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INTRODUCCIÓN
El Complejo Ígneo La Tesorera (CIT) se localiza al oriente de la ciudad de Zacatecas en el límite con el estado de San Luis Potosí. Cubre un área aproximada de 120 km2, se ubica en el extremo poniente de la provincia Fisiográfica de la Mesa Central, que se caracteriza por ser una región con gran potencial minero, asociado a los eventos volcánicos y tectónicos del Paleógeno (Figura 1). El CIT también forma parte de la porción sur-oriental de la provincia volcánica de la Sierra Madre Occidental (SMO), donde predominan ignimbritas voluminosas (McDowell y Clabaugh, 1979), mientras que en la Mesa Central (MC) sobresalen campos volcánicos formados principalmente por domos de lava y depósitos piroclásticos de menor volumen con respecto a las lavas, que ocurrieron en un intervalo de tiempo de ~45-23 Ma (Labarthe-Hernández et al., 1982; Henry y Aranda-Gómez, 1992; Ferrari et al., 2002; Aguirre-Díaz y Labarthe-Hernández 2003; Tristán-González et al., 2005; Tristán-González, 2008; Aguillón-Robles et al., 2009; López-García, 2010; Tristán-González et al., 2012), que constituyó un episodio tectono-magmático ocurrido durante el Paleógeno asociado a la subducción de la Placa Farallón debajo de la placa de Norteamérica (Ferrari et al., 2005; Ferrari et al., 2007; Bryan et al., 2008; Bryan y Ferrari, 2013). Esta fase de extensión cortical que originó la provincia de Cuencas y Sierras de México estuvo acompañada de eventos magmáticos y mineralizantes importantes, sobre todo durante el Oligoceno. En la porción sur-oriental de la provincia de la SMO se distinguen varios campos volcánicos que se desarrollaron primordialmente en la porción suroriental de la Mesa Central, cuyo vulcanismo fue principalmente constituido por domos de composición riolítica, como los campos de San Luis Potosí, Guanajuato y Río Santa María (Labarthe-Hernández et al., 1982; Labarthe-Hernández et al., 1989; Martínez-Reyes, 1992; Aguillón-Robles et al., 2009).
Figura 1 Mapa de localización del Complejo Ígneo La Tesorera. a) Límite de terrenos propuesto por Campa y Coney (1983). b) Esquema de las provincias fisiográficas dentro del área de estudio.
En la porción oriental del estado de Zacatecas sobresale el CIT, que se caracteriza por la presencia de un cuerpo plutónico de granodiorita, dentro del cual se emplazó un complejo de diques y, en algunos de sus tramos, se emplazaron domos de lava. En el CIT, además del sistema de diques y domos, se dieron otros eventos volcánicos en forma de lavas y flujos piroclásticos de composición riolítica, localizados esencialmente en la margen poniente de la Granodiorita Tesorera. Las rocas volcánicas del CIT son semejantes en composición y edad a la secuencia volcánica félsica basal del Eoceno medio que aflora en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas (riolita La Bufa, K-Ar, roca entera, 40.5 ± 0.9 Ma; Tristán-González et al., 2012; Aguillón-Robles et al., 2009) y con las rocas volcánicas del Complejo Volcánico de Charcas, S.L.P. (Tristán-González, 2008; López-García, 2010). En la mayoría de los campos volcánicos del Paleógeno de la porción meridional de la Mesa Central donde se emplazaron domos, no es posible observar los conductos alimentadores, por lo que el área del CIT reviste una vital importancia debido a que aquí sí es posible apreciar los diques alimentadores de los domos y, por lo tanto, es factible estudiar la forma de emplazamiento en la región. Esta zona tiene una historia minera sobresaliente, principalmente relacionada con la Granodiorita Tesorera.
MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
El CIT se localiza sobre la porción oriental del terreno Guerrero (TG) muy cerca del límite de los afloramientos occidentales del terreno Sierra Madre (TSM; Campa y Coney, 1983; Figura 1); fisiográficamente se ubica en la parte centro-occidental de la MC (Raisz, 1959; Nieto-Samaniego et al., 2005) y al sur-oriente de la Provincia Volcánica de la SMO (Ferrari et al., 2005). El extremo oriental del TG, carece de un basamento cristalino pre-Mesozoico, infiriéndose que se encuentra ensamblado tectónicamente sobre el TSM (Centeno-García y Silva-Romo, 1997), descansando sobre un basamento precámbrico que aparentemente fue acrecionado a Norteamérica en el Paleozoico tardío por la colisión entre Norte y Sudamérica durante la formación de Pangea (Yañez et al., 1991; Stewart et al., 1993).
El TSM se caracteriza por la presencia de rocas siliciclásticas del Triásico Tardío, rocas volcánicas y volcanoclásticas del Jurásico Medio y caliza-arenisca-lutita del Cretácico. Estas unidades afloran principalmente en las áreas de Peñón Blanco y Charcas hacia la parte sureste y noreste respectivamente del área de estudio y están representadas por las formaciones Zacatecas, Nazas, Zuloaga, La Caja, Taraises, Tamaulipas, Indidura y Caracol (Silva-Romo et al., 2000; Tristán-González y Torres-Hernández, 1994; Barboza-Gudiño et al., 2010).
El TG está caracterizado por vulcanismo submarino y formado a la vez por cinco terrenos, que registran un vasto y complejo proceso relacionado a subducción influenciado por translación con fallamiento. Los cinco terrenos en cuestión son Teloloapan, Guanajuato, Arcelia, Tahue y Zihuatanejo, en este último se encuentra el área de estudio. El terreno Zihuatanejo fue formado por ensambles de sedimentos pelágicos depositados sobre un piso oceánico y acrecionados hacia el fin del Triásico y en el Jurásico Temprano (complejo de subducción), los cuales están sobreyacidos discordantemente por ensambles de rocas vulcanosedimentarias relacionadas a un arco marino del Jurásico Tardío-Cretácico (Centeno-García et al., 2008). Las unidades referidas están representadas por las Formaciones Zacatecas y La Borda respectivamente, esta última también nombrada como Roca Verde, Unidad Vulcanosedimentaria o Complejo Vulcanosedimentario Las Pilas (Burckhardt, 1906; Pérez-Martínez et al., 1961; McGehee, 1976; Yta, 1992; Caballero-Martínez et al., 1999; Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Escalona-Alcázar et al., 2009; Tristán-González et al., 2012). Estas rocas vulcanosedimentarias también se han correlacionado con la Formación Chilitos del área de Fresnillo (Cserna, 1976); y con las que afloran en el arroyo El Gallinero en el Saucito, Zacatecas, formadas por basaltos en almohadilla interestratificados con depósitos siliciclástos (Yta, 1992).
Durante el Cenozoico se dieron episodios magmáticos y tectónicos que originaron la SMO (Ferrari et al., 2005; Bryan et al., 2008; Bryan y Ferrari, 2013). Al occidente del CIT, en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas y en el hombro oriental del graben de Aguascalientes, se emplazaron lavas que formaron domos de composición félsica (riolita La Bufa en Zacatecas) durante el Eoceno medio, parcialmente cubiertos por depósitos piroclásticos y volcaniclásticos del Oligoceno (Tristán-González, 2008; Tristán-González et al., 2012). En la porción sur y suroriental de la MC se localizan varios campos volcánicos, donde sobresalen el de San Luis Potosí, Guanajuato, Río Santa María y Charcas (Labarthe-Hernández et al., 1982; Aranda-Gómez et al., 2005; Rodríguez-Ríos et al., 2007; Aguillón-Robles et al., 2009; Tristán-González et al., 2009a; López-García, 2010; Aguillón-Robles et al., 2012) que están formados por paquetes gruesos de rocas volcánicas félsicas y cuya actividad se inició durante el Eoceno medio. Los primeros pulsos volcánicos en estos campos se iniciaron con un vulcanismo andesítico (45-40 Ma), continuando en el Oligoceno con un vulcanismo voluminoso de lavas y flujos piroclásticos de composición félsica extravasados entre los 32 y 25 Ma, en ocasiones intercalados con lavas de composición básica (Tristán-González et al., 2009a; Rodríguez-Ríos y Torres-Aguilera, 2009; Aguillón-Robles et al., 2014).
GEOLOGÍA LOCAL
Estratigrafía
La columna estratigráfica del área de estudio comprende rocas sedimentarias y vulcanosedimentarias del Mesozoico, un evento plutónico del Cretácico Tardío y un evento volcánico del Eoceno, que se inició con la emisión de una lava de composición dacítica que formó un domo en la parte central de la Granodiorita Tesorera. Posterior a la dacita le siguieron efusiones de lavas félsicas inyectadas a través de un complejo de diques en la parte central y en la periferia de la Granodiorita Tesorera, llegando a desarrollar en algunos tramos de su traza domos endógenos de diferentes dimensiones. Después de la salida de las lavas félsicas, se llevaron a cabo otros tres eventos, uno efusivo riolítico y dos de flujos piroclásticos (Figuras 2 y 3).
Figura 2 Columna estratigráfica esquematizada que muestra las principales unidades geológicas del Complejo Ígneo La Tesorera. Las edades isotópicas fueron obtenidas por el método K-Ar en roca entera para las unidades Trc, Trl y Tdg; para la Kgt se usó el mismo método que en biotita, obtenido para este trabajo (Franzetti, 2009).
Figura 3 Mapa geológico del Complejo Ígneo La Tesorera. El área se localiza en el cuadrante 13Q; coordenadas UTM, WGS84.
Secuencia mesozoica
La secuencia mesozoica sobre la cual descansan las rocas volcánicas del CIT, está constituida por la Unidad Vulcanosedimentaria (roca Verde), la cual ha sido objeto de numerosos estudios. Originalmente fue descrita por Burckhardt (1906) y Burckhardt y Scalia (1906), quienes las reconocieron en el área del Arroyo Calavera o Pimienta al poniente de la ciudad de Zacatecas. Cserna (1976) estudió rocas semejantes en las inmediaciones de la Mina de Fresnillo, Zacatecas y las nombró como Formación Chilitos describiéndolas como un conjunto de lavas almohadilladas y brechas de color verde. Yta (1992) nombró a esta unidad como Unidad Vulcanosedimentaria, constituida por lavas básicas almohadilladas, intercaladas con calizas micríticas con nódulos de pedernal y radiolaritas. Escalona-Alcázar et al. (2009) utilizaron el nombre de Complejo Vulcanosedimentario Las Pilas.
En el sector oriental del CIT aflora una sucesión vulcanosedimentaria que se encuentra expuesta en el poblado del Saucito, sobre el lecho del arroyo El Gallinero (Figura 3), con su mejor exposición debajo del puente de la carretera La Tesorera-Noria del Cerro (Yta et al., 1990). Esta unidad se compone de una secuencia de horizontes de lava de composición basáltica a andesítica de color verde a gris verdoso, de estructura masiva a almohadillada, con textura de vesículas y/o amígdalas rellenas de arcilla o cuarzo; con intercalación de capas de lutita, caliza y radiolarita de estratificación delgada a media. Dicha secuencia presenta un metamorfismo de bajo grado con alteraciones de clorita y epidota. En esta área fue fechada con radiolarios como del Valanginiano-Hauteriviano (Yta et al., 1990). Esta unidad puede ser correlacionada con la Formación Chilitos del área de Fresnillo, en donde Cserna (1976) le asignó una edad del Triásico Tardío. En el área es sólo una ventana aislada entre gravas y aluviones, por lo que no se aprecian sus relaciones estratigráficas. Centeno-García y Silva-Romo (1997), sugirieron que el depósito de las rocas del terreno Guerrero ocurrió en aguas profundas, en un escenario de intra-arco o cuenca tras-arco (back arc). Escalona-Alcázar et al. (2014) proponen que la secuencia del Campo Volcánico de Zacatecas pertenece a un arco primitivo, asociado a la parte norte del terreno Guerrero.
En gran parte del área de estudio y en la periferia de la Granodiorita Tesorera, aflora una secuencia calcárea correspondiente a la Formación Cerro Gordo, la cual es muy semejante litológicamente a las rocas calcáreas que afloran en la región de Fresnillo Zacatecas, en la cima del Cerro Gordo al norte del libramiento de la carretera a DurangoTorreón y que Cserna (1976) nombró como caliza Cerro Gordo. Tristán-González et al. (1994) identificaron secuencias calcáreas semejantes en varias localidades cercanas a la ciudad de Zacatecas, para las cuales utilizaron el nombre de Cerro Gordo, incluyendo los afloramientos de La Tesorera. En el área del CIT esta formación aflora en las inmediaciones de los poblados Saucito-Noria del Cerro, en la periferia norte y nororiental del cuerpo principal de la Granodiorita Tesorera (Figura 3).
Su litología consiste de capas de caliza micrítica de color gris oscuro, de textura mudstone a wackestone (Dunham, 1962), en estratos delgados a medianos, con laminación rítmica tipo turbidítas distales; en la parte media se intercalan bandas delgadas y lentes de pedernal negro, con horizontes laminares de limolita y lutita de color violáceo, hacia la cima el pedernal es escaso presentándose en forma de nódulos. Varios de sus afloramientos se encuentran sobre la cúpula del intrusivo en forma de techos colgantes, algunos de ellos reemplazados por sílice, como los que afloran al norponiente de los poblados Guanajuatillo, norte y oriente de los poblados La Tesorera y norponiente del Saucito. Alencáster (1971) clasificó la fauna de los afloramientos del área de Fresnillo, Zacatecas ubicándola en la edad Albiano tardío.
En la zona del CIT la Formación Cerro Gordo está intrusionada por la Granodiorita Tesorera y por diques de la riolita La Leona. También en algunos sitios está cubierta discordante por las rocas volcánicas del CIT. En el límite occidental del área de estudio sobre el lecho del arroyo Herminio (Figura 3), aflora una ventana de una secuencia no diferenciada, cuya litología es parecida a Formación Caracol descrita por Imlay (1936), formada como una alternancia rítmica de capas de lutita y arenisca de estratificación delgada media de color verde a gris oscuro que intemperizan a amarillo ocre. Los componentes mineralógicos de la arenisca son cuarzo, feldespato y muscovita en una matriz de arena fina que ocupa ~30%. Sus afloramientos en el área están cubiertos por depósitos de gravas y por derrames de la riolita La Cardona. En su afloramiento se aprecia como una secuencia flysch que por lo reducido de sus afloramientos no se puede asociar a una formación en especial
El área de estudio se encuentra afectada por un cuerpo intrusivo que aflora en toda la zona del CIT, denominado para este trabajo como Granodiorita Tesorera, que se ha descrito por varios autores con nombres diferentes, Yta (1992) lo describió como un granito monzonítico con textura equigranular compuesto de feldespato, cuarzo, biotita y hornblenda. Tristán-González et al. (1994) lo definieron como un cuerpo granítico hipabisal de textura porfirítica, con fenocristales de cuarzo, ortoclasa y biotita, en una matriz microcristalina de cuarzo y feldespato, formado por varios apófisis y diques, el cual produjo en su periferia aureolas de metamorfismo de contacto con las rocas calcáreas que ahí afloran. Varios autores lo han clasificado como un cuerpo intrusivo de composición granítica o granodiorítica de textura holocristalina, inequigranular, porfirítica con 30 a 40% de plagioclasa con maclas de albita-periclina, feldespato potásico con maclas de microclina, hornblenda, biotita parcialmente alterada a clorita, augita-egirina y cuarzo (González-Arroyo et al., 1997; Larrañaga-Obregón y Caballero-Martínez., 2000; Quevedo-Coronado, 2007; Solé et al., 2007; Cuéllar-Cárdenas et al., 2012). En este trabajo se observó su composición mineralógica compuesta de ortoclasa alotriomorfa > cuarzo alotriomorfo de 0.5-2 mm >biotita ~1 mm en agregados parcialmente oxidados > plagioclasa hipidiomorfa > de hornblenda xenomorfa (Figura 4a). En la zona de contacto con las rocas calcáreas, este intrusivo provocó la recristalización de la caliza, cuerpos lenticulares de wollastonita y zonas silicificadas. También hay manifestaciones de mineralización de Ag, Pb, Zn y Cu en filones dentro del cuerpo intrusivo, sobresaliendo la Mina de San José, en la periferia norte del poblado La Tesorera.
Figura 4 Compendio de imágenes que muestran algunos detalles de las diferentes unidades que forman la estratigrafía local del área del CIT. a) Textura porfirítica de la Granodiorita Tesorera, observándose fenocristales de cuarzo (qz), ortoclasa (or) y biotita (bi), muestra colectada en la localidad de Noria del Cerro, coordenadas UTM 796,150-2'519,893. b) Brecha basal de desintegración de la dacita El Gato, donde se aprecia la dacita autobrechada, con fragmentos ~4 cm (fotografía tomada en el C. Salto El Gato). c) Panorámica que muestra el sistema de diques de la riolita La Leona, emplazados en la Granodiorita Tesorera en los cerros El Águila y Rincón Grande, sistema de diques en un arreglo paralelo de orientación NW-SE, remanente de un domo en el cerro Rincón Grande, Granodiorita Tesorera (Kgt), riolita La Leona (Trl; Panorámica viendo al norte). d) domo Cerro Colorado, emplazado sobre la margen oriental de la granodiorita Tesorera. e) Derrame piroclástico basal de la riolita La Cardona, contenido alto de líticos alargados y angulosos de 2 cm de largo; afloramiento al sur del cerro Piedras de Amolar en la zona de contacto con un techo colgante de la Formación Cerro Gordo. f) Afloramiento en el lecho del arroyo al sur del cerro Piedras de Amolar, observándose estructura fluidal con ligera oxidación que corresponde a la riolita La Cardona. g) Brecha de rezago, con fragmentos de hasta 50 cm de diámetro de la ignimbrita San Patricio, asociado a una fuente de emisión cercana; afloramiento localizado aguas arriba del Arroyo San Patricio.
Se han reportado edades radiométricas del Campaniano tardío Maastrichtiano. Mújica-Mondragón y Albarrán (1983) obtuvieron una edad de 74±6.0 Ma por K-Ar en biotita; Solé et al. (2007), 77±3.0 Ma K-Ar en biotita parcialmente cloritizada; Franzetti (2009) una edad K-Ar en biotita para este trabajo de 75.28±1.90 Ma y en feldespato de 76.8±1.9 Ma. Se considera que la edad ponderada obtenida por Cuéllar-Cárdenas et al. (2012), 73.3±0.3 Ma por U-Pb en circón como edad de cristalización, puede representar un evento magmático tardío de la Granodiorita Tesorera, dado que las temperaturas de cierre para estos sistemas son diferentes, para U-Pb en circón alrededor de 800 °C y para K-Ar en biotita de 373 °C y en feldespato de 230 °C (Harrison y McDougall, 1980); la Granodiorita Tesorera intrusionó a la secuencia Mesozoica deformada que aflora en el área.
Secuencia volcánica del Paleógeno
La unidad volcánica basal del CIT corresponde a un domo de composición dacítica que se emplazó en la porción central del complejo, nombrada en este trabajo como dacita El Gato (Figuras 2 y 3). La erupción de la lava dacítica estuvo precedida por un depósito piroclástico de ~ 6 m de espesor. La matriz de este depósito piroclástico está constituida por ceniza fina que engloba líticos abundantes sub-angulosos de 0.5 a 5 cm de diámetro de rocas sedimentarias e ígneas. La estructura del depósito es laminar con estratificación cruzada (oleada piroclástica) pasando hacia su cima a un flujo de ceniza parcialmente soldado. Sobre el flujo piroclástico se encuentra la brecha basal de la lava (Figura 4b), la cual es una roca de color pardo rojizo, hipocristalino, porfídico, de estructura fluidal, que contiene de 10 a 15% de fenocristales de 2-4 mm de plagioclasa y de feldespato idiomorfo a hipidiomorfo de 1-2 mm. La matriz está desvitrificada con silicificación moderada a fuerte. Esta lava se derramó sobre la Granodiorita Tesorera. La edad K-Ar obtenida para este trabajo con la roca entera fue de 62.9±1.5 Ma (Tabla 1).
Tabla 1 Edades isotópicas de unidades asociadas al Complejo Ígneo La Tesorera.
Unidad ígnea; Trc: Riolita La Cardona; Trl: Riolita La Leona; Tdg: Dacita El Gato; Kgt: Granodiorita Tesorera. * Material usado; fds: feldespato; re: roca entera; bio: biotita; cir: circón. ** Referencia del laboratorio del análisis realizado en el Laboratorio de Geocronología, Université de Bretagne Occidentale, Brest, France. † Edad obtenida por Cuéllar-Cárdenas et al. (2012).
La riolita La Leona es el segundo evento constituido por una serie de diques y domos félsicos que se emplazaron dentro y en las márgenes de la Granodiorita Tesorera, en franjas de dirección NW en el centro del intrusivo, y NNW en la margen suroriental del área (Figuras 2 y 3). Los diques afloran principalmente en los cerros El Águila, El Rincón Grande y El Gato y los domos forman los cerros El Peñascudo, El Caliche y El Colorado (Figura 4c y 4d). De manera general, la roca se describe como de color pardo rojizo claro, porfídica, hipocristalina, llega a presentar estructura fluidal, contiene de 10 a 30% de fenocristales de 2-6 mm de feldespato idiomorfo del tipo sanidino y ortoclasa, cuarzo idiomorfo en escasos fenocristales de 2-4 mm, algunos rotos o corroídos, plagioclasa idiomorfa a hipidiomorfa de 2-8 mm y escasa biotita en cristales tabulares alargados de 1-2 mm. La matriz es afanítica desvitrificada con silicificación y oxidación notoria. Los diques varían desde 4 a 100 m de ancho y hasta 5 km de longitud (Figura 3 y Figura 4c) y en sitios puntuales fueron los alimentadores de las lavas que formaron los domos. En la porción suroriente del área, sobre la traza de los diques se conservan algunos remanentes de esos domos, donde sobresale el cerro Colorado (Figura 3 y Figura 4d). La edad de los diques y domos del CIT se considera tentativamente contemporánea con la secuencia volcánica félsica basal de las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas (riolita La Bufa), donde Loza-Aguirre et al. (2008) obtuvieron una edad ponderada de cristalización Ar40-Ar39 con sanidino de 48.91±0.09 Ma y Tristán-González (2008) por K-Ar roca total de 49.8±1.0 Ma, lo que corresponde al Eoceno medio. En la localidad de la Sauceda, donde aflora la Granodiorita Tesorera al sur del CIT, se obtuvo una edad K-Ar con roca entera, para un dique de la misma composición que los del CIT de 46.08±1.16 Ma (Franzetti, 2009). En este trabajo se tomó en cuenta la edad K-Ar con roca entera de 44.4±1.2 Ma (Tabla 1).
El tercer evento dentro del CIT corresponde a la Riolita La Cardona, que es un flujo de lava riolítica muy fluidal fácilmente distinguible de los flujos piroclásticos que la cubren (Figuras 2 y 3). Aflora principalmente al norte del poblado Guanajuatillo en el cerro Piedras de Amolar, donde se aprecian dos eventos: 1) etapa explosiva que dio origen a un flujo piroclástico que constituye su base, de color crema-amarillento, con un 10 a 15 % de fenocristales de cuarzo y sanidino, contiene líticos abundantes de 0.3 a 0.8 cm y pómez sin colapsar (Figura 4e). Hacia su cima disminuyen los líticos y está parcialmente soldado. Su espesor es de aproximadamente 10 m; 2) etapa efusiva, cuya roca es de color pardo rojizo, hipocristalino, porfídica con matriz afanítica desvitrificada, de estructura fluidal. Contiene 20 % de fenocristales de feldespato idiomorfo de 2-5 mm, cuarzo idiomorfo de 1-2 mm y escasos máficos (biotita) dispersos en la matriz. Presenta estructura fluidal (Figura 4f). Para este trabajo se obtuvo una edad isotópica K-Ar con roca entera de 44.5±1.1 Ma (Tabla 1).
El cuarto evento del CIT, se encuentra la ignimbrita San Patricio (Figuras 2 y 3) que se describe en este trabajo por primera vez, aflora en la porción norte del poblado Guanajuatillo, al poniente de Noria del Cerro y en el cerro Salto El Gato. Es una roca de color ocre amarillento, con líticos angulosos a subredondeados de 2 a 8 cm de diámetro soportados en matriz de ceniza muy fina. Este depósito corresponde a un flujo piroclástico sin soldar masivo, aunque en algunos sitios se aprecian horizontes reomórficos. En la base se presenta una brecha de rezago con fragmentos gruesos hasta de 20 cm de diámetro dentro de un arreglo caótico (Figura 4g). El espesor de esta ignimbrita es de ~30 m. Para este estudio no se realizó ninguna edad isotópica, pero se puede correlacionar con el vulcanismo félsico que se dio en la zona de los campos volcánicos del Eoceno-Oligoceno en Zacatecas, San Luis Potosí y Guanajuato (Labarthe-Hernández et al., 1982; Tristán-González et al., 2009b; Aguillón-Robles et al., 2009; Loza-Aguirre et al., 2008).
La unidad más joven del CIT es la ignimbrita San Agustín, descrita en este trabajo como un flujo piroclástico que aflora en remanentes aislados localizados al poniente del poblado de Noria del Cerro, en la cima del cerro Salto El Gato. Se trata de una roca de color beige que en su base presenta 20 % de líticos soportados en una matriz de ceniza que es predominantemente vítrea, además de pómez sin colapsar. Los líticos son angulosos a subredondeados de 2 a 15 mm hasta de 30 cm de diámetro. El depósito es masivo, su arreglo es caótico, donde algunos horizontes tienen soldamiento fuerte. No se cuenta con edad isotópica ni se tienen datos de otros fechamientos de ignimbritas cercanas. Sobreyace a los depósitos piroclásticos de la dacita El Gato y a los colgantes de caliza silicificada de la Formación Cerro Gordo en las inmediaciones del poblado La Tesorera.
Sedimentos neógenos
Son depósitos sin consolidar formados de grava, depósitos de pie de talud (coluvión), suelo residual y aluvión. Los depósitos de gravas están compuestos por fragmentos pobremente clasificados del tamaño de gravas finas a gruesas, angulosos a subredondeados y composición polimíctica (riolita, basalto, caliza y pedernal), soportadas en una matriz del tamaño de arcilla-arena gruesa sin consolidar.
Los depósitos de coluvión se componen de fragmentos y bloques producto del fracturamiento, meteorización y erosión de las rocas preexistentes (riolita, dacita, granodiorita) que se han depositado sobre las laderas de los cerros. Los depósitos aluviales del área están compuestos principalmente por sedimentos clásticos en etapa de consolidación, de la fracción de arcilla, limo, arena y grava, siendo mayormente de la composición de las rocas preexistentes en el área.
TECTÓNICA REGIONAL
El área de estudio se localiza en el límite oriental del terreno Guerrero. Centeno-García y Silva-Romo (1997), mencionan que las rocas correspondientes a dicho terreno están expuestas en el Saucito y Fresnillo, Zacatecas, donde muestran una diferencia significativa con las rocas marinas, contemporáneas, del terreno Sierra Madre (TSM). Las rocas del norte del TG incluyen secuencias de arco-oceánico del Cretácico, compuestas principalmente de rocas volcánicas y volcaniclásticas (Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Escalona-Alcázar et al., 2009 y 2014). El medio ambiente de depósito durante el Cretácico Temprano se interpreta como de aguas profundas y corresponde a las formaciones que afloran en la Sierra de Zacatecas, como La Borda, Unidad Vulcanosedimentaria, Complejo Las Pilas y Roca Verde de Zacatecas (Burckhardt y Scalia, 1906; Pérez-Martínez et al., 1961; McGehee, 1976; Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Escalona-Alcázar et al., 2009; 2014; Tristán-González et al., 2012) y en Fresnillo la Formación Chilitos (Cserna, 1976) y en El Saucito, Zacatecas (Yta, 1992). Centeno-García y Silva-Romo (1997) sugieren que estas secuencias vulcano-sedimentarias pudieron depositarse en un ambiente de intra-arco o tras-arco.
Durante el Cretácico Tardío, en la porción occidental de México, se desarrolló el arco volcánico de la SMO y, como parte de él, se emplazó la Granodiorita Tesorera posteriormente a la deformación contractiva laramídica.
En las localidades de Real de Asientos-Tepezalá y Sauceda de Mulatos localizadas en el hombro oriental del graben de Aguascalientes, aflora una secuencia vulcanosedimentaria, la cual es muy parecida a la reportada por Aranda-Gómez et al. (1989), para la localidad de La Tomatina en el hombro occidental del mismo graben, cuya edad determinada con radiolarios fue del Jurásico Tardío. En la zona de Real de Asientos-Tepezalá la secuencia está formada por un ensamble tectónico, donde se aprecia que la roca más antigua es una secesión de capas de caliza-lutita que se intercalan con horizontes de andesita, dispuesta en una serie de despegues formando un abanico imbricado de fallas inversas, la cual está sobreyacida también de forma tectónica por la secuencia de arenisca-lutita denominada flysch de Asientos (Tristán-González et al., 1994).
En la Mesa Central (Cuenca Mesozoica del Centro de México; Carrillo-Bravo, 1982) ocurrió un cambio de facies pasando de una sedimentación de calizas (Jurásico Medio-Cretácico Temprano) a sedimentos terrígenos con materiales detríticos de origen volcánico en el Cretácico Tardío (Formación Caracol), lo que se ha interpretado que marca el inicio de la orogenia Laramide (Centeno-García y Silva-Romo, 1997). El frente orogénico migró de occidente a oriente y la edad máxima de la deformación queda limitada por las edades de las rocas deformadas más jóvenes, que son maastrichtianas, en tanto que la edad mínima de la deformación está definida por las edades de las rocas continentales y plutónicas no deformadas (Mujica-Mondragón y Albarrán, 1983; Zimmernann et al., 1990; Centeno-García y Silva-Romo, 1997; Aranda-Gómez et al., 2007; Solé et al., 2007; Tristán-González, 2008; Botero-Santa, 2011).
Las rocas ígneas más antiguas no deformadas que se han fechado en esta región corresponden a cuerpos intrusivos graníticos de 53-51 Ma (Zimmermann et al., 1990; Aranda-Gómez et al., 2007; Tristán-González, 2008; Botero-Santa, 2011). Sin embargo, las edades obtenidas para la Granodiorita Tesorera no deformada (Tabla 1), así como la más reciente de Cuéllar-Cárdenas et al. (2012) de 73 Ma, de U-Pb en circón (Tabla 1), sugieren que el evento de deformación laramídico terminó en esta zona a finales del Cretácico Tardío y no en el Terciario temprano como se ha sugerido para esta porción del límite del TG y la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM) (Carrillo-Bravo, 1982; Tristán-González, 2008). Este conjunto de intrusivos no deformados se alinean burdamente a lo largo del sistema de fallas San Luis-Tepehuanes (SFSLT) y Bajío (Nieto-Samaniego et al., 2005). El área del CIT queda comprendida dentro de la franja del SFSLT (Figura 5), la cual es una franja de fallas que abarca el límite norte y sur de la MC y buena parte de su límite occidental. El SFSLT consiste de un gran lineamiento de dirección NW-SE que se extiende desde San Luis de La Paz, Guanajuato, hasta Tepehuanes, Durango; con evidencias de actividad durante el Eoceno y Oligoceno, y actividad plioceno-cuaternaria solamente en su segmento NW. Su traza coincide burdamente con el límite donde se truncan las secuencias de rocas volcánicas cenozoicas de la Sierra Madre Occidental, con las secuencias vulcanosedimentarias mesozoicas y con el límite norte de los grábenes que forman la provincia de Cuencas y Sierras meridional (Figura 5). En el SFSLT se pueden reconocer dos segmentos; uno está constituido por la porción oriental que se extiende de San Luis de la Paz hasta Salinas de Hidalgo y constituye el límite entre las regiones meridional y septentrional de la Mesa Central. Dentro de este segmento, entre San Luis de la Paz y Santa María del Río, se ha cartografiado un sistema formado por numerosas fallas normales con rumbo NW-SE y buzamiento al SW, que en algunos lugares forman fosas tectónicas y desplazan principalmente a rocas del Oligoceno temprano (Labarthe-Hernández et al., 1982; Tristán-González, 1986), lo que indica una edad máxima de actividad en el Oligoceno tardío. Otro de los segmentos importantes dentro del SFSLT se localiza en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas, donde se han cartografiado dos sistemas de fallas mayores (Ponce y Clark, 1988; González-Arroyo et al., 1997; Loza-Aguirre et al., 2008; Tristán-González, 2008; Tristán-González et al., 2012). Las fallas más antiguas tienen dirección NW-SE, en su mayoría con buzamiento de ~50°-70° al SW y longitudes que varían entre 4 y 16 km y son las que alojan vetas mineralizadas. Las más grandes y mejor conocidas son: La Plomosa, Tajos de Pánuco, Veta Grande, Mala Noche, Bote, Cantera y San Rafael (Ponce y Clark, 1988; Tristán-González et al., 2012). El sistema NW está cortado por fallas N-S que limitan la sierra de Zacatecas, y la configuran como un pilar tectónico. Estas fallas N-S se observan cortadas por fallas NW-SE, lo que se interpreta como una reactivación del SFSLT ocurrida a finales del Oligoceno tardío o posterior (Nieto-Samaniego et al., 2005).
Figura 5 Ubicación del CIT, dentro del Sistemas de Fallas San Luis-Tepehuanes en el tramo Salinas de Hidalgo-Zacatecas, al suroriente se localiza la zona de Cuencas y Sierras meridional (modificado de Nieto-Samaniego et al., 2005).
Para la porción meridional de la provincia tectónica de Cuencas y Sierras de México (Stewart, 1978, 1998; Henry y Aranda-Gómez, 1992; Ferrari et al., 2005), se propuso la existencia de una tectónica distensiva en el Paleógeno, desarrollando un patrón de fallas normales con rumbo predominante NW-SE. En la MC dicho evento produjo la máxima extensión en el Oligoceno (Labarthe-Hernández et al., 1982; Henry y Aranda-Gómez, 1992; Aranda-Gómez et al., 2000, 2005; Nieto-Samaniego et al., 1999; Tristán-González, 2008).
En la región de Zacatecas ocurrieron pulsos volcánicos de carácter explosivo relacionados a las diferentes etapas de fallamiento: el primero ocurrió durante el Eoceno medio, con la erupción de la ignimbrita Los Alamitos (piroclásticos y volcaniclásticos Los Alamitos de 46.8 Ma con K-Ar con biotita; Ponce y Clark, 1988) que precedió al emplazamiento de la riolita La Bufa. Otro pulso importante está representado por la ignimbrita La Virgen de 37.1±0.9 Ma (Tristán-González, 2008; Tristán-González et al., 2009b). Otros depósitos piroclásticos emplazados durante el Oligoceno corresponden a la ignimbrita Garabato de 28.0 ± 0.8 Ma y riolita Sierra Fría de 27.0 ± 0.7 Ma (Loza-Aguirre et al., 2008; K-Ar, en sanidino), que corresponden ya al evento extensional de Cuencas y Sierras.
Los sedimentos marinos que afloran en la zona del CIT, presentan dos deformaciones compresivas mesozoicas y una etapa extensional post-laramídica que produjo una serie de fracturas de orientación NW-SE en las que se emplazaron una serie de diques de lava riolítica (Quevedo-Coronado, 2007; Tristán-González et al., 2009b; Cruz-Márquez, 2010).
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
La mayor parte del CIT se encuentra en una elevación que se extiende sobre una llanura de 2,150 hasta 2,600 m en sus partes más elevadas; esta sierra tiene una forma ligeramente elíptica de ~15 km por ~9.0 km donde sobresalen los afloramientos de la Granodiorita Tesorera. Se realizó un análisis estructural con datos de campo de los diques y foliaciones de flujo de lava de la riolita La Leona (Figura 6).
Figura 6 Mapa geológico del sistema de diques y domos de la riolita La Leona en el Complejo Ígneo La Tesorera. Localización del área dentro del cuadrante 13Q; coordenadas UTM, WGS84.
Análisis estructural del sistema de diques La Leona en el Complejo Ígneo La Tesorera
Se analizaron un total de 43 datos estructurales de los diques tomados en campo con el programa Stereo 32, versión 1.0.2. (Klaus Roller, Claudia A. Trepman 2003-2010). En el diagrama de la Figura 7a, se aprecia una población dominante de planos que marcan un rumbo que varía entre N45°W y N60°W e inclinación de sus planos entre 45°-85° SW, sugiriendo una extensión en dirección NE-SW. El diagrama de densidades de la Figura 7b, ilustra la concentración máxima de los polos de planos de los diques, donde la dirección de buzamiento se encuentra entre N60o-70oE. En la Figura 7c, el diagrama de rosas muestra el rumbo preferente de los diques entre N45o-60oW.
Figura 7 Análisis de planos del sistema de diques de la riolita La Leona, realizado con el programa Stereo 32, Versión 1.0.2. (Klaus Roller, Claudia A. Trepman, 2003-2010), de 43 datos de rumbo e inclinación medidos en los cerros El Águila y Rincón Grande. a) Planos de los diques con inclinación preferente al SW, con ángulos de inclinación de medios a altos; las flechas indican la dirección de extensión, obtenida con el promedio de concentración máxima de polos. b) Diagrama de densidad de polos, que muestra el promedio de dirección de inclinación de los diques. c) Diagrama de rosas que representa el promedio de rumbo de los diques.
Se midieron las direcciones de buzamiento de los planos de fluidez de la lava en los afloramientos de la riolita La Leona, tomados en los cerros El Águila y Rincón Grande. En la Figura 8a el conjunto de planos de foliación muestran una dirección de buzamiento al NE y SW cuya actitud es perpendicular al rumbo de los diques, lo cual sugiere que la lava fluyó hacia ambos lados del dique alimentador, determinando con el promedio de densidad de polos de los planos su dirección de buzamiento NE-SW, con ángulos de inclinación de los planos de fluidez entre los 42o-75o (Figura 8a). En el diagrama de rosas se obtuvo el rumbo de los planos de fluidez de la lava entre N35o-70oW, el cual es semejante con el rumbo de los diques (Figura 8c).
Figura 8 Análisis de planos de fluidez de la lava, medidos en las márgenes de los diques y remanentes de los lóbulos de los domos, a) El arreglo de población de los planos de foliación de la lava presenta buzamientos con direcciones al SW y NE. b) Diagrama de densidades de polos, cuyos máximos muestran el promedio de dirección de inclinación de los planos de foliación. c) Promedio de rumbo de planos de foliación de flujo de la lava. Mediciones obtenidas en los cerros El Águila y Rincón Grande.
La actitud que muestran estos diques sugiere que se formaron bajo un campo de esfuerzo donde la extensión regional estuvo orientada NESW, probablemente influenciada por las primeras etapas de tectónica distensiva que afectó la región. La traza de estos diques coincide con la orientación del sistema fallas San Luis de la Paz-Salinas de Hidalgo, dentro del SFSLT el cual muestra evidencia de actividad durante el Eoceno y Oligoceno (Nieto-Samaniego et al., 1997). Dichas estructuras ejercieron un control para el emplazamiento de rocas volcánicas, hipabisales y depósitos minerales a lo largo de sus trazas, sin que se pueda precisar los mecanismos por los que se dio ese control (Nieto-Samaniego et al., 2005). Cabe hacer notar que los diques presentan mayor anchura en la parte central de la Granodiorita Tesorera, y en su porción suroriente se emplazaron siguiendo su periferia donde se formaron algunos domos endógenos (Cerro Colorado y Cerro La Tinaja), por lo que el emplazamiento de los diques pudiera estar relacionado al mismo sistema de esfuerzos que permitieron el emplazamiento del intrusivo.
Una característica de este intrusivo es que no se aprecia deformado (Tristán-González et al., 1994; Quevedo-Coronado, 2007; Cuéllar-Cárdenas et al., 2012). Se infiere que una etapa de extensión temprana, permitió el emplazamiento de los diques en el Eoceno medio.
Geoquímica de las unidades volcánicas
Se colectaron 22 muestras de las unidades volcánicas del CIT; una de la dacita El Gato; siete de la riolita La Leona; dos de la riolita La Cardona; seis de la ignimbrita San Patricio; dos de la ignimbrita San Agustín y cuatro de la Granodiorita Tesorera. Los análisis de elementos mayores (Tabla 2), se obtuvieron por el método de XRF (de las siglas en inglés, fluorescencia de rayos X), en el Departamento de Geociencias del Instituto Francés de Investigación y Explotación del Mar (siglas en francés, IFREMER), según la técnica analítica propuesta por El Maghraoui et al., (1999), los elementos traza de las mismas fracciones de muestras, se analizaron en el laboratorio de geoquímica del Instituto de Geología de la Universidad Autónoma de San Luis Potosí (Tabla 3), según el método propuesto por Almaguer-Rodríguez (2010). A partir de los resultados obtenidos, se identifican rocas intrusivas con composición tonalítica con altas concentraciones de SiO2 > 68%; Al2O3 > 12%; y álcalis (K2O+Na2O) superior a 5%, mostrando además tendencia de cristalización fraccionada (Granodiorita Tesorera), acordes a las fases mineralógicas modales reportadas para esta unidad (Figura 4a; Quevedo-Coronado, 2007; Cuéllar-Cárdenas et al., 2012); un conjunto de diques de composición riolítica variando desde subalcalina a alcalina, con tendencias de ser productos de una fusión parcial con ligera asociación de cristalización fraccionada (riolita La Leona); las demás unidades son derrames de lava e ignimbrita que tienen características de composición riolítica principalmente subalcalina; y la dacita El Gato presenta composición traquidacítica (Figura 9a). Todas las unidades presentan altas concentraciones en Al2O3 de acuerdo con el índice de saturación en alúmina [Al O /(CaO+Na O+K O)>1] con valores que varían desde 0.85 a 1.72 (ASI en Tabla 2); las variaciones de minerales normativos son cuarzo > 20 (qz) y corindón (c ~ 2), estas rocas se consideran del tipo peraluminoso y se interpreta que podrían ser derivadas de magmas saturados en sílice; la Granodiorita Tesorera es una roca metaluminosa, presenta valores de ASI < 1 (Figura 9b; Tabla 2), se identificaron fases mineralógicas como hornblenda y augita (Quevedo-Coronado, 2007; Cuéllar-Cárdenas et al., 2012). En la composición global de las muestras analizadas se observa que los contenidos en elementos mayores presentan tendencia negativa en Al2O3, MgO, CaO, TiO2 y Fe2O3 conforme aumenta el SiO2 y tendencia positiva en Na2O, K2O y P2O5 (Figura 10).
Tabla 2 Composición de elementos mayores, en porcentaje en peso, de las unidades volcánicas del Complejo Ígneo La Tesorera.
UI: unidad ígnea; Tdg: dacita El Gato; Tsa: ignimbrita San Agustín; Trl: riolita La Leona; Trc: riolita La Cardona. TR: tipo de roca presentado de acuerdo al diagrama TAS (Le Bas et al., 1986); R: riolita; TD: traquidacita; Tip: ignimbrita San Patricio; Kgt: intrusivo Tesorera; D: dacita; la norma CIPW se calculó con los datos ajustados 100% base anhidra, y usando la relación Fe2O3/FeO según Middlemost (1989) mediante el programa de cómputo SINCLAS (Verma et al., 2002; ver también Verma et al., 2003 para mayores detalles sobre los aspectos de la norma CIPW importantes que fueron programados en SINCLAS). Minerales normativos (CIPW): qz: cuarzo; or: ortoclasa; ab: albita; an: anortita; c: corindón; hy: hiperstena; mt: magnetita; il: ilmenita; ap: apatito. Deliberadamente uno o dos dígitos extra son reportados para todos los datos calculados, con el fin de facilitar el manejo posterior de estos datos normativos.
Tabla 3 Composición de elementos traza, en mg/kg, de las unidades volcánicas del Complejo Ígneo La Tesorera.
UI: unidad ígnea; Tdg: dacita El Gato; Tsa: ignimbrita San Agustín; Trl: riolita La Leona; Trc: riolita La Cardona. TR: tipo de roca presentado de acuerdo al diagrama TAS (Le Bas et al., 1986); R: riolita; TD: traquidacita; Tip: ignimbrita San Patricio; Kgt: intrusivo Tesorera.
Figura 9 Diagramas geoquímicos de elementos mayores de las unidades volcánicas del Complejo Volcánica La Tesorera. a) Diagrama de elementos alcalinos totales vs. sílice (Le Bas et al., 1986); q: cuarzo; ol: olivino normativos. b) Diagrama de saturación de alúmina de las unidades volcánicas del CIT.
Figura 10 Diagrama del tipo Harker (Harker, 1909) mostrando la variación de elementos mayores con relación al aumento o disminución de SiO2 de las unidades volcánicas del Complejo Ígneo La Tesorera (CIT). En el diagrama K2O vs. SiO2 de Peccerillo y Taylor (1976) las rocas del CIT muestran uncontenido alto a enriquecido en potasio.
Los elementos de tierras raras normalizados a condritas, presentan un pequeño fraccionamiento en tierras raras ligeras con respecto a las tierras raras pesadas, con ligera a marcada anomalía de Eu. En elementos compatibles, se presentan anomalías positivas con respecto a los elementos vecinos de Ba, Th, U y K. En los elementos compatibles y tierras raras pesadas se muestra un patrón horizontal, con anomalías negativas en Nb, Pb, P, Eu y Ti, lo que representa características que pueden estar asociadas a magmas derivados desde el manto y con procesos de cristalización fraccionada que originaron magmas félsicos (Figura 11).
Figura 11 Diagrama multielemental y de tierras raras normalizados a condritas de las rocas asociadas a la formación del CIT (valores de normalización de condrita C1, Sun y McDonough, 1989).
EVOLUCIÓN TECTÓNICA DEL COMPLEJO ÍGNEO LA TESORERA
Con base en los emplazamientos de las rocas ígneas en la porción suroriental de la SMO, apoyados en la interpretación de elementos geoquímicos asociados (elementos traza) y en diagramas de discriminación tectónica para rocas graníticas (Pearce et al., 1984), es posible interpretar la evolución tectónica del área para finales del Cretácico y Paleógeno (Figura 12), en donde el magmatismo está relacionado a un arco continental que evoluciona en el tiempo a vulcanismo de intraplaca, determinándose al menos tres eventos tectónicos importantes. El primero es un régimen compresivo, relacionado a la acreción del terreno Guerrero con el terreno Sierra Madre (Figura 13a) produciendo deformación, fallas de cabalgadura y corrimiento que prevaleció hasta el Cretácico Tardío, culminando con el evento tectónico o fase orogénica mayor de la orogenia Laramide, lo que produjo empuje y cabalgaduras hacia el oriente. La fase orogénica laramídica final para esta región se había considerado tomando en cuenta las edades de las rocas graníticas no deformadas de Peñón Blanco en San Luis Potosí y Comanja en Jalisco obtenidas por diferentes autores, cuya edad máxima es de ~53 Ma (Mújica-Mondragón y Albarrán, 1983; Zimmermann et al., 1990; Aranda-Gómez et al., 2007; Solé et al., 2007; Tristán-González, 2008; Botero-Santa, 2011). Quevedo-Coronado (2007), basándose en el fechamiento obtenido por Mújica-Mondragón y Albarrán (1983), sugiere que la Granodiorita Tesorera se emplazó en una secuencia previamente deformada (Figura 13b), además de que la granodiorita no presenta deformación que pudiera estar relacionada a la etapa compresiva. Probablemente la Granodiorita Tesorera estuvo influenciada por la subducción en un margen continental activo, emplazándose en la placa continental sobre la zona de subducción donde son comunes los magmas calcialcalinos de granodiorita rica en hornblenda (Barbarín, 1990; 1999), ocurriendo tensión y compresión alternantemente. Escenarios como este son documentados por Pitcher (1993). El proceso del emplazamiento de este arco magmático guardó cierto paralelismo con la trinchera, influenciado por un sistema de extensión regional NE-SW, al tiempo que el frente orogénico laramídico aún estaba activo en la Sierra Madre Oriental (Eguiluz-de Antuñano et al., 2000).
Figura 12 Diagramas de discriminación tectónica para rocas graníticas propuestos por Pearce (1984). WPG: granito intraplaca; ORG: granito orogénico; VAG: granitos de arco volcánico; syn-COLG: granito sin-colisional.
Las rocas volcánicas eocénicas del CIT se emplazaron durante el segundo evento tectónico, el cual corresponde a la transición entre la última fase de la orogenia Laramide y el inicio de Cuencas y Sierras. El emplazamiento de la secuencia volcánica del CIT se inicia con la extrusión de la dacita El Gato en el Paleoceno tardío (Figura 13c; Tabla 1); continuando hasta el Eoceno medio con la intrusión del sistema de diques La Leona (Figura 13d; Tabla 1); este evento de transición se ha documentado en la región como una etapa de transtensión y transpresión (Tristán-González., 2008; Tristán-González et al., 2012). También estas evidencias se observan en la zona de Real de Asientos donde las vetas minerales fueron emplazadas bajo este régimen tectónico (Cuéllar-González, 2015). El último evento documentado en la región corresponde a la tectónica extensional que dio origen a la Provincia de Cuencas y Sierras (Henry y Aranda-Gómez, 1992).
Figura 13 Modelos esquemáticos propuestos para el emplazamiento de los diques y domos riolíticos, influenciado por la evolución tectónica regional. a) Acreción del terreno Guerrero con el terreno Sierra Madre, formando fallas de cabalgaduras. b) Intrusión de la Granodiorita Tesorera en las capas de caliza previamente deformadas. c) Emplazamiento de la dacita El Gato formando estructuras dómicas amplias. d) Emplazamiento de diques y domos riolíticos La Leona, durante las primeras etapas de extensión NE-SW cortan a los cuerpos intrusivos, a la dacita y a los sedimentos marinos con orientación NW-SE.
