJJ11.. de SonoJt.a <;(JNZALE.Z et al. : 'Pal.e.09-eof)ltafla del C11..etáci.CJJ .ui.te11.i.o11.. de Sono11.a sector noroccidental (Grupo El Chanate). el Cretácico temprano. En el sector central se han descrito secciones estratigráficas en las de Cerro de Oro, Las Conchas. esta edad: Nogal, Lampazos, las sierras de Chiltepín y Los Chinos y La nomenclatura incluye di~erentes formaciones El Aliso, áreas tá representada por sedimentos que indican facies de cuenca, los cuales fornan el Cerro una serie condensada por lo que entre esta área y la de las sierras Los Oúrre nombres para unidades de Agua Salada, Lampazos, Espinazo del Diablo, Los Picachos, y las unidades conglomerado de Conchas, Las Bebelamas y margas de Arivechi . Zarapuchi, Cerro las Estas unidades son predominant~ mente carbonatadas, e indican una sedimentación en ambientes someros En el Cerro Las Conchas, la sedimentación albiana es- de plataforma y con un sistema de corrientes marinas que mantenían el área libre de terrígenos . ( y Chiltepines pudo haber existido una margen de plataforma. La cuenca de Sonora se considera aquí como una cuenca de retroarco de la margen convergente desarrollada durante el Mesozoico tardío a lo largo de la co~ ta del Pacífico, el cual dió origen al arco volcánico Alisitos en la parte norte de la Península de Baja California. Es probable que el basamento de la cuenca de Sonora haya sido afectado por un proceso distens.ivo de fallamiento normal durante el Jurásico tardío-Cretácico temprano, tal como está documenta Un análisis de los ambientes representados en una sección NW-SE las secuencias de Sierra El Chanate, Cerro de Oro, Arizpe, que incluye Lampazos, Sierra do en las áreas de la Sierra El Chanate y Cerro las Conchas, y al igual que como se ha propuesto por la Cuenca de Bisbee (BitODEAU & LINDBERG 1983) del Los Chinos y Cerros Las Conchas permite una visión general de la evolución p~ sureste de Arizona . La invasión marina del Golfo de México que inundó la cuen leogeográfica de la cuenca de Sonora . Esta sección se considera que represarte ca de Sonora tuvo conexión con el arco Alisitos al menos durante el Albiano el eje aproximado de la cuenca. El conglomerado Zarapuchi equivalente al Con- temprano ya que en él ocurre una fauna de esa edad similar a la que se prese~ glomerado Glance del ta en el golfo. sector nororiental, representa facies de abanico aluvial y puede tomarse como la base de la primera transgresión marina del Cretácico Temprano en el centro de Sonora . miano. Los sedimentos de plataforma somera de la miano-Aptiano temprano) culminó Su edad se considera Neocomiano o pre-Neoc~ Formación El Aliso (Barre- marcan la continuación de esta transgresión, la cual a fines del Albiano temprano. En el norte del estado (sector nororien tal) se desarrolló durante el Albiano temprano, una plataforma carbonatada r~ presentada por el miembro superior de la Caliza Mural . Esta plataforma pro- gradó hacia el C01tro de Sonora durante el Albiano medio, estando representada por gruesos espesores de calizas y dolomitas en las secuencias de las sierras Chiltepines y Los Chinos y en el área de Lampazos (Formación Espinazo del Día blo); durante este mismo evento regresivo se presentó en el un avance de los ambientes de norte del estado planicie aluvial y marino somero, así como am- bientes fluviales con influencia de volcanismo de arco sobre la plataforma carbonatada de la Caliza Mural. Durante el Albiano medio-tardío, ocurrió una segunda transgresión la cual está representada por los sedimentos de platafo! ma somera en la cima de la Formación Mesa Quemada (Arizpe) y por el intervalo que indica ambientes deltáico-marino y fluvial en la parte la formación El Chanate (Sierra el Chanate) . parte superior de esta media superior de Los sedimentos fluviales de la formación registran la regresión con la cual termina �195 Laramide tectonics and Upper Cretaceous-Lower Tertiary centers of deposition, NE Mexico By: A. E. WEID IE and W. C. WARD Depart ment of Geology and Geophysics Universit y of New Orleans New Orleans, LA 70148 U. S. A. IU UNE 242 During Late Cretaceous and Early Tertiary time the Parras and Sabinas basins of Coahuila and Nuevo Leon, Mexico, were majar embayments of the ancestral Gulf of Mexico. Thick, deltaic sequences were deposited in these embayments and prograded gulfward. Minar episodes of progradation and retrogradation (regression and transgression) were superimposed on the overall progradational pattern. Sabinas basin sediments reflectan ancestral Rio Grande drainage system and embayment. The precursor of this is recognized in the Santonian and Campanian deposits of the Ojinaga basin. Parras basin sediments were derived from a mixed sedimentary and volcanic terrain to the west and southwest. Subsequent Laramlde tec tonism and post-Laramide up lif t and c 1 ima tic change have destroyed the ancestral drainage systems. Laramide tectonism has obscured the delineation of the Parras and Sabinas Embayments. They are no longer as clearly recognizable as the Mississippi, East Texas, and Rio Grande Embayments of the northern Gulf of Mexico region. Laramide deformation in northeastern Mexico is manif ested by gra vi tationa 1 tectonics. The Jurassic-Cretaceous volcanic are to the west and southwest was caused by easterly dipping subduction of ancestral Pacific oceanic crust. Concomitant uplift of the Mexican craton caused "glide tectonics" or decollement in the Sierra Madre Oriental andadjacent areas. Gravity sliding occurred on the Mirldle Jurassic(?) Minas Viejas evaporites, the Upper Jurassic and Middle Cretaceous 01 vida and "Acatita" evaporites, and th.e Upper Cretaceous Parras and Mendez sh.ales. Altbough the culmination of Laramide deformation in northeastern Mexico is clearly dated as post-Paleocene, detailed studies of Late Cretaceous depositional sequences indicate that Actas Fac. Ciencias Tierm, U.A.N.L. Linares, 2, p. 195-196; 1987 �197 196 WE.JDJl & {J)lfiW: l.aAamide tec.ion..i..CA, Nl /(Jexi_c,o initial movements began during Late Cretaceous (Maastrichtia? ~nd possibly Campanian) time. A shift in the cente~ of depos1t1on into che Burgos basin (and Rio Gr2nde Embayment) 1s shown by Che Lower Tertiary sectton. Epeirogenic uplift of Che Mexican craton continued ~uri~g later Tertiary time. This resulted in continuing progradat1on in che Rio Grande Embayment and probable gravitational gliding and plastic flowage of Late Cretaceous and Early Tertiary(?) shale~ in the offshore Mexican Ridge province of the western Gulf of Mex1co. Paleogeografía y desarrollo estructural del Cretácico de la Sierra Madre Oriental septentrional, México Por: Peter MEIBURG Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoma de Nuevo León Apartado Postal 104 67700 Linares, Nuevo León, México La Sierra Madre Oriental septentrionai está orientada entre Cd. Victoria/Tamaulipas y Monterrey/Nuevo León paralela al margen continental divergente del Golfo de México. El rumbo de los ejes de plegamientos cambia considerablemente de una dirección NNW-SSE a una dirección de W-E en la "Curvatura de Monterrey". La parte norte de la Sierra está hoy aprox. a 1.000 km distante del margen activo de la Placa Norteamericana. Esta distancia existía también desde el inicio de la transgresión marina en el Calloviano superior y perman~ ció así, hasta antes, durante y después de la Revolución Laramídica (Paleocmo superior/Eoceno). La subducción de la Placa de Farallón, Placa Pacífica y la de Cocos al margen convergente a un lado y la apertura del Golfo con la conti nuación de la subsidencia por otro lado, manejaron el desarrollo paleogeográfico de una manera parecida hasta en la actualidad . La estructura de la parte norte de la Sierra Madre es el resultado de una tectogénesis dentro de la Placa Norteamericana, sobre un basamento consolidado desde el Paleozoico tardío. El desarrollo paleogeográfico pre-laramídico desde el Triásico superior es muy relevante para la dinámica de la tectogénesis de la Sierra. Existe unas~ la sucesión consecuente hasta hoy, en la cual el plegamiento del cuerpo monta ñoso es solamente un evento. En base a la ya conocida paleogeografía y distribución de facies del NE de México (S.M. OIVANKI, 1974; J.L. WILSON & G. PIALLI, 1977; C.I. SMITH, 1981;·R. PADILLA Y SANCHEZ, 1982; J.L. WILSON et al., 1984, entre otros) y avanzada también por investigaciones en colaboracifu con grupos de tesistas de la Facultad de Ciencias de la Tierra, Linares, puede dividir el desarrollo del Mesozoico y del Cenozoico en 6 etapas: Actas Fac. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linarea,2J p. 197-199; 1987 se �198 199 /11éJ!3!.ffe&: 'Pal.eo9,eo911-atla, Si_e11.11.a /,¡ad.A.e Ouen.tal., /Y!éx.i..ai 1'1é:Jl3!.ffe&: 'Pal.eo9-eo911-afJ..a, Si..e11.11.a MadA.e 011.i.enta.../., Méxi..ai 1! Etapa: Rifting en el Triásico superior hasta el Jurásico inferior (coincide Bibliografía . con 11 Eagle Mills Rifting''). Sedimentación terrestre de lechos rojos (Formacién Huizachal) y posteriormente un moderado YJlcanismo andesítico. 2! Etapa: Transgresión marina a partir del Calloviano superior con precipit~ ción de sulfatos y sal (Formación Minas Viejas), póstumo de la primera etapa, con grandes espesores de sedimentos (coincide con "Louann Rifting"). Posteriormente formación de plataforma marina durante el Oxfordiano tardío/Kimmeri~ giano hasta finales del Tithonian9 (Formaciones Zuloaga y La Casita). 3! Etapa: Subsidencia del NE de México a partir del Berriasiano (Formación Taraises). La paleobatimetría cambia progresivamente de E a W entre Barremian::l y Cenomaniano, Distribución de facies de plataforma {Formaciones Cupido, La Peña, Aurora) y facies de aguas profundas (Formaciones Tamaulipas inferior, La Peña, Tamaulipas superior y Cuesta del Cura). 4 1 Etapa: Basculamiento hacia el Este a partir del Turoniano hasta el Paleoce no provocando el aumento del ángulo de la inclinación de la cubierta jurásica/ cretácica postsalinar. Traslado de las líneas litorales de Oeste al Este. 51 Etapa: Inicio de la divergencia acelerada entre el levantamiento de la Sierra Madre Oriental y el hundimiento de la Llanura Costera del Golfo. Des- prendimiento de la cubierta sedimentaria arriba del Salinar de la Formación Minas Viejas durante el Paleoceno superior y Eoceno (Tectogénesis Laramídica). Deslizamiento y plegamiento del piso postsalinar. Transporte tectónico en dirección NE; compresión máxima con cabalgamientos al margen oriental de la cuenca salinar. Inyección de la sal frente a la "Curvatura de Monterrey" con diapirismo halotectónico. 6! Etapa: Continuación de la divergencia acelerada entre levantamiento (occ.) y hundim~ento (oriente) a partir del Eoceno. Dilatación y subsidencia provocan alta descarga sedimentaria durante el Eoceno, Oligoceno y Mioceno con espesores hasta > 350 m/Ma, en la cuenca de Burgos. Traslado progresivo líneas costeras hacia el Golfo. de las OIVANKI, S.M. (1974): Paleodepositional environments in the Upper Jurassic Zuloaga Formation (Smackover), northeastern Mexico. - Gulf Coast Assoc. Geol. Soc. Trans., 24, p. 258-278. PARDILLA y SANCHEZ, R, (1982): Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepción del Oro, Saltillo, and Monterrey, Mexico. - Ph.D. tesis, Univ. of Texas at Austin, 217 p. SMITH, C.J. (1981): Review of the geologic setting, stratigraphy, and facies distribution of the Lower Cretaceous in Northern Mexico. - West Texas Geol. Soc. Publ., 81-74, p . 1-27. WILSON, J.L. & PIALLI, G. {1978): A Lower Cretaceous shelf margin in northern Mexico. - Univ . of Texas at Austin, Bureau econ. Geol . Rep. Invest., 89, p. 286- 294. WILSON, J.L., WARD, W.C. & FINNERAN, J. (1984): Upper Jurassic and Lower Cretaceous carbonate platform and basin systems, Monterrey - Saltillo area, Northeast Mexico. - Field Guide, 76 p. �Contribución al desarrollo estructural laramídico de- la Sierra Madre Oriental media (Nuevo León, México) Por: Ulrich DOERT Facultad de Ciencias de la Tierra Universidad Autónoma de Nuevo León Apartado Postal 104 67700 Linares, N. L. , México En la tectónica de la Sierra Madre Oriental se ha prestado hasta ahora poca atención a investigaciones de las estructuras tectónicas menores, las cuales se pueden observar en escala de afloramiento o de muestra de mano; de igual manera son pocos en general los análisis de fábrica. Con la presente fueron investigadas estructuras tectónicas menores de la Sie rra r,tidre Oriental entre 11 Cola de Caballo" en el norte y Aramberri, N. L. en el sur. Las formas varían mucho dependiendo del material y piso . Estructuras menores de las distintas unidades litológicas y estratigráficas van a ser re presentadas. Los perfiles se componen en su mayoría de rocas mesozoicas no metamórficas distintamente estratificadas que están caracterizadas por cambios bruscos de litología y por lo tanto de propiedades mecánicas. En Aramberri afloran localmente filitas del basamento metamórfico. Un papel importante desempeña la Formación Minas Viejas (Calloviano/Oxfordi~ no) con sus evaporitas. En base a sus propiedades reológicas ellas se ofrecen como lubricante de un décollement extenso.*) Las evaporitas de la Formación Minas Viejas de la Sierra Madre Oriental media fueron depositadas al menos por su mayoría como anhidritas en un ambiente de * En un sentido espacial se puede hablar de un piso tectónico "infrasalinar" por un lado y de un piso tectónico ''suprasalinar" por otro lado. Los térmi nos "pre-" y "postsalinar" implican un sentido temporal. Actas Faa. Ciencias Tierro U.A.N.L. Linares, Z, p. 201-204; 1987 �203 202 lXJl'Ki: DeAaM.oÜo eAt11.uc:tW1..al. J.cuwnú.d.i..a:J, Súwz.a Macúz.e 011.i..en.tal., /t/éxi_w IXJEJ?.T: Dv.,a11.11.0J.J.o v.,b1.udW1..al.. 1..a.twnú..tüCJJ, Si...e11..11.a /fJacúz.e 011..-len.ta.J.., /fJéxi..co sabkha a intertidal. Estructuras sedimentarias primarias pueden observarse Así todo el perfil estratigráfico muestra una deformación, la cual tuvo lugar frecuentemente y se mantienen todavía reconocibles y visibles en en el área considerada después de la depositación de la Formación Méndez las rocas (Campaniano - Maastrichtiano/Paleoceno?) y la cual se toma en cuenta en gen~ intemperizadas a yeso. ral como laramídica. La deformación tectónica se reconoce particularmente bien en capas muy delg~ das de dolomitas intercaladas, por sus estructuras menores de boudinage y El acortamiento observado en la cobertura que sobreyace las capas rojas Huizachal/La Joya de plegamiento. mi punto de vista no se puede explicar única y exclusiva- mente por deslizamiento por gravedad. Eso demuestra la deformación de la base Las Formaciones La Casita (Kimmeridgiano - Tithoniano) y Cuesta del Cura (A! mesozoica infrasalinar que se encuentra transgresivamente sobre las filitas biano - Cenomaniano) disponen otros horizontes de despegue. de Aramberri por un lado y una consideración palinspástica por otro lado. Todos los pliegues del piso suprasalinar son pliegues paralelos, aunque en Un acortamiento de una vista general son complejos y disarmónicos. Todos los pliegu~s terminan Joya significaría que debería existir un área desnudada de sedimentos dentro contra fallas inversas o cabalgaduras. Las fallas sirvieron como superficies de su zona de depositación original. Lo cual no fue posible observar. Todo de despegue para el plegamiento concéntrico. el corte transversal está cubierto por sedimentos plegados y/o cabalgados. Los pliegues paralelos se han desarrollado conjuntamente con las cabalgadu- ras por combinación de flexión y deslizamiento interestratos. Con cierta fre cuencia las superficies mismas de las fallas están involucradas en el plegamiento. El rumbo principal de los ejes de pliegues es NW-SE. Se observan pliegues transversales (B 1 j_ B),los cuales demuestran un acortamiento transversal contemporáneo con el movimiento principal y no se pueden considerar como fa se propia de deformación. Las vergencias principales manifiestan un transporte tectónico hacia NE. Las la cobertura sin acortamiento de la base Huizachal/La Sí con respecto a la deformación laramídica se tomarían en cuenta algunas z~ nas de alargamiento o tensión en la cobertura, ellas podrían solamente dism~ nuir el acortamiento necesario en el basamento pero no podrían compensarlo. La inclusión del piso infrasalinar en la deformación hace más probable, que las capas rojas y las filitas de Aramberri podrían ser involucrados en el1ii&~ balgamiento y podrían sobreyacer parautóctonamente hasta alóctonamente las capas del Cretácico superior. Así se piensa en napas parautóctonas a alóctonas que en detalle todavía debe rán ser aclaradas. frecuentes desviaciones inclusive hacia SW y W indican un piso alto de la de Las deformaciones laramídicas son del tipo de transición entre frágil y dúc- formación con baja presión de confinamiento. til entre las rocas carbonatadas y las evaporitas, a pesar de la baja carga litostática (40 - 60 MPa). Los mecanismos principales de la deformación par~ Especialmente la deformación en las formaciones sedimentarias más antiguas, subyacentes a la Formación Minas Viejas,ha sido poco estudiada, pero se considera importante para la historia estructural de esta parte de la Sierra Madre Oriental. El inventario estructural de esta secuencia Huizachal (Triásico superior)/La Joya (Calloviano) indica una deformación compresiva, la cual no se puede separar cronológicamente de la deformación de las capas concordantes más recientes. cen haber sido la disolución por presión y el fracturamiento con recristalización. Al parecer para la deformación dúctil de la anhidrita se necesitarían elevadas isotermas regionales y un alto gradiente geotérmico como podrían manifestarse por mineralizaciones de la región. Las deformaciones de las capas subyacentes al salinar y las consideraciones palinspásticas hablan en favor de un acortamiento del subsuelo y en favor de �204 205 fXJl'Rí: De.-JOA11.o.ll.o e,1bwc.tU11.al.. 1..Mam1.dJ..CJJ, Süvurn /t1adA.e 011.-i.en.tal., /fJéx.i..co Stratigraphy and structural traverse of Santa Rosa Canyon, Nuevo Leon, llexico un acortamiento verdadero de la corteza. Se toma en cuenta, que la deforma- By: Theodore W. CARLSEN ción y el levantamiento del subsuelo en la fase lararnídica causó el décollement de las secuencias postsalinares. Así la deformación observada se basar principalmente en un subcorrimiento ("underthrusting") junto puede con un deslizamiento por gravedad. Programs in Geosciences Univereity of Texas at Dallas P.O. Box 830-688 Richardson, Texas 75083-0688, U.S.A, 1 UNE 242 El estilo de la deformación de la Sierra Madre Oriental exhibe la imagen típica de los cinturones de pliegues y cabalgaduras de piel delgada ("thinskinned fold-and-thrust belts") como se pueden observar muchas veces en diferentes partes del mundo y sobre todo en las Montañas Rocallosas orientales Santa Rosa Canyon,is located in the Eastern front of the Sierra Madre Oriental Nuevo Leen, Mexico. The canyon trenas de Canadá y Estados Unidos. Así la Sierra Madre Oriental forma la prolongación meridional del "fold-and-thrust belt" laramídico del continente norteamericano como ya east to west between the towns of Linares and Iturbide respectively disecting the Eastern Front of the Sierra Madre señalado por muchos autores. Por lo tanto los mismos principios de deformación habrían actuado sobre todo Oriental, Victoria segment, Mexican cordillera (figure 1). Santa Rosa Canyon transects a complex stratiQrap'hic el cinturón de pliegues y cabalgaduras y deben explicar su origen. La posición de la Sierra Madre Oriental en el corte transversal, de la parte succession invalved in intense folding and faulting. media de México tiene mucho en común con un perfil de la parte media de tectostratiQraphic domains, six maJor antiforms/s4nforms and two los Andes. Sobre esta base el ámbito geodinámico de la deformación laramídica de Three or more maJor faults constitute the ma1n structural features la Sierra Madre Oriental como "backarc fold-and-thrust belt" va a ser discutido. expased along Santa Rosa Can4on. The success1on exposed along highway 58 from the town of Iturb1de to Km post 25, west of Linares, was measured vía the Brunton compass/tape measure method (figure 2). Systematic sampling provided specimens for a microfacies analysis and closed biochronologic determination, The miorofacies analysis linked with physical field descriptions provided a proper ident1fication of the lithostratigraphic units present in Santa Rosa Canyon. The structural styles were interpretad fr □ m the field data collected. Aetas Fac. Ciencias Tierora, U.A.N.L. Lincu>es, 2, p. 205-212, 3 fig.; 1987 �• l'v 1 ... i:! ~CI> f ,_. o..,o S' g~ CI> .... l ....tn g ~-m ~ l '1 '0 11! o ilC..., i~ ~S" i .... :>:J !Hl t <:: ~ 11! .~oE "' ,.._ ¡§ -.., i CI> C) ::s ¡;" ~ f! -:: ~ ~ :JI:,... ~ .... 8 .... ::s f 111 111 )e ~ !:} CI> .., m !t ;:¡ .., § rt , HWY 58 Wes t East A' Pu e nte San ta Km post 25 • • ◄ --~ \ pro po se d ·. thrust r amo A 3 LEGE ND o B se a w EE le O I Km L......,J I 1 : 5 0, 000 " F i g ure 2 . S trat i graphic an d st ruc ura l t ra verse o f San a Rosa Canyo n . 00 l ith i c br ea k l 1 ne o f t r av erse s y n c l in e a nt icline o v ert u rned antic l ine o v ertur n ed ~ syncl ine sl i p ~ sfatru ike lt thrust EJ fault [fü N o 'J ~ �208 CA'iUSE.N: St11..a.t.i.-911-aph~ an.d. 4t11..uc:tU11.al. t 11..aveMe of San.t a f?o4a Can.v.on CAP.LSé.N: Sb1.a.ti..9f,.aph~ an.d. ~b1.uc:twt.al. t.itave.Me of. San.ta Ro~a Can~on 209 Structural styles allow the subdiv1sion of the Mesozoic succession of Santa Rosa Canyon into five segments. Segment A stratigraphic. sequences are identified, A transpressional is the western-most part and consists of the downward limb of an r eg1me involving a complex paleogeography of at least t wo to averturned anticline follawed by an overturned syncline af a three , di fferent sedimentary basins is the mechanism applied to larga magnitude. a ccount fer the different stratigraphic sequences <Longoria, Segment B consists of a small (in relation to A) anticline/syncline couple. The averturned anticline/syncline 1985, 1987). At this time the author does not wish to assign couple of segmente is of equal magnatude to A but does not expase as deep of acore and is broken by a fault. Segment D contains an anticline/syncline broken by a right lateral strike-sl p fault and t h rus t ram P • ant1form of ce siderable UJl' dth and may be thruste d Ove[' an Segment E is a larga which boarders the eastern front O verturned form at1onal names dueto past m1suse of terminolog4 fer the l 1thostrat1graphic packages w1th1n Santa Rosa canyon as su pported by field, m1crofacies and biochronoloQ1cal data. A sy nops1s of the twelve l1thic packages descr1bed 1s l1sted be l ow: s ncline. based en Planktonic Biochronologic dete~m1nat1ons .. l·oram1n1fera, Radlolar.. 1a and Calcareous Nannoplankton allowed the precise chronostratigraphic assignations of the success1on studied and indicates that the sedimentar-y succession exposed ranges from the Tithonian to the Campanian. Field descriptions analysis has allowed the and preliminar-y ml· crofacies .. identification of lithic package breaks. Field descriptions, microfacies and biochronology have been combinad to reconstruct the complex geologic setting within Santa Rosa Canyon. The relatively small thickness of sedimentary cover (approx. 1000-1 500) m l· nvolved in such dramatic upl ft and deformatian is interpretad as a thin sedimentary cavar that deformed in response to basement movement as modeled by authors such 85 Campbell (1958) and Odonne and U1alon (1983). U1a the 1 ) lrreQular alternation of th1n-bedded, light gray, weathers ta n, sandy l1mestone and tan, weathers light tan to wh1te, silty shale. Phosphate nodules are present in some localities. Some l ocal patches of brown shale are present. 2 ) Homogeneous package of medium- to thíck-bedded, medium gray, weathers light gray, 11 estone (wackestone). 3 ) Irregular alternat1on of th1n-, evenly bedded, gray limestone and th1 layers of dark shale. Less resistant to eros1an than surrounding packages. Package is no ore than 80m in thickness. ~ ) Homogeneous pacY.age of very thick- to massive, evenly bedded, med1um gray, weathers light gray, limestone. Bedd1ng surfaces of ten contain an undulase textura. Limon1te common on bedding planes. 5 ) Homogeneous package of ed1um-, wavy bedded, med1um gray, weathers same, l1mestone. PackaQe is Aenerall4 1ncompetent. Chevron folds are common w1th1n the packaQe. 6 J Regular alternation of thin-, evenl4 bedded, med1um Qra4, weathers tan, l1mestone and medium- to th1ck- beds of brow and tan, weathers same, shale. Bentonit1c and tuffaceous beds are present throughout the package. microfacies analysis and field descriptions, three d1fferent 7) Homageneous package of thick- to mass1ve, evenly bedded, �210 211 úfRL.Sé.N: 5tA.at.,½A.aphy. an.d ,1b1.uctW1.al. tll.aveMe of- San.t a ~cMa Can.yon CARLS&V: Stt1.G.Ü{¡Jl.aph¡¡ an.d black, weathers same, limestone. Irregular alternation with thin carbonaceaus shales is present at the base. -1.f.11.Ud.U11.al -Úl.ave,ue ot San..t.a Yw-1a Can!ton .., -.. '; 8) Irregular alternation of bituminous, black shals and mediumto thick-, evsnly bedded, black, weathers same, limestone. Limestone is seldom, coaly shales are common. .. e GI ::, (,) 9) Lower portian is a homogeneous package af medium-, evenl4 bsdded, dark gra4, weathers black and brown, limestone. Upper portian 1s a hamogeneous package af thick- ta massive, evenly oedded, dark ora4, weathers same as lawer portian , limestane. Package 1s cl1ff farming. 10) Irregular alternatian af dark brawn, weathers same, fiss l e shale , tuff, and thin- to medium-bedded, light Aray , weathers brawn, sandy l1mestone. Unit is less resistiva. •.,11: .., ~ 41 ....e ..•. : ¡. GI ....CI) .. e: ....o11) ~ ai 11) Q) ;: s.o. fil e:CI) s. .µ llJ Ham □ Aeneous package of medium-, evenly ~bedded, dark gray, weathers light gray, limestane. Package is very resistant and campetent. CI) e: .,.¡ Q. e CI) s. 12) Hamageneous package af medium-, evenly bedded, brittle, dark brown, weathers same, shale. µ 111 ;:l s. .!; µ CI) The structural style present is representad by a number af anticlines and synclines which plunge SSE into Santa Rosa Canyon. <,., -;,, lhe nases of the plunging structures are present on the o e(1) ....~ 'O :l. o sauth side af the canyon. ....lllo At the Puente Santa Rasa, a thrust ramp appears to override a plunging anticline Csegment 0) as a verge~ NNW and is visible an the east side of the Puente Santa Prelim1nary sampling indicates very little time □ ne explanation would be to invoke a thrust rampas diagrammed in figure 3. The principle is again basad en a transpressional regime in which two sedimentary basins are brought together via a transcurrent fault. The oblique movement forces □ ne s. tZ Presently, field observation indicates that the above thrust difference above and belaw the thrust zone. QI ~ result of a left lateral strike-slip fault (figure 3). Rosa. ,,; side to break and thrust �213 ClfR.L.SéN: 5fAat4¡A.aphJ1. and ~btuctwz.al .t-iave.Jl4e of- San.ta ~04a Can.y.on. Paleogeografía del Campaniano superior - Maastrichtiano de la región central del estado de Chiapas (sur-este de México) up and □ ver the □ pp □ sing side, thereby placing two units of the same time frame 1~84). up □ n □ ne another CReading, 1980; Longoria, Por: Fran9ois MICHAUD 1 y Eric FOURCADE 2 In the appr □ ximate area □ f the town of Los Pinos a fault is 1dent1f1ed by field descr1pt1on, microfacies and oiochronological changes. Ihe presence of a frontal thrust is currently under study. 1) Laboratoire de Géologie Structurale, UA 215 CNRS, Université Pierre et Marie Curie 4 place Jussieu, 75252 París, Francia 2) Laboratoire de Stratigraphie, UA 319 CNRS, Université Pierre et Marie Curie 4 place Jussieu, 75252 París, Francia If a frontal thrust does exist, clarification of Alpine type thrusting versus a secondary transpression relatad thrust Siguiendo la apertura del Golfo de México durante el Jurásico superior, una ramping will be required along with further mappíng within the ''megaplataforma" carbonatada se instala durante el Albiano-Cenomaniano sobre lturbide quadrangle. todo el perímetro del Golfo. En Chiapas (sur-este de México) esta plataforma está representada por más de 2000 metros de calizas de la formación Sierra Madre sobre la cual vienen directamente los depósitos del Campaniano ~rior- REfERENCES CITED Campbell, J. □., 1~58, En echelon foldíng: Economic Geology,, v. 53, pp. 448-~72. Maastrichtiano . Varias secciones fueron realizadas en los flancos norte y sur de la depresión central de Chiapas dentro de las numerosas formaciones del Campaniano superior-Maastricbtiano (Fig. 1). La repartición de las facies permite distinguir L □ ng □ ria, J.F., d □ ma1ns 1n 1~84, Mesozoic tectostratíQraphic east-centrál Mexic □: Geol. Assoc. of Canada special paper c7, pp. b5-7c. tres dominios paleogeográficos que son del Este hacia el Oeste (Fig . 2): - la plataforma carbonatada de la Angostura con Alveolinidae (Chubb.i.n.a jamai..cerwi..A ROBINSON) y Dasycladaceas (Aotopo~ella du.apMiA Langor1a, J.f., l~BS, Tecton1c transpress1on 1n the Sierra Madre üriental, northeastern Mexico: An alternativa m □ del: Geolagy, v. 13, pp. 453-456. FOURCADE et MICHAUD) (Formación Angostura). Esta plataforma representa parte más meridional de la plataforma insular de - Longoria, J.f., l~B7, Mes □ zo1c plate tectonic reconstruction of Mexica: Evidence from the stratigraphic record: Iectonoph~sics, in press. DELOFFRE, la Yucatán. la cuenca de Tuxtla Gutiérrez que está caracterizada por una fuerte disi- metría, brechas y calizas con pedernal y Globotruncanas (Formación Jopab.¡c,hil) al sureste; margas, lutitas (Formación Ocozocuautla) y calizas bioclásticas con estratificaciones cruzadas (Formación Juan Crispín) al noroeste. Odonne, F. and Uial □ n, P., 1983, Analogue models of folds abovs a wrench fault: Tect □ nophysics, v. 99, pp. 31-~6. - el edificio deltáico submarino (Formación Ocozocuautla) sobre el cual se instala la plataforma carbónatada con Alveolinidae (Chubb-i.n.a jama,i_cerwi.4 ROBINSON) de Ocuilapa. Las areniscas y conglomerados de la base revelaron Reading, H.G., 1980, Characteristics and recognition of strike-slip fault systems: in Ballance, P.f. and Read1nq, H.~., eds.; Sedimentat1on in obl1que-slip mab1ls zones: lnternati □ nal ~ss □ ciation of Sed1mentol □ A1sts, Special Publication n, ~. pp. -1-20. fragmentos de peridotitas alteradas. Actas Fac. Ciencias de ia Tierra U.A.N.L. Lina.Pes, 2, p. 213-216, 2 fig.; 198? �Lf'\ rl N 8 -~. ·..J ~ l . e -~ ~ -~ -1.; g 111: ~ p 1 - -~ "' X K KKKXKXKK~ --- !I( \AQ.,: .~~~~~ 0[ 110,~;I I ¡~511y11~;11 •va:iwpwt:iÁ••a l v1líl.LSOOW'tf \11 3J SV"l!ISNI v..llOAVlV'ld 3 _ _ ,.., Z3mf3Wl:l vuxm ªª 1C 'IC K )( X M )( M X X X X X ,C )( ~~~~~¡,..:. '-c;;~i!p:"'-'=,--,'---\ 8'1'211 8 :) ••zn•:i J.. #' 11"1.lepad uo::, •Wl'~!tO•AtV ·i ,C. • X 1C JC )( J( X X X x x x XKK K 1< § ~ ~ ~ 8 -~ ·..J ~ l . e ~ ~ ~ 1 <:! !il/li/il!//!lllli/::;t,, -~ §._, l .. 4111 mise ........... 15 ~; o.·: 1~·-·{}t::'::::::::1¡:¡¡¡¡;::¡::::::::::::;~""-- . ~ ~ ~ 1 ~ ~ .;:j" ....... N Figura l. 1< K K ~ •3t1:> 1VN101l'VW ..,_ll0dVlV1d 1urd91v:, ir.me up~:fl •vp•an.i:i ••uo!:i•:i!;JJ•.11•• uo::, f'b:)!ll!lªºlq • ~11•:, ~ -1.; X X X )( )( JC ~ ~ -~ -~~.¡_, • X X X X M X X X X > <:! §- X X X X ,e X X JCk>CX)CJCXXX Mapa geológico del Cretácico sobre los flancos norte y sur de la depresión central de Chiapas. Localización de las secciones realizadas dentro de las formac iones del Campaniano superior Maastrichtiano. 1) Batolito; 2) Dolomía de la base de la Formación Sierra Madre; '3) Calizas de la Formación Sierra Madre; 4 y 5: Formación Ocozocuautla; 4) Conglomerados y areniscas: 5) Margas y lutitas¡ 6) Calizas con pedernal de la Formación Jopabucnil¡ 7) Ca lizas bioclásticos con estratificaciones cruzadas de la Forma= ción Juan Crispin; 8) Calizas con alveolinidae de la Formación Angostura. a) Fallas; b) Carreteras; e) Terracer!as. M �/tJ:JCHAUD & FWRCA/Jé.: Campa,úan.o ,1u.pen.J..n11. - /rlaaAtudi.t.i..ano, Cfuap<M, /r'iéxú:.o Regional unconformities in the Cretaceous succession of Mexico Podemos decir que después de una emersión ligada a eventos tectónicos del 1~ By: 217 José F. L0NG0RlA do del Pacífico, la plataforma del Albiano-Cenomaniano se fragmenta paulatinamente a partir del Campaniano superior. La dislocación de la plataforma conduce a un cambio muy fuerte de la paleogeografía con la instalación de plataformas insulares y marginales que separan cuencas profundas. Esta pele2 geografía se inscribe dentro del marco anterior que existía durante el Programs in Geosciences University of Texas at Dallas Box 830688 Richardson, Texas 75083-0688 U. S. A. 242 Jurásico. INTllODUCTlON The Cretaceous System in Mexico is represented by a thick sedimentary succession made of carbonates, siliciclasts, and locally abundant evaporites. These lithologic packages are mainly exposed in the Mexican Cordillera where they can attain a maximum thickness of more than 5000 meters. Recent biochronologic studies (Longoria, 1984) have helped to understand the vertical lithic contrasts, and allowed the recognition of two major breaks in the Cretaceous stratigraphic record of Mexico. These breaks correspond to unconformities involving hiatuses of variable duration including: 1) Upper Tithonian-Lower Berriasian; 2) Hauterivian-Barremian; and 3) Upper TuronianLower Campanian. These unconformities are interpreted as indications of plate tectonic interactions, and undoubtedly they represent sorne of the best evidence for distrophic movements produced during times of plate interactions. The lack of systematic studies on the stratigraphy of Mexico addressing the Actas Fac. Ciencias Tierro U.A.N.L. Linares, 2, p. 217-220; 1987 �219 218 Lf)/i&(JRJA: 'Re9--Wnal unconf-owü.e4 iJI. th.e C11.e:taceol.lA 4UC.CM4.i..on of- /f/exi_co nature of the Cretaceous succession has hinder the recognition of hiatuses. Lf)/'&{JRJA: 'Ref)Á.JJnaJ. uncon.f..owüM i_n the C11.et:ac.eoU4 .-JUCCeA-1i_on of- ft1exi..co On the other hand , micropaleontological data based on the distribut ion of Pioneer workers Burckhardt (1930), Muir (1936), and Ramsone (1940), however, r adiolaria, planktonic and benthic foraminifera, calpionellids and calcareous indicated the existence of several unconformities in the Cretaceous of Mexico. nannoplakton provided the basis for detailed biochronologic control of the Although their work has remained ignored by the majority of contemporaneous successions studies. ~icropaleontological contributions by Bonet (19 56), Trejo workers; my recent investigations dealing with field work and biochronologic (1960, 1976), Pessagno (1967), and Longoria (1984) have been fundamental in studies based on microfossils seems to indicate that the forementioned ob taining the biochronologic framework used in the present study. hiatuses have a wide distribution as they were identified at several The Upper Tithonian-Berriasian Hiatus localities ranging from Sonora, in northwest Mexico, to Oaxaca in southern Mexico; and from the ··Tampico are-a' of eastern Mé'xico, to Guamrjuato in the Examples of this hiatus are found in several stratigraphic succession west. Furthermore, the time interval represented by these hiatuses coincide acr os s Mexico. Two of the best examples are the stratigraphic relationship with marine magnetic anomalies as observed by Pindell (1985) in the Atlantic, bet ween La Casita/Taraises in tbe Sierra de Parras; and the San and may indeed be related to distrophic movements during the interactions of Pedro/Xonamanca contact in southeastern Mexico the Kula/Farallon and North American plates. The Hauterivian-Barremian-Lower Aptian Hiatus The Cretaceous stratigraphic record of Mexico There are serious limitations in utilizing the available This hiatus is expressed by (1) abrupt lithic contacts, such as Las Vigas/Taraises, Taraises/Cupido, San MarcosjMenchaca , El Doctor/Santuario; lithostratigraphic information on the Cretaceous succession of Mexico mainly (2) minor terrigenous imputs in the deeper water facies such as because: 1) A constant misuse of lithostratigraphy, whereby lithostratigraphic i ntraformational conglomeratic beds within the Chapulhuacan Formation. Cantu uú.ts have been constantly recognized based on their inferred geologic history (sedimentary environment), or by their chronostratigraphic position; 2) In or has described the láck of Hauterivian deposits in · the subsurface of Poza Ric a (east- central Mexico) spite of the fact that excellent studies on the ammonite content of the Cretaceous of Mexico have been presented by Imlay (1938; 1940), Humphrey (1956), Cantu Chapa (1963) their application to address the problem of unconformities in the Cretaceous of Mexico is rather limited mainly because The Turonian-Upper Campanian Hiatus This hiatus is well represented in east-central Mexico were it was first their occurrence in the sections is sporadic. Consequently, their presence or recorded by Muir (1936) in several sections in the Tampico area. The hiatus t involved the El Abra/San Felipe contact in the Sierra de El Abra ; the absence at given horizons are not indicative of continuous or discontinuous Tamazopo/Cardenas contact in the Canyon de Tamazopo area; the Orizaba/Atoyac time intervals. contact of southern Mexico in the states of 0axaca and southern Veracruz �221 220 LO/'&OR:IA: Re[µ-Ona.l uncon/olllTU.t~e-1 m :the c~etaceo11..1 ~ucce~~wn o/ ~exico REFERENCES CITED Bonet, F., 1956, Zonificación Microfaunistica de las Calizas Cretácicas del Este de México: Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, Boletín 8 (2-3), p. 389-488. Burckbardt, C., 1930, Etude synthétique sur le Mésozoique mexicaine: Mémoires de la Societé Paléontologique Suisse, vols. 39, 40, p. 1-123; 125-280. Cantú Chapa, 1963, Étude biostratigraphique des ammonites du centre et de l'est du Mexique (Jurassique supérieur et Crétacé): Mémoires de la Société Géologique de France, Tome XLII, Mémoire no. 99, p. 1-102. 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Estudio magnetoestratigráfico del Cenomaniano-Turoniano de una secuencia de cal i zas del sur de México Por : A.F. TREVIÑO _RODRIGUEZ , M.G. BOCANEGRA NORIEGA y J. URRUTIA FUCUGAUCHI Laboratorio de Paleomagnetismo y Geofísica Nuclear Ins tituto de Geofísica y División de F.stu:lios de Post grado Facultad de Ingeniería, U.N.A.M. Delegac ión Coyoacán 04510 México D. F. 242 R E S U M E N Se presentan los resultados de un estudio magnéticoestratigr6fico de una secuencia de calizas del CenomanianoTuroniano de las Formaciones Morelos y Mexcala, expuesta en el Estado de Guerrero, en el sur de México ( 17.8 N, 99.5 W). Se colectaron 95 muestras orientadas en cinco secciones con espesores de: 7 m, 15 m, 18 m, 17 m y 6 m. Las direcciones medias de magnetización remanente observadas para estas secciones son: Sitio Sitio Sitio Sitio Sitio 1 2 3 4 5 Oec Inc k 9.07 327.03 325.22 334.79 340.19 30.66 32.53 34.05 30.86 36.96 8.36 16.07 33.45 20.34 11.55 A95 14.61 8.39 6.06 9.41 9.77 # de Muestras 14 20 18 13 21 La mayor1a de las muestras estudiadas presentan polaridad normal, esto es, la polaridad esperada para el Albiano-Cenomaniano dentro del intervalo de polaridad normal del Cretácico. El 6% de las muestras presentan polaridad reversa e intermedia, lo que indica la ocurrencia de al menos dos eventos reversos (y/o dos excursiones) dentro del intervalo normal. Estos eventos transicionales solo se hablan reportado anteriormente para calizas del Albiano en Italia y constituyen una herramienta de correlación local y regional, en estudios magnetoestratigráficos. Des pués de una desmagnetización progresiva (campos alternos) de 5 muestras y por temperatura de 24 muestras. Los datos obtenidos nos permitieron la identificación de los minerales magnéticos portadores de la magnetización remanente, que en la mayor1a de las muestras son de la serie titanomagnetitas. Los resultados paleomagnéticos son l interpretados en base a la estratigraf1a local y regional. Actas Fac. Ciencias Tie1'1'a U.A.N.L. Liria.Pes, 2, p. 221-232, 5 fig., 1 tab.; 198? �222 223 T'R.lVJ!KJ-Y?.Oí1K/91éZ et a.J... : éAt udlo magn,et oeAb1.ati..9Jl.á/.i...co del.. Cen.omani.an.o-TU11.on..i.an.o rnéVJfKJ-'ROIJRJ[JUE.Z et al..: é4tudlo magn,eto eAt11..~á/.i-co deJ.. Cen.omani.an.o - TUII.On..i.an.o INTROOUCCION En este trabajo se reportan MARCO GEOLOGICO REGIONAL DEL AREA ESTUDI ADA resultados de un estudio magnetoestratigráfico de una secuencia de calizas de la Formación Morelos y la Formación Mexcala del sur de México. Dentro de los principales objetivos del estudio se pueden mencionar: las (1) medir propiedades magnéticas de las calizas y evaluar su utilidad En aflo ran de direcciones polaridad estos la magnetización remanente, determinar (3) de magnetización remanente y estim~r los cambios y estados transicionales en el tiempo e datos en términos de la escala de polaridad estudios magnetoestratigráficos terrestres del calibración Mesozoico de y Cenozoico son muy y correlación de secuencias de interpretar mundial. secuencias las útiles para la y escala de polaridades. En el presente calizas Morelos-Mexcala, realizado en las de polaridad mundial del Cretécico. magnética predominantemente comprobar un Cenomaniano), a y un evento este el Cretécico periodo de Superior polaridad reverso en las Calizas seré correlación y datación. porc iones de Morelos-Mexcala (Fries, Casa Verde y Venta en Vieja, Morelos-Guerrero, este-oeste y la cual está rodeada en sur por la Sierra Madre del Sur sus y al norte por el Eje Neovolcánico. La de Formación Morelos consta principalmente de una calizas y dolomías interestratificadas, vari ables de pedernal (nódulos, Algunos eros ión autores entre la pero (Fries, Formación en con sucesión cantidad es lentes, granos y fragmentos). 1960) proponen una superficie Morelos y la el campo no se observa Formación esta de Cuaut l a superficie de eros ión sino un cambio transicional. La Formación Mexcala presenta una litologia muy variable, en la particular debido a la ocurrencia de largos periodos de polaridad constante, estudiadas pa~te basal domina la naturaleza calcárea, que mide de un-Os met ros a 30 m de espesor (Fries, 1960). • La polaridad magnética del Mesozoico ha recibido atención, Plat aforma se levantó una secuencia estratigráfica lo cual permite interrelacionar el presente estudio con la escala calizas de la Formaciónes muestras Geomorfológicamente dicha área de estudio se encuentra en la ( Mexcala) estudio paleomagnético las Guer rero, en el Cañon del Zopilote (Figura 1). bioestratigréficas marinas y terrestres, asi como para establecer zonas de polaridad las donde se colectaron e l t ramo comprendido entre Milpillas, Los sedimentarias área y se ubica · a lo largo de la carretera México-Acapulco, 1960 ) en magnetoestratigrafta, (2) identificar los minerales magnéticos portadores el gran utilidad corresponde normal, Morelos en y de En la mayor parte la Formación Mexcala descansa encima de la For mación Cuautla o en algunoª lugares sobre la Formación Morelos ( Fi gura de En el ~rea estudiada la formación parece ser concordante con la formación infrayaciente (Morelos y Mexcala). (Albiano- estudios 2). A partir l áminas delgadas en contrados la roca, del ~nálisis paleontológico y petrográfico de se pudo concluir que los géneros y 30 especies en la Formación Morelos no definen la edad exacta de ya que la mayor1a de ellos tienen alcances demasiado �224 T'R.lVJIKJ-'R.OlJRJ~UéZ et al.: útudw ma.gn.etoe~b1..at~áf...lco del. Cenornmu.mw-íwwn.larw lOCJ.LllACION Dfl Allt4 225 T'RéVJIKJ-'AO!JP.J~UéZ ei: al..: &,tudúJ rna,r;netoe/.Jttiat.l[ylá./..lCJJ de,,/_ Cen.olTlOIÚa!W-Twwn.larw amplios. Solamente dos especies de la colección tienen valor para fijar KMn la edad más joven de la formación. sp. y ~ch)umbe11.~e11.i gidas F"¡gwa SI ~ - §3 ~ PLANO GEOLOGICO DEL AREA DE MUESTREO MBOLOGIA a 1956). finales Para Bohnenberg la Numrno)ocu.l..lna hei.m.l del Albiano Formación Medio Mexcala Estos sp., al las son que Oic~c).lna son Cenomaniano especies (1955), restrin (Bonet, citadas por G. y C,et6cx:o So.periot MexC41a t11.inca11..lnata,fueron consideradas de edad turoniana-senoniana. La C,e16cico Medio Mortlos parte inferior Fries (1956) la considera de edad turoniana por la lgneo etlrusn,o 0 Cuoterncrio @] Tobos fauna encontrada que c-0nta princip-almente de 'P11.ae~,,/_obot11.un.cana de.l.11.ioen~.l~ (?), "~ue.mbe).lna'' sp. y ~.l.obig.ui.na sp. A./ CClfllocto geologico MEílICIONES Y RESULTAílOS PALEOMAGNETICOS Para el anélisis paleomagnético se colectaron un total de 95 [0 SISTEIIA o u -... o o •... u __.,...,w 5EIIE 11 CI 111( ..--··- . • 1 .,::!e o u e ■ • tOttlO . ... - .,. ...... oe e OlllOCtlO ...... u PlllOtl ■ O HU?ttOTl . . ; cu,u1.uo : sauo••aao ; l t. I I l I O .,,1,10 ! o UUTU"111t o - ! ::, UIASICO ..,... . N o _, e 011a11iit.ill'• IOUS VOlCUIW gasolina fil. lll'OlllU llcl lllC&l& • • t l l l O1 ¡TlUW~IO,tUI ,111,11 U\llll CIOI UillllU HIIHIUS y núcleos el IIIC-&LI Clllfll CIUr& • cinco sitios con sucesiónes barrena de un diámetro interior de 2.53 cm. Los ULSJS !.•ll.& 7ii,i' en estratigrbficas continuas, utilizando una perforadora portátil de rns nff,o mñ·:'"' ' JIIIIl] ti! IVSIYU distribuidos Clilllnltl-- ¡a,_uru< l ··-· lfCUUCI 1 IIUIOUIU "· U 11 t rumbo y el echado de las capas, para poder aplicar con una brújula Brunton; fuéron medidos posteriormente en una varios apropiada corrección estructural (Coordenadas Paleohorizontales). lllltllTU •• ,,_uu,, rmntmnnr ........ La intensidad natural (MRN), -r-r- ;-_ 11,11&10 fuéron orientados en el campo, intervalos, ~•itouuai"~:•1"1I lOCII Vlllll .. nuK1.11ut • 11:UlilltMIO ~ "º L y dirección de la magnetización de los cinco sitios muestreados, fueron remanente medidos 110011110 con un magnetómetro "MOLSPIN" (Tabla 1) • Alt01 Ult ; , OIYUIHO e "9 •••cu _ IOClS ... ,,,o, Cl&WTll tlTtllUI o u ou ,, ltlC&l& CUOMUll ■ O ~ ! mnm TUDIIIIO o o UCU HLCIIICU CUPt IHUI 1 , 1O a ~•--••e• especi menes IIOULOS COltlCl&IO . l ....,.... . . . .- . .. • ......... .....• • .- .. ~¡ -• o ClllHICIUO PllOCIIO GUERRERO CENTRO T NORTE !l n1,io1 PUIIIOCllO ~ o REGION Oí CHll.l'IUICIHGO FORIIACION PI SO uunuu •11111 ,., ..: IU IUIOlllll u,oc11u lllllCt "'· Cflll. CUl&C La IPIL COIIIIU 1 P!Rura 2.. 1[11&10 1O1111 O ll. Cll&PfUPA CUIIUO ,u11ct CillOIIHIO ■ n. 4 V l ~ ~ HO. 11 1'" GOCOTVU& "'""º'" ~ IIWUICO lllll l CO co ■ rltJO lOl&U OIIHICICO Ullllct ,11-cnuoct HIIIIU T UtllltOI r 11111110 TUCO 1111111111111 lde la Cuenca M:>relo1-C:uerrero - - sitio, es ' bastante concordante con la ya esperada cada (Treviño, 1986), en donde los sitios 1, 2 y 3 son atribuidos a la Formación H tlf llllCIHO t magnetización remanente natural promedio medida en Tabla eatr.itfgr,Hica Tomad• de Lopez Ramos, e., 1979, , • Nombre Informal •• lnformacl6n de subsuelo Mexcala y los sitios 4 y 5 a la Formación Morelos. �227 226 T'R.éVJIKJ-fJ..O/JRJ(jUéZ et al. .: útudw ma9'1-etoe-1b1.ati.{pl.áf.i.co del. Cenoman.i.an.o - Twwni.an.o T'R.éVJIKJ-P.OIJRJ{jUéZ et ----------------------------------------------------------------# de Sitio Sitio Sitio Sitio Sitio 1 2 3 4 5 Dec I nc k 9.07 327.03 325.22 334.79 340.19 30.66 32.53 34.05 30.86 36.96 8.36 16.07 33.45 20.34 A95 14.61 8.39 6.06 9.41 11.55 Muestras 14 20 18 13 21 9.77 útudw mC19J1-etoe-1t11.aüg;i.áf.i.co del. Cerwrn.arwm.o-TU11.oni.ano SITIOS 2y3 mts muestrci lnten!l iddd (mA/m) 2 Declinación( 90 180 270 0) O 90 -90 Incl inac ión( 0) O 28 27 2 Ta b la l . cu.: Parémetros estadisticos obtenidos de los 5 sitios, de 86 del total de 95 especimenes, en donde, 8 de ellos fuéron eliminados del célculo de los parámetros estadisticos por encontrarse bastante alejados del valor medio de cada sitio, y la muestra 21 A del sitio 3, le fué ca mbiada su inclinación y declinación de una polaridad reversa a normal. 3 4 26 • • • 25 24 22 29 21 . • • ' • 20 5 ' • . ., 19 6 Con los datos obtenidos (inclinación, declinación • e <( intensidad) y su ubicación (en metros) en la sección de campo, se procedió a localizar estratigráfica correcciones aportaron cada una de las muestras en (Figura 3) posición y graficar las direcciones ya estructurales varios su especimenes, aplicadas. con Algunas o bien se colectaron las _J <( u X uJ ~ muestras en si ti os 7 8 muestras Los fuéron resultados obtenidos de la mayorfa uniformes, con grados y una inclinación positiva. (sitio 2) y 17 (sitio 5), una declinación media Unicamente las de de muestras 10 9 11 8 7 6 conocida por una desmagnetización en varias etapas. 5 345 13 21 14 Por cual las desmagnetizaciones progresivas son las herramientas lo más Se lavado tomaron 29 muestras piloto a las que se les de la MRN, aplicó un con un promedio de 17 etapas en el proceso de desmagnetización en campos desmagnetización térmica. alternos La última y de 10 etapa en pasos el en proceso la de J (/) o_J l w o: o 2 ~ L valiosas en el estudio paleomagnético. 4 2 1 • t T La composición magnética total de una muestra de roca, puede ser 12 las presentan una reversión clara. • 9 cercanos, por lo cual se encuentran varios datos a un mismo nivel estratigráfico. • . • SITIO 5 .. ...... 13 17 14 ;3 Fig ura 3 Se presenta en forma gráfica la posición estratigráfica relativa de las muestras de los sitios 2, · 3 y 5, coa su intensidad, declinación · e inclinación de la MRN. Nótese los cambios cte p:)laridad que presentan las muestras 2l (sitio 2) y 17 (sitio 5). 90 �T'R.éVJIKJ-'ROOí?J91éZ eJ: al..: &tut:li..o mIL9f!-etoe-1b1.ati..9,ll.á/-i..c.o de.1. Cen.om.ani.ano-TU11.on.i.ano T'RlVJiKJ-'ROUR29JéZ. et. al..: &,tudi.o mar;n.etoe-,t11.ati911-áf.i_C,JJ del.. Cen.ornaru.arw-íIJII.Oni..an.o o desmagnetizaci6n por campos alternos fué de 100 mT y la • temperatura de 450 y 510 C. En el sitio 1, nA y 81A), las muestras desmagnetizadas (73A, 71, 76B, presentan uno o cuando mucho dos componentes de componente La remanente. 4-a? (Figura intensidad (M) a 100 mT. muestra 73A, presenta y una destrucción casi un total de la serie de las titanomagnetitas (Figura 4-c). las demás contenido titanomagnetitas, coercitividad, o \ 90° E·OA -D.2 (a) .ºJO /040 + N/No 1.0 160 '10 ' V• 0.2 0A muestras es muy similar en todos los sitios. mineralógico (Figura 4-d). \10 El comportamiento En los cinco sitios los especfmenes por lo general un M \oo La dispersión es casi m1nima (Figura 5- b)~ y se comporta como un mineral de baja coercitividad t1pico de /º o ,/ 1 la /YJ 0.6 \\..o solo (v o.a \ro la • ,.o 1H '.io \ '•JO magnetización de (b) de correspondientes a la serie caractertstico de rocas de baja Muy pocos muestran espectmenes caracter1stico de con las coercitividad manifestaron rocas de un una alta contenido de he111ati ta. ·• • 1 • • • IO MCIJ'T) DISCUSION Y CONCLUSIONES Los cambios de polaridad del campo geomagnético, al constituir un fenómeno global, proveen información cronológica de gran precisión, fecha ■ iento útil en problemas estratigráficos (correlación y a niveles regional y local). En el Cret.ácico estudios magnetoestratigráficos han cambios (y con una polaridad Steiner, de polaridad 1969; Irving & identificado largos Couvillard, 1973). intervalos normal) (Helsey sin & Este intervalo de polaridad normal también se ha detecta~o en estu~ios de anomaltas magnéticas marinas (Larson & Pitman, 1972; Larson & Hilde, 1975). El (d) descubrimiento y documentación de posibles cambios de • Figura 4 ' • 1 .. Diagramas que presentan el comportamiento de la muestra 73 A, durante el proceso de desmagnetización (a. diagramas vectoriales, b. red estereográfica y e. intensidad normalizada) por campos alternos hasta las 40 mT. Y la grafica de la ad~~isición de la magnetización remanente isoterma! {d). 22 9 �T1>.lVJI/O-RO!.fRJ(JUéZ et aL : &,tudio fnl19'Let0Mb1.ai:~á/.¡_CJJ del.. Cen.olTlí1fWlll.o-TIÚI.Oru.an.o íf->..éVJI/O-RO[!RJ9}éZ polaridad e;t al..: &itudi..o ma9"-eto~btaÜf)ltá/.i.CJJ del.. Cerwmanl.an.o-íUA,Oni.an.o dentro del Intervalo Normal Cretácico provee las Morelos, presenta una polaridad pero 2 muestras presentan una polaridad reversa proceso de desmagnetización reveló uno o dos componentes remanente natural, y como la dispersión y el en la no es considerable en el proceso de desmagnetización, de tal manera que la declinación e inclinación se 111antienen···estables. Por lo tanto, la polaridad reversa de la muestras 21 (sitio 3) y 17 (sitio ! 1 1 1 1 f : 1 1 : 1 1 1 1 1 1 t 75 r s ~ predominantemente normal, magnetización en r· - -·, 1 1 1 1 70 resultado de la secuencia estratigráfica muestreada calizas 1 s ,-----, .--, 1 1 4 3 r---.., un marcador cronológico de gran utilidad. El 2 EDAD Me N 1 A 80 N 85 90 9 5) 10 son claras (Figura 3). Los eventos de polaridad reversa detectados en la Formación 105 Morelos corresponden muy probablemente al Cenomaniano Tard1o, y de la Formacion Mexcala al Campaniano y correlacionan bien con el reporte de VandenBerg Wonders & quienes (1980), 110 observaron IIU 11 5 eventos reversos en las calizas de los Alpes del sur, Italia (Figura 5). Los 120 estudios magnetoestratigréficos tienen muy vari-ao~s 125 aplicaciones de rocas, aparte del fechamiento y correlación de por ejemplo: ritmos de depósito, en el análisis de cuencas: ambientes de depósito, del fondo oceánico, y conocer los □ • 130 en la evolución orgánica, en la evolución de los rotación secuencias - para conocer los ritmos de expansión para interpretaciones tectónicas movimientos de bloques en la evolución sobre la 135 140 tectónica 145 global, otra intensidad aplicación magnética es aprovechar las va~iaciones para correlacionar cronoestratigréficas dentro de una 111isma cuenca. en la unidades FIGURA s POLARIDAD REVERSA POLARIDAD NORMAL Cox, 1982 a Wonders, 2 VonDuBerg 3 Lawrlt tf al., 1980 4 Treviño, 1986 5 Este estudio 1980 ESQUEMA DE COR RELACION MAGNETOESTRATIGRAFICA PARA EL CRET ACICO. 231 �232 T'R.f.VJIKJ-OOIJK/9.lf.Z ei: aL: éAtudi.o ma911-e.t.oe4t11.ati.g,ti.61,lCJJ deJ. 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Most magnetostratigraphic studies, such as the correlation of sedimentary cores from the ocean basins (e.g. Kennett, 1980), are based on the occurence of reversals of IRVING, E., · & C0UVILLAR0, R., (1973). Cretaceous normal polarity interval, Nature, v.244, p.10-11. the geomagnetic field. Another means of using paleomagnetism for correlation is to LARS0N, R.L., & PITMAN, W.C., (1972). World-Wide correlation of Mesozoic magnetic anomalies and its implications, Geol Soc. Am. Bull., v.83, p.3645-3662. an established stratigraphic column of the same plate. This will not only yield a relative LARS0N, R.L., & T.W.C. HIL0E, (1975). A revised time sca l e of magnetic reversals for the early Cretaceous and Late Jurassic, J. Geophys. Res., 80, p. 2586-2594. L0PEZ-RAM0S, E., Escolar, México, 445p. (1979). Geologfa de México, Edición L0WRIE, W. , & W. ALVAREZ, (1977). Upper Cretaceous Paleocene ■ agnetic stratigraphy, Geol. Soc. Am. Bu l l., 88, p. 374-377. compare the pole position of an unknown rock unit with the pote positions derived from age, but also an absoluta age with an accuracy which depends on the age resolution of the known apparent polar wander path as well as the associated errors in the paleomagnetic data (e.g. Kyle et al., 1987). In sorne cases. simple comparison of paleomagnetic pote positions will indicate whether two sampling sites could have been located on the same lithospheric plata. In this paper, we explorn sorne of the stratigraphic implicatíons of our paleomagnetic results from Guatemala, Honduras, Nicaragua, and Costa Rica. TREVIN0-R0DRIGUEZ, A.F., (1986). Estudio ■ agnetoestratigrá­ fico, paleo■agnético y paleontológico de l a For ■ ación Morelos, Estado de Guerrero, México, Tesis de Maestrfa, DEPFI, UNAM. · VANDENBERG, J., & A.A.H. W0N0ERS, (1980). Paleomagnetism of Late Mesozoic pelagic limestone from Southern Alps, J. Geophys. Res., 85, p. 3623-3627. Actas Fac . Ciencias Tierra U. A.N.L . Linares, 2, p. 233- 241,, 3 fig. ; 1987 �235 WSé. & FJIICH: /t/ar;n.eto4J::11.ati..g.ti.aphi..c. -1.tud.i...e.1, Ce.n.biaJ.. Aneuc.a 2. ~05é & FJM:,H: /flar;n.eto4tl/.at.i.{;ll.apluc. 4iud.i...e,,:,, Cen.,f.11.aJ.. Ane11..i. ca ~ 2.1 Todos Santos formation (Mexico Guatemala. Honduras) The Todos Santos Formation was originally defined by Sapper (1894} to • G r~present a redbed sequence near the village of Todos Santos in the Altos Cuchumatanes in northwestern Guatemala. The uppermost member of the Todos Santos Formation is a limestone unit. referred to as the Ventosa limestone in Guatemala and the San Ricardo Formation in nearby Mexico. Based on limited fossil evidence. the Todos Santos is believed to range in age from Late Jurassic (Oxfordian} to basal Cretaceous (Anderson et al., 1973; Guerrero, 1975; Richards, 1963; Viniegra.1971). New palynologic investigations reponed by Blair (1981.1986) from samples from the upper Todos Santos Formation in Chiapas, Mexico. yie!d an age Fig. 1: Comparison of paleomagnetic pole positio'ns from the Todos Santos Formation in southern Mexico (M), Guatemala (G), and strata in Honduras (H) previously consídered to be part of the Todos Santos Formation. near the Jurassic-Cretaceous boundary. Milis et af. (1967) applied !he same name to sorne clastic rocks in Honduras based on a grossly similar stratigraphic setting. This corre!ation was tenuous at best compares the data from Guatemala with our data from Honduras. Also shown in this because no Todos Santos type rocks are known to exist trom south of the Motagua figure is the pole position from the San Ricardo Formation (Guerrero, 1975). Our fault in Guatemala to central Honduras (Lake Yojoa region). results from Guatemala closely agree with the approximately time-equivalent data from At the Fifth Reunión de Geólogos de América Central in Managua. Gose (1977) nearby Mexico, but are markedly díHerent from the Honduran "Todos Santos" resulls. presented prelíminary pa!eomagnetic data which strongly questioned this correlation. This is really not surprising when one realizes that the sites lie on two different tectonic Additional results support this contention. At the Pito Solo site near Lake Yojoa. plates. At least throughout the Cretaceous. the Chortis Block was not part of the North Hooduras, we sampled strata that have been assigned to the Todos Santos American plate nor of a Caribbean block (Gose and Swartz, 1977; Gose. 1985 a). The lack of physical contiguity and the independent tectonic history of the Formation (Mills et al. 1967; Curran. 1981 ). From these samples. palynologists with Texaco Trinidad, lnc. extracted the following palynomorphs: Eucommiidites Chortis Block strongly imply that the Todos Santos F-Ormation of Guatemala and troedssoni; Cicatricosisporites dorogenesis; Cfassopolis classoides; Cyathdites minor; Mexico were not deposited in the same depositional basin as the "Todos Santos• Circufina parva; Ginkocyadophytus et. nitidus. This association indicates an Early strata in Honduras. We concur with Gose (1977) and Home et al. (in press) that the Cretaceous age, an age appropriate for the Todos Santos Formation. name Todos Santos should be abandoned in Honduras and the rest of the Chortis In Guatemala. we sampled the basal portien of the Todos Santos Formation south of Cobán and the upper part near the village of Todos Santos. Figure 1 Block. �237 236 905é & FJM:11: frlag.'1.eto,.,t.11.at~apfuc ,.,¡_udi.,e4, Cent11..a.1. AneA..i.ca g}Sé & FJACII: frla911-eto4t,z.at~a.ph,i..c 4tudi..e4, CentJt.D..1. AneA..i.ca The pole positions of the three siles in the upper Valle de Angeles red beds, 2.2 vane de Angeles Group; redbeds (Honduras) The Valle de Angeles Group is a thick red bed sequence divided in much of one of which is within 1O meters of the upper contact, fall very clase to the pole positions for the Esquías Formation (Fig. 2). They are distinctively south of the pole central Honduras by the carbonates of the Cenomanian Jaitique and Esquías from the Minas de Oro stock which is dated at 59 my (see Gose, 1985). Thus at least Formatíons into unnamed lower and upper clastic members. Due to the general lack of where sampled, the Valle de Angeles Group is restricted to the Cretaceous period. fossils in these strata, the age of the redbeds is poorly known. In the Santa BárbaraLake Yojoa region, the lower Valle de Angeles is in gradational-conformable contad with the Atima Formation (Finch, 1972, 1981) which is of Albian age. Throughout 2.3 vaue de Angeles Group; Guare member.Jaitigue Formation /Honduras} The Guare member is a very distinctive, thin-bedded, algal (?) laminated Honduras the group is unconformably overlain by mid-Tertiary and Miocene volcanic limestone exposed in the Santa Bárbara - Lake Yo_ioa region of central Honduras. The rocks. The reported Tertiary age far the upper Valle de Angeles (Mills et al., 1967) has name was introduced by Milis et al. (1967) as the uppermost unit of the Yojoa Group, never been documented. overlying the Atirna Formation. However, detailed mapping by R.C. Flnch and D.W. Curran clearly demonstrated that the Guare overlies the Cenomanian Jaitique Formation. Finch (1981) redefined the Guare as the upper member of the Jaitique Formation. The paleomagnetic results from two sites in the Guare allow two interpretations: 1. the Guare is part of the lower Atima Formation; or 2. the Guare is the uppermost member of the Jaitique Formation. The Guare everywhere directly overlies a thick-bedded timestone unit which from its gross outcrop characteristics could be either the Atima or Jaitique limestone. But because it is overlain by gypsum and redbeds, the first interpretation is not tenable. The second interpretation, on the other hand, is in full agreement with ali recent stratigraphic mapping in this region. 2.4 Rivas formation (Nicaragua and Costa Rica} In the Pacific coastal zone of southernmost Nicaragua and Costa Rica, we collected the Rivas Forrnation at four sites. In Nicaragua, the Rivas Formation ranges in age frorn Cenomanian to Maastrichtian whereas it is restricted to the Late Fig. 2: Pole positions from Honduras. VL = lower Valle de Angeles red beds; J = Jaitique Forrnation; E= Esquías Formation; Vu :;:: upper Valle de Angeles red beds; M =Minas de Oro granodioñte. Campanian to Early Paleocene in Costa Rica (Anonymous, 1972; Schmidt-Effing, 1979; Lundberg, 1982). This age discrepancy led Anonymous (1972) to speculate that �238 WSé & FJI.CH: /rlar;n.eto-1 bz.at..i.f;¡,.aphJ...c -1t.UJÜ.e-1, Cen..ttw.Á. An(?ll,..i.ca ~OSé & FJAr,H: /rlar;n.et.0-1.t.11.at.i.f;¡,.aphJ...c -1tu.d...i.e.-1, Cen.t.11.aJ.. /m(?ll,,Lcá these sedimentary strata may represen! two distinct rock units in spite of great References lithological similarities. This is well borne out by the paleomagnetic data (Fig. 3). The pole positions from the two sampling areas are significantly different al the 95% confidence level and it has therefore been argued that these sediments were deposited on two separata tectonic blocks (Gose, 1983). (Note: the same argument Anderson, T.H., Burkart, 8., Clemons, A.E. , Bohnenberger. O.H., and Blount. D.N., Geology of the western Altos Cuchumatanes, northwestern Guatemala. Geol. Soc. Am. Bu//., 84, p.806-826 , 1973. Anonymous, The geology of western Nicaragua, Final Techn. Rep. IV, Tax lmprovement and Natural Resources lnventory Project, Managua, Nicaragua, also applies to the Eocene Brito Formation.) 221 p., 1972. o· Blair, T.C., Atluvial fan deposits of the Todos Santos Formation of central Chiapas, Do Mexico. MS Thesis, University of Texas at Arlin~ton, 1981 . • • Blair, T.C., Paleoenvironments, tectonic and eustatíc controls on sedimentation, regional stratigraphic correlation, and plate tectonic significance of the Jurassiclowermost Cretaceous Todos Santos and San Ricardo Formations, Chiapas. 210· 90 " Fig. 3: Schmi~ equal area projection ot the sita mean directions of magnet1zation for the Aivas Formation. Salid circles are in the lower hem1spher~, open circle~ in_the upper. The directions trom two sites in S?uth~m Nicaragua (sohd areles) are significantly different from the d1rect1ons from two sites in northern Costa Rica (open circles). 3. Conclusions In the absence of fossils, marker beds, or in areas of díscontinuous exposures, paleomagnetism offers a unique opportuníty for stratigraphic correlatíon. The quality of magnetostratigraphíc correlation depends on the detaíls and completness ot the sampled strata and usually requíres an extensive data set. lf an exposure represents a sufficiently long time, it may be possíble to identífy the magnetic reversa! pattern and thus dírectly date the rock unit. The results presentad here rely mainly on comparing the pole position of an unknown stratum with those of rock units which have been dated either by fossíls or radiometrically. Without sorne known reference points the type of work discussed here would not have been possible. Mexico. PhD Thesis, University of Colorado, 1986. Curran, D.W., Geotogic map of Honduras, Taulabé quadrangle, 1 :50000, Hoja 2660 111 G, Instituto Geogr. Nac., Tegucigalpa, Honduras, 1981. 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Generalidades El basamento geológico de Centroamérica meridional consiste principalmente de unidades magmáticas básicas "ofiolíticas' 1 del Mesozoico y Pa leógeno¡ por eso forma un cuerpo extraordinario en comparación con los basamentos dominantemente "continentales" y más antiguos en las regicnes vecinas de Centroamérica septentrional, México y Sudamérica meridional. Sin embargo, complejos ofiolíticos del Mesozoico afloran también en el noroeste de México, Guatemala, Colombia occidental y Ecuador, y la co!: teza oceánica del Mar Caribe consiste de basaltos cretácicos. En Costa Rica y Panamá, se conocen once regiones principales donde aflora el ba samento ofiolítico: las penínsulas de Santa Elena, Nicoya, Herradura, Quepos, Burica, y Osa (junto con el área de Golfito), todas en Costa Rica, y en Panamá las penínsulas de Azuero y Soná (junto con la isla de Ceiba) así como las serranías de San Blas y Darién, Majé, Sapo y Ba gre. En continuación, se comparan estas diferentes regiones en una breve so brevista basada en datos publicados en la literatura (citada en GURSKY 1984, 1987) y estudios propios. Las regiones mencionadas están estudia das en diferente grado: por ejemplo, el noroeste de Costa Rica, espe-cialmente la península de Nicoya, está relativamente bien estudiado, mientras que las unidades ofiolíticas de Panamá, especialmente en el este de este país, no están bien conocidas geológicamente. La escasez parcialmente considerable de datos, dificulta la interpretación comparativa del basamento de Centroamérica meridional y ha impedido la concepción de modelos del desarrollo geodinámico que abarquen todas las regiones mencionadas. Las posibles relaciones con los complejos ofiolí ticos afuera de Centroamérica meridional, quedan aún más en tela de juicio. Aatas Faa. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 243-249; 1987 �244 245 ~lfRSKY: /.JJ-1 CJJmpÜJo,1 ba,1aJ..e.1 de Cmt11.oamétz.i_ca me11.idlonal. ~IJRSKY : /..J),1 compl.ej,0-1 baAal.e.4 de CeJtt11.oam.éJu...ca me11.i.di..onal. 2. Afinidades entre los complejos . · La f ormación de antic l inorios Y emersión de bloques tectónicos jugaron Entre otras afinidades, los complejos basales de Centroamérica meridio nal se destacan por su edad predominante del Mesozoico tardío; el Cretácico parece ser el intervalo cronológico principal de su formación. un papel importante durante la historia del emplazamiento y/o levant a- . miento de por lo menos algunos cuerpos ofiolíticos del basamento de Centroamérica meridional (p.e. Nicoya ) . Edades más antiguas como el Jurásico (p.e. Santa Elena, Nicoya) y TerA excepción de las me t a bas1·tas y serpentinita, no hay metamorfismo ' termometamórficos y de alteración hiregional¡ sin embargo, fenomenos ciario inferior (p.e. Quepas, Osa) están subordenadas. Basaltos toleíticos, frecuentemente asociados a brechas volcanoclásticas e intercalaciones de rocas sedimentarias pelágicas de poco espesor, drotermal ("ocean-ri dge 11 y ºocean-floor •metamorphism'", entre otros) son característicos. son típicos en las once regiones. Plutonitas básicas son menos frecuen tes (p.e. en el NW de Nicoya), ultrabasitas (p.e. en Santa Elena, par- 3. Diferencias entre los complejos cialmente serpentinizadas; Azuero, Soná) y metabasitas (Azuero, Soná) son escasos. Solo en Santa Elena se reportaron "sheeted dikes". A ex- Investigaciones estratigráficas, pe t rogra·r·1c as , sedimentológicas y tec · das, demostraron en los últón i cas en algunas de las regiones menciona cepción de las unidades ultrabásicas, parece que todos los complejos timos diez años que_ a pesar de las afinidades generales - hay dife- basales representan niveles someros de la corteza, en comparación rencias parcialmente considerables entre las regi ones individuales. con otros complejos ofiolíticos (p . e, Troodos, Chipre; Bay of Islands, Terranova) o corteza oceánica típica. No obstante, la naturaleza ofiolítica del basamento de Centroamérica meridional está indiscutida. Especialmente las datac iones bioestratigráficas con radiolarios de intercalaciones silíceas revelaron, que p.e. en Nicoya la mayoría de los La estructura tectónica de las once regiones está en general difícil- pisos estratigráficos desde el Jurasico me d'10 hasta el Cretácico medio están presentes, aunque no sea en secuencias contínuas; las partes mente reconstruible, parcialmente debido a las asociaciones litológi- ofio líticas mas recientes de esta región son del Maastrichtiano. En el cas complicadas . Fracturamientos de diferentes tipos y magnitudes suroeste de Santa Elena, se encont raron radiolaritas del Jurásico inf~ r ior o medio cerca de Otras de l cretácico medio. Por medio de foramini son típicos; donde se observan plegamientos, su intensidad está relativamente baja. No hay esquistosidad a escala regional: en Soná y Azuero afloran algunos cuerpos poco extendidos de metabasitas con esquistosidad¡ y en el macizo ultrabásico de Santa Elena, se observan zonas de serpentinización asociada a esquistosidad. feros se comprobó, que en Quepas y Osa el magmatismo del basamento cont inuó hasta el Paleoceno O Eoc eno, respectivamente, sin que se heyan observado rocas mesozoicas. Los Co mpleJ·os panameños están mal fechados; en l as regiones de Soná-Coiba y Azuero, el basamento ofiolítico tiene turales altos es típica. Aparentemente no hay clásicas prismas acrecí~ probablemente una edad cretácica, siendo las metabasitas posiblemente más antiguas, y en Panama- oriental parecen ser preponderantemente del nales compuestas de series de delgadas tajadas tectonoestratigráficas cret ácico superior hasta posiblemente Paleógeno. como en algunos otros complejos ofiolíticos, y hasta ahora no se Las edades más antiguas de las rocas sedimentarias sobreyacentes a los complejos basales, son muy variables: Campaniano hasta reciente. En es En general, deformación tectónica de poca intensidad en niveles estruc ha comprobado sati sfactoriamente la posible importancia general de sobrecorrimientos regionales (como p.e . descrito en Santa Elena). • 1 mente las diferentes histoto se reflejan factores 1.múltiples, especia ,, r i as de levantamiento y erosión. P.e. las rocas sobreyacentes mas �247 ~llR.51(1J: lo-ó compl..ej..o,,j baAal.M de Cenbwaméll.lca metu..di.onal. ~lfR.5/(lj: ÚJ-1 CJJmpl.ej.o-ó baAal.e4 de Cent.11.oamén..i.ca. meJ1..i.di.onal. antiguas de agua somera, son calizas con rudistas del Campaniano/Maas- de arco insular primitivo. También en Osa y Panamá oriental se ha con- trichtiano (Santa Elena, NW de Nicoya y alrededores del Golfo de Nico- clu ido la existencia de magrnatitas básicas formadas en un arco insular ya), mientras que simultáneamente, en áreas vecinas, se depositaron primi t ivo. Es posible la presencia de otros tipos genéticos químicame!! sedimentos de mar profundo (p.e. oeste y centro de Nicoya). te diferenciables (p.e. basaltos "intra-placa"). En los complejos basales de Centroamérica meridional, sí dominan los 4. Desarrollo geodinámico basaltos toleíticos (excepción: Santa Elena), pero las asociaciones litológicas son parcialmente bastante diferentes. P.e. en Nicoya afloran numerosos cuerpos de plutonitas básicas así como "plagiogranitos", Y abundan las brechas volcanoclásticas. La península de Santa Elena re presenta una región especial, ya que aquí aflora el único cuerpo ultr~ básico de grandes dimensiones en Centroamérica meridional, mientras que toleítas Y plutones básicos ocupan áreas subordenadas. Azuero se destaca por su variedad litológica en el complejo basal: aparte de los basaltos dominantes, están presentes pequeños cuerpos ultrabásicos así como metabasitas con esquistosidad. Intercalaciones sedimentarias, dominantemente silíceo-pelágicas, están presentes en forma de secuencias con hasta varias decenas de metros de espesor, en Santa Elena central Y sur-occidental, Nicoya noroccidental y en la región de las serranías Las diferencias múltiples entre los complejos del basamento de Centroamérica meridional demuestran, que - a pesar de varias afinidades de sus naturalezas generales - se deben considerar historias de origen y desarrollo por lo menos parcialmente individuales de estos complejos ;y-- en parte tmnbién de unidades dentro- de l'Os mismos. Mientras que has- ta e l inicio de la pasada década, se pensó generalmente en una historia más uniforme, se presentaron en los últimos diez años varios modelos para el desarrollo geodinámico con la intención de tomar en cuenta {al menos para partes del basamento, especialmente en Costa Rica norocc i dental) estas peculariedades, según el punto de vista individual y dat os disponibles. En esto, juegan un papel importante especialmente argumentos químicos y bioestratigráficos, además sedimentológicos y del Sapo Y Bagre; en las demás regiones faltan o son de poca importan- tectónicos. cia con respecto a su número y volumen. Hoy parece ser seguro que por lo menos algunas de las unidades ofiol.í - Estudios sistemáticos del quimismo de las magmatitas ofiolíticas, se las han efectuado solamente en Santa Elena y Nicoya; hay menos análisis <hsponibles de las demás ~egiones. Considerando los elementos mayores, los basaltos ofiolíticos de Costa Rica y Panamá occidental son_ con t icas fueron formadas en la región del Paleopacífico oriental (p.e. el Complejo Inferior de Nicoya de la península de Nicoya), de donde fuerm transportadas por procesos de tectónica de placas hacia sus posiciones actuales en la margen suroccidental de la placa del Caribe así como le pocas excepciones - generalmente comparables, mientras que en Panamá vantadas. oriental, así como en el Complejo Igneo Básico de Sudamérica norocci- Se mencionaron en los modelos de desarrollo geotectónico, entre otros, dental, se reportaron basaltos y "basaltos andesíticos" especialmente dorsales activas o asísmicas, plataformas basálticas, arcos insulares ,, . , mas ricos en s1lice. En cuanto a los elementos trazas y tierras raras se observan parcialmente diferencias significantes entre las regiones individuales y/o dentro de las mismas en el cinturón ofiolítico de Cen troamérica meridional. P.e. en Costa Rica noroccidental, se identifica ron basaltos con quimismo oceánico y otros, subordenados, con quimismo y s i stemas de arcos así como "back-arc basins", como posibles ambienim geotectónicos de origen. El istmo actual de Centroamérica meridional representa un arco insular "maduro" y "continenta!l..izado". En Costa Rica, aún no está completamente esclarecida la relación genética entre este arco y su antecesor, el �9.JRSKY: ÚM ftlfiliKY: úu, compJ.ejo,J ba,fül.e-1 de CenbwaméAJ..c.a meA..u:iwnal. cnmplej..o,j bMale.-1 de Cenhwamén..i.ca merúdional. arco "insular" primitivo, toleítico y submarino formado principalmente adyacentes, especialmente con Centroamérica septentrional (Chortis), en el Cretácico superior tardío, cuyos restos se identificaron p.e. en el Complejo Igneo Básico y la corteza del Caribe? Y en qué manera Nicoya. El arco primitivo cuyas extensiones químicamente más desarro- pueden contribuir a la reconstrucción del desarrollo mesozoico-ter lladas están probablemente sepultadas debajo de los complejos magmáti- ciario de la región entre Norte y Suramérica? cos cenozoicos del actual arco maduro, se formó en la antigua margen intraoceánica convergente entre las placas del Caribe y del Pacífico (Farallón); sobreyace corteza oceánica s.str. de naturaleza probablemente heterogénica y al menos parcialmente de procedencia pacífica. En algunas de las regiones panameñas, al terminar el magmatismo ofiolf tico, se desarrolló en el Cretácico mis superior hasta el Terciario in feriar aparentemente un volcanismo de arco insular con quimismo parcialmente intermedio y rico en material volcanoclástico, y se formaron plutones de quimismo intermedio (Azuero, Majé, NW de Panamá); ambos ti pos de magmatismo faltan en las regiones ofiolíticas de Costa Rica. El cuerpo ultrabásico parcialmente serpentinizado de Santa Elena repr!:_ senta un fragmento del manto superior que fue cizallado y levantado posiblemente a lo largo de una sutura mayor entre Centroamérica meridional y el bloque Chortis que abarca la mayoría de Centroamérica septentrional, parecido a los cuerpos ultrabásicos del complejo ofiolít~ co de la Sierra de Santa Cruz etc. en Guatemala que marcan la sut ura entre las placas de Norteamérica (bloque Maya) y del Caribe (bloque Chortis). 5. Pregtmtas finales Quedan varias preguntas abiertas, entre otras: 1) Hasta qué grado son comparables las regiones del basamento ofiolítico en Centroamérica meridional, en cuanto a su composición e his toria? 2) Cuáles unidades están realmente alóctonas, cuáles están relativamente autóctonas? Cómo fueron emplazadas en sus posiciones actua- les? 3) Como son sus relaciones genéticas con las unidades geotectónicas Bibliografía GURSKY, H.-J. (1984): Die Sedimentgesteine im ophiolithischen NicoyaKomplex (Ober-Jura bis Alt-Tertiar von Costa Rica): ihre Verbreitung, Fazies und geologische Geschichte mit bescnderer Berücksichtigung der Radiolarite .- 394 pág., tesis doctoral, Univ. de Marburg/Alemania fed. GURSKY, H.-J. (1987): Genese und geologi~che Geschichte der Radiolarite des Nicoya-Komplexes, Costa Rica.- Münster. Forsch. Geol. Palaont., aprox. 200 pág., Münster. (en prensa). GURSKY, H.-J. (1988): Presencia, origen y significado de las rocas sedimentarias en el basamento ofiolítico de Costa Rica.- Rev. geol. Amér. centr., aprox. 60 pág., San José/ Costa Rica. ( en prep.). 249 �Tectónica y sedimentación del Cretácico superior en la zona pacífica de Costa Rica (América Central) Por: Peter O. BAUMGARTNER Institut de géologie et paléontologie Université de Lausanne BSFH2 , CH-1015 • Lausanne-Dorigny, Suiza 242 INTRODUCCION El Cretácico en Costa Rica fue reconocido por primera vez por HARRIS0N (1953) el la Península de Santa Elena. En el mapa geológico de RosERTs & IRVJNG (1957) se extendió el Cretácico a la mayor parte de las Peninsulas de Santa Elena, Nicoya, Herradura, Osa y la Cordillera de Talamanca. Hoy día sabemos que la extensión de facies Cretácicas se restringe a sedimentos asociados al Complejo de Nicoya y otros Complejos básicos y a los sedimentos inmediatamente sobreyacentes, pertenecientes al Grupo Sabana Grande (BAUMGARTNER et al. 1984). DENGO (1962) estableció por primera vez una edad ante-Senoniana para el Complejo de Nicoya en base a diversas formas de GJobotruncana reconocidas por THALMAH en rocas sobreyacentes al Complejo. Los estudios micropaleontológicos publicados por HENNINGSEN (1966) y HENNINGSEN & Wm (1967) permitieron establecer una edad de Campaniano-Maastrichtiano para las calizas pe 1ági cas encontradas en varias loca1 i dades de la Península de Nicoya y la región de Golfito. En los años 1976-78 se hicieron las primeras extracciones de radiolarios de las rocas silíceas de Costa Rica. El análisis de estas faunas permitió datar formaciones ante-Senoni anas que en Costa Rica son casi exclusivamente sil iceas. Así PESSAGN0 (en GALL1-Ouv1ER 1977) determinó el Tithoniano-Valanginiano en la localidad de Punta Conchal, una edad luego confirmada por SCHHIOT-EFFING (1979) en la misma región. 8AUMGARfNER (en KuYPERS 1979) determinó edades del Berriasiano al Aptiano para la Unidad Matapalo y del Santoniano para la Unidad Esperanza del Complejo de Nicoya. En BAUMGARTNER (1984) el rango de edades de la Unidad Matapalo fue extendido al Jurásico medio. DEWEVER et al. (1985) encontraron radiolarios del Lías-Oogger en una muestra en la serie volcano-sedimentaria subyacente a la Unidad de Santa Elena. En este trabajo se propone relacionar las diferentes secuencias litológicas del Cretácico superior de la costa Pacífica de Costa Rica mediante dataciones bioestratigráficas, con el fin de seguir la evolución tectónica y sedimentaria antes y después del emplazamiento del Complejo de Ni coya en el Santonian~ tardío-Campaniano temprano. Actas Faa. Ciencias Tierra U.A.N.L. Linares, 2, p. 251-260, 1 fig . ; 1987 �252 8,41.J!f{¡/lRTNé!R: Tectón.ica. !J. ,rndún.en.taci..ón de./. Cn.etácicn -1u.peA.i.n11. , Co-1ta 'iU.ca BAll/f¡(JlfRTNt'R: Tectón.ica !I- -1ed.imen:taci..ón del Úl.etáci.co -1upe;úo11., Co-1:ta 'i?..l ca. l. LAS SECUENCIAS ANTE-CAHPANIANAS EN LAS PENINSULAS DE SANTA ELENA Y NICOYA (COMPLEJO DE NICOYA S. STR.) La existencia de mantos de sobrecorrimiento, resultado de una tectónica tangencial ante-Campaniana fue propuesta por KuYPERs (1979, 1980) para el noroeste de la Península de Nicoya y por AuAA &To~N~ (1980a) para la Península de Santa Elena. Datos bioestratigráficos de radiolarios (BAUMGAATNER 1984) confirmaron estas ideas y nos conducieron a redefinir la megaestructura del conjunto Nicoya-Santa Elena (BouRG01s et al. 1984, AmtA et al. 1985). Las Peninsulas de Nicoya y Santa Elena forman una megaestructura de mantos de sobrecorrimiento quadripartita: l. La Unidad Esperanza (definida originalmente por KuYPERS [1979] como unidad cabalgante sobre la Unidad Matapalo) forma el aut6ctono relativo ocupando la mayor parte de la superficie del Complejo de Nicoya en la peninsula. 2. Sobre esta unidad descansa la Unidad Matapalo, preservada unicamente por "klippes" en el sector NW de la Peninsula de Nicoya. 3. Una unidad volcano-sedimentaria subyace en pequeños afloramientos la Unidad Santa Elena en la costa sur y el rio Potrero Grande de la Peninsul a de Santa Elena. 4. La Unidad Santa Elena forma la parte estructuralmente más alta en este edificio de mantos. Tanto en Santa Elena como en Nicoya hay evidencias de una tectónica compresiva con dirección N-S (SrREBIN 1982: fase 01, post-Albiana preCampaniana, AzEHA et al. 1985} con vergencia hacia al sur de los cabalgamientos (AzEAA & To~NON 1980a). Cada una de las quatro unidades tiene una historia de formación distinta. 1.1. Unidad Esperanza EDAD DE LOS COMPLEJOS BASICOS DEL LITORAL PACIFICO DE COSTA RICA M.A. SER!f PISO 36 39 42 49 ..: ! 54 . ..: 60 l:l"' .., u::, 66.5 ......~ e . PRJABOHIANO ARTONIANO LUTECIANO YPRESJANO 74 84 ea nwm1AHO :, -,; DANIANO .,:, "' ! .,~ -"' CNIPAHIANO ... º"' :e ~ e "'., ::> to -a e o o o. "' ... ::> o ...e ~ u ..,_ ....,. .,,. e . .. "' ..." ..... ~ e IZI oe ...u -o ... ';;¡ 96 llS ::; .; ~ ... "' 106 . .., . ..... ... > o 89 92 COflPLEJO DE NICOYA S. STR. 0 0 IIAASTRICHT • IANO IJl La Unidad Esperanza ( KuvPERs 1979) está compuesta pri ne i pal mente por basaltos y doleritas ofíticas con muy pocos sedimentos asociados. En el sur de la Península de Nicoya esta unidad está compuesta por coladas de basalto macisas {de textura doleritica) interestratificadas con basaltos en almohadillas y aglomerados volcánicos. Los escasos sedimentos asociados incluyen jaspes, radiolaritas y calizas silíceas que fueron datados del Cenomani ano - San ton i ano (SCHMIOT-EFFING 1979, KUYPERS 1979, BAUHGARTNER 1984, véase Fig. 1, no 6-8). También en esta Unidad han sido incluidas las lutitas y areniscas que contienen amonites del Albiano tardio {AzEAA et al. 1979b). Sin embargo, los contactos entre esta secuencia fosil ífera y los basaltos no han sido observados. Al noroeste de la Península de Nicoya en el área de Punta Gorda se encuentran coladas de basaltos que están interestratificadas con secuencias de radiolaritas de unos 10 m de espesor que son de edad Santoniano (BAUMGARTNER 1984). W1LOBERG (1984) describe dos tendencias de composición química en la Unidad Esperanza: una toleftica "oceánica" y una toleitica-calcoalcalina de origen "arco de islas primitivo". Según GuRSKY et al. (1984) el vulcanismo de tipo arco de islas primitivo seria dominante en las zonas costaneras del oeste y del sur de Nicoya. En el trabajo citado supra se sugiere también que este tipo de vulcanismo se continua hasta el Maastrichtiano en base a observaciones en la zona de Garza y Puerto Carrillo. BAUHGARTNER et al. (1984, !; ...~ LOCALIDADES -. -.,,. ,: .,"'e u e 0 u ."' . 0 .. .. . t'. <>. u !'. "' u ::, :,: ..; ! .. .... ....... ~ u e . m u ... ... ALBIANO "' "' APTIAHO ,- uo "' ... ? ... BARREIIIANO ... HAUT[RIVIANO -"" VALANG IN IANO 128 - ,, ... ~ - 1/~~ ? L ~ :, ,- :, TITHON. SUPERIOR o ~ KIME'R . :.; . OXfORD . 152 NIDIO BATHON. E ou e IHF. P.P. o a 00 .,; ... :: N o <>. :, u 0 o 'ti o o ~ ;;: L 'ti <>. . e ,., ..."' 0 ;;; é é ::, e ~ u u o e :e o u ."' :;:!. <>. . ..¡;: ."' "" ".é .,;. .,,.,. . . .."' ..é -g " a, ... .... 0 ..,o L :, o o e > o u 1-- o a "" .... "' "' "' o. c,. a, ~ LEYENDA ::, Datación radlométrlca N e,. o:e ..; ,..: ,.; . .JURASlCO o u + "'. . . ... "' .. (B z u .. .... . N 119 e e o. ·;;: C e ::, BAJOCI. "'CI . . .,; " ..;"' . o . . ¡::"' 5 ou . "" "'u .,e:1i o."' -;; ... o"' !; 0 JURASICO o :E " . -e . "'. o CALLOV. Q. ::r: B[RRIASIAHO JURASICO o :, to ? 134 . . .. .., .;. . . . "' ..,., .. ,,; ,. . ..." .; "' . . . -. .. . E "'e ;;"' Annonltes Rango tempor1l de contactos ; ~ Turbidlhs stl lcocUst1cas {ante-arco) e: Calizas peUgicas / redepos1ladas Q. Radlolaritas y lutltas stllceas to Brechas has¡ 1t teas ~ e ~ Basaltos macizos y en almohadillas leJ 5 bhlcos del 1ttor1l Piltfflco de Costa Rita en bue a datos bloestratlgriflcos Flgun l. Edad prdelne1,os revisados pa 1co11111t aen e doe radlolarlos 1 otros nlcrof6s11es · Pari el dehlle 1 lu fuentes véase el texto, �255 254 fJAll/fJG/ffe.TNé'R. : Tectóru..c.a y. -óedi.men:taci.ón. del. 0t.etácicn ,1upe11..lo11., Co,1:ta 'iU.c.a BAU/r&lffe.TN{J?: Tectóru..c.a y. 4edi.men.taci.ón del. 0t.etácic.o -1upell..lo11., C.OMa 'iU..c.a fig 4, p. 85-90) mostraron que no existe un vulcanismo sinsedimentario post-Santoniano en esta zona. Al contrario se observa en algunos sitios que la lutita Silícea Bahía Murcielago (Campaniano inferior ?) constituye el sedimento más antiguo depositado sobre los basaltos de la Unidad Esperanza. Cabe recordar que AzEHA & TouRNON (198Ob) reportaron forami níferos planctónicos del Cenomaniano-Turoniano extraídos de sedimento "interpillow" de la Playa Montezuma, zona con dominancia de vulcanismo arco de islas según GuRSKY et a1. (1984) . De estos hechos se concluye que el vulcanismo de arco de islas primitivo debe de haber empezado por lo menos desde el CenomanianoTuroniano y es por ende anterior al emplazamiento del Complejo de Nicoya (véase conclusiones). la deformación de la Unidad Esperanza consiste en pliegues abiertos en el sur de la Península de Nicoya y aumenta hacia el norte donde forma el sustrato de la Unidad Matapalo. esta Unidad (DEWEVER et al. 1985). Al igual que la Unidad Matapalo, el amplio rango de los sedimentos y la complejidad de la deformación e imbricación de las secuencias (véase TouRNON 1984), sugiere que se trata de un complejo de acreción que se formó antes del sobrecorrimiento de la Unidad Santa Elena. Este Compl ejo está constituido en parte por escamas arrancadas de una placa oceánica en via de subducción y por otra parte por sedimentos elásticos que cont ienen exclusivamente material oceánico. El autor considera que estos sedimentos representan un relleno de fosa intraoceánica o brechas asociadas a fa llas {transformantes ?) intraoceánicas que fueron acrecionadas al igual que la Unidad Matapalo en una zona de subducción buzante hacia el sur. 1.2. Unidad Matapalo Al contrario de la Unidad Esperanza, la Unidad Matapalo (KuYPERS 1979) consiste en escamas tectónicas muy heterócronas que son casi exclusivamente de origen oceánico (WILDBERG 1984). la Unidad consiste en paquetes de varios cientos de metros de gabros doleriticos, doleritas y basaltos macizos. Basaltos en almohadillas son menos frequentes que en la Unidad Esperanza o han sido destruidos por la tectónica intensa. La edad de los primeros sedimentas que sobreyacen el basalto va de 1 B~joci~no~Batho~iano. en la zona de Huacas-Cartagena (Fig. 1, No. 3} al K11mner,dg1ano-T1thon1ano en la zona de Bahia Brasilito (Fig. l, No. 4) hast~ e~ Albiano en la zona de El Francés-Sardinal (Fig. 1, No. 5), hecho que 1nd1ca que descansan sobre corteza oceánica de edad muy diferente. La distribución de las edades sugiere que las escamas más antiguas se enc~e~~ran en el sur-sureste mientras que las más jóvenes ocupan una pos1c1on más al norte. El autor interpreta esta disposición como el resultado de una acreción de escamas de una placa oceánica subducida ("offscraping") hacia el sur. El rango amplio de edades de las escamas acrecü>.nadas (ca. 40 m.a.} implicar'l'ía la subducción de - varios cientos de kilómetros de corteza oceánica (BAUMGARTNER 1984) . La deformación de la Unidad Matapalo es muy intensa y consiste en un plegamiento i socl inal, evidente en las radiolaritas que se deformaron en parte en un estado semilitificado (GURSKY 1986). 1.3. Unidad volcano-sediaentar1a (autóctono relativo de Santa Elena) Una unidad volcano-sedimentaria constituye el sustrato de la Unidad Santa Elena en la Península del mismo nombre (AZEHA & ToURN0N 198Oa}. Los afloramientos de la unidad volcano-sedimentaria subyacen el contacto tectónico basal de la Unidad Santa Elena y están constituidos por basaltos, radiolaritas y secuencias elásticas gruesas de conglomerados y megabrechas obse~vables en las localidades de Playa Naranjot río Potrero Grande y Punt; Respingue. El rango de edad de los sedimentos asociados es similar al de los sedimentos de la Unidad Matapalo: Van del Jurásico al Cenomaniano (SCHHIDT-EFFING 1980, AzEHA et al. 1982. véase Fig. 1, No. 1-2). Cabe notar que la edad más antigua de Costa Rica, Lías-Oogger temprano, fue encontrada en 1.4. Unidad Santa Elena La Unidad Peridotita de Santa Elena (HARRISON 1953) está compuesta pri ncipalmente por harzburgitas serpentinizadas {TouRNON & AzEMA 1980), con cantidades menores de complejos de diques laminados (sheeted dykes) y bloques de anfibolitas foliadas incluidas en· la peridotita. Se interpreta como parte de 1 manto superior oceánico, representando el pos i b1e equivalente del sustrato original de la Unidad Matapalo antes de su emplazamiento. la edad mínima es Santor.iano tardío/Campaniano temprano. 1.5 . Conclusiones: Los eventos ante-Campanianos La Unidad Matapalo y la Unidad volcano-sedimentaria de la Peninsula de Santa Elena representan Complejos de acreción que despufis de su formación en una zona de subducción fueron emplazados {obducidos) parcialmente sobre la Unidad Esperanza y a su vez sobrecorridos por la Unidad de Santa Elena. La formación de estos complejos de acreción tiene que estar en relación con una Subducción que ocurrió durante el Cretácico medio-tardío hasta inmediat amente antes de la abducción. la dirección de la subducción deducida de la distribución de las edades en la unidad de Matapalo parece ser hac ia el sur, sin embargo no se puede excluir una rotación del conjunto Santa Elena-Nicoya, posterior al emplazamiento de las Unidades. El vulcanismo de arco de islas primitivo, abundantg en la Unidad Esperanza, empezó por lo menos en el Cenomaniano-Turoniano y duró hasta la obducción (Santon iano tardío). Este vulcanismo parece ser la consecuencia de la subducc ión antes mencionada de una placa oceánica hacia el sur bajo la Unidad Esperanza. Esta subducción se terminó con una colisi6n y obducción de las unidades mencionadas. La fosa mesoamericana se estableció después (a partir del Campan i ano tardío) y es independiente de 1os eventos anteCampan i anos. 2. LAS SECUENCIAS CAMPANIANO-HAASTRICHTIANOS SOBREYACENTES AL COMPLEJO DE NICOYA. 1 2.1 . Sedimentación posterior al emplazamiento de las Unidades tectónicas. La fase tectónica del Santoniano tardío que estructuró el edificio de mantos de sobrecorrimiento del Complejo de Nicoya y de la Unidad Santa �257 256 BA~lfRTNé'R: TedóruC11 y. -1edi.m.en.taci..ón. del. úetácico -1upe;úo11., Co-1:t.a 'iU.C11 Elena, dejó un relieve marcado que inmediatemente después empieza a ser erosionado. la inconformidad basal entre el Complejo de Nicoya y su cobertura sedimentaria, y una deformación mucho más debil de la cobertura han sido los criterios de separación entre las dos series desde DENGO (1962). Sin embargo hay que destacar que estos criterios solo tienen validez en Santa Elena y en la parte noroeste-central de Nicoya, donde la deformación del Complejo de Nicoya es considerable. En el suroeste y el sur de la Península la Unidad Esperanza estaba fuera del frente de los mantos de corrimientio y por ende la deformación ante-Campaniana fue menor en esta zona. Asi e.s posible que la cobertura sedimentaria puede descansar casi concordantemente sobre los basaltos del Complejo en la zona de Bahía Murciélago (véase BAUHGARTNER et al. 1984, Fig. 5). las partes estructuralmente más altas (Península de Santa Elena y el norte de la Península de Nicoya}, alcanzaron niveles muy someros, quedando algunos expuestos y erosionados en playas, hecho sugerido por el gran tamaño de cantos bien redondeados de los conglomerados basales y por las facies carbonatadas neríticas someras sobrepuestas (biostromos de rudistides}. En el resto de la Península de Nicoya, Herradura y Golfito la asociación de brechas y conglomerados mal redondeados basálticos (Formación Brecha Puerto Carrillo) con lutitas silíceas y/o cal izas pelágicas indica que la erosión fue submarina a profundidades altas, que quedaron al menos en el Campaniano temprano, por debajo de la ceo local. El sur de la Península de Nicoya estaba fuera del alcance de los sobrecorrimientos y fue una zona menos afectada por el levantamiento orogénico, que formó una cuenca recibidora de los productos de erosión: Se observan olistostromos de material del Complejo de Nicoya incluyendo bloques plurimétricos de radiolarita, basalto y sedimentos ofioclásticos (Punta Pochote, Playa Curú, Islas Tortugas). En las Islas Tortugas una muestra de un bloque radiolarítico suministró radiolarios del ConiacianoSantoniano mientras que las lutitas silíceas que forman la matriz de los ol istostromos y las primeras capas sobreyacentes (base de la Formación lutita Sil fcea Bahía Murciélago), contienen radiolarios del Campaniano. Estos olistostromos documentan una erosión del Complejo debido a un relieve muy importante. 2.2. Sedimentación pelágica del Campaniano-Maastrichtiano Sedimentos siliceos (Formación Lutita Silícea Bahía Murciélago), se asocian y sobreyacen a las brechas basales, y constituyen el sedimento más antiguo de la cobertura sedimentaria del Complejo de Nicoya. Estos sedimentos se depositaron durante el Campaniano temprano por debajo de la CCD local, la cual en este tiempo pudo haber tenido una profundidad relativamente somera. Evidencia para una posición somera de la eco durante el Santoniano y su caida drástica durante el Campaniano- Maastrichtiano fue proporcionada por las perforaciones del O.S.O.P. (Oeep Sea Drilling Project) tanto en el Caribe como en el Pacifico. Una CCD somera puede además tener razones más locales: La alta producción de materia orgánica en el litoral y la BAll/l'i(JlfR.TNé!R : Tedóruc.a y. -,edi.m.en.i:.aci..ón del. úetáciw -1up<V1..i.o11., Co-1ta 'iU.C11 platafo rma aumenta el contenido de C02 y por ende la corrosividad de las aguas , l o que equivale a un levantamiento_ de la CCD en )os. taludes continentales. Por otra parte, la alta fertilidad, una caracteristica de la zona ecuatori a1-este de un océano, favorece la producción de mi crofósil es silí ceos que se depositan en cualquier profundidad, lo que explica la abund ancia de radiolarios en todos los sedimentos pelágicos/hemipelágicos Y hasta en turbiditas distales de la zona pacifica. l a depositación de calizas pelágicas a partir del Campaniano tardio (Formaci ón Caliza Pelágica Golfito) sobre lutitas silíceas o brecryas basál ti cas o el Complejo de Nicoya se interpreta como resultado d~ cambios paleoceanográficos regionales y locales que se expresan en una ca1da de la eco. Durante el Campaniano terminal - Maastrichtiano la sedimentación tiende a unificarse en todo el litoral pacifico: las áreas de depositación nerit ica somera subsiden a profundidades subfóticas y reciben una depositac ión hemipelágica como el resto de la zona. Por primera vez se hace notorio la existencia de un vulcanismo ·explosivo evidenciado por la abundancia de cenizas retrabajados en varios perfiles (l~DBffiG 1982). Durante el Maastrichtiano se establece una sedimentación turbidítica caracterizada por turbiditas distales de composición silicoclástica, retrabajando por primera vez material andesftico. 3. EDAD Y FACIES SEDIMENTARIAS ASOCIADAS A COMPLEJOS BASICOS Al SUR DE LA PENINSULA DE NICOYA Clásicamente (OENGO 1962) la mayoría de los afloramientos de rocas básicas aflorantes en la costa pacífica de Costa Rica fueron incluidos con el Complejo de Nicoya. El autor prefiere separar estos af}or~mientos y tratarlos como unidades independientes por las razones siguientes: l. Tienen edades por lo general más jovenes que el Complejo de Nicoya s. str. 2. Una tectónica tangencial con la formación de mantos no ha sido observada fuera de las Penínsulas de Santa Elena y Nicoya. 3. Trabajos en ejecucion en estas áreas dejan suponer que el origen magmático y geográfico Y l. a historia tectónica de estas unidades son muy distintos a los del CompleJo de Nicoya s.str. 3.1. Península de Herradura y Cerro Turrubares En la Península de Herradura y el Cerro Turrubares (Fig.l No. 9-10) basal tos en almohadi 11 as y brechas basálticas estan sobreyacidos po,.r una secuencia muy reducida de sedimentos pelagicos silíceos y calcareos. Radio 1arios, G7 obotruncanas y macroforami niferos retrabajados indican una edad Campaniano para estos sedimentos más antiguos. 3.2. Quepos Azoo et al. (1979a) ~econocieron foraminiferos planctÓnicos del Oaniano en muestras de calizas rosadas asociadas al complejo básico de Punta Quepos, hecho comprobado y ampliamente comentado en BAUHGARTHER et al. (1984). �258 259 8,4/Jfr'¡r;j/!RTNé'R: Te.ctón.1..ca y -1e.di.m.en.tauón. de.1. C11.e:t.áci.có -1upe.11..w11., Co-1:t.a 'iUC11. BAl.lft'&lfATNé'R: Tectón.J..ca y -1e.dimen.tauón. de.1. C11.e.táci.co -1upe.n...i..on., Co-1:t.a 'iUca BIBLIOGRAFIA En el mismo trabajo se documentó que no existe un vol cani smo sinsedimentario posterior al Paleoceno temprano en la Zona de Quepos. 3. 3. Osa la península de Osa está todav1a muy mal conocida. LE~ (1983) cartografió el este y el sur de la península, AZEMA et al. {1981, 1983) reportaron algunas edades de la costa sur y de Bahía Orake. los principales resultados fueron resumidos por ToURN~ (1984) y son reportados en a figura l (No. 12-15). Hasta el momento queda claro que hay un conjunto de basaltos en almohadillas, radiolaritas, calizas pelágicas y material somero retrabajado, que está datado del Eoceno medio, edad corroborada por una datación radiométrica efectuada en la zona de San Pedrillo (Bellon en T0URNON 1984). La edad radiométrica del 1fmite Maastrichtiano/Daniano reportada por el _mismo autor de la Boca del Río Sierpe no ha sido comprobada mediante dataciones bioestratigráficas y queda por lo tanto hipotética. Hoy día se puede acertar la presencia de sedimentos pelágicos de edad Cretácica en el interior de Osa: ToURNON (1984) reportó una especie cretácica de radiolaria determinada por DeWever. El autor halló calizas con G1obotruncana en el Río Tigre, que estan asociadas con radiolaritas y basaltos que se estudian actualmente. Las relaciones geológicas entre estos conjuntos básicos y los sedimentos asociados de la Península de Osa están actualmente sometidas a estudio por el autor. 3.4. Golfito Calizas margosas ricas en Globotruncana, definidos por DENGO (1962) como Formación Golfito, sobreyacen las rocas basálticas de la zona de Golfito. HENNlNGSEN & Wm ( 1967) determina ron varias especies de G7 obotruncana y determinaron una edad Campaniano-tardío - Maastrichtiano . 0BANDO (1986) revisó la litoestratigrafía y la sedimentologia de la cobertura sedimentaria y encontró una secuencia de 1ut itas y aren i seas silíceas que subyace en algunos lugares a las calizas. Lutitas, areniscas y tobas retrabajadas se encuentran también interestratificadas con las calizas pelágicas. 3.5. Comparac;ón con otros complejos básicos Cretácicos del Istmo Centroamericano y de Colombia Edades y estructuras de complejos básicos de la vertiente pacifica desde Colombia hasta Costa Rica fueron resumidos por BouRG01s et al. 1982. Dos ejemplos de Azuero están representados en la figura l (No. 18-19). Se reporta aqui una nueva datación de pedernales pertenecientes a la cobertura sedimentaria de brechas basálticas aflorantes en la Cordillera Occidental de Colombia, cerca de Ricaurte (Provincia del Narino, al W de Pasto). Varias muestras, proporcionadas por P. Spadea (Udine, Italia), suministraron radiolarios del Campaniano. AzEHA, J., BoURGOlS, J., JOURNON J. BAUMGARTNER p.o., DESMET A., 1985: L, orogene pré-sénonien supérieur de la marge pacifique du Costa Rica (Amérique Central e). 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La cubierta sedimentaria de este complejo ofiolítico se inició het~ rocróneamente parte en el Santoniano/Campaniano, parte en el Maastrichtiano y terminó en el Mioceno/Plioceno o Cuaternario. Desde el Cretácico superior, las rocas fueron plegadas varias veces, sin embargo siempre con poca intensidad. Las investigaciones estructurales de caipo aquí realizadas no encontraron evidencias de fenómenos de acreción, "melange" tectónica o de sobrecorrimientos tipo "nappe" discutidos por algunos autores. Aparte de varias fases de extensión, cuatro deformaciones tectónicas compresivas, las cuales pueden ser corroboradas en base a sedimentos "aún afectados" y "ya no afectados", pueden ser diferenciadas: Durante la deformación D (post-Albiano, pero pre-Campaniano) se efectuó una compresión en dirección 1 WNW-ESE, resultando así pliegues orientados NNE-SSW. D2 (durante el Campaniano) produjo pliegues NW-SE, o3 (durante el Eoceno) formó otra vez pliegues NE-SW, y D, la última deformación compresiva (durante el Mioceno), generó 4 una segunda generación de pliegues NW-SE. Durante D4 se formaron p.e . el anticlinorio de Nicoya y el sinclinorio de la depresión del Río Tempisque. Posiblemente el proceso de deformación n4 se encuentra aún en actividad, ya que mientras la Península de Nicoya (como casi toda Costa Rica) está levantándose, la región de Tempisque está subsidiendo . El estilo tectónico de las cuatro fases está caracterizado por plegamiento Aatas Fac . Ciencias Tierra U.A. N.L. Linares, 2, p. 261-265; 1987 �262 263 9/RSKY: &Jt.11.uci.Wl.<JA tectón.i..CM, 'Pen.1..ruuJ.a de N.i..cny.a, Co4,t a '&ca abierto hasta muy abierto, derecho y en gran escala que está <;jl/R.SKIJ: út:.11.uc.f.Wl.(]/.J teetón.i.004, fJen.1.MuJ.a de N.i..roy.a, Co-1t:.a 'iUca acompañado en típ i cos como zeolitas (estilbita, estelerita, clinoptilotita, heulandi t a, rocas sedimentarias localmente por plegami ento en escala menor. Tectónica de heulandita-clinoptilolita, analcima, laumontita), además cuarzo, barita, cal fracturación es muy importante, esquisto~ dad normalmente no se desarrolló. cita, clorita, prehnita, apofilita y pirolusita. Los pliegues menores generalmente son pa; tas oceánicas del Complejo, se encuentran localmente alteraciones a causa de -los o casi paralelos (con la En partes de las magmati- excepción de los núcleos), abiert os hasta suaves, derechos y con poca profu~ soluciones hidrotermales del tipo "metamorfismo de dorsal oceánica" (temper~ didad del plegamiento. Muchas veces está presente también su forma especial, turas bajas hasta medianas; el pliegue concéntrico. fismo de fondo oceánico" (temperaturas bajas; Series Oceánicas del Complejo Debido a las varias deformaciones, pliegues anteri~ res pueden ser deformados secundariamente o pliegues posteriores se desarro- Serie Oceánica del Complejo Inferior) y "metamor Inferior y Superior). llaron primariamente en forma cónica según su interferencia con estructuras El análisis de las lineaciones por medio de fotos aéreas demuestra que las anteriores. direcciones y distribuciones de éstas generalmente no dependen de la litoloLas radiolaritas intraofiolíticas de la Formación Punta Canchal muestran un gía regional y su edad. Los cuatro máximos principales resultantes en los efecto especial durante la primera deformación: Presentan considerables va- diagramas de distribución se pueden interpretar como dos sistemas de fractu- riaciones en su comportamiento plástico, ya que sus grados de madurez diage- ra de cizalla (1º: NNW-SSE y ESE-WNW; 2º: NNE-SSW y ENE-WSW) los cuales están nética estuvieron muy diferentes debido al largo intervalo cronológico relacionados con las dos direcciones de compresión tectónica. abarcan. que Esto causó que en horizontes jóvenes y plásticos, se desarrollaron pliegues cerrados (con ángulos interflancos menores) que ya no son paralelos Por su posición geotectónica, la corteza que forma la Península de Nicoya debido a fuertes deformaciones internas. fue afectada por los movimientos relativos de cuatro placas diferentes gen~ rando dos fuerzas compresivas perpendiculares entre sí. Una causa para un Localmente el marco estructural se complica debido a horizontes de desliza- régimen compresivo fue claramente la convergencia de las placas del Pacífico miento sindiagenético con espesores desde decímetros hasta algunas decenas y del Caribe lo que causó además la subducción al oeste del istmo centroame- de metros. ricano (~ o 2 y D4 ). Muestran pliegues caóticos o frecuentemente pliegues apretados hasta isoclinales y generalmente acostados hasta poco inclinados, interpre- tados por algunos autores erróneamente como pliegues tectónicos, creando América Meridional (~ o1 y tura del Atántico sur. las compresiones fue pequeño, tratándose de una tectónica de un piso muy somero hasta superficial durante las cuatro deformaciones. Según los estudios efectuados, ni el Complejo de Nicoya ni la cubierta sedimentaria muestran un metamorfismo general. Sin embargo, en partes dentro del Complejo, especialmente en las rocas sedimentarias, se notan localmente efe~ tos de termometamorfismo de bajo hasta alto grado. Algunos minerales termom~ tamórficos son: clorita, diópsido, granate y, menos frecuentes, piemontita, titanita y epidoto. temporales del Caribe y Centroamérica entre las placas de trional fases y estilos tectónicos equivocados. El estilo tectónico indica que el acortamiento cortical horizontal por La segunda fuerza se puede explicar con compresiones Soluciones acuáticas secundarias, parcialmente hidrote~ males, produjeron en las rocas sedimentarias una gran variedad de minerales y o3 ), América Septen- posiblemente generadas por la ape~ Literatura AZEMA, J., BOURGOIS, J., TOURNON, J., BAUMGARTNER, P. O. & DESMET, A., (lSBS) L'orogene pré-sénonien supP;reur de la marge pacifique du Costa Rica (Amérique centrale).- Bull. Soc. géol France, 1985 (8), t. I, No. 2: 173-179; París. 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Holguín, Cuba IU UNE 242 Este t rabajo presenta algunos de los result ados del levantamiento geológico 2 de la zona de Holguín, ejecutado en un área de unos 3850 km con la cooperación geológica cubano-húngara. La zona que abarca el territorio desde la línea de las ciudades de Buenaven tura- Holguín-Antilla hacia el N hasta el mar, es una de las partes llás tect~ nizadas de la isla; podemos decir que representa un melange tectónico compl~ jo. Su posición actual es el resultado de un siempr e en interdependencia con su ambiente. desarrollo largo y variado , Asila caracterización del de- sarrollo estructural de las formaciones del arco volcánico cretácico necesita la presentación general de los marcos geológicos también más amplios . Las formaciones li toestratigráficas de la zona las hemos agrupado según los perí~ dos geodinámicos en las unidades mayores siguientes: l. La serie ofiolítica.- Son las formaciones del basamento oceánico del ar co cretácico de islas volcánicas con las peridotitas de los niveles inferiores a través de gabroides y doleritas (diabasas ) hasta los basaltos abisales y l os sedimentos oceánicos. En la cercanía de Holguín, así como en otras pa~ tes de Cuba, desde los mosaicos t ectónicos de esta asociación se puede re- construir una serie ofiolítica completa. Su edad es Jurásico-Cretácico infe rior (?) . 2. 1 El Grupo formaci onal "I beria" del arco volcánico . - Contiene tres forma- Actas Fac. Ciencias Ti erra U.A.N.L . Linares, 2, p. 267-270; 1987 �269 268 KOZAK & AN[X): A11.c.o KOZAK & AN[X): A11.co i.Mul..Wl. vol.cáni.w CA.etácico, Cuba · ciones. Dos de estas son volcánicas-volcanógeno-sedimentarias. Entre ellas se diferencian por la composición química de sus rocas magmáticas: una es de .iiiAul.a;¡_ vol.cáni.C1J CA.etáci..w , Cuba ciones de tobas ácidas, que son productos del vol canis mo del arco volcán i co mer idional (de Orient e ) que _en aquel perí odo entonces f ue t odavía acti vo, carácter básico-neut ral (F. Melones), y la Jtra es neutral-ácida (F. Loma Las formac iones mencionadas consti t uyen la llarooa Zona de Auras, que en l a re Blanca). La tercera representa una caliza gión de Ho lguín forma part e de la zona es t ruct uro-f acial de Zaza. La otra uni ó c ifal (F . Tinajita) que transi- ciona hacia las series sedimentari as sobreyacentes. dad estructuro-facial Según los datos de la fauna y de las determinaciones de la edad radiógena, el es la zona de Remedios . Está cons t i t uida por una secuencia carbonatada desarrollo del arco volcánico cretácico duró desde el Albiano-Cenomaniano has gran espesor, de edad Cretácico Superior. Esta l itología indica una sedimenta ta el Campaniano Superior-Maastrichtiano Inferior . ción marina de aguas someras por el borde meridional del continente norteame- que se encu.ent ra en la par t e septentrional de la región, de ricano . Su composición representa una escala extensa desde basaltos hasta riolitas. Junto con las rocas efusivas son frecuentes las piroclastitas (aglomerado, t~ Las dos zonas (Auras y Remedios) se enlazaron en el Eoceno Medio; desde enton bas, tufitas) y las rocas volcanógeno-sedimentarias . Estas últimas a menudo ces tienen un desarrollo común . contienen intercalaciones de lentes de caliza pelágica, que por la disminución En la región de Oriente contamos con dos arcos de islas volcánicas . Las monta de la profundidad del agua pudo transicionar a las facies arrecifales. ñas de Sierra Maes t ra representan el arco volcánico meridional más joven mie~ 3. tras La emersión orogénica del arco volcánico y el desmembramiento , como canse que l a zona de Auras, al N de la cuenca del Cauto-Nipe, es parte del cuencia del estrechamiento regional estaban acompañados por una sedimentación arco septent rional . En nuest ro modelo el desarrollo del arco septentrional em de flysch y molasa. Sobreyacente a las formaciones del arco volcánico, es pezó a unos 700-1200 km al SSW de su posi c i ón act ual con una subducción de la serie bien seleccicnada de las areniscas, conglomerados, aleurolitas y margas misma vergencia entre dos placas oceánicas. Cuando la placa oceánica septen- de la F. Jiquima (Campaniano-Maastrichtiano) que demuestra también caracterís trional (al S de la plataforma de Bahamas)se había consumido, terminó la acti ticas de flysch y de molasa . vidad mag¡ática de la zona de Auras, y el arco volcánico chocó con el borde Su material es predominantemente de las rocas del arco volcánico , pero subordinadamente ocurren también fragmentos de origen ofiolítico . Según su madurez textural, durante la acumulación de estas rocas la energía de relieve todavía no fue grande , la sedimentación y el desmembramiento del relieve se mantuvieron en ~quilibrio . las compresiones acumuladas se desplazó hacia el S , donde con una nueva subducción empezó el desarrollo del arco meridional. En las cuencas acompañantes al arco sep t entrional emergido, se acumuló la secuencia sediment aria de la F . Juiquima . Al principio del Paleoceno la zona de Auras sufrió de nuevo una com pres ión violenta. Se intensifica el desmembramien t o vertical de la zona, eno~ La siguiente formación (F . Haticos, Paleoceno) representa un "wildflysch" carácter de olistostroma que está constituitio principalmente de continental norteamericano (Campaniano-Maastricht iano}. A la vez una parte de de material mix mes masas del basamento oceánico se introducen en la superficie, cortando también una parte del arco vo l cánico y sobrecorriendo sobre el talud contine~ to , no seleccionado, de las escamas ofiolíticas introducidas en la superficie, tal norteamericano . Los sediment os de tj po "wildflysch" de la F. Haticos ca- con olistolitos de serpentinitas y diabasas . En su composición, en cantidades racterizan esta fase . Al recobrar l a t ranquilidad en la zona, empieza un menores se reconoce también el material redepositado de la F . Jiquima . período de nivelación de relieve con la formación de una serie de sedimentos Esta formación indica la fuerte intensificación de los movimientos estructurales. Después de la nivelación gradual, en un período más tranquilo, se acumuló la F. Vigia (Eoceno Inferior- Medio) , con capas de sedimentos fragmentarios en su parte inferior que hacia arriba , con una granulometría más fina, transicionan a rocas carbonatadas . En las dos últimas formaciones se encuentran intercala- terrígeno-carbonatados de ag~as someras . En el Eoceno Medio las compresi ones acumuladas de nuevo originaron un empuje fuerte del SW que resul t ó en e l sobrecorrimiento completo de la zona sobre el • talud y borde continental con l a formación de la estructura compleja de napes �271 270 KOZAK & ANIXJ: kco iJl.,jul.a11. vol..cán.,i_co 01.etáci..c.o, Cuba La serie ofiolítica de Holguín (CUba) y su papel en el desarrollo estructural del Cretácico-Paleógeno y escamas. De la plataforma de aquel entonces, así cubierta tectónicamente, Por: solo un bloque de área de 200 km2 entra ~n la superficie actual (bloque József AND0 1 y M.iklós KOZAK 2 de Gibara ) . Este bloque está atravesado por una serie de fallas de plano de di rección S. Así la zona de Auras actualmente forma un melange de escarnas con litología mixta por encima del borde continental. Los restos de los elementos estructu rales de los pliegues, escamas forman franjas alargadas de dirección sublat! tudinal arqueada. Este arco está abierto hacia el bloque de Gibara que, entonces, se comportó como un obstáculo ante los movimientos de masas de rocas 2) Universidad de Ciencias de Eotvos Loránd Depto. de Petrología y Geoquímica Budapest, Hungría; dirección actual: Apartado Postal 314, Correo Central C. Holguín, Cuba 2) Universidad de Ciencias Kossuth Lajos Depto. de Mineralogía y Geología Debrecen, Hungría; dirección actual: Apartado Postal 320, Correo Central C. Holguín, Cuba ' 242 empujadas. De esta forma los buzamientos predominantes son de dirección SE, S, SW. Las fallas, fracturas transversales son aproximadamente radiales con Los afloramientos más extensos de las ofiolitas en el Caribe, se encuentran m respecto al bloque de Gibara. Entre los planos tectónicos sublatitudinales y Cuba ocupando un área aproximada de 6500 km , en una faja de más de 1000 km transversales se identifican también los de dirección diagonal. de longitud a lo largo de casi toda la isla y menos de 35 km de ancho. simplificada, aquí expuesta, en La imagen realidad es mucho más compleja, con un gran número de elementos litológicos y estructurales. Las lomas alargadas de las serpentinitas y las rocas del arco volcánico, que forman las cuencas entre las series de escamas de las ofiolitas, están densamente atravesadas por planos de fracturas, de brechamiento y esquistosidad fuerte. Por los planos de movimiento entre diferentes litologías, se produce una brecha tectónica polimíctica (micromelange), que formando franjas más anchas a menudo son mapeables. La formación de estas franjas de micromelange con un espesor de lXm cientos de metros y longitud que llega hasta 5-8 km, data desde el inicio de la colisión hasta el final de los movimientos del sobrecorrimiento. La estructura unida de Auras-Remedios desde el Eoceno Superior tiene un desa rrollo según el modelo de las plataformas. Se caracteriza por una emersión regional gradual, con movimientos verticales algo diferenciados de los diferentes bloques. En esta superficie relativ~ente estable se acumularon sedimentos marinos litorales o de aguas someras y también lagunares predominant~ mente carbonatadas, así como formaciones terrestres aluviales-proluviales, eluviales o lacustres-pantanosas desde el Eoceno Superior hasta ruestra época. 2 El origen, edad, posición estratigráfica y las relaciones entre las diferentes partes de la actualmente llamada asociación ofiolítica fueron interpretados a través del tiempo de diferentes maneras por los geólogos que trabajaron en este país . Los primeros investigadores consideraron las rocas ultrabásicas serpentinizadas como parte del fundamento paleozoico metamorfizado (HAYES et al . 1901) . Después de esto, hasta los nuevos conceptos aparecidos en publicaciones de los últimos años en el país, el conjunto de rocas ultramáficas y máficas fue considerado como producto de una intn.isién magmática. Las apreciaciones sobre la edad de este proceso fueron muy diversas (RUTTEN 1923, 1940; LEWIS, 1932¡ THAYER, 1942; KEIJZER 1945 ¡ GUILD 1946 ) . En la literatura geológica, referente a Cuba , KOZARY (1956, 1968) fue el primero que, basándose en sus observaciones en las cercanías de Holguín, rompío con el concepto tradicional magmático de las rocas ultramáfi cas. Este autor explicó la fuerza motriz del emplazamiento de las ofiolitas motivado por el aumento del volumen derivado del proceso de serpentinización. A partir de los trabajos de KOZARY, varios investigadores admitieron la tesis de la procedencia de las rocas ultrabásicas a partir del manto superior (DUCLOZ & VAUGNAT 1963), y ~espués de los trabajos KNIPPER et al. (1967. 1972, 1973) se interpretaron por el rrecanismo de protusión (MOSSAKOVSKY & ALBEAR, 1979). NAGY (1972) explicó la estructura de Oriente y la distribuci6n espacial de las facies petrogenéticas tomando como base la tectónica de placas. Actas Fac . Ciencias Tie1'1'a 71.A.l.'.L. Linar•es, 2, p. 271-274; 1987 �272 ANíXJ & KOZAK: la .,,,eue ANíXJ & KOZAI<: La of_i.JJJ.Ui..ca de Hol.fJ.1LÍJI. (Cuba) .,,,eue of.i.JJilii..cn. de 273 Hol.fl),Ún (Cuba/ Con las investigaciones de KNIPPER empieza la evaluación de la asociación es comprable con los perfiles de las zonas ofiolíticas clásicas, bien estudi! ofiol ítica como un sistema est ructural, petrológicamente coherente y compara- das, así como con los niveles correspondientes de la litósfera oceánica ble con la litósfera oceánica (FONSECA et rl . 1984; HEREDIA & TEPERIN 1984)¡ (KNIPPER & CABRERA 1972; MATTSON 1973¡ MOSSAKOVSKY & ALBEAR 1979¡ FONSECA ITURRALDE-VINENT et al. 1986). al . 1984; HEREDIA Sin embargo, paralelamente sigµió existiendo el concept o sobre el carácter ma~ al., 1986). mático intrusivo de la asociación de rocas ultrabásicas - básicas de la 3. faja TEPERIN 1984; RIOS & COBIELLA 1984; ITURRALDE-VINENT et De acuerdo a la composición, estructura y carácter de los contactos de la asociación ofiolítica, la misma penetró en los niveles superiores de la corte ofiolítica de Cuba, en su sentido clásico (JUDOLEY & FURRAZOLA 1971). Este último concepto ha tenido un carácter determinante en los trabajos geol~ gicos que se han efectuado en el país hasta la fecha actual. El mapa geológico más moderno de Cuba y su texto explicativo (escala 1:500,000, 1985), & et muestra za o en la superficie por abducción. Este movimiento se realizó al N del arco caribeño cretácico de islas volcánicas, cortando parcialmente al mismo y afee tanda también algunas partes de las secuenci~s del talud continental . La vergencia de los movimientos de obducción era predominantemente de direcci9n N/NE, las rocas ultrabásicas y gabroides así como el conjunto de diques básicos como partes pertenecientes a la asociación ofiolítica, separando de estos a los basaltos abisales afíricos, interpretados todos como magmatismo cretácico, y su edad en base a las evidencias de las rocas sedimentarias correlativas es Campaniano- Maastrichtiano (COBIELLA et al . 1984), Cerca de las zonas basales de las masas obducidas, las ultramafitas serpentinizadas presentan una estru~ según el modelo de desarrollo geosinclinal. tura milonítica y esquistosa, mientras que las rocas que estaban en contacto Así no existe un consenso en la apreciación de la génesis y papel estructural de las rocas pertenecientes a la serie ofiolítica. Esto influye la evaluación del magmatismo cretácico y también la determinación de la posición del arco volcánico. serie ofiolítica de Cuba en la literatura geolégica, se ha considerado ofiolítica, rocas del arco volcánico y en algunas partes las capas del talud continental), experimentaron procesos de metamorfismo dinamotermal que pudie- Los problemas, en parte, salen del carácter muy tectonizado de la zona, que resultadel desmembramiento fuerte del corte ofiolítico. Por eso con los planos de movimientos de la obducción (diferentes miembros de la serie ron llegar hasta la facies de las anfibolitas . la como 4. Tomando como base la estructura y composición del melange así como las re laciones espaciales de las zonas litológicas - estructurales, se infiere que, incompleta o no característica. después de los movimientos de abducción, el efecto de las fuerzas de compreEste trabajo, a través de una breve caracterización de las ofiolitas de Holguín, diseña la columna ofiolítica generalizada de Cuba, esperando que con esto contribuya al mejor entender del desarrollo estructural de la zona. sión de dirección de SSW a NNE continuó hasta el final del Eoceno medio o principios del Eoceno superior. Como consecuencia de esto la serie ofiolítica obducida, junto con las rocas encajantes sobrecorrió completamente el borde Tomando como base las relaciones litológicas - estructurales, observadas en meridional de la plataforma continental formando estructuras de escamas, ple- la zona de Holguín y - por los datos de la literatura - extendiéndolas a toda gamientos, desgarramientos, mantos tectónicos o sistemas de grandes bloques. la faja ofiolítica cubana, podemos inferir 5. l. lo siguiente: La asociación ofiolítica cubana, en sentido general y para toda la isla, Debido a los procesos de abducción y sobrecorrimiento, el conjunto ofiolf tico se desmembró intensamente y se separó de sus raíces . Por esto la asocia festadas sobre todo en las diferencias cuantitativas de las proporciones de ción junto con las rocas del arco de islas volcánicas se encuentran en posici6n alóctona. Esto se evipencia bien en la parte occidental de la isla , los diferentes niveles litológicos, son atribuíbles en gran medida a la posi- donde las capas del talud continental afloran también ción tectónica y a las heterogeneidades locales de la denudación. napes y escamas de las rocas ofiolíticas y de las del arco volcánico. puede considerarse completa . Las divergencias existentes entre regiones, mani 2. La serie ofiolítica de Cuba según criterios petrológicos y estructurales, al S de la zona de �AN!XJ & KOZAK: La 4e;u.e of-liJ./1..;ti_ca de Holgu.1.;i (Cuba/ Bibliografía COBIELLA J . et al . (1984) : Editorial Oriente, Stgo. de Cuba. DUCLOZ, C. & VAUGNAT, M, (1963): Arch . Sr i., 15 (2), 309-332. FONSECA, E. et al. (1984): Ciencia de le Tierra y del Espacio, 9, 31-46. GUILD, P. W. (1946): Econ. Geol. , 4°. HAYES, C.W. et al . (1901): Washington Govt . Printing Office. HEREDIA, M. & TEPERIN, A, (1984): Serie Geológica, 3, 54-99. ITURRALDE-VINENT, M. et al. (1986): z. Angew. 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G4§ IMIIIIIIINI Htiln lOU.1,IUl,,IMJN0Clll,JI a l'MCH•i.Lllli,K, IIIPI : l'llllfNn M,ef.-lll!r • Oll!illf- 1 ~ "'""91111',_.ll CO• GI 001 ,_. ...,,...,.,_ l~l•NII"" '"''lll!i!!•M .,......, - -- ..... 009 HAU'IRIVIAljO 1 °"'"' ·-""""-" k"· t:"'"''6!'1"-·"·... _.,,,..., 1--~"' 1--·· ·---·-·- ;±~~s. 1~, 1-•,.._.,,_ a ■■■ IAIIAMll """" 1--- •,¡,..,,¡Hlll;:_¡ VAI.AIIIINIAIIO lf{ 1 ~-- ~11tiiif11~ 6'flANO ,,., ,,, IWIOl'OIILH (N/rttlall• .. /11,0 , ......111111111 .__.¡¡¡.·- AI.IIMIC 1 CA~l.ll)QI .,__,.~--· . 1111 1'0,:A/IWl"PCII CD',\I.Dl'ODOI lttlO f'MI) . IJllll'l.,..1,1 ,, 111 .,_,.. GlfltfflollM - ~"""'"'1"' •._. ..,,.,.....,_ -..,,.,,,_. .._..,,_.. . 11' ~~·---- �FACULTAQ, DE CIENCIAS DE LA TIERRA � Dublin Core The Dublin Core metadata element set is common to all Omeka records, including items, files, and collections. For more information see, http://dublincore.org/documents/dces/. Title A name given to the resource Actas : Facultad de las Ciencias de la Tierra Description An account of the resource Revista de la Facultad de Ciencias de la Tierra, de la UANL, publicada en Linares en los años ochenta, editada por Juan Manuel Barbarín Castillo y Häns-Jürgen Gursky. Contiene información científica sobre medio ambiente, geología, minerología, volcanes, arqueología, etcétera. Text A resource consisting primarily of words for reading. Examples include books, letters, dissertations, poems, newspapers, articles, archives of mailing lists. Note that facsimiles or images of texts are still of the genre Text. Título Uniforme Actas; Facultad de las Ciencias de la Tierra Año de publicación El año cuando se publico 1987 Número Número de la revista 2 Mes de publicación Mes cuando se publicó Noviembre Día Día del mes de la publicación 1 Periodicidad La periodicidad de la publicación (diaria, semanal, mensual, anual) Anual Relación OPAC https://www.codice.uanl.mx/RegistroBibliografico/InformacionBibliografica?from=BusquedaAvanzada&bibId=1785029&biblioteca=0&fb=20000&fm=6&isbn= Dublin Core The Dublin Core metadata element set is common to all Omeka records, including items, files, and collections. For more information see, http://dublincore.org/documents/dces/. Title A name given to the resource Actas, 1987, No 2, Noviembre Creator An entity primarily responsible for making the resource Barbarín Castillo, Juan Manuel, Editor Subject The topic of the resource Excavaciones (Arqueología) Madre Oriental, Sierra Nuevo León México Ciencias de la Tierra Geología Description An account of the resource Revista de la Facultad de Ciencias de la Tierra, de la UANL, publicada en Linares en los años ochenta, editada por Juan Manuel Barbarín Castillo y Häns-Jürgen Gursky. Contiene información científica sobre medio ambiente, geología, minerología, volcanes, arqueología, etcétera. Publisher An entity responsible for making the resource available Universidad Autónoma de Nuevo León, Facultad de Ciencias de la Tierra Contributor An entity responsible for making contributions to the resource Barbarín Castillo, Juan Manuel, Editor Gursky, Hans-Jürgen, Editor Date A point or period of time associated with an event in the lifecycle of the resource 1987-11-01 Type The nature or genre of the resource Revista Format The file format, physical medium, or dimensions of the resource text/pdf Identifier An unambiguous reference to the resource within a given context 2014597 Source A related resource from which the described resource is derived Fondo Universitario Language A language of the resource spa/eng Spatial Coverage Spatial characteristics of the resource. Linares, N.L., México Access Rights Information about who can access the resource or an indication of its security status. 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