El conjunto del Complejo Acatlán se encuentra cubierto en discordancia por nu- merosas unidades ígneas y sedimentarias que cubren un rango geocronológico que varía del Jurásico Medio o Inferior al Cuaternario, aunque al sur de Tehuacán parece estar cu- bierto por la Formación Matzitzi del Pensil- vánico (Ortega, 1978). Se correlaciona con el Grupo Chacús de Guatemala y con las rocas metamórficas de la Sierra de Omoa en Honduras; parece no tener relaciones de se- mejanza con el Complejo Xolapa de la Sierra Madre del Sur, ni con el Complejo Oaxaque- ño (ver Fig. 3.4).

Según F. Ortega (op. cit.}, las caracterís- ticas del Complejo Acatlán hacen suponer que se trata de antiguos depósitos marinos de eugeosinclinal con un estilo de deforma- ción tectónica y de metamorfismo semejan- te al de las zonas internas o profundas de las fajas orogénicas de tipo alpino.

3.5 Sierra Madre del Sur y zonas adyacentes

La Sierra Madre del Sur, desde Colima hasta Oaxaca, y las zonas contiguas del nor- occ¡dente de Guerrero, Michoacán y estado de México, constituyen una región con alta

complejidad estructural que presenta varios dominios tectónicos yuxtapuestos.

El segmento más septentrional de la Sie- rra Madre del Sur está formado por aflora- mientos de secuencias mesozoicas, tanto sedimentarias de plataforma como volcánieo- sed¡mentarías de tipo arco insular volcáni- co-mar marginal. Las zonas correspondien- tes al noroccidente de Guerrero, occidente del estado de México y sur de Michoacán, conforman una región con afloramientos volcán ico-sedimentarios del Jurásico y Cre- tácico, parcialmente metamorfoseados, que se encuentran cubiertos por las rocas volcáni- cas y sedimentarias continentales del Ceno- zoico. Esta región limita al oriente, a la altu- ra de la línea Ixtapan de la Sal-Taxco-Iguala, con la región de la Plataforma Cretácica de Morel os y Guerrero. El segmento meridional de la Sierra Madre del Sur está formado por extensos afloramientos de rocas metamórfi- cas que abarcan un rango geocronológico que varía del Paleozoico al Mesozoico y que se encuentran afectados por emplazamientos batolíticos del Mesozoico Superior y aun del Cenozoico. La región pacífica de la Sierra Madre del Sur, correspondiente a los estados de Colima, Michoacán y norte de Guerrero,

LOS COMPLEJOS METAMORFICOS DE LA PORCION Figura 3.4

CENTRAL DE MEXICO

Complejo Teloloapan—I xtapan del Mesozoico

Complejo Mazateco del Paleozoico-Mesozoico

Complejo Xolapa del Paleozoico-Mesozoico

Complejo Acatlán del Paleozoico

Complejo Oaxaquero del Precámbnco

presenta afloramientos extensos de rocas vol- cánicas and es ít ¡cas interestratif ¡cadas, con capas rojas de limolita, conglomerado volcá- nico y capas de caliza subarrecifal, con una macro fauna del Albiano. Estos afloramientos forman parte de lo que Vidal et. al. (1980) ha llamado el Conjunto Petrotectónico de Zihuatanejo, Guerrero, Coalcomán, Michoa- cán. Existen, además, en esta porción septen- trional de la sierra, afloramientos extensos de secuencias sedimentarias de calizas de pla- taforma con fauna del Albiano y secuencias rítmicas de terrígenos pelítico-arenosos. En áreas situadas alrededor de la ciudad de Co- lima las calizas de plataforma presentan in- tercalados fuertes espesores de evaporitas y subyacen en aparente contacto transicional a terrígenos continentales del Cretácico Supe- rior. En gran parte de la Sierra Madre del Sur, desde sus estribaciones septentrionales hasta las cercanías de Zihuatanejo, ha sido reportada por Campa y Ramírez (1979), la existencia de numerosas montañas formadas por productos andesíticos interestratificados con algunas capas de caliza y terrígenos dise- minados en pequeñas áreas de la sierra. Este volcanismo mesozoico continúa bordeando hacia el norte de la costa del Pacífico hasta confundirse con áreas similares de la Cordi- llera Pacífica Norteamericana (Campa y Ra- mírez, op, cit.).

Ferrusquía y colaboradores (1978) han reportado la presencia, en el área de Playa Azul, Michoacán, de una secuencia volcáni- ca-sed i mentaría transicional, predominante- mente continental, con huellas de dinosau- rios, que indican tal vez una edad Jurásico Medio-Cretácico Temprano; por otra parte, señalan que éS el primer registro de huellas de dinosaurios en México, lo cual constitu- ye el hallazgo más austral de dinosaurios en Norteamérica.

La mayor parte de los autores han repor- tado como mesozoicas las secuencias volcá- nico-sedimentarias de esta región pacífica de México; sin embargo, De Cserna et. al. (1978a) obtuvo una edad radiométrica Rb-Sr de 311± 30 millones de años para rocas in- trusivas estrechamente ligadas a rocas volcá- nicas pertenecientes al complejo metavol- cánico del área de Zapotillo, al oriente de Zihuatanejo.

Campa y Ramírez (1979), así como Vidal y colaboradores (1980), consideran que las secuencias volcánico-sed ¡mentarías mesozoi- cas de una gran parte de la Sierra Madre del Sur son resultado de la actividad magmática de un límite convergente de placas desarro- lladas en esta porción de México durante el Cretácico Temprano.

La mitad meridional de la Sierra Madre del Sur está formada por rocas metamórficas que constituyen el Complejo Xolapa (De Cserna, 1965), el cual se encuentra intrusio- nado por cuerpos batolíticos de granito (ver Fig. 3.4). De Cserna (op. cit.) reportó el Complejo Xolapa en la carretera Chilpancin- go-Acapulco, como un conjunto de rocas metased¡mentarías formadas por esquistos de biotita y gneis de biotita, con algunos ho- rizontes de cuarcita, mármol c¡polino y pre- sencia de pegmatftas; sin embargo, Guerrero y colaboradores (1978) consideran queen la

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MODELO TECTONICO ESQUEMATICO DE LA SIERRA MADRE DEL SUR Figura 3.5

PLATAFORMA HONDURAS! ) TZI-TZIO TELOLOAPAN GUERRERO - MORELOS

Sierra Madre del Sur HUETAMO IXTAPAN DE LA SAL

(Según Campa y Ramírez, 1979)

mayor parte de esta región el complejo está formado por ortogneis-cuarzo-feldespát ico, de composición granodiorítjca. En el sector más meridional de la Sierra Madre del Sur, correspondiente al sur de Guerrero y occi- dente de Oaxaca, el Complejo Xolapa pre- senta esquistos de facies esquistos verdes, derivados de rocas sedimentarias y ortognei- ses, con presencia abundante de migmatitas.

De Cserna (1965) considera a este com- plejo metamórfico como de edad paleozoica, dado que sub yace a la secuencia volcano-se- d ¡mentaría de la Formación Chapo lapa, pro- bablemente del Triásico, y porque en ningu- na localidad se le encuentra subyaciendo a rocas sedimentarias del Paleozoico; sin em- bargo, el rango estratigrafía) de este complejo no ha podido ser precisado, dado que los estudios geocronológicos han arrojado edades radiométrícas muy dispares, que indican eventos termales ocurridos en el Paleozoico (Halpern et. al., 1974), en el Mesozoico (Guerrero et. al., 1978) y en el Terciario (De Cserna. 1965). Guerrero et. al. (1978) apoya la existencia de un evento termal en el Ter- ciario (hace 32 millones de años), en el área de la carretera Chilpancingo-Guerrero, y en sus determinaciones radiométrícas no en- cuentra indicio de edades precámbricas o paleozoicas que han sido sugeridas por otros autores, ya que el evento termal más antiguo fue reconocido en el Jurásico por medio de los métodos uranio-plomo (165± 3 millones de años) y rubídio-estroncío (180±84 millo- nes de años).

En la región de Tierra Caliente y áreas vecinas, del occidente del estado de México y sureste de Michoacán, existen extensos afloramientos de secuencias volcánico-sedi- mentarias parcialmente metamorfizadas, que se yuxtaponen a los afloramientos, también extensos, de las secuencias marinas cretácicas de plataforma, de las áreas de Morelos y de Huetamo-Coyuca, en los límites de Guerrero y Michoacán.

En el sector Teloloapan-Arcelia aflora una secuencia de rocas volcánicas andes ítí- cas, rocas sedimentarías calcáreo-arcíllosas foliadas y grauvacas, que constituyen depó- sitos de un arco volcánico insular y mar mar- ginal, desarrollados en el Jurásico Superior- Cretácico Inferior (Campay Ramírez, 1979). Estas secuencias volcánico-sed ¡mentarías afloran en forma continua hacía el norte, hasta la zona de Tejupilco, a partir de donde los afloramientos se vuelven aislados y menos extensos; también se llegan a observar las áreas de Ixtapan de la Sal, Zitácuaro y Tlal- pujahua.

En-el sector Huetamo-Coyuca se encuen- tra expuesta una secuencia Jurásico-Cretácica volcánico-sedimentaria, que paulatinamente se vuelve más sedimentaria hacia la cima. La base presenta rocas sedimentarias detríticas inter estratificadas, con lavas y tobas andesí- ticas del Jurásico, que constituyen la Forma- ción Angao (Pantoja, 1959). Sobre esta for- mación descansa una intercalación de lutitas y areniscas, con algunos horizontes de tobas, limolitas y calizas arrecifales, depositados en el Cretácico Inferior (Neocom¡ano-Aptiano- Al bia no Inferior); estos depósitos constitu- yen la Formación San Lucas (Pantoja, 1959). Por último, la cima de la secuencia está for- mada por capas de caliza arcillosa atribuidas a la Formación Morelos, del Al bia no (Pan- toja, op. cit.).

El sector de Huetamo-Coyuca constitu- ye una zona transicio nal entre el dominio mesozoico externo, representado por la pla- taforma Guerrero-Morelos, y el dominio me- sozoico arco insular, representado por los afloramientos volcán ico-sedimentar ¡os de la Sierra Madre del Sur. Las secuencias volcá- nico-sedimentarias de Teloloapan e Ixtapan, situadas al oriente de Huetamo, serían en- tonces consideradas como alóctonos tectóni- cos sobre la plataforma del dominio externo (Campa y Ramírez, 1979), y provenientes del dominio arco insular occidental. De

Cserna (1978 b) opina que la ausencia de caliza de plataforma en la Formación More- los, al poniente de Teloloapan, se debe a un cambio de facies por la presencia de una cuenca en este sitio durante el Albiano-Ce- nomaniano. Este autor considera que las rocas volcánicas del área Teloloapan-Arcelia, más que formar la secuencia volcánico-sedi- mentaria del arco insular mar marginal, suge- rida por Campa y Ramírez, pertenecen a una etapa de volcanismo Cenomaniano-Tu- roniano (Formación Xochipala), o bien al basamento de rocas volcánicas antiguas, todo esto en un modelo paleogeográfico que no muestra mayores complicaciones tectónicas.

3.6. Oaxaca y zonas adyacentes

En la región central de Oaxaca y las áreas adyacentes del sur de Puebla, y este de Gue- rrero, aflora una importante secuencia meso- zoica sedimentaría que atestigua el desarrollo de una cuenca a partir del Jurásico Inferior.

Esta región de afloramientos mesozoicos se encuentra limitada por varios complejos metamórficos que afloran en esta porción del país. Al noreste se localizan las rocas metamórficas del Complejo Acatlán, del Paleozoico Inferior, que son resultado del metamorfismo de depósitos marinos de eugeosinclinal (Ortega, 1978); sobre este complejo metamórfico descansan las rocas sedimentarias del Jurásico y Cretácico, y probablemente Paleozoico Superior (Ortega, op. cit.). Al oeste y sur, los afloramientos no sedimentarios mesozoicos están limitados por el Complejo Xolapa, constituido por gneises, migmatitas y esquistos de biotita con meta- morfismo de facies anf ¡bolita (Ortega, 1976). La edad de este complejo es aparentemente mesozoica, pero se han reportado eventos termales del Paleozoico, Jurásico y Terciario (Halpern, et. al., 1974; Guerrero et. al., 1978; De Cserna et. al., 1962).

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Al sureste, el límite de la cuenca lo for- ma el Complejo Oaxaqueño, formado de gneises bandeados y metamorf izados de fa- des que varían de granulita a transición gra- nulita antibolita, incluyendo charnockitas, anortositas y pegmatitas. Fries y colabora- dores (1962) llevaron a cabo estudios radio- métricos del Complejo Oaxaqueño, que die- ron como resultado edades de 110 ± 125, 920 ± 30 y 940 millones de años correspon- dientes al Precámbrico; por otra parte, estos autores señalan que las pegmatitas y la ultima etapa de metamorfismo que afectó las rocas encajonantes son equivalentes a la provincia metamórfica grenvilliana del oriente de Esta- dos Unidos y Canadá. Los afloramientos de este complejo forman una parte considerable de la zona montañosa que está ubicada al poniente de la ciudad de Oaxaca. Para con- cluir, procede señalar que al noreste la cuen- ca se encuentra limitada por los afloramien- tos metamórficos del flanco occidental de la Sierra de Juárez, en un contacto marcada- mente rectilíneo que forma la Cañada Oaxa- queña y que puede responder a un rasgo tectónico de dimensiones regionales. Estas rocas metamórficas han sido tradicionalmen- te asignadas al Precámbrico (Ortogneis) y Paleozoico (filitas y areosas metamorfizadas incipientemente) (López Ramos, 1979); sin embargo, Charleston (1980) reportó la exis- tencia de un amplio complejo metamorf ico,

derivado de depósitos eugeosinclinales de areniscas, lutitas y derrames volcánicos del Cretácico; estudios radiom&tricos en estas rocas dieron como resultado edades, para el metamorfismo, correspondientes al Cretáci- co Superior y Terciario Inferior (Charleston op. cit.). Según este autor, este complejo está formado por bloques alóctonos provenientes del oeste y cabalgados sobre los sedimentos miogeosinclinales del Jurásico y Cretácico durante la Orogenia Laramide.

La región de la cuenca mesozoica de Oa- xaca central, llamada Cuenca de T lax ¡acó, presenta una secuencia sedimentaria, princi- palmente marina, dispuesta en pliegues de orientación general nor-noroeste-sur-sureste. Según Bazán (1981), la cuenca se originó en el Jurásico por causa del desarrollo de una depresión tectónica tipo rift, ya que hubo una distensión o adelgazamiento cortical du- rante la fase trafogfenica del Ciclo Geotectó- nico Huastecano. La secuencia descansa sobre basamento cristalino y sobre algunas unida- des sedimentarias del Paleozoico que afloran en localidades aisladas.

Los afloramientos sedimentarios más conocidos de rocas paleozoicas se encuen- tran en las localidades de Tiñú y de Santiago Ixtaltepec, en la región de Nochixtlán. Estos afloramientos fueron descubiertos reciente-

Figura 3.6

mente por Pantoja y Rob ¡son (1967), quie- nes reportaron la existencia de sedimentos del Paleozoico Inferior y del Paleozoico Su- perior. El Paleozoico Inferior está represen- tado por la Formación Tinú (Pantoja 1970), formada por un miembro inferior calcáreo y un miembro superior lutitico. El Paleozoico Superior, que descansa en discordancia an- gular sobre la Formación Tinú, está repre- sentado por más de 1 000 metros de espesor de clásticos que constituyen las formaciones Santiago, Ixtaltepec y Yododeñe. En la re- gión de Tehuacán, De Cserna (1970) reportó la existencia de una secuencia sedimentaria Pensilvánica con plantas fósiles, en lo que hasta entonces habla sido considerado como Mesozoico.

La base de la secuencia mesozoica que aflora en la Cuenca Tlaxiaco la representan los sedimentos detríticos de la parte inferior de la Formación Rosario que es de origen continental y contiene horizontes de carbón (Erben, 1956). Según este autor, los sedi- mentos de la Formación Rosario fueron de- positados en una cuenca carbonífera que se desarrolló durante el Jurásico Inferior en el noroeste de Oaxaca, noreste de Guerrero y suroeste de Puebla, y en cuyos bordes oc- cidental y oriental no se depositaron los estratos inferiores de la formación. Sobre la Formación Rosario descansa el Conglo- merado Cualac, que junto con los estratos medios y superiores de la primera, pertene- cen al Jurásico Medio; ambas formaciones constituyen el Grupo Consuelo que subyace al Grupo Tecocoyunca, cuyas formaciones afloran en varias localidades de la Cuenca de Tlaxiaco y pertenecen también al Jurásico Medio.

Este grupo está formado por sedimentos detríticos y carbonatados, tanto continenta- les como marinos, con presencia de plantas fósiles y amonitas, lo cual atestigua varias invasiones y regresiones marinas. Durante el Jurásico Superior en algunas zonas de la cuenca se depositaron sedimentos franca- mente marinos como la Caliza Teposcolula que aflora en el área homónima al noroeste de Nochixtlán y este de Guerrero (Erben, 1956); por otra parte, también existen la caliza con cidaris en el área de Mixtepec- Tlaxiaco (Erben, op. cit.) y las formaciones Chimeco y Mapache del Sur de Puebla, for- madas por caliza, calizas arcillosas y lutitas calcáreas (Pérez, et. al., 1965). La Caliza Te- poscolula ha sido considerada recientemente (Ferrusqula, 1970) como Albiano-Cenoma- niano por su contenido faunístico, pero la caliza con cidaris ha sido confirmada como Jurásico Superior por su contenido de equi- no id es del Oxford ¡ano, Calloviano y Kim ridgiano (Buitrón, 1970).

El Cretácico Inferior también atestigua sedimentación marina; sin embargo, en al- gunas localidades el Neocomiano y el Aptia- no están ausentes. En el área de Tehuacán aflora una secuencia de clásticos calcáreos con bancos de caliza que constituyen la Formación Zapotitlán; sobre esta unidad descansan 1 300 m de clásticos calcáreos, finos y gruesos, de la Formación San Juan Raya, del Aptiano. Las formaciones del Neocomiano y Aptiano, del área de Oaxaca central y sur de Puebla, han sido incluidas

Rocas sedimentarias del Cretácico Superior de la plataforma Guerrero-

Morelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental. '

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CHILPANCINGO o OAXACA

Figura 3.7 afloran al sureste de Nochixtlán y con la Formación Mexcala de la Plataforma Gue- rrero-Morelos.

MEXICO

La secuencia mesozoica plegada de la Cuenca de Tlaxiaco está cubierta en discor- dancia angular por extensos afloramientos de depósitos continentales areno-conglome- ráticos y arcillo-arenosos del Terciario, y por rocas volcánicas silícicas, intermedias y má- ficas del Terciario Superior.

Rocas sedimentarias del Cretácico Inferior de la plataforma Guerrero

Morelos, Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.

dentro del llamado Grupo Puebla. Sin em- bargo, en varias localidades este grupo está ausente y las calizas del Albiano descansan en discordancia sobre la secuencia jurásica. Bazán (1981) menciona que con los pozos Yacuda No. 1 y Teposcolula No. 1 se atra- vesó una secuencia de más de 2 500 m de evaporitas del Jurásico Superior y Cretácico Inferior.

Durante el intervalo Albiano-Cenomania- no se depositó en toda la región una secuen- cia de calizas en capas gruesas desarrolladas en un mar transgresivo. Estas calizas han re- cibido diferentes denominaciones en áreas distintas. Calderón (1956) designó como Formación Cipiapa a una amplia secuencia de calizas masivas de naturaleza micrítica y biomicrltica, con algunos nódulos de peder- nal que afloran en la región de Tehuacán. Ferrusquía (1970) designó como Caliza Te- poscolula a una biomicrita masiva que aflora en el área homónima y que había sido con- siderada por Salas (1949) como Jurásica; finalmente, Pérez y colaboradores (1965) aplicaron a estas calizas el nombre de For- mación Morelos, en la región de Acatla, al relacionarlas con las calizas Albiano-Ceno- maniáno que afloran en la Plataforma Gue- rrero-Morelos.

Sobre las calizas del Albiano-Cenomania- no descansa una secuencia de caliza margosa, denominada por Ferrusquía (1976) como Formación Yacunama; presenta fósiles del intervalo Coniaciano-Maestrichtiano y aflora ai noroeste de Nochixtlán. Se correlaciona con las Margas Tilantongo (Salas, 1949) que

Los depósitos continentales terciarios han sido asignados a las formaciones Yanhui- tlán y Huajuapan (Salas, 1949), que según Erbern (1956), son facies distintas de la mis- ma unidad. La primera está formada por ar- cillas con algunas intercalaciones de arenisca y ceniza volcánica; la segunda está compuesta de arenisca, ceniza volcánica, arcillas areno- sas y capas de conglomerados y brechas. Fe- rrusquía (1976) menciona una edad radio- métrica de 49.0 ± 8m. a para una toba in- terestratificada en la Formación Yanhuitlán de Sayultepec, que fecha a esta formación co- mo Paleoceno Tardío-Eoceno Medio. Este autor señala que la formación tiene una posi- ción estrat¡gráfica similar con la Formación Tehuacán (Calderón, 1956) y el Grupo Bal- sas (Fries, 1960).

Para el Oligoceno se desarrolló en varias localidades del estado de Oaxaca un periodo de actividad volcánica que originó inicial- mente la emisión de tobas silícicas e inter- medias, y, posteriormente, derrames lávicos andesíticos. La actividad volcánica culminó con algunos derrames basálticos del Terciario Superior.

Figura 3.8

DE MEXICO

CHILPANCINGO

Rocas sedimentarias del Jurásico de la plataforma Guerrero-Morelos,

Cuenca de Tlaxiaco y sector sur de la Sierra Madre Oriental.

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3.7. Sector sur de la Sierra Madre Oriental y Llanura Costera del Golfo Sur

SITUACION DE LA PLATAFORMA DE CORDOBA Figura 3.9

En el flanco este del sector sur de la Sierra Madre Oriental (Sierra de Juárez) está expuesta una gruesa secuencia de rocas sedimentarias mesozoicas que descansan so- bre un basamento metamórfico que aflora principalmente en el flanco occidental de la misma sierra. Este basamento metamórfico, constituido por esquistos, gneises y filitas, derivados principalmente de rocas sedimen- tarias, ha sido tradicionalmente atribuido al Paleozoico y Precámbrico, sin embargo, en una sección ubicada a la altura del paralelo 18, Charleston (1980) reconoció una gruesa secuencia de esquistos y rocas metavolcáni- cas que atribuyó al Cretácico Inferior.

La secuencia sedimentaria del flanco oriental, que se encuentra conformando plie- gues asimétricos hacia el oriente, tiene como base, en el sector Zongolica-Tehuacán, a una unidad de pizarras de color obscuro con al- gunas intercalaciones de areniscas de grano fino y lutitas calcáreas que se encuentran ampliamente expuestas y han sido tentativa- mente atribuidas al Jurásico Medio (López Ramos, 1979). En el sector ubicado al sur del paralelo 18, y hasta la región del istmo de Tehuantepec, la base del Mesozoico la constituye la Formación Todos Santos que es una secuencia de lechos rojos continenta- les de areniscas, conglomerado y lutita con estratificación cruzada. Esta formación ha sido reconocida además en Chiapas y norte de Centroamérica, en donde a su parte infe- rior se le considera como Jurásico Inferior y Medio (Mutlerried, 1957); sin embargo, Ló- pez Ramos (1979) opina que podría alcanzar el Triásico.

El Jurásico Superior se encuentra expues- to en el área de Zongolica (Viniegra, 1965) en forma de secuencias marinas de calizas bi- tuminosas con intercalaciones de calizas are- no-arcillosas y con presencia de amonitas; sin embargo, en el sector sur del flanco orien- tal de la Sierra de Juárez no han sido repor- tados aflorameintos de esta época.

La secuencia marina del Cretácico que aflora en la porción norte de la Sierra de Juá- rez, está formada principalmente de rocas calcáreas que han sido reconocidas por Petróleos Mexicanos en estudios superfi-

ciales y de subsuelo; estas rocas incluyen las formaciones Tuxpanguillo (Neocomiano), Capolucan (Aptiano), Caliza Orizaba (Al- biano-Cenomaniano), Caliza Maltrata (Tu- roniano-Coniaciano), Unidad Guzmantla (Tu- ro n ia no-Sen o n ia no), as i' como las formaciones Necoxtla y Atoyac del Senoniano-Campa- niano y Campaniano-Maestrichtiano (Vinie- gra, 1965). Por otra parte, el Cretácico Ma- rino está representado en el área del istmo de Tehuantepec por calizas neri'ticas fósilTfe- ras que López Ramos (1979) incluyó dentro de la "Serie de Calizas Cretácicas Nizanda- Lagunas" que ubicó en el Cretácico Medio.

En la porción de la Llanura Costera del Golfo que bordea la Sierra de Juárez, Pe- tróleos Mexicanos a llevado a cabo perfora- ciones exploratorias que han permitido reconocer las unidades mesozoicas en el subsuelo, por lo cual ha sido posible la re-

(Según González Alvarado, 1976)

construcción de una paleoplataforma llama- da Plataforma de Córdoba que constituyó un algo fondo marino durante la segunda mitad del Mesozoico. La mitad oeste de la plataforma está expuesta en la Sierra Madre Oriental y la mitad este está sepultada en la Llanura Costera del Golfo. Asimismo, se encuentra limitada al poniente por la Paleo- cuenca de Zongolica y al oriente por la Pa- leocuenca de Veracruz (González Alvarado, 1976). Sobre esta plataforma se acumularon más de 5 000 metros de sedimentos de los cuales se ha obtenido producción petrolera, sobre todo de campos ubicados en su porción oriental (González Alvarado, op. cit.).

Durante el Terciario, en el marco de una regresión marina hacia el este, se deposita- ron en la Llanura Costera del Golfo los se- dimentos terrígenos de las Formaciones Chicontepec-Velazco (Paleoceno); Aragón, Guayabal y Chapopote (Eoceno); Horcones y La Laja (Oligoceno); Depósito, Encanto, Concepción, Filisola y Paraje (Mioceno). Es- tos depósitos se originaron al empezar las deformaciones orogénicas de la Sierra Madre Oriental durante el inicio del Cenozoico.

La actividad ígnea del sector sur de la Sierra Madre Oriental, que a finales del Me- sozoico y principios del Cenozoico se mani- fiesta en forma de intrusiones graníticas, se restringe en el Terciario Superior y Cuater- nario a las emisiones basáltica-alcalinas del área de los Tuxtlas. Esta zona volcánica De- mant (1978) la relaciona con la provincia alcalina del Golfo de México, más que con el extremo oriental del Eje Neovolcánico como lo habían señalado algunos autores.

3.8. Resumen tectónico

La complejidad estructural y estrati- gráfica de la porción centromeridional de México hace difícil una reconstrucción pa- leogeográfica y tectónica que permita una explicación clara sobre el origen de los ras- gos de esta porción de México.

Según Ortega (1979), el Complejo Oaxa- queño es resultado de la primera orogenia conocida en esta región; los eventos térmi- cos ocurridos hace 1025 ± 75 millones de años destruyeron en gran medida los eventos geológicos anteriores; sin embargo, por me- dio del estudio de las rocas del complejo este autor reconoce fenómenos de sedimen- tación miogeosinclinal y magmatismo crató- nico, anteriores al metamorfismo. Asimismo, opina que la historia precámbrica difícil- mente puede ajustarse a un modelo de Tec- tónica de Placas. Fries y colegas (1962) con- sieran al Complejo Oaxaqueño como una continuación, hacia el sur, del cratón pre- cámbrico de Norteamérica.

El Complejo Acatlán del Paleozoico, que es producto del metamorfismo de depósi- tos marinos eugeosinclinales. Ortega (1979) lo relaciona con un margen continental tipo Atlántico que se encontraba limitado por un océano pre-Atlántico Cámbrico-Ordovícico. La paulatina disolución del fondo de este océano, en el manto, que se había originado en el Ordovícico, culmina en el Devónico con el choque de dos masas continentales y con la formación de una sutura representada por la ofiolita fragmentada y ectogitizada del Complejo Acatlán.

Jalapa PLATAFORMA

CORDOBA VERACRUZ

T™"""^Sección c\] »Cordoba

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EVOLUCION TECTONICA DE LA PLATAFORMA Figura 3.10

DE CORDOBA

DEPOSITO DE LA PLATAFORMA

4 Etapa l )

BASCULA VIENTO

{ Etapa II )

PLEGAMIENTO Y EROSION

(Según González Alvarado, 1976)

Las ideas de Fries y colaboradores (1962), asi'como de Ortega (1979), acerca de la con- tinuidad y semejanza de estos terrenos pre- cámbricos y paleozoicos con aquéllos del noreste de México y de las provincias de Grenville y los Apalaches en Norteamérica, son opuestas a algunos modelos sobre la evo- lución continental de México (Bullard, 1969; Dietz y Molden, 1970) que disocian ta por- ción norte y la porción sur del país.

Durante el Mesozoico se instauran en esta porción de México dos dominios prin- cipales con características claramente dife- renciabas. En el occidente se desarrolló un arco insular andesítico asociado a la subduc- ción del fondo oceánico (Campa y Ramírez, 1979), fenómeno que es común en gran parte del occidente de Norteamérica y que se originó durante el inicio de la disgrega- ción de la Pangea. Por otro lado, en el oriente se desarro lió una zona externa sin volcanismo y con sedimentación marina sobre la Plata- forma Guerrero-Morelos, la Cuenca de Tla- xiaco y el área del sector sur de la Sierra Madre Oriental, las cuales evolucionaron sobre corteza continental. La sedimentación de esta zona externa se inicia con la apertu- ra del Golfo de México y la transgresión de los mares del Tethys que arribaron a Gue- rrero, Morelos, Puebla y Oaxaca (Campa y

Ramírez op. cit.). Existen dos rasgos que alteran esta distribución general de los domi- nios: por un lado, la presencia del conjunto volcán ico-sedimentario de Teloloapan-ixta- pan de la Sal, entre la Plataforma Guerrero- Morelos y su borde occidental en Huptamo; y por otro lado, la secuencia volcánico-sedi- mentaria de! Cretácico, reportada por Char- leston (1980) en la Sierra de Juárez, entre la secuencia sedimentaria de la Sierra Madre Oriental y la Cuenca de Tlaxiaco. Ambos conjuntos han sido explicados como alócto- nos provenientes del occidente, durante los episodios orogénicos de principios del Ceno- zoico (Charleston, op. cit., Campa y Ramí- rez, 1979).

Según Campa y Ramírez (1979), en la región norocc¡dental de Guerrero y regiones colindantes con otros estados, se reconocen cinco fases de deformación que actuaron en el pasado geológico. La primera de ellas, ocurrida a finales del Jurásico, afectó a los depósitos volcánico-sed¡mentar¡os jurásicos y se manifiesta por la presencia de pliegues replegados en dos generaciones con un au- mento relativo del metamorfismo en algunas zonas. La segunda fase, ocurrida en el Ceno- maniano, se manifiesta en el área Teloloapan- Ixtapan por el metamorfismo que plegó y folió la secuencia volcán ico-sed ¡mentaría;

esta fase significó, en la Sierra Madre del Sur, el plegamiento y emersión de los terrenos del arco volcánico y el mar marginal, mien- tras que en la Plataforma de Guerrero-More- los, la Cuenca Tlaxiaco y la zona de la Sierra Madre Oriental continuaba la depositación marina, con una aportación importante de terrígenos provenientes de la denudación de la región occidental emergida. La siguien- te fase, ocurrida en el Paleoceno, deformó toda la carpeta mesozoica de los dos domi- nios y es responsable de los pliegues anticli- nales y sinclinales de la zona externa, así como de probables cabalgamientos del do- minio interno sobre dicha zona externa.

Campa y Ramírez (1979) indican que otra explicación acerca de la presencia de secuencias volcán ico-sed ¡mentar ¡as en las plataformas de Guerrero-Morelos y Hueta- mo podría ser el desarrollo de un arco insu- lar entre ambas plataformas; sin embargo, la ausencia de influencia volcánica en la Plataforma Guerrero-Morelos no se puede explicar, por lo que estos autores afirman que ninguna hipótesis es concluyente hasta el momento.

Según De Cserna (1979), en la porción centro meridional de México los plegamien- tos de principios del Eoceno (Orogenia Hi- dalguense) involucran claramente al basa- mento, a diferencia de las partes nororiental y suroriental de México, en donde la presen- cia de evaporitas debajo de la secuencia me- sozoica facilitó el desarrollo de una superfi- cie de décollement y deslizamiento durante la misma orogenia, permitiendo un acorta- miento por deformación plástica y la forma- ción de pliegues semejantes a los de las montañas Jura, de Suiza.

A finales de) Mioceno ocurrió una fase compresional que se tradujo en combadu- ras que se observan en la región de Arcelia- Altamirano, al igual que las posiciones anor- malmente elevadas de la secuencia metamór- fica, conjuntamente con unidades litoestra- tigráficas premiocénicas (Campa y Ramírez 1979). A esta fase corresponde la formación del gran anticlinal Tzltzio-Tiquicheo del su- reste de Michoacán, que incluye sedimentos continentales del Terciario Inferior.

En el intervalo Plio-Cuaternario la región centro-meridional de México se vio afectada por fallamientos normales y desarrollo de sistemas de diaclasas como producto de la tectónica distensiva que la ha afectado.

Para Campa y colaboradores (1980), en la parte occidental de esta porción de Méxi- co se pueden reconocer terrenos estratotec- tónicos que se caracterizan por su homoge- neidad y continuidad estratigráfica internas, pero con relaciones obscuras y poco com- prendidas entre sí. Los límites de cada te- rreno separan secuencias diferentes en sus caracteres físicos y temporales. Las discon- tinuidades de estos límites no pueden ser claramente explicadas por cambios de fades convencionales o discordancias. Estos autores han reconocido en esta región los siguientes terrenos de base: Conjunto de Plataforma Guerrero-Morelos; Conjunto de Teloloapan; Conjunto de Huetamo-Cutzamala; Conjun- tos de Zihuatanejo, Conjunto Xolapa, Con-

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