CONTENIDO. Página. Conclusiones Referencias. Especialidad: Geológica 2

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1 M E X I C O CARACTERIZACIÓN DEL PRISMA DE ACRECIÓN DEL MESOZOICO TEMPRANO DEL OCCIDENTE-CENTRO DE MÉXICO: IMPLICACIONES EN LA DISTRIBUCIÓN REGIONAL DE YACIMIENTOS MINERALES ESPECIALIDAD: GEOLOGÍA Ing. Elena Centeno García Doctora en Filosofía (Geología) México, D. F:, a 22 de agosto de 2013.

2 CONTENIDO Página Resumen ejecutivo 3 1 Introducción 4 2 Antecedentes 11 3 Regiones Estudiadas 13 4 Composición, procedencia y paleogeografía: definición del Abanico Submarino 5 Deformación del Abanico Submarino Potosí y generación del Prisma de Acreción: hacia dónde fue su polaridad? 6 Importancia del prisma de acreción en la distribución regional de los yacimientos minerales 7 8 Conclusiones Referencias Especialidad: Geológica 2

3 1) RESUMEN EJECUTIVO Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la zona donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el manto de la tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental. En estas zonas de subducción se da la incorporación de fragmentos de la corteza oceánica y sedimentos acumulados en la fosa al continente. Este proceso da lugar al crecimiento de las masas continentales por acreción tectónica, y a los materiales que se adhieren a la corteza se les denomina complejos de subducción. Los complejos de subducción son importantes desde el punto de vista geológico porque son marcadores de los límites continentales del pasado, por lo que permiten la reconstrucción de la paleogeografía y la caracterización de océanos extintos que dividían masas continentales. Los prismas de acreción pueden contener yacimientos minerales de oro orogénico, cromo, plata, barita, platinoides y sulfuros masivos (plomo y zinc). El trabajo realizado en el occidente de México ha tenido como resultado la identificación de un prisma de acreción que se formó durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano. Dicho prisma aflora en diversas localidades en los Estados de Michoacán, Guerrero, Colima, Jalisco, Zacatecas y Querétaro, con una extensión actual aproximada de 640x350 km. El prisma de acreción recibe varios nombres según la región, en la costa se denomina Complejo Arteaga o Complejo Las Ollas, y hacia el centro del país se conoce como Formación Zacatecas, Formación Taray y Complejo El Chilar. Está constituido por una matriz sedimentaria (turbiditas siliciclásticas) que contiene bloques de diversos tamaños de gabros, basaltos, pedernal y caliza. Con base en estudios de procedencia de sedimentos se determinó que la matriz sedimentaria se formó en un abanico submarino, al cual se le denomina Abanico Potosí, depositado en la margen continental, cuyos componentes fueron transportados desde el Este de México y de Sudamérica (Gondwana). Posterior a la sedimentación que alcanzó probablemente varios kilómetros de espesor, se inició una zona de subducción que deformó a las rocas del Abanico Potosí y que incorporó bloques tectónicos formados de fragmentos desprendidos de la corteza oceánica al momento de la deformación. El conocimiento de la naturaleza y distribución geográfica de dicho prisma de acreción es una contribución importante que permite reconstruir la evolución geológica del occidente de México. También aporta a la exploración minera, ya que además de los yacimientos que contiene, aparentemente juega un papel importante en el control regional de yacimientos más jóvenes, principalmente los de plata y oro. Palabras clave: Ingeniería Geológica, Yacimientos Minerales, Tectónica, Subducción, Terreno Guerrero. Especialidad: Geológica 3

4 2) INTRODUCCIÓN Uno de los elementos tectónicos más complejo y diverso en las márgenes convergentes es la zona de subducción, que se define como la zona donde la placa oceánica se curva y penetra hacia el interior de la tierra por debajo de otra placa ya sea oceánica o continental. La zona de subducción está constituida por la placa oceánica, la zona de flexión o arqueamiento de la placa oceánica, la trinchera o fosa, el prisma de acreción y la zona de antearco. Son tantas las variaciones morfo-estructurales y sedimentológicas, que se dan en esta zona de límite de placas, que ha sido difícil generar clasificaciones o ejemplos-tipo de ellas. Quizás la clasificación más elemental es aquella que divide las zonas de subducción en zonas con erosión tectónica y zonas con acreción (Uyeda y Kanamori, 1979). En las zonas donde se presenta la erosión por subducción las rocas que forman la corteza de la placa superior y la corteza oceánica subducida se encuentran en contacto ambas prácticamente sin cubierta sedimentaria, debido a que la tasa de sedimentación es muy baja, y en ellas hay pérdida de corteza, ya que grandes fragmentos son arrancados y llevados hacia el manto, arrastrados por la corteza que subduce (Figuras 1y 2a). En cambio, en otras zonas de subducción se presenta acreción, en ellas se forma un cuerpo por lo regular con una morfología triangular o de cuña, constituido por rocas que son arrancadas de la corteza oceánica subducida y que se adhieren a la placa superior (corteza continental u oceánica), a veces incluye sedimentos y materiales derivados de la placa superior (Figura 1). A este cuerpo se le conoce con varios nombres: complejo de subducción (subduction complex), prisma de acreción (accretionary prism), cuña de acreción (acretionary wedge) o complejo de acreción (accretionary complex). El proceso de acreción puede variar, tanto en los mecanismos que lo producen, como en los volúmenes de material que se incorpora a la placa superior, así como la velocidad o tasa de acreción (km 3 por millón de años). Así en los prismas de acreción se pueden observar, desde grandes escamas tectónicas formadas por fragmentos de la corteza oceánica, hasta rocas del basamento de la placa superior o rocas ígneas derivadas del arco instaurado en dicha placa. Especialidad: Geológica 4

5 Figura 1. Mapa tectónico circum-pacífico que muestra las zonas de subducción donde no hay acreción o hay erosión tectónica (líneas amarillas) y las zonas de subducción en las cuales se está formando el prisma de acreción (líneas rojas) (modificado de von Huene y Scholl, 1991). La morfología de la cuña tectónica depende de varios factores, por ejemplo: de la morfología del límite de la corteza de la placa superior, sin importar si esta es oceánica o continental. Cuando la corteza ha sufrido un adelgazamiento por algún proceso tectónico previo, le dará una topografía de pendiente suave y continua, así una margen pasiva podría evolucionar a una convergente, en estos casos la cuña de acreción tiende a cabalgar sobre la margen continental, permitiendo que la acreción sea superficial, inclusive permite la obducción de escamas tectónicas de la corteza oceánica subducida (Figura 2c). En cambio, si el límite de la placa superior tiene una morfología abrupta o muy vertical el prisma de acreción será angosto y el apilamiento ocurrirá hacia la corteza oceánica. En algunos casos se presenta una acreción subcortical, esto es, por debajo de la placa superior (Figura 2b). Los prismas de acreción son rasgos tectónicos significativos por varias razones: 1) Son laboratorios naturales de los procesos orogénicos y de deformación. Especialidad: Geológica 5

6 Placa superior Placa subducida Figura 2. Modelos morfotectónicos de subducción y geometría de la acreción (tomado de von Huene y Scholl, 1991). 2) Son uno de los mecanismos de crecimiento de los continentes. 3) En el caso de los complejos de subducción antiguos, delinean los paleolímites de placas y permiten reconstruir la morfología de los fragmentos litosféricos existentes en el pasado, así como su evolución paleogeográfica. 4) Permiten reconstruir las características principales de cuencas oceánicas extintas. Desde el punto de vista de la Geología Económica los prismas de acreción son importantes ya que las cuencas sedimentarias asociadas a ellos en ocasiones presentan manifestaciones de hidrocarburos. Además, algunos prismas antiguos contienen yacimientos minerales importantes. LITOLOGÍAS Y RASGOS ESTRUCTURALES Las asociaciones litológicas de los prismas de acreción pueden ser muy diversas, en la mayoría de ellos, se presentan rocas sedimentarias o sedimentos (en el caso de prismas activos) que pueden ser de cuatro tipos (Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; Busby e Ingersoll, 1995; von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013): Especialidad: Geológica 6

7 Tipo 1 Rocas sedimentarias (sedimentos) de relleno de trinchera. Por lo regular son sedimentos derivados del arco activo, contemporáneo a la zona de subducción que origina el prisma, y/o derivados de la erosión de rocas más antiguas, inclusive derivados de la erosión del basamento en el caso de arcos continentales. Estos tienen por lo regular características particulares, son principalmente sucesiones rítmicas depositadas por flujos turbidíticos u otros flujos de gravedad, contienen abundantes fragmentos volcánicos, y las areniscas son principalmente volcarenitas y presentan una procedencia de arco magmático. Pueden estar alternadas con pedernales, aunque estos son raros. La edad de depósito es muy próxima a la edad de deformación, y los zircones detríticos que contengan tendrán edades equivalentes al arco magmático asociado y muy cercanas a la edad de la formación del prisma, con zircones heredados en el caso de arcos continentales. En la mayoría de los prismas de acreción que incorporan los sedimentos de relleno de trinchera, estos no van a estar consolidados, por lo que la deformación tendrá características muy particulares, como deformación fluidiza de sedimentos no consolidados (soft-sediment deformation), volcanes de lodo, diques de arena y arcillas, (Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; von Huene y Scholl, 1991; Kusky et al., 2013). Tipo 2 Rocas sedimentarias (sedimentos) de la cobertura sedimentaria de la corteza oceánica subducida. Otro tipo de litologías común en los complejos de acreción son aquellas que se depositaron en el fondo marino, sobre la placa oceánica que está siendo subducida, estas rocas pueden variar, desde sedimentos hemipelágicos, como lutitas negras y radiolaritas, hasta calizas, si el depósito ocurrió, por ejemplo, sobre escudos volcánicos. Estas litologías pueden estar interestratificadas con volcanoclásticos, como tobas y lapilli originados por erupciones submarinas en una dorsal, estas rocas tendrán una composición básica y firmas geoquímicas tipo basaltos de dorsal oceánica (MORB). Las edades de este tipo de rocas sedimentarias son por lo general mucho más antiguas que la edad de la acreción, y sus fósiles pueden tener afinidades paleobiogeográficas muy distintas a la de los fósiles asociados a las sucesiones depositadas sobre la placa superior de la zona de subducción (Thornburg y Kulm, 1987). Especialidad: Geológica 7

8 Tipo 3 Rocas sedimentarias depositadas en la margen continental en un ambiente tectónico previo al inicio de la subducción. Ejemplos actuales de márgenes continentales indican que antes de la iniciación de la subducción, puede darse un ambiente tectónico distinto por períodos prolongados. Es común que un proceso como la subsidencia en una margen pasiva, ocasionada tanto por enfriamiento de la corteza oceánica como por el peso de los sedimentos, eventualmente de origen a la subducción, como fue el caso de las márgenes de paleo océanos como el Tetis, el Reíco o el Iapetus, este proceso forma parte del ciclo Wilson. Un ejemplo actual, pero asociado a una margen transforme es la cuenca de Santa Barbara, California, en los Estados Unidos, donde los esfuerzos asociados a la transpresión en las Sierras Transversales (Transversal Ranges) ha dado lugar a una cuenca con más de 10 km de profundidad. Por la tasa tan elevada de subsidencia y las condiciones de esfuerzos es predecible que se generará una zona de subducción a futuro (Encarnacion et al., 2001; Yuan-Bao, y Yong-Fei, 2013; Shan et al., 2013). En ambos casos, los prismas de acreción que se formaron o formarán a partir de este tipo de márgenes, tienen como características esenciales la presencia de paquetes muy gruesos, de kilómetros de espesor, de rocas sedimentarias con composición muy homogénea, derivadas de la sedimentación en la margen pasiva o transforme, y las rocas sedimentarias deformadas carecerán de fragmentos volcánicos o de rocas volcanoclásticas. En estos prismas, las edades de los zircones detríticos serán muy viejas comparadas con la edad de la deformación. Durante la acreción se generarán estructuras muy similares a la de cualquier otro orógeno, ya que la mayoría de la sucesión que participará en la deformación se encontrará ya litificada al momento de la formación del prisma. Tipo 4 Bloques caídos del antearco en forma de olistolitos. Se han reportado en prismas de acreción bloques de diversos tamaños de litologías similares a las encontradas en cuencas de antearco y arco, tales como calizas, volcanoclásticos y rocas clásticas depositadas en ambientes marinos someros. Estos se interpretan como bloques deslizados por gravedad y que son incorporados al prisma de acreción, o depositados en mini- Especialidad: Geológica 8

9 cuencas formadas sobre el mismo prisma y que son incorporadas durante la deformación progresiva del mismo prisma. Los prismas de acreción pueden contener rocas ígneas de dos tipos principalmente: Tipo 1 Rocas ígneas provenientes de la corteza oceánica que está siendo subducida. En los prismas se puede encontrar desde pequeños bloques de centímetros de diámetro, hasta grandes escamas con una estratigrafía coherente, constituidos por las litologías propias de la corteza oceánica, tales como lavas basálticas almohadilladas, basaltos masivos, gabros bandeados y peridotitas. Algunos se preservan con texturas primarias intactas, otros presentarán una intensa serpentinización o facies metamórficas de alta presión (esquistos azules) (Shervais, 2006). Tipo 2 Rocas ígneas provenientes del arco volcánico. En algunos prismas de acreción también se han encontrado bloques de lavas o piroclásticos con firmas geoquímicas de arco. Inclusive en complejos de subducción, formados en la margen de arcos continentales se han reportado bloques de granitos o de rocas metamórficas del basamento, como bloques exóticos contenidos dentro de una matriz intensamente deformada (Shervais, 2006). En cuanto a las características estructurales de los prismas de acreción, estas pueden ser de lo más diverso (figuras 3 y 4), desde un cinturón de pliegues y cabalgaduras hasta texturas de bloques con geometría de sigmoides, incluidos en una matriz intensamente tectonizada (en inglés block-in-matrix) las cuales se conocen como melánge. La matriz del melánge puede ser sedimentaria, con bloques de todas las litologías mencionadas, o serpentinítica, formada por rocas ígneas máficas que han sufrido metamorfismo y que puede incluir bloques de cualquier tipo litológico, inclusive de rocas sedimentarias (Miall, 1984; Thornburg y Kulm, 1987; von Huene y Scholl, 1991; Shervais, 2006; Kusky et al., 2013; Tsuji et al., 2013). Especialidad: Geológica 9

10 Figura 3. Litologías involucradas en la generación del prisma de acreción con base en el nivel de despegue (tomado de Thornburg y Kulm, 1987). Figura 4. Modelo de sísmica de 3D que muestra los estilos estructurales del prisma de acreción de Nankai, Japón (tomado de Moores et al., 2007). Especialidad: Geológica 10

11 3) ANTECEDENTES En el caso de México, existen pocos trabajos enfocados al estudio de prismas de acreción. La presencia de eclogitas, que son indicativas de niveles profundos de zonas de subducción, en el Complejo Acatlán fueron reportadas desde 1974 por Fernando Ortega-Gutiérrez. La identificación de tales rocas metamórficas, llevo a dicho autor a interpretar al Complejo Acatlán como el resultado de procesos de colisión continente-continente, y a relacionar el origen del complejo con la formación de Pangea al final del Paleozoico (Ortega-Gutiérrez, 1974, 1978 Meza-Figueroa et al., 2003). En la Península de Vizcaíno, Sedlock en 1988 identifica rocas metamórficas originadas en condiciones de altas presiones y bajas temperaturas (esquistos azules) y propone la existencia de una zona de subducción a lo largo de la margen occidental de la Península de Baja California durante el Cretácico. Trabajos posteriores corroboran la existencia del prisma de acreción cretácico, aunque proponen edades más antiguas para su formación ( Ma) (Baldwin and Harrison, 1992; Kimbrough et al., 2003). En 1990, Anderson y colaboradores, presentan en el Congreso de la Sección Cordillerana de la Sociedad Geológica de América, las evidencias de la probable existencia de un melánge en la región central de México, en el estado de Zacatecas (área de Pico de Teyra) y lo consideran como de edad Jurásica (?). Tiempos antes, de Cserna menciona la existencia de rocas intensamente deformadas en las cercanías de la Ciudad de Zacatecas y publica en 1970 un trabajo titulado Mesozoic Sedimentation, Magmatic Activity and Deformation in Northern Mexico, en el cual puntualiza la existencia de un evento de deformación importante al que le llamó Zacatecas Thrusting y que originó una discordancia regional entre las rocas Triásicas de Zacatecas y las unidades más jóvenes (Figura 5). Además, el mismo autor menciona que la naturaleza de las rocas deformadas de Zacatecas es similar a rocas de un ambiente de eugeosinclinal y que contrastan con las rocas Triásicas continentales (tipo miogeosinclinal) de Sonora. En el año de 1992, la autora del presente trabajo inicia los estudios de campo en el occidente de México, con el fin de determinar la estratigrafía y la evolución tectónica en la región comprendida entre Caleta de Campos, Michoacán, Zihuatanejo, Guerrero y Huetamo, Especialidad: Geológica 11

12 Michoacán, perteneciente al Terreno Guerrero, definido por Campa y Coney (1983) como un arco de islas volcánico que se desarrolló principalmente en el Cretácico. Figura 5. Mapa tectónico del centro norte de México publicado por De Cserna (1970). Península de Tamaulipas (ancestral) En una primera etapa el trabajos se enfocó a caracterizar las rocas intensamente deformadas de la región de Arteaga-Tumbiscatío (Arteaga en figura 6), posteriormente la investigación se extendió a la zona de Placeres del Oro y de Tzitzio al sur y norte de Ciudad Altamirano, Guerrero (Placeres y Tzitzio en figura 6), y a las localidades en el centro del país, principalmente en la Ciudad de Zacatecas (Fm. Zacatecas en figura 6) y las áreas de Peñón Blanco y Charcas (Figura 6). Por último, se realizó trabajo en la Península de Vizcaíno, Baja California Norte (Fm. San Hipólito en figura 6) y en Pico de Teyra, Zacatecas y Tolimán, Querétaro (Fm. Taray y C. El Chilar respectivamente en figura 6), estas dos últimas con la participación de estudiantes de maestría y doctorado. En paralelo, Oscar Talavera (2000) estudia las rocas metamórficas de Las Ollas, Guerrero, Gilberto Silva (1993) la estratigrafía de la región de Peñón Blanco, Zacatecas y Rafael Barboza y et al. (1998, 2004, 2010) las rocas clásticas pre Jurásicas de las zonas de Real de Catorce y Charcas (Figura 6). Con la integración de los resultados obtenidos en todas las áreas antes mencionadas, se llega a la conclusión de la existencia de un prisma de acreción de extensión regional, formado Especialidad: Geológica 12

13 durante el Mesozoico temprano, que es el tema central de este trabajo inédito. A continuación se describen brevemente las áreas estudiadas: Figura 6. Mapa de México que muestra la ubicación de las principales localidades del Mesozoico Inferior y del Paleozoico Superior. 4) REGIONES ESTUDIADAS Región de Arteaga-Tumbiscatío Al norte de la población de Arteaga, Michoacán, afloran ampliamente rocas volcánicas y sedimentarias con distintos grados de metamorfismo (ver figura 6 para su ubicación). Estas fueron descritas por primera vez por Gutiérrez (1975), como Esquistos Arteaga. Campa y colaboradores (1982) reportan la presencia de radiolarios de edad Triásica (Ladiniano-Cárnico) y proponen que los pedernales que los contienen corresponden a una unidad distinta a los Esquistos Arteaga descritos por Gutiérrez (1975). Posteriormente, Grajales y López (1984) describen brevemente las mismas rocas como una asociación de metapelitas, meta-areniscas, radiolaritas y lavas almohadilladas, y sugieren su probable relación con ambientes marinos profundos. El trabajo cartográfico de detalle realizado en la zona por la autora permitió llegar a la conclusión de que las rocas mencionadas por Campa Especialidad: Geológica 13

14 y colaboradores (1982) y los Esquistos Arteaga de Gutiérrez (1975), pertenecen a una misma unidad. Por otra parte en éste trabajo cartográfico se encuentra que las rocas del Mesozoico Inferior están separadas por una discordancia mayor de las rocas volcanosedimentarias de edad Cretácica que las sobreyacen. Se decidió cambiar el nombre de Esquistos Arteaga a Complejo Arteaga, debido a su diversidad litológica y a su grado de deformación y metamorfismo. Se trata de un complejo estructural según el Código Estratigráfico Norteamericano, ya que cumple con las características de contener rocas tanto sedimentarias como ígneas y metamórficas y de que los contactos entre litologías son tectónicos (Barragán et al., 2010). Aunque Gutiérrez (1975) menciona la existencia de rocas cretácicas en la zona, no define ni su estratigrafía ni su relación de contacto con el Complejo Arteaga. En la figura 7 se muestra el mapa geológico de la zona, en él se definen 3 grandes estructuras: un sinclinal entre Tumbiscatío y Las Juntas, que afecta tanto a la cobertura Cretácica como al Complejo Arteaga; un anticlinal recumbente/cabalgadura en el sur, que pone en contacto al complejo Arteaga sobre la sucesión Cretácica; y una falla de desplazamiento lateral izquierda al suroeste del área, en las proximidades de Arteaga y que afecta tanto a cuerpos intrusivos cenozoicos como a rocas mesozoicas y que produjo una banda milonítica de aproximadamente 1 km de espesor (en color rosa en el mapa de la figura 7). Las rocas del Complejo Arteaga presentan dos bandas de deformación y metamorfismo intenso (marcadas con achurado en la figura 7) y que corresponden a escamas tectónicas formadas previamente al depósito de las rocas cretácicas, en ellas se encuentran bloques y escamas de diversas litologías, y localmente alcanza facies de anfibolita. El evento de deformación y metamorfismo más importante que afectó al complejo ocurrió previamente al emplazamiento de los cuerpos graníticos Jurásicos, los cuales presentan algo de deformación frágil, y de milonitización incipiente, pero ésta última asociada a bandas de cizalla más jóvenes. A continuación se describen las litologías que forman el Complejo Arteaga. Matriz Sedimentaria: El Complejo Arteaga está constituido principalmente por rocas sedimentarias (Figura 8A), que representan aproximadamente un 60% a 70% de todo el complejo (Figura 7) y que forma la matriz en la cual se encuentran bloques y escamas de diversas Especialidad: Geológica 14

15 litologías y tamaños. La matriz sedimentaria está compuesta por una alternancia de lutitas, limolitas y areniscas, con escasos horizontes de pedernal negro y verde (Figura 8D). En las zonas donde presenta menos deformación, se distinguen estructuras primarias que corresponden a las facies de Bouma principalmente (Figura 8B), por lo que se interpretan como depósitos turbidíticos. La presencia de pedernal con radiolarios, la cantidad de pirita diseminada y materia orgánica contenida en las lutitas sugiere un ambiente de depósito reductor, de abanico submarino profundo. Figura 7. Mapa geológico de la región de Arteaga-Tumbiscatío. Las areniscas son en su totalidad cuarzoarenitas y su deformación varía de esquistos verdes a zonas con solo plegamiento y cizalla incipiente (Figura 8A y B). Otra litología, además de los pedernales, que se encuentra alternada con las turbiditas siliciclásticas es una limolita de color verde claro, que en las zonas con mayor deformación genera un esquisto de clorita (Figura 8C). El análisis de elementos traza, incluyendo las tierras raras, de dichas rocas sugiere que corresponden a tobas máficas, con firmas de basalto de dorsal oceánica (MORB), lo que sugiere probablemente la presencia de volcanismo de dorsal oceánica contemporáneo al depósito del abanico submarino siliciclástico, ubicado hacia el occidente. Especialidad: Geológica 15

16 Figura 8. A) Matriz sedimentaria formada por lutitas y areniscas (cuarzoarenita) en una zona con intensa deformación y metamorfismo a facies de esquistos verdes baja. B) La misma sucesión turbidítica en zonas con mínima deformación, en donde se observan estructuras pimarias características de facies de Bouma. C) Volcanoclásticas alternados con las turbiditas siliciclásticas y que tienen firmas geoquímicas de MORB. D) Pedernal (radiolarita) de color verde claro, en bloques o alternado con las turbiditas. Bloques y escamas tectónicas: La matriz sedimentaria contiene bloques incorporados por tectonismo, que son el resultado de una intensa cizalla y forman la textura de bloques en matriz (block.in-matrix) los límites de los bloques están tectonizados y en ellos se encuentran bloques más pequeños, todos, desde los bloques de centímetros hasta los de más de 20 metros de diámetro tienen forma de sigmoide. Los bloques son de dos tipos, los de litologías autóctonas, esto es que están constituidos por las mismas areniscas, lutitas, volcaniclásticos y pedernales que forman la matriz, y los bloques de litologías alóctonas, estos son aquellos que no se observan con una relación deposicional primaria. Los bloques alóctonos están formados por gabros y plagiogranitos, basaltos almohadillados, basaltos masivos, calizas con pedernal y pedernal (Figura 9). En las porciones noreste y noroeste del mapa Especialidad: Geológica 16

17 geológico de la región de Tumbiscatío (Figura 7) se cartografiaron cuerpos tabulares continuos, de extensión regional, formados por basaltos almohadillados, derrames masivos y diques, que constituyen cuerpos coherentes en forma de cabalgaduras o escamas tectónicas de varios kilómetros de longitud, cuyas bases presentan la deformación más intensa (achurado en mapa). Este tipo de cuerpos pueden presentarse en prismas de acreción como el resultado de las cabalgaduras y su consecutivo desmembramiento conforme avanza la deformación. Figura 9. Litologías principales de los bloques alóctonos: A) caliza con pedernal; B) basaltos almohadillados. C) gabro bandeado. Estructura: Como se mencionó anteriormente la deformación del Complejo Arteaga es muy variable, desde escamas tectónicas con una estratigrafía coherente hasta zonas de melánge con bloques de centímetros de diámetro. El estilo estructural observado tiene las variaciones propuestas en la clasificación de estructuras de cizalla en bloques y matriz propuesta por Raymond en 1984 (Figura 10). Además, el complejo Arteaga presenta localmente una sobreposición de por lo menos otras 2 fases de deformación, una de ellas es en forma de bandas miloníticas (región de Las Juntas), y en otras como pliegues que afectan las rocas cizalladas donde se observa la lineación plegada (Figura 11 A y B). Esta última coincide con la vergencia de las estructuras que afectan las rocas cretácicas depositadas discordantemente sobre el complejo (Figura 11). La primera fase de deformación presenta localmente metamorfismo a facies de esquisto Especialidad: Geológica 17

18 verde, con segregaciones de cuarzo (figura 11C) y en la región de Las Juntas llega a facies de anfibolita. Hay que resaltar que el Complejo Artega registra, además de la deformación asociada a la acreción, por lo menos otros dos eventos de deformación regional, que originaron foliaciones y lineaciones plegadas y pligues replegados. De estas, por lo menos una coincide con la deformación que presentan las rocas cretácicas que lo sobreyacen. Figura 10. Grados de cizallamiento que pueden presentar las rocas deformadas en zonas de subducción, el esquema A corresponde a la cubierta sedimentaria de la corteza oceánica, que incluye pedernal y depósitos hemipelágicos, el esquema inferior (B), corresponde a la porción ígnea de la corteza oceánica, que produce melánge con matriz serpentinítica y bloques de basaltos almohadillados, gabros, etc. En algunos casos, como el del Complejo Arteaga, se mezclaron las litologías y en las rocas de los niveles sedimentarios se presentan bloques de la parte inferior (B), magmática. Especialidad: Geológica 18

19 Figura 11. Diferentes grados de deformación del Complejo Arteaga. A) Foliación plegada con desarrollo de crucero de plano axial, que forma un anticlinal recumbente cuya vergencia coincide con la vergencia de las estructuras registradas en las capas Cretácica. B) Foliación plegada y re plegada, que origina que la lineación asociada a la cizalla de D1 se curve (señalada con el lápiz), los pliegues se encuentran replegados por pliegues chevron recostados. C) foliación y secregaciones de cuarzo en la zona con facies de esquisto verde, cortadas por una cizalla frágil subvertical. D) textura de melánge, con sigmoides a escala de centímetros, formados por estratos de arenisca en una matriz lutíticoarenosa, correspondientes a la primera deformación D1. Edad del Complejo Arteaga: No se han encontrado macrofósiles en el complejo, solamente algunos radiolarios y foraminíferos mal preservados. Se sabe que la edad del depósito no puede ser más antigua que el Triásico Temprano (Olenekiano) porque los zircones detríticos más jóvenes, contenidos en las areniscas de la matriz sedimentaria tienen edades mínimas de 243 Ma. Por otra parte, la edad de los radiolarios reportados por Campa et al. (1982), es del Ladiniano- Cárnico, que es muy probablemente la edad del depósito. El fechamiento por U/Pb del uno de los bloques de gabro que aflora en la parte noroeste del área (Las Juntas, mapa en figura 7 y diagrama de Especialidad: Geológica 19

20 concordia en figura 12) dio una edad de 180 Ma, con una mala precisión, por lo que no puede considerarse como la edad de cristalización. Por otra parte, la edad de las rocas intrusivas más antiguas que cortan al complejo ya deformado tienen una edad Jurásico Medio 163 Ma (Granito Macias en la misma zona, figura 12). Figura 12. Geocronología del Gabro Las Juntas, que forma un bloque dentro del Complejo Arteaga y del Granito Macías, cuerpo que corta al complejo ya deformado. Con esta información se propone una edad del Triásico Medio- Tardío para el depósito de la matriz sedimentaria del complejo, y una edad del Jurásico Temprano para su deformación y metamorfismo. Geoquímica de las rocas magmáticas: La afinidad petrotectónica de las rocas ígneas contenidas en el Complejo Artega es fundamental para la caracterización del ambiente tectónico. La diversidad litológica y la estructura de bloques-en-matriz, en sí ya sugieren un ambiente de deformación en una zona de subducción, sin embargo, melánge tectónicos han sido identificados en algunas zonas con fuerte cizalla por transcurrencia, por esta razón se llevó a cabo el análisis geoquímico e isotópico de las rocas ígneas. Tanto los gabros como los basaltos almohadillados y los volcanoclásticos intercalados con la matriz sedimentaria tiene firmas geoquímicas de magmas primitivos, con Especialidad: Geológica 20

21 valores de Nd(220) de +11 a +7.4 que son típicos de magmas basálticos de dorsal oceánica. Las concentraciones de elementos traza y tierras raras también son similares a aquellas obtenidas en dorsales oceánicas actuales (Figura 13). Estos resultados corroboran las interpretaciones realizadas con base en el trabajo de campo. Figura 13. Diagramas petrotectónicos de Th/Ta/Yb y de V vs Ti en los cuales se representan los valores obtenidos de los análisis de roca total de los bloques de gabro (círculos), de basaltos almohadillados (cuadrados) y de los volcaniclásticos (triángulos) los cuales caen en el campo de basaltos de piso oceánico. Cubierta Cretácica: El Complejo Arteaga ya deformado y metamorfizado, fue intrusionado por cuerpos graníticos con edades de 163 a 153 Ma (Jurásico Superior). Posterior a la intrusión ocurrió un evento de exhumación del complejo y los cuerpos intrusivos, ya que sobre ambos descansa de manera discordante la cubierta volcanosedimentaria del Cretácico (Figura 14). La columna estratigráfica cretácica de la región de Arteaga-Tumbiscatío está formada, de la base a la cima por: la Formación Agua de los Indios, constituida por Conglomerados, lutitas y areniscas formadas de clastos volcánicos y derivados de la erosión del Complejo Arteaga, intercalados con tobas y algunos derrames, depositados en un ambiente transicional y que contiene gasterópodos fósiles del Aptiano tardío. La Formación Pinzán, formada de derrames andesíticos a dacíticos, volcaniclasticos y algunos parches calcáreos, depositada principalmente en ambientes marinos. La Formación Resumidero constituida por calizas que contiene abundantes restos de rudistas. Por último la Formación Playitas conformada por una alternancia de volcaniclásticos y derrames depositados en ambientes marinos a transicionales, con mayor abundancia de clastos volcánicos, Especialidad: Geológica 21

22 con respecto a la Formación Agua de los Indios. Esta última contiene zircones detríticos de edad Albiana principalmente (106 Ma) (Centeno- García et al., 2011). Todas estas rocas fueron deformadas previo al depósito de una sucesión volcano-sedimentaria del Cretácico Tardío (Centeno-García et al., 2011). Figura 14. Fotografía y su interpretación de la discordancia que separa al Complejo Arteaga del conglomerado basal cretácico de la Formación Agua de los Indios. Región de Zacatecas En las afueras de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo del Ahogado, Burckhardt y Scalia (1906) colectaron fauna de invertebrados que sugiere la presencia de rocas Triásicas en la región. Con el fin de determinar si existía alguna correlación con las rocas aflorantes en la zona de Arteaga-Tumbiscatío, la autora del presente trabajo realizó cartografía a detalle y muestreo en la zona. Estas rocas fueron descritas por Burckhardt y Scalia (1906) como Formación Zacatecas (ver mapa de la figura 6 para su ubicación), y también se encuentran Especialidad: Geológica 22

23 intensamente deformadas y metamorfizadas, con texturas estructurales de bloques en matriz, muy similares a las estructuras observadas en el Complejo Arteaga. El afloramiento es muy pequeño, por lo que no se tiene una muestra clara de la composición de esta unidad, sin embargo, en lo observado, contiene bloques de basaltos almohadillados (Figura 15). Se llevó a cabo el análisis geoquímico de dichas rocas y se determinó que presentan la misma composición que los basaltos de dorsal oceánica (firmas MORB), obtenida de los bloques caracterizados en el Complejo Arteaga. Además, las características sedimentológicas y composicionales de la matriz (ver discusión sobre procedencia más adelante) son idénticas a las observadas en el Complejo Arteaga, por lo que se interpretan como parte del prisma de acreción (Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005). La Formación Zacatecas contiene fauna fósil del Cárnico-Nórico (Burckhardt y Scalia, 1906), que traslapa con la edad de los radiolarios presentes en el Complejo Arteaga (Ladiniano-Cárnico). Las rocas de la Formación Zacatecas son sobreyacidas, en contacto tectónico, por rocas riolitas, dacitas y calizas de la Formación El Ahogado de edad desconocida (Figura 15), las cuales a su vez se encuentran sobreyacidas, en contacto tectónico, por las rocas Cretácicas de la Formación La Borda, constituida por lavas almohadilladas y derrames andesíticos intercalados con turbiditas volcanoclásticas y que contienen zircones detríticos con edades U/Pb del Cretácico Temprano (132 Ma) y microfósiles del Aptiano (Yta et al., 2003; Escalona-Alcázar et al., 2009). Complejo de Las Ollas, Zihuatanejo En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al poblado de Las Ollas (Figura 6). El Complejo Las Ollas está formado por una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario, formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000). Especialidad: Geológica 23

24 Figura 15. Columna estratigráfica y mapa esquemáticos de la región al este de la Ciudad de Zacatecas, en el Arroyo el Ahogado, y patrones de tierras raras de las rocas ígneas extrusivas contenidas en las tres unidades litoestratigráficas identificadas. Complejo de Las Ollas, Zihuatanejo En la región de la costa al norte de la Ciudad de Zihuatanejo hay una serie de afloramientos de rocas intensamente deformadas que subyacen a la sucesión volcano-sedimentaria marina del Cretácico. Uno de los principales afloramientos se encuentra a lo largo del río junto al poblado de Las Ollas (Figura 6). El Complejo Las Ollas está formado por una serie de escamas tectónicas que alternan el melánge sedimentario, formado por una matriz de lutitas y areniscas (cuarzoarenitas) con bloques de rocas ígneas básicas, con el melánge ígneo con matriz de serpentina y bloques de rocas ígneas (Talavera-Mendoza, 2000). Los bloques están formados por basaltos provenientes de los niveles superiores de la corteza oceánica, pero también contiene bloques de rocas provenientes de niveles inferiores, como gabros bandeados, dunitas werlitas y lerzolitas. La composición química de la mayoría de los bloques corresponde a rocas originadas en la corteza oceánica (firmas MORB), y es el único afloramiento que presenta bloques con facies de esquistos azules Especialidad: Geológica 24

25 (Talavera-Mendoza, 2000). La edad del complejo se desconoce, pero por su afinidad geoquímica se considera correlacionable con el Complejo Arteaga y se interpreta como los niveles más profundos de dicho complejo. Región de Pico de Teyra (Formación Taray) Con el objetivo de determinar si existían más afloramientos en el centro de México de rocas del Mesozoico Temprano, similares a las descritas en Arteaga-Tumbiscatío y en la periferia de la Ciudad de Zacatecas, la autora realizó visitas a las áreas de Pico de Teyra en el norte del Estado de Zacatecas y de Peñón Blanco, Charcas y Real de Catorce en el Estado de San Luis Potosí. Con base en el reporte realizado por Anderson y colaboradores (1990), se inició el trabajo de campo en la región de Pico de Teyra, con la hipótesis de que pudieran representar la continuación de las rocas cartografiadas en Zacatecas y Michoacán. En el marco de éste proyecto, realizó su tesis de maestría el Geol. Ciro Díaz Salgado (2004), quien confirmó la presencia de una estructura de bloques-en-matriz (block in matrix). En Pico de Teyra las rocas del Mesozoico Inferior recibe el nombre de Formación Taray, la cual fue descrita por primera vez por Córdoba-Méndez, (1964), quien la consideró como una secuencia orogénica geosinclinal. Del trabajo realizado se desprende que dicha formación está constituida por turbiditas (lutitas y areniscas) ricas en cuarzo, que forman la matriz de un melange tectónico que contiene bloques de basaltos almohadillados serpentina, pedernal y calizas (Figura 16), todos deformados y localmente con metamorfismo en facies de esquistos verdes (Díaz- Salgado et al., 2003; Díaz-Salgado, 2004, Anderson et al., 2005). Los bloques tienen forma sigmoidal (figura 16B) y varían en tamaño de centímetros a más de 500 metros de diámetro (bloque conocido como Cerro el Pedernal). La composición de las rocas basálticas, que se muestra en los diagramas de tierras raras y de Ti vs V de la figura 17, muestran que son basaltos oceánicos con dos afinidades, los basaltos con patrones planos a ligeramente enriquecidos en tierras raras ligeras (Figura 17a y b), sugieren un origen de dorsal oceánica (MORB), sin embargo, también se identificaron basaltos muy enriquecidos en tierras raras ligeras (Figura 17c), que corresponden a firmas típicas de basaltos de isla oceánica o de punto caliente (OIB), ambos conjuntos de Especialidad: Geológica 25

26 muestras caen en el campo de basaltos oceánicos en el diagrama de Shervais (1982) (figura 17d). La composición y afinidad petrotectónica de los bloques de rocas ígneas que contiene y la naturaleza de su deformación en bloques en matriz (Figura 18), originada por una intensa cizalla, indican que estas rocas se formaron en una zona de subducción, como un prisma de acreción (Díaz-Salgado, 2003; Anderson et al., 2005). La edad de la Formación Taray no ha sido bien determinada, los fechamientos de zircones detríticos la presencia de calizas con abundantes crinoideos y el reporte de conodontos en los bloques exóticos sugieren un depósito entre el Pérmico y el Triásico Tardío (Díaz-Salgado, 2003; Silva-Romo et al., 2000). Figura 16. A) Mapa Geológico de la Región de Pico de Teyra (tomado de Díaz Salgado, 2004). B) Acercamiento del mismo mapa donde se observan los bloques de distintas dimensiones. Especialidad: Geológica 26

27 MORB OIB Figura 17. a b y c) tierras raras ligeras normalizadas a condrita, las firmas son de basalto de dorsal oceánica (MORB) y de basalto de islas oceánicas (OIB). d) Diagrama de V vs Ti. Figura 18. A) Bloques de caliza y serpentina en una matriz sedimentaria. B) Contacto entre las formaciones Taray y Nazas. C) textura de bloques en matriz, con un sigmoide de arenisca. Especialidad: Geológica 27

28 La composición, procedencia y aparentemente también la edad del depósito de la matriz sedimentaria de la Formaciones Taray y Zacatecas son muy parecidas entre sí, por lo que se propone considerarlas como una misma unidad litoestratigráfica (Silva-Romo et al., 2000), aunque se han descrito como dos formaciones distintas desde tiempos históricos. Cabe resaltar que la Formación Taray tiene una mayor diversidad en la composición de los bloques exóticos que contiene, con respecto a la Formación Zacatecas, pero esto último también puede deberse a la diferencia en el tamaño de los afloramientos. En la zona de Pico de Teyra las rocas continentales volcanosedimentarias cubren discordantemente a la Formación Taray (Díaz- Salgado, 2004). Estas mismas rocas continúan al norte y afloran extensivamente en Caopas. La sucesión ha sido dividida en tres unidades, las Formaciones Caopas, Rodeo y Nazas (Córdoba-Méndez, 1964; López-Infanzón, 1986; Jones et al., 1995). La Formación Caopas está constituida por intrusiones porfídicas con una edad U-Pb de 158 Ma (Jones et al., 1995). Las formaciones Rodeo y Nazas están formadas por una alternancia de flujos de lava y diques andesíticos a riolíticos, alternados con depósitos piroclásticos y depósitos clásticos fluviales, principalmente areniscas y conglomerados (Jones et al., 1995, Díaz- Salgado, 2004). Hay el reporte de una edad K-Ar de la Formación Rodeo, de 183 Ma (López-Infanzón, 1986). Por lo que la edad de deformación de la Formación Taray es previa al Jurásico Medio y tal vez al Pliensbaquiano (Jurásico Inferior). Región de Tolimán En la región de Tolimán, al oriente de Peña de Bernal, en el Estado de Querétaro aflora una sucesión de turbiditas siliciclásticas intensamente deformadas, que fueron agrupadas por Carrillo-Martínez (2000), junto con rocas volcánicas como Formación San Juan de La Rosa. Sin embargo, el trabajo cartográfico detallado mostró que son dos unidades separadas por una discordancia angular (Figura 19). La distinción fue realizada anteriormente por López Ramos (1985) quien denominó a las rocas deformadas, en la zona norte de Tolimán, como Formación El Chilar. Por su deformación distintiva, y con base en el Código Estratigráfico Norteaméricano, se le cambió el nombre a Complejo El Chilar (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006). Al igual que Especialidad: Geológica 28

29 las unidades previamente descritas, este complejo está constituido por turbiditas siliciclásticas cuya deformación varía desde zonas intensamente deformadas, con una textura de bloques en matriz, y con facies de esquistos verdes, hasta zonas donde la estratificación y estructuras primarias se encuentran bien preservadas. En las zonas intensamente deformadas, se presentan bloques de las mismas turbiditas, que forman sigmoides de tamaños que van de centímetros a decenas de metros (Figura 20). Hasta la fecha solo se ha identificado un bloque exótico, constituido por pedernal (radiolarita) y diques de microgabro, el cual sufrió fragmentación por la intensa cizalla y que forma un conjunto de bloques muy cercanos uno al otro, el mayor de más de 100 metros de diámetro (Figura 20). La composición geoquímica de los diques de microgabro es similar a la de los gabros de corteza oceánica, con lo que se plantea que Complejo El Chilar corresponda a la continuación hacia el sur del prisma de subducción identificado en la Mesa Central (Dávila-Alcocer et al., 2013). Figura 19. Mapa geológico de la región de Tolimán, Querétaro, en el cual se muestra la separación del Complejo EL Chilar, de la Formación San Juan de la Rosa (tomado de Dávila-Alcocer et al., 2009). Especialidad: Geológica 29

30 Figura 20. A) Fotografía del bloque exótico (delineado en rojo) de pedernal con diques de microgabro, de forma sigmoidal y rodeado de la matriz sedimentaria. B) Mapa de detalle de la zona con bloques de pedernal con diques de microgabro en la población de El Terrero (ver ubicación en figura 19). C) bloque tectónico de litología autóctona (arenisca), en forma de sigmoide y rodeado de una matriz lutitíca. D) Una de las zonas con mayor deformación con textura de bloques en matriz, con una matriz sedimentaria, los bloques son de areniscas y pedernal negro (al centro), y localmente presenta facies de esquistos verdes. Se desconoce la edad del Complejo EL Chilar, por la composición de las turbiditas siliciclásticas y por su posición estratigráfica se infiere que probablemente corresponde al Mesozoico Inferior, ya que está cubierto discordantemente por las rocas volcano-sedimentarias de la Formación San Juan de la Rosa de edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior (Dávila-Alcocer y Centeno-García, 2006; Dávila-Alcocer et al., 2009, 2013). Las rocas de la Formación San Juan de la Rosa están a su vez cubiertas de manera transicional por calizas de la Formación Peña Especialidad: Geológica 30

31 Azul que a su vez cambia a la cubierta calcárea del Cretácico (formaciones Tamaulipas y El Doctor) que caracteriza la plataforma El Doctor y cuencas aledañas. Regiones de Peñón Blanco, Charcas y Real de Catorce Rocas de edad aparentemente Triásica también están expuestas en altos estructurales de Peñón Blanco, Charcas y Sierra de Catorce, en el Estado de San Luis Potosí (Figura 6) (Labarthe et. al.; 1982; Silva- Romo, 1993; Tristán-Gonzalez and Torres-Hernández; 1994; Centeno- García and Silva-Romo, 1997; Centeno-García, 2005; Barboza-Gudiño et al., 1998, 2010; Bartollini et al., 2002). En estas localidades las rocas están constituidas por una sucesión sedimentaria muy gruesa, cuyo espesor original se desconoce, ya que se encuentra fuertemente plegada y cizallada. No obstante, un pozo exploratorio de PEMEX perforó hasta 4,640 metros de esta unidad sin atravesarla totalmente (López- Infanzón, 1986). Estas rocas han sido descritas como Formación Zacatecas, sin embargo no contienen bloques exóticos ni la deformación llega a ser tan intensa como para formar una textura de bloques en matriz, por lo que la autora de este trabajo, junto con otros autores preferimos separar las rocas de estos afloramientos con el nombre de Formación La Ballena (Silva-Romo, 1993; Centeno-García and Silva- Romo, 1997; Silva-Romo et al., 2000; Centeno-García, 2005). La localidad tipo de la Formación La Ballena se encuentra al occidente de la ranchería del mismo nombre, al norte de Villa Hidalgo, Zacatecas. La sucesión consiste casi exclusivamente de depósitos turbidíticos, formados por una alternancia de lutitas, limolitas y areniscas ricas en granos de cuarzo, y constituyen un depósito típico de abanico submarino, con escasos estratos de conglomerado, los cuales están constituidos por clastos de cuarzo y pedernal, y también escasos clastos volcánicos félsicos y graníticos. Estas rocas contienen amonitas y bivalvos del Triásico Tardío (Cárnico) similares a los reportados en los afloramientos de la Formación Zacatecas en la ciudad del mismo nombre (Cantú-Chapa, 1969; Silva-Romo, 1987; Silva Romo et al., 2000; Bartolini et al., 2002). En la zona de Sierra de Catorce las turbiditas previamente deformadas de la Formación La Ballena, están cubiertas discordantemente por rocas depositadas en un ambiente fluvial correspondientes a la Formación Cerro El Mazo (Barboza-Gudiño et al., Especialidad: Geológica 31

32 2004; Venegas-Rodríguez et al., 2009). Está unidad cambia transicionalmente a la sucesión volcanoclástica de la Formación Nazas(?), compuestas por una alternancia de tobas y flujos de lava de composición riolítica a andesítica, con paquetes de conglomerados y areniscas de color rojo, estas rocas están cortadas por un dique cuyo fechamiento radiométrico arrojó una edad de Ma (Barboza- Gudiño et al., 2004) lo cual indica que el tiempo del depósito fue pre- Bajociano. Las unidades anteriores están cubiertas discordantemente (discordancia angular) por la Formación La Joya (Barboza-Gudiño et al., 2004), una secuencia transgresiva de conglomerados, areniscas, limolitas y lutitas que pasa de grueso a fino y de continental a transicional marino hacia la cima, donde alterna con calizas de estratos delgados. Afloramientos de capas rojas en la misma posición estratigráfica, hacia el sur en la Sierra de Catorce, contienen zircones detríticos cuyas edades radiométricas definen un grupo importante a los 159 Ma (Venegas-Rodríguez et al., 2009). Lo que sugiere una edad máxima de depósito del Caloviano-Oxfordiano, correlacionable en parte con las calizas de la Formación Zuloaga que la cubren (Oxfordiano-Kimmeridgiano, Barboza-Gudiño et al., 2004). En las regiones de Charcas y Peñón Blanco se presentan capas rojas similares, que sobreyacen en contacto discordante a las rocas triásicas de la Formación La Ballena y que están a su vez cubiertas por las calizas del Jurásico Medio-Superior (Silva-Romo et al., 2000). 4) COMPOSICIÓN, PROCEDENCIA Y PALEOGEOGRAFÍA: DEFINICIÓN DEL ABANICO SUBMARINO POTOSÍ Una vez recopilada la información de todas estas localidades que presentan rocas intensamente deformadas, cuya composición de los bloques tectónicos y características estructurales sugieren que se originaron en la zona de subducción, la pregunta que se planteó fue: éstas localidades, aisladas entre sí por kilómetros y distribuidas desde la parte norte del estado de Zacatecas, hasta las costas de Michoacán y Guerrero,conformaron originalmente un solo prisma de acreción?. Debido a la falta de continuidad de los afloramientos es difícil tener la seguridad de dicha continuidad. Sin embargo, hay una evidencia en particular que apoya fuertemente dicha correlación y es la Especialidad: Geológica 32