Timing of Laramide shortening deformation in central México

Mario Andrés Cuéllar–Cárdenas^1,2*, Ángel Francisco Nieto–Samaniego¹, Gilles Levresse¹, Susana Alicia Alaniz–Álvarez¹, Luigi Solari¹, Carlos Ortega–Obregón¹ y Margarita López–Martínez³

¹ Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Apartado Postal 1–742, 76001 Querétaro, Qro., México.

² Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Apartado Postal 1–742, 76001 Querétaro, Qro., México.

³ Centro de Investigación Científica de Educación Superior de Ensenada, Carretera Ensenada–Tijuana 3918, Zona Playitas, 22860 Ensenada, Baja California, México. *marioandres_cuellar@geociencias.unam.mx.

RESUMEN

En el centro y norte de México los conjuntos litológicos deformados por acortamiento hacia el final del Cretácico e inicios del Cenozoico han sido considerados como producto de la orogenia Laramide. Se hace alusión a esta orogénesis al referirse a las secuencias sedimentarias del centro, oriente y sur del país, ya que la "deformación Laramide" es el evento de acortamiento más joven, y sobrepuesta a esta deformación solo se reconocen estructuras asociadas a tectónica lateral y extensional. El objetivo principal de este estudio es establecer la evolución temporal de la deformación por acortamiento relacionada con la orogenia Laramide para el centro de México, con base en datos geocronológicos (U/Pb, en circón) y (⁴⁰Ar/³⁹Ar en biotita y muscovita) de unidades que se originaron antes, durante y después de la deformación. Adicionalmente se determinaron los niveles estructurales y las facies metamórficas en las regiones estudiadas. Los efectos principales de la deformación Laramide fueron deformación contractiva, levantamiento y metamorfismo, colapso gravitacional y exhumación. El evento inició entre ca. 105 Ma en el poniente y culmina a ca. 55 Ma en el oriente. De igual manera, se documenta la variación en la duración del evento deformativo que fue de ca. 20 m.a. en el poniente y ca. 4 m.a. en el oriente, donde actualmente se registra el límite de la zona afectada por el acortamiento.

Palabras clave: orogenia Laramide, deformación por acortamiento, levantamiento y metamorfismo, colapso gravitacional, exhumación tectónica.

ABSTRACT

In central and northern Mexico, sets of rocks deformed by shortening between the Late Cretaceous and early Cenozoic have been considered the result of the Laramide orogeny. This orogeny is mentioned when reference is made to the sedimentary sequences of central, eastern and southern Mexico. The "Laramide deformation" is the youngest shortening event, because the only recognized overprinted tectonic structures are associated with lateral an extensional events. The main objective of this study is to establish the temporal evolution of shortening deformation related to the Laramide orogeny in central Mexico, on the basis of geochronological data (U/Pb in zircon) and (⁴⁰Ar/³⁹Ar in biotite and muscovite) from pre–, syn–, and post–deformation units. Additionally, structural levels and metamorphic facies were determined in the study regions. The main effects of the Laramide deformation are shortening, uplift and metamorphism, gravitational collapse and exhumation. The event began between ca. 105Ma in the west and culminated at ca. 55 Ma in the east. Likewise the variation in the lifetime of the deformation event of ca. 20 m.y. in the west, and ca. 4 m.y. in the east is documented, in the zone where the shortening was established.

INTRODUCCIÓN

El término orogenia Laramide se aplica a un evento de deformación por acortamiento que afecta una franja muy amplia de la región occidental de Norteamérica, sobre el cual hay una vasta literatura (e.g., Spieker, 1946; Berg, 1962; Damon et al., 1962; Coney, 1972; Tweto, 1975; Huntoon y Sears, 1975; Coney, 1976; Davis, 1978; Schmidt y Perry, 1988; Dickinson et al, 1988; Hamilton, 1988; Brown, 1993; Erslev, 1993; Bird, 1998; English et al, 2003; English y Johnston, 2004). En México, este término ha sido empleado para referirse a un evento orogénico de acortamiento, definido localmente como fase orogénica Hidalgoense (de Cserna, 1960, 1976; Guzmán y de Cserna, 1963; Tardy, 1980; Suter, 1984) que según varios autores abarca desde el Cretácico Tardío al "Terciario temprano" (sic) (Campa y Coney, 1983; de Cserna, 1989; Eguiluz de Antuñano et al., 2000).

Gran parte de los estudios geológicos realizados en México se han enfocado en las estructuras de la deformación por acortamiento relacionada con la orogenia Laramide, la estratigrafía mesozoica y la migración del arco magmático durante ese período. Otros estudios han tratado las estructuras extensionales relacionadas con la formación de la provincia de Cuencas y Sierras de México (Henry y Aranda–Gómez, 1992) y el volcanismo del Oligoceno de la Sierra Madre Occidental (SMOc). En contraste, poco es conocido sobre los límites temporales de la deformación Laramide y su transición hasta el establecimiento del régimen extensional.

Los límites sugeridos en la literatura integran relaciones de tipo estratigráfico, sedimentológico y de metamorfismo, al igual que edades isotópicas K/Ar, ⁴⁰Ar/³⁹Ar y U/ Pb de unidades ígneas, metamórficas y rocas producto de la actividad de las fallas. Para la Mesa Central, se ha propuesto que el hiatus en el depósito de unidades litoestratigráficas, que abarca un período que va entre el Cretácico Superior y el Paleoceno en la parte occidental, y entre el Paleoceno y el Eoceno medio en la región de Guanajuato–San Luis Potosí, representa el lapso de actividad de la orogenia Laramide (Nieto–Samaniego et al., 2005a). Aunque la migración hacia el este de la deformación Laramide ha sido propuesta por varios autores (de Cserna, 1956; Eguiluz de Antuñano y Aranda–García, 1984; Eguiluz de Antuñano et al., 2000; Cerca–Martínez, 2004; Nieto–Samaniego et al., 2005a; Centeno–García et al., 2008; Martini et al., 2009, 2010; Ferrari et al., 2010), la edad y el tiempo de duración de la fase deformativa es prácticamente desconocida en el centro de México. En este trabajo abordamos estas interrogantes, apoyados en observaciones estratigráficas y estructurales, y de manera relevante, en nuevas edades isotópicas ⁴⁰Ar/³⁹Ar y U/Pb de unidades clave que se originaron antes, durante y después de la deformación. Nuestro objetivo es establecer la evolución temporal de la deformación por acortamiento relacionada con la orogenia Laramide, dando énfasis a la descripción de la deformación contractiva, el levantamiento y metamorfismo y, el colapso gravitacional y exhumación, que migraron de poniente a oriente.

MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

A continuación se describe la geología de un transecto del centro de México, que hemos dividido en regiones occidental, central y oriental (Figura 1). Esta descripción está basada en datos de la literatura y representa el estado actual del conocimiento, sobre la deformación por acortamiento relacionada con la deformación Laramide, en esa parte del país.

La región occidental del área de estudio comprende el tramo sur de la península de Baja California Sur (B.C.S.) y el borde costero en los estados de Sinaloa y Nayarit. De manera regional las unidades que constituyen el basamento son: 1) un conjunto de ortogneis cuarzo–diorítico del Jurásico y una secuencia metapelítica (filitas y esquistos) del Jurásico–Cretácico que presentan de manera general una foliación de rumbo NE a E–W, y con echados de ángulo alto hacia el NW. El plegamiento que presenta tiene líneas de charnela orientadas E–NE (Henry y Fredrikson, 1987). 2) Un Complejo Ígneo Máfico de gabro bandeado con edades K/Ar de 139 a 134 Ma (Henry et al., 2003). 3) Las unidades ígneas originadas antes de y durante la deformación más reciente varían en edades K/Ar de 115 Ma (Hausback, 1984), U/Pb de 101 Ma y K/Ar de 90 Ma (Henry et al., 2003), K/Ar > 98 Ma (Aranda–Gómez y Pérez–Venzor, 1989) y U/Pb de 97 Ma (Nieto–Samaniego et al., 2005b). Dichas unidades incluyen diorita y gabro de hornblenda bandeados, granito, tonalita y trondhjemita. Evidencias petrográficas indican que muchas rocas sincrónicas con la deformación, están débilmente foliadas y han sido recristalizadas dinámicamente a temperaturas entre 300 °C y 400 °C (Henry y Fredrikson, 1987). Las intrusiones posteriores a la deformación, son más máficas (minerales máficos 25–28%), tienen un menor contenido de feldespato potásico (microclina) y muestran evidencias de deformación durante o después de su emplazamiento, por lo menos a los 90 Ma (Henry et al., 2003). Los sedimentos donde se emplazaron los cuerpos ígneos alcanzaron, cuando menos, la parte baja de las facies de Anfibolita (T: 450–650 °C, P: <450 MPa) registrando un metamorfismo regional tipo Buchan de baja presión y alta temperatura (Aranda–Gómez y Pérez–Venzor, 1989). La edad mínima de la deformación está establecida por un fechamiento ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 85.44 ± 0.46 Ma de las fases ví–treas de bandas de pseudotaquilita (Nieto–Samaniego et al., 2005b). Los cuerpos ígneos intrusivos que son interpretados como posteriores a la deformación incluyen granodioritas con edades K/Ar de 98 y 65 Ma en Baja California Sur (Aranda–Gómez y Pérez–Venzor, 1989) a 90 y 45 Ma en Mazatlán, Sinaloa (Henry y Fredrikson, 1987). La única fecha U/Pb en circón, representativa de la edad de cristalización de un cuerpo ígneo posterior a la deformación reportado para la región occidental, es de 66.8 ± 1.3 Ma y se localiza en Mazatlán, Sinaloa (Henry y Fredrikson, 1987; Henry et al., 2003).

La región oriental comprende el estado de San Luis Potosí y la Sierra Madre Oriental (SMOr). De manera regional las unidades deformadas son secuencias sedimentarias, volcanosedimentarias e ígneas con edades desde el Triásico hasta el Cretácico. La edad mínima de la deformación está establecida por fechamientos K/Ar de 64 ± 3.2 Ma (Santa Fe, 1996 en Petersen y Montiel–Méndez, 2009) y ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 64.56 ± 0.76 Ma (Winterbourne, 1999 en Petersen y Montiel–Méndez, 2009) en un pórfido monzodiorítico que intrusiona unidades sedimentarias del Cretácico y que en conjunto se presentan afectados por fallas inversas de bajo ángulo. Las estructuras geológicas directamente datadas son el cabalgamiento El Volantín con una edad K/Ar de 62 ± 1.7 Ma (Gray et al., 2001) y los cabalgamientos La Misión y Lobo–Ciénaga, los cuales son cortados por un plutón no deformado de edad K/Ar de 62.2 ± 1.5 Ma (Suter, 1984), asociado al stock del cerro del Águila. En la parte oriental de la SMOr la deformación está ausente a partir del Eoceno temprano–medio, ya que las unidades más jóvenes deformadas por acortamiento, son los depósitos clásticos del Paleógeno correspondientes a la Formación Velasco (Gamper, 1977; Fitz–Díaz, 2010; Fitz–Díaz et al., 2010, Ortega–Flores, 2011), que presentan deformación de poca intensidad.

DESCRIPCIÓN DE LAS ZONAS DE MUESTREO Y GEOCRONOLOGÍA REALIZADA EN ESTE ESTUDIO

Para el transecto de estudio, se seleccionaron muestras de las unidades ígneas intrusivas y metamórficas más jóvenes con evidencias de deformación, con el fin de establecer un carácter previo y sincrónico con la deformación. De la misma manera, se eligieron las rocas más antiguas de la zona sin deformar para establecer la edad mínima de la deformación. Se analizaron por el método espectrometría de masas con plasma inductivamente acoplado y ablación láser (LA–ICPMS, por sus siglas en inglés) nueve concentrados de circón, ocho de rocas ígneas intrusivas y uno de un ortogneis (Tabla 1 y Tabla A2 suplemento electrónico), así como cinco concentrados minerales: dos de muscovita, dos de biotita y uno de hornblenda por el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar por calentamiento en pasos; de estos concentrados, tres proceden de rocas metamórficas y dos de una roca ígnea intrusiva (Tabla 1 y Tabla A1 suplemento electrónico).

Región occidental

Sector Todos Santos, B. C. S.

Al noreste de la población de Todos Santos, Baja California Sur, las unidades previas y sincrónicas con la deformación incluyen de manera general rocas volcanosedimentarias metamorfizadas y cuerpos ígneos del Cretácico. Hay un cinturón milonítico que presenta un rumbo aproximado NNE, buzante hacia el E y SE, con ángulos de inclinación intermedios que corta en amplias zonas a ese conjunto de unidades, el cual fue descrito por Mattern et al. (2010). Dichos autores establecen, basados en datos de campo y análisis de secciones delgadas, el patrón tiempo/ temperatura de la deformación y proponen una cinemática inicial diestra seguida por cizallamiento dúctil con cinemática siniestra, posiblemente transpresiva. En esta zona, las unidades posteriores a la deformación son depósitos volcanogénicos del Mioceno.

De manera generalizada las milonitas muestran un bandeamiento bien desarrollado con la generación de estructuras sigma y delta, así como estructuras S–C. En algunos horizontes hay zonas muy ricas en micas, las que fueron aprovechadas para realizar el muestreo con el fin de obtener la edad de la deformación. Una de dichas muestras (MY–05–2) es una milonita de un gneis mesocrático de grano medio a grueso con bandeamiento centimétrico de cuarzo plagioclasa, biotita y muscovita (Figura 2a). La segunda muestra (MY–05–3) es un ortogneis milonítico leucocrático, de grano medio a fino, con bandeamiento centimétrico a milimétrico, cuya mineralogía es de cuarzo, plagioclasa, muscovita y biotita (Figura 2b). Petrográficamente, las rocas presentan porfiroclastos de feldespato potásico y plagioclasa con maclas dobladas, "peces" de mica y una foliación milonítica con estructuras S–C (Figura 2c). Los listones de cuarzo y feldespato potásico, así como los "peces" de mica, indican para la unidad de ortogneises miloníticos leucocráticos (MY–05–3) un alto grado de deformación, que permite considerarlos gneises bandeados o striped gneisses (Figura 2d). Las estructuras dentro del cinturón milonítico indican que ha sido reactivado en múltiples ocasiones. Las lineaciones minerales, en su mayoría, presentan ángulos de pitch pequeños, indicando movimientos laterales en las fases más tardías de la deformación; se pueden documentar tanto desplazamientos izquierdos como derechos. Las unidades que ahora están en superficie, están sobreimpuestas por condiciones frágiles típicas de la corteza superior de la serie cataclástica.

Se efectuaron tres experimentos ⁴⁰Ar/³⁹Ar de calentamiento por pasos, donde se emplearon concentrados de biotita para la muestra MY–05–2 y de hornblenda y biotita para la muestra MY–05–3. Para la muestra MY–05–3, se obtuvo un espectro relativamente plano, del cual se calculó una edad meseta de 97.6 ± 0.3 Ma en hornblenda para tres fracciones con un 51% de ³⁹Ar liberado y con un valor para la media cuadrática de las desviaciones ponderadas (mean square of weighted deviates, MSWD) de 0.92 (Figura 3, Tabla 1), que interpretamos como la edad de deformación dúctil en la región. Este evento no pudo ser establecido por medio de una edad meseta para la muestra MY–05–2, aunque sí se pudo obtener una edad isócrona de 91.49 ± 1.6 Ma en biotita, aceptable dentro del margen de error calculado y que interpretamos que marcaría condiciones de metamorfismo retrógrado, propias de las zonas de milonitización.

Al noreste de la población de Mazatlán (Sinaloa), las unidades previas y sincrónicas a la deformación incluyen de manera general ortogneises, metapelitas y cuerpos intrusivos del Jurasico–Cretácico. Las secuencias presentan zonas de deformación discretas y el desarrollo de una foliación de rumbos NE a E–W y echados de ángulo alto al NW (Henry y Fredrikson, 1987). En esta zona, las unidades posteriores a la deformación, incluyen cuerpos ígneos, depósitos volcanogénicos y rocas sedimentarias, principalmente del Cretácico–Terciario tardío (sic) (Henry y Fredrikson, 1987; Henrry et al., 2003) y volcánicas del Plioceno–Cuaternario.

La secuencia de ortogneises corresponde a rocas de composición diorítica y granítica. Las unidades son holocristalinas, faneríticas, de grano medio a grueso, mesocráticas a leucocráticas, con bandeamiento centimétrico dado por la orientación preferencial de bandas claras de cuarzo y feldespato, y bandas oscuras de hornblenda y óxidos (Figura 4 a y b). Petrográficamente, las rocas presentan variaciones texturales desde granoblástica constituida por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa, hasta nematoblástica de hornblenda acentuada por óxidos que en conjunto establecen el bandeamiento de la unidad. Las rocas presentan recristalización dinámica extensiva y desarrollo de mirmequitas a lo largo de las superficies de los cristales, paralelas al bandeamiento (Figura 4c). Para la muestra PLMCN–002, se realizaron 52 análisis puntuales en 42 cristales de circón, la gran mayoría en sus bordes, para determinar la edad del evento magmático. Veinticuatro análisis arrojaron edades concordantes, definiendo una edad media ponderada de 157.13 +^0.61/–1.17 Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 97.7% de confiabilidad, n= 24, Figura 4d, Tabla 1) interpretada como la edad de cristalización del cuerpo intrusivo. Algunos bordes externos en los cristales de circón revelan edades casi concordantes de 110 Ma y 94 Ma, interpretadas como pérdida de plomo.

La secuencia metapelítica corresponde a una variación de rocas esquistosas a filíticas, de color grisáceo, tacto sedoso, con lentes de cuarzo y cristales tabulares milimétricos de plagioclasa y biotita. El plegamiento isoclinal apretado de las capas sedimentarias (S_o) desarrolla una foliación con un rumbo NE a E–W y buzamiento al NW con ángulos de inclinación intermedios (Figuras 5 a y b). Petrográficamente, la roca presenta una gran variabilidad en el tamaño y las formas de los granos que la constituyen, lo que puede deberse a una pobre selección en la trama sedimentaria o volcánica previa, o bien, puede indicar diferenciación metamórfica. Los minerales varían en composición desde agregados muy abundantes de cuarzo, plagioclasa, feldespato, muscovita, biotita, andalucita y sillimanita, a conjuntos escasos de epidota, estaurolita, granate, óxidos y materia orgánica. La orientación preferencial de los minerales en texturas idioblásticas de micas y estaurolita, acentuada por capas de materia orgánica y óxidos, establecen la foliación esquistosa S₁ de la unidad. Basados en la clasificación de las características morfológicas de la foliaciones de Passchier y Trouw (1996), la foliación S₁ se presenta espaciada con dominios de clivaje en forma suave y en porcentaje de volumen de hasta un 30%, anastomosada y gradacional en relación con las microtexturas granoblásticas generadas por microlitos de cuarzo, plagioclasa y feldespato. La andalucita constituye un 5–10% de la roca; se presenta en cristales tabulares, como agregados columnares, internamente fracturados, exhibe una variación en el tamaño de grano de 0.5 a 2.5 mm, relaciones de crecimiento previos y sincrónicos a la deformación, con reducción en el tamaño de grano y cambio en la forma del cristal (Figura 5c) y posteriores a la deformación, generalmente asociada con agregados de muscovita, biotita y estaurolita que se sobreimponen a la foliación (Figura 5d). Algunos cristales de andalucita se presentan alterados a sillimanita. Se efectuó un experimento ⁴⁰Ar/³⁹Ar de calentamiento por pasos, donde se emplearon concentrados de muscovita de la muestra PLMCM–001. Se obtuvo un espectro relativamente plano del que se calculó una edad meseta de 93.95 ± 0.36 Ma en muscovita para cinco fracciones con un 91.77% de ³⁹Ar liberado y con un MSWD de 1.62 (Figura 6, Tabla 1), que interpretamos como la edad de deformación dúctil en la región.

Las tonalitas El Recodo (PLMG–004) y Quelite (PLMCTS–003) están propuestas como cuerpos sintectónicos según Henry et al. (2003). Durante el trabajo de campo se observó el paso gradual de la zona muy poco deformada de la muestra PLMG–004 a la zona deformada de la muestra PLMCTS–003, indicando que estas dos rocas representan el núcleo y el borde de un mismo cuerpo intrusivo sincrónico con la deformación, que comparte la deformación registrada por el basamento (ortogneis y metapelitas). Macroscópicamente, la muestra PLMCTS–003 presenta un bandeamiento acentuado por la orientación preferencial de los minerales máficos y félsicos (Figura 7a), mientras que la muestra PLMG–004 preserva aún las tramas ígneas, mostrando una textura holocristalina fanerítica, de grano fino a medio, inequigranular e hipidiomórfica, mesocrática, formada por cristales de cuarzo, plagioclasa, biotita parda, feldespato potásico y hornblenda. Petrográficamente, en ambas rocas se aprecia deformación, aunque en las rocas localizadas en el borde del cuerpo las variaciones texturales son más acentuadas. Se destacan texturas granoblásticas constituidas por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa, nematoblásticas de hornblenda e idioblásticas de biotita. La reducción en el tamaño de grano y la deformación plástica de los minerales, junto con los aspectos texturales de la unidad, destacan que las bandas milimétricas a centimétricas de deformación que generan el bandeamiento de la unidad, corresponden al agrupamiento de estructuras S–C (Figura 7b). La cordierita constituye un 5–15% de la roca, se presenta en cristales pseudohexagonales alterados a pinnita, con una variación en el tamaño de grano de 0.8 a 1.5 mm en las rocas muestreadas en el núcleo y de 0.2 a 0.4 mm en las de los bordes, presenta relaciones de crecimiento previas a la deformación, reducción en el tamaño de grano, cambio en la forma del cristal y fracturamiento interno (Figura 7c). Se aprecian microestructuras indicativas de las condiciones de grado medio de metamorfismo (400–500 °C) tales como maclas de deformación decrecientes, maclas dobladas, extinción ondulante y bandas de deformación (Pryer, 1993; Ji, 1998a, 1998b) (Figura 7d). Los fechamientos U/Pb en circones de las muestras PLMCTS–003 y PLMG–004 permiten establecer edades de 97 ^+0.2/_-1.5Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 95% confiabilidad, n= 27) y de 98 ⁺¹/_–0.4 Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 95% confiabilidad, n= 27) (Figuras 8 a y b; Tabla 1), que se interpretan como edades de cristalización del borde y núcleo, respectivamente, de un cuerpo intrusivo sincrónico con la deformación, que corresponde a las tonalitas Quelite y El Recodo, descritas por Henry et al. (2003). Se efectuaron dos experimentos ⁴⁰Ar/³⁹Ar de calentamiento por pasos, para determinar la edad de enfriamiento del cuerpo ígneo, donde se emplearon concentrados de hornblenda y biotita de la muestra PLMCTS–003. Se obtuvo un espectro relativamente plano del que se calculó una edad meseta de 83.36 ± 0.57 Ma en hornblenda para cinco fracciones, con un 85.54 % de ³⁹Ar liberado y con un MSWD de 1.0; de igual forma, se obtuvo un espectro relativamente plano del que se calculó una edad meseta de 81.78 ± 0.53 Ma en biotita para seis fracciones con un 59.29 % de ³⁹Ar liberado y con un MSWD de 1.47 (Figura 9, Tabla 1), que en conjunto son interpretadas como edades de enfriamiento de estos minerales primarios (de origen magmático). La edad de enfriamiento de la biotita se interpreta como posterior a la deformación, o bien, muy cercana al final de ella. Se ha considerado ya que los rasgos texturales descritos (e.g., maclas de plagioclasa dobladas) indican que dicha deformación ocurrió a temperaturas superiores al cierre del sistema ⁴⁰Ar/³⁹Ar en la biotita.

Región central

Sector Nazas, Durango

En las inmediaciones de la población de Nazas, las unidades previas y sincrónicas a la deformación incluyen, de manera general, rocas sedimentarias y cuerpos ígneos efusivos e intrusivos del Cretácico. Las secuencias presentan esencialmente plegamiento y cabalgamiento en amplias zonas de deformación con orientaciones NW–NE (Aguirre–Díaz y McDowell, 1991). En esa zona, las unidades posteriores a la deformación incluyen cuerpos ígneos, depósitos volcanogénicos y rocas sedimentarias, principalmente del Cretácico–Terciario tardío (sic) (Aguirre–Díaz y McDowell, 1991).

Zona cerro de La Cruz Nazas, Durango

Adyacente al cerro de La Cruz, afloran cuerpos ígneos no deformados de composición monzonítica, que intrusionan estratos de areniscas y lutitas apizarradas, plegados y afectados por fallas inversas de bajo ángulo de las formaciones Indidura y Caracol (Turoniano–Santoniano; De La Vega, 1963). Estos cuerpos ígneos tienen textura porfirítica, con fenocristales de grano fino a medio, matriz afanítica y un índice de color mesocrático. Petrográficamente presentan texturas porfiríticas con fenocristales de cuarzo, biotita, hornblenda, microclina y plagioclasa con zonación, en una matriz afanítica, criptocristalina, alterada a carbonatos y clorita (Figuras 10 a y b). Para la muestra PLNCC–004, se realizaron 35 análisis puntuales en 30 cristales de circón, la gran mayoría, en sus bordes para determinar la edad del evento magmático. Veinticinco análisis arrojaron edades concordantes, definiendo una edad media ponderada de 50.1 ± 3 Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 95.7% confiabilidad, n=25, Figura 10c, Tabla 1) interpretada como la edad de cristalización del cuerpo intrusivo.

En el estado de Zacatecas, las unidades previas y sincrónicas a la deformación incluyen de manera general rocas ígneas efusivas, sedimentarias, filitas y milonitas del Jurásico–Cretácico. Las secuencias presentan esencialmente plegamiento y cabalgamientos en amplias zonas de deformación, y condiciones de metamorfismo durante el período Cretácico Tardío (Iriondo et al., 2003). Evidencias de esta deformación son los afloramientos de las zonas adyacentes al poblado de Francisco I. Madero, Zac., en la carretera que conduce desde la ciudad de Zacatecas a Fresnillo, y en el área minera de la Tesorera–Zacatón. En esos lugares aparecen fallas inversas de bajo ángulo con dirección de transporte al este–noreste y fallas laterales con cinemática izquierda, la cual pudo ser interpretada por sigmoides en las zonas de milonitas (Figuras 11 a, b y c). Las unidades posteriores a la deformación identificadas en el estado de Zacatecas, incluyen cuerpos ígneos, depósitos volcanogénicos y rocas sedimentarias, principalmente del Paleógeno–Neógeno (Escalona–Alcázar et al., 2009; Escalona–Alcázar, 2010) y volcánicas del Plioceno–Cuaternario.

Zona Francisco I. Madero, Zacatecas

En esta zona se obtuvo la muestra PLFMI–014, correspondiente a un cuerpo intrusivo de composición monzonítica no deformado que intrusiona a un conjunto formado por esquistos verdes, lutitas, pizarras y calizas, plegadas y afectadas por fallas inversas de bajo ángulo. Macroscópicamente corresponde a un cuerpo subvolcánico, holocristalino, inequigranular porfirítico con fenocristales de grano fino a medio en una matriz afanítica, mesocrático, formada por cristales de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita parda y hornblenda. Petrográficamente la roca presenta relaciones texturales microporfídicas con fenocristales de cuarzo, biotita, hornblenda, feldespato potásico con maclas de microclina y plagioclasa con texturas en desmezcla y alteración a sericita, en una matriz afanítica criptocristalina de cuarzo y plagioclasa alterada a clorita (Figuras 12 a y b). Para la muestra PLFMI–014, se realizaron 30 análisis puntuales en 26 cristales de circón, la gran mayoría en sus bordes para determinar la edad del evento magmático. Catorce análisis arrojaron edades concordantes, definiendo una edad media ponderada de 68.7 + 0.5 Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 94.3% confiabilidad, n=14, Figura 12c, Tabla 1) interpretada como la edad de cristalización del cuerpo intrusivo.

Zona Tesorera–Zacatón, Zacatecas

En la localidad de Noria del Cerro se obtuvo la muestra PLN–001 de un cuerpo intrusivo de composición granodiorítica. El cuerpo ígneo no se presenta deformado e intrusiona a unidades volcanosedimentarias, lutita apizarrada y calizas, plegadas y afectadas por fallas inversas de bajo ángulo. Macroscópicamente, corresponde a una roca holocristalina fanerítica, de grano fino a medio, inequigranular e hipidiomórfica, formada por cristales de cuarzo, plagioclasa, biotita parda, feldespato potásico y hornblenda. Petrográficamente, la roca presenta relaciones texturales intergranulares de cristales subhedrales de cuarzo, plagioclasa con maclas de albita–periclina, zonación e intercrecimientos antipertíticos, feldespato potásico con maclas de microclina, hornblenda, biotita y augita–egirina (Figuras 13 a y b). Para la muestra PLN–001, se realizaron 39 análisis puntuales en 35 cristales de circón, la gran mayoría en sus bordes para determinar la edad del evento magmático. Veinticinco análisis arrojaron edades concordantes, definiendo una edad media ponderada de 73.3 ± 0.3 Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 95.7% confiabilidad, n= 25, Figura 13c, Tabla 1) interpretada como la edad de cristalización del cuerpo intrusivo.

Región oriental

Sector San Luis Potosí, S. L .P.

Al noroeste de la ciudad de San Luis Potosí, S. L. P., las unidades previas y sincrónicas con la deformación incluyen rocas sedimentarias y cuerpos ígneos subvolcánicos del Cretácico. Las rocas presentan esencialmente plegamiento y cabalgamiento en amplias zonas de deformación (Petersen y Montiel–Méndez, 2009). Las unidades posteriores a la deformación incluyen depósitos volcanogénicos, principalmente del Terciario (Petersen y Montiel Méndez, 2009).

Zona distrito minero de cerro San Pedro, S. L. P.

Sector Plataforma Valles–San Luis Potosí (PVSLP)

En este sector, las unidades previas y sincrónicas con la deformación incluyen rocas sedimentarias y cuerpos ígneos efusivos y subvolcánicos del Jurásico–Cretácico. Las rocas presentan plegamiento y cabalgamiento en amplias zonas de deformación (Suter, 1984; Gray et al., 2001; Fitz–Díaz, 2010; Fitz–Díaz et al., 2010). Las unidades posteriores a la deformación incluyen cuerpos ígneos, depósitos volcanogénicos, principalmente del Terciario.

Zona cerro del Águila

Al este de la Plataforma Valles–San Luis Potosí, adyacente al cerro del Águila, afloran conjuntos sedimentarios deformados de areniscas, lutitas apizarradas y limolitas del Cretácico Superior. Esas rocas son intrusionadas por diques métricos porfiríticos en los que no se aprecia deformación (Figura 15 a y b). De éstos se obtuvo la muestra PLLPT–001, un pórfido de composición monzodiorítica muy meteorizado. Se realizaron 21 análisis puntuales en 16 cristales de circón, la gran mayoría en sus bordes para determinar la edad del evento magmático. El fechamiento realizado muestra un conjunto principal de circones de edad jurásica, circones individuales con edades Cretácico Temprano y un circón de 60 Ma. Esta última edad, cobra sentido como la más cercana a la cristalización del cuerpo intrusivo, si se considera que se trata de un dique que intrusiona a las rocas sedimentarias cretácicas (Figura 15c, Tabla 1).

Zona Agua Fría Chica, distrito minero Encino Prieto, Hidalgo

En esta zona afloran secuencias sedimentarias de areniscas, calizas y lutitas, deformadas frágilmente. Las rocas son intrusionadas por una granodiorita no deformada que desarrolla una aureola de contacto y una zona de skarn. De este cuerpo se obtuvo la muestra PLMEI–001, una roca holocristalina fanerítica, de grano fino a medio, inequigranular e hipidiomórfica, formada por cristales de cuarzo, plagioclasa, biotita, feldespato potásico y hornblenda. Petrográficamente, presenta cristales subhedrales a anhedrales de cuarzo, plagioclasa con maclas de albita–periclina, zonación e intercrecimientos pertíticos, feldespato potásico, biotita y hornblenda (Figuras 16 a y b). Para la muestra PLMEI–001, se realizaron 34 análisis puntuales en 30 cristales de circón, la gran mayoría en sus bordes para determinar la edad del evento magmático. Dieciséis granos arrojaron edades concordantes, definiendo una edad media ponderada de 42.4 +^0.6/_–0.9 Ma (promedio de edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U, 97.9% confiabilidad, n=16, Figura 16c, Tabla 1) interpretada como la edad de cristalización del cuerpo ígneo.

INTERPRETACIÓN DE LAS EDADES ISOTÓPICAS Y NIVELES ESTRUCTURALES DE LA DEFORMACIÓN

Región occidental

En los cuerpos intrusivos sincrónicos con la deformación, la imbricación magmática de los minerales y los arreglos de foliación S–C, presentan una misma orientación y sentido de cizalla, lo cual interpretamos como evidencias de deformación contínua desde el estado magmático hasta el estado sólido (Blumenfeld, 1983; Blumenfeld y Bouchez, 1988; Miller y Paterson, 1994). El desarrollo de mirmequitas a lo largo de las superficies del cristal, paralelas al bandeamiento e identificadas en las unidades de gneises bandeados, junto con la mineralogía de los cristales neoformados en metapelitas con arreglos paragenéticos de andalucita + sillimanita + estaurolita + granate, indican temperaturas mayores a 500600 °C (Simpson, 1985; Simpson y Wintsch, 1989). Esas temperaturas permitirían la cristalización de los cuerpos ígneos observados, dado que son compatibles con las obtenidas para magmas graníticos hidratados bajo presiones mayores a 300 Mpa (Phillpotts, 1990; Tommasi et al., 1994). El metamorfismo es progresivo a través de la transición estaurolita–andalucita–sillimanita y puede ser claramente identificado por la presencia de porfiroblastos de estaurolita con pequeños sobrecrecimientos de andalucita y sillimanita. La descomposición de la estaurolita en las rocas pelíticas, en muchas áreas ha sido reportada dentro del campo de estabilidad de la sillimanita (Winkler, 1978; págs. 230 a 233). En las rocas de Mazatlán, Sin., dicha descomposición es sugerida por la presencia de estaurolita con bordes corroídos, dentro de los porfiroblastos de andalucita y biotita. Lo cual sugiere las condiciones máximas de temperatura de metamorfismo progresivo experimentadas por esas rocas durante el evento. Las paragénesis estables durante la fase progresiva de metamorfismo registradas en las metapelitas en la región occidental son: cuarzo + mica blanca + biotita + granate; cuarzo + mica blanca + biotita; estaurolita + mica blanca + biotita; cuarzo + mica blanca + plagioclasa; estaurolita + andalucita + biotita y estaurolita + andalucita + sillimanita.

Se dedujeron presiones confinantes bajas <375 MPa, por la presencia de porfiroblastos de andalucita (Holdaway y Mukhopadhyay, 1993; Tommasi et al., 1994) generados durante el proceso metamórfico, lo cual sugiere niveles corticales entre 10 y 15 km de profundidad para el emplazamiento de los intrusivos. Inferimos que las condiciones de deformación son compatibles con el dominio dúctil de la parte baja de las facies Anfibolita, de las series de metamorfismo regional de temperatura alta y presión baja tipo Buchan. La deformación y el metamorfismo están limitados cronológicamente por cuerpos ígneos intrusivos no deformados con edades de cristalización U/Pb de ca. 66 Ma, reportadas por Henry y Fredrikson (1987).

Región central

Las rocas más recientes reportadas con deformación corresponden a milonitas y filitas de ca. 79 Ma reportadas por Iriondo et al. (2003) y a unidades de rocas de las formaciones Indidura y Caracol (Turoniano–Santoniano; De La Vega, 1963). Las texturas y estructuras de los esquistos y filitas aflorantes en esta zona (foliación esquistosa en filitas, estructuras S–C, foliación pizarrosa, pliegues y fallas inversas) sugieren que las condiciones de deformación registradas por estas unidades son compatibles con el dominio dúctil–frágil, en la zona de transición del régimen frágil de la corteza, y en las facies metamórficas de Esquistos Verdes, posiblemente a profundidades entre los 8 y 11 km. La deformación por acortamiento es progresiva entre los 94 y 79 Ma y está limitada cronológicamente por cuerpos ígneos intrusivos no deformados con edades U/Pb de cristalización de ca. 74 Ma.

Región oriental

La unidad más reciente en el borde occidental de la SMOr con deformación por acortamiento corresponde a un cuerpo ígneo previo a la deformación con edad de cristalización ca. 62 Ma, localizado al oriente de San Luis Potosí, el cual está afectado por fallas inversas con dirección de transporte al NE (Figura 14). En las estribaciones orientales de la SMOr las rocas más recientes reportadas con deformación por acortamiento, de poca intensidad en esa zona, corresponden a la Formación Velasco (Gamper, 1977; Fitz–Díaz, 2010; Fitz–Díaz et al., 2010; Ortega–Flores, 2011) lo que permite establecer el alcance de la deformación hasta el Eoceno temprano, al menos para esa zona. Sugerimos que las condiciones de deformación, son compatibles con el dominio frágil de la corteza, por debajo de la facies metamórfica de Esquistos Verdes, a profundidades menores o cercanas a los 5 km y que son sugeridas por las texturas y estructuras quebradizas, pliegues chevron y pliegues paralelos observados en las unidades aflorantes. En el distrito minero Encino Prieto, ubicado en la parte central de la SMOr, la deformación está limitada cronológicamente por cuerpos ígneos intrusivos no deformados con edades de cristalización ca. 42 Ma (Figura 16).

DISCUSIÓN

Habiendo determinado la edad del evento de acortamiento más joven a lo largo de todo el transecto W–E estudiado, a continuación se discute la evolución temporal de la deformación por acortamiento relacionada con la orogenia Laramide para el centro de México, considerando los niveles estructurales y las facies metamórficas en las regiones estudiadas. Las características principales del evento Laramide en el borde poniente de México indican que el proceso de contracción en su etapa inicial fue inducido por procesos magmáticos de los niveles superiores de la corteza, los cuales facilitaron el establecimiento de un alto gradiente de temperatura y el consecuente metamorfismo de las unidades. Las texturas y estructuras de las unidades deformadas, esencialmente gneises bandeados, milonitas y esquistos con arreglos de las series metamórficas andalucita–sillimanita de la parte baja de las facies Anfibolita, indican condiciones de temperatura alta (450 °C–650 °C) y de presión baja (menor a 450 MPa) propias de un evento de metamorfismo regional tipo Buchan (e.g., Aranda–Gómez y Pérez–Venzor, 1989, Vega–Granillo et al, 2011) que terminaron a ca. 94 Ma. Las profundidades inferidas del campo de estabilidad de la andalucita (Miyashiro, 1994), indican que las magnitudes de exhumación de esas unidades metamórficas aflorantes son cercanas a 15 km. Por otra parte, se cuenta con datos de cuerpos ígneos intrusivos sintectónicos cuyas edades de cristalización son ca. 98 Ma en circón, y en los que se ha determinado edades de enfriamiento en hornblenda y biotita de ca. 83–82 Ma, en Mazatlán, Sinaloa (este trabajo) de 30 °C/m.a. (entre 900 y 550 °C) y de 250 °C/m.a. (entre 550 y 300 °C), considerando las temperaturas de cierre propuestos por Reiners et al. (2005). Si se plantea que la deformación fue contractiva y que las condiciones de metamorfismo indican profundidades cercanas a los 15 km en un dominio dúctil, entonces se puede considerar al colapso gravitacional como un mecanismo posible para buena parte de la exhumación de las rocas aflorantes, explicándose la presencia de fallas con cinemática normal y edades de ca. 85 Ma en las pseudotaquilitas contenidas en dichas fallas (Nieto–Samaniego et al., 2005b).

Considerando tanto los datos estratigráficos y geocronológicos de la literatura, así como las edades obtenidas durante este estudio, proponemos que el evento orogénico se desarrolló incluyendo deformación contractiva, levantamiento y metamorfismo y colapso gravitacional y exhumación. Para el inicio de la deformación en el poniente, proponemos un escenario donde un arco magmático es afectado por deformación contractiva. Durante este proceso, continuamente asistido por magmatismo, se establece un evento de carácter dinámico–termal. Bajo estas condiciones, se facilita el acortamiento, lo que propicia la elevación topográfica (levantamiento de la región occidental). Es de esperarse que elevaciones topográficas en las cadenas montañosas cercanas a 4000 m, colapsen gravitacionalmente (e.g., Dewey, 1988) lo que consecuentemente, junto con la erosión, da lugar a la exhumación de las rocas profundas. Si bien en una localidad específica los procesos se dan en secuencia, en el conjunto orogénico pueden operar sincrónicamente. El acortamiento migró de poniente a oriente junto con el colapso y exhumación de las zonas que hayan alcanzado la altura crítica. Los picos de metamorfismo de las facies Anfibolita (450 °C – 650 °C; 450 MPa) ocurrieron antes de los 97.61 ± 0.28 Ma en la Paz (B.C.S.) y 93.95 ± 0.36 Ma en Mazatlán (Sinaloa), dado que esas edades representan las temperaturas de cierre de la muscovita (temperatura de enfriamiento) que consideramos 400 °C (Reiners et al., 2005). Sugerimos que esta temperatura de 400 °C indica profundidades cercanas a 10 km, de lo cual se desprende que la exhumación de las rocas fechadas ocurrió posteriormente, siendo aun la exhumación parte activa del evento orogénico descrito (franja azul de la Figura 17). Existen evidencias de que en La Paz (B.S.C.) la exhumación estuvo activa a los 85.44 ± 0.46 Ma (Nieto–Samaniego, 2005b), que es la edad de pseudotaquilitas en fallas normales.

El término del evento orogénico, migró de ~85 Ma en el poniente, a ~55 Ma (Eoceno) en el oriente, documentando una variación en la duración del evento de ca. 20 m.a. en el poniente a ca. 4 m.a. en el oriente (Figura 17).

CONCLUSIONES

La deformación contractiva en la región occidental (La Paz y Todos Santos, B.C.S.–Mazatlán, Sinaloa) es progresiva, ocurrió a ca. 105 Ma y posteriormente a ca. 85 Ma, y es evidenciada por los datos obtenidos en milonitas, gneises bandeados, esquistos, cuerpos ígneos sintectónicos y pseudotaquilitas aflorantes en esta zona. La paragénesis de andalucita + sillimanita + estaurolita + granate en metapelitas sugieren condiciones de deformación dúctil en la parte baja de la facies Anfibolita de las series de metamorfismo regional de temperatura alta (450 °C–650°C) y presión baja (menor a 450 MPa), tipo Buchan.

Las edades para el proceso metamórfico identificado son de ca. 97 y 94 Ma.

Las paragénesis estables durante la fase progresiva de metamorfismo registradas en las metapelitas son: cuarzo + mica blanca + biotita + granate; cuarzo + mica blanca + biotita estaurolita + mica blanca + biotita; cuarzo + mica blanca + plagioclasa; estaurolita + andalucita + biotita y estaurolita + andalucita + sillimanita.

A partir de las edades de enfriamiento obtenidas en hornblenda y biotita en cuerpos ígneos intrusivos sintectónicos, cuya edad de cristalización es ca. 98 Ma en circón, se estimaron tasas de enfriamiento para la región occidental de 30 °C/m.a. (entre 900 y 550 °C) y de 250 °C/m.a. (entre 550 y 300 °C) en Mazatlán, Sinaloa.

La magnitud de exhumación cercana a 15 km, junto con la presencia de fallas con cinemática normal y edades muy cercanas a la deformación por acortamiento, sugieren que el colapso gravitacional fue el mecanismo responsable para buena parte de la exhumación ocurrida en la región occidental.

La deformación contractiva en la región oriental (San Luis Potosí–SMOr) fue progresiva entre ca. 62 y 58 Ma, produjo pliegues paralelos, pliegues de tipo chevron y fallas en las secuencias sedimentarias, así como estructuras quebradizas observables al microscopio. Las condiciones de deformación registradas por estas unidades son compatibles con el dominio frágil de la corteza, por debajo de la facies metamórfica de Esquistos Verdes, a profundidades menores a los 5 km.

La deformación está limitada cronológicamente en las regiones occidental, central y oriental de México por cuerpos ígneos intrusivos no deformados con edades de cristalización ca. 66, 74 y 60 Ma, respectivamente.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue financiado por el proyecto CONACYT 80142. Se agradece al CONACYT, al Posgrado en Ciencias de la Tierra de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), al Centro de Geociencias–Campus Juriquilla–UNAM y al Centro de Investigación Científica de Educación Superior de Ensena (CICESE), por todo el apoyo económico y técnico–científico para el desarrollo de esta investigación. De igual forma, se extiende un especial agradecimiento a los Drs. Luca Ferrari Pedraglio, Alexander Iriondo, Jorge Aranda, Roberto Molina, Bodo Weber y a la Dra. Elisa Fitz por las enriquecedoras pláticas que fueron una base fundamental para las ideas desarrolladas en este trabajo. Al Dr. Carlos M. González León y un revisor anónimo por los comentarios realizados durante el arbitraje del artículo, que permitieron el fortalecimiento de las ideas planteadas en esta investigación. Al Ing. Fernando Piñeiro y a la empresa Industrias Peñoles, S.A. de C.V., por el apoyo logístico y permitirnos el muestreo del Distrito Minero de Francisco I. Madero y Peñasquito, Zac.. Al Ing. Dhio Montiel y a la empresa New Gold, Inc., Minera San Xavier, por el apoyo logístico y permitirnos el muestreo del Distrito Minero Cerro San Pedro, San Luis Potosí. Por el apoyo de tipo técnico agradecemos a la Dra. Marina Vega, al M. en C. Aldo Izaguirre Pompa, a los Ingenieros José Solorio, Emilio Nava Alarrote, a la Ing. Mónica Alejandra Enríquez, a Juan Tomás Vázquez Ramírez, Juan Manuel López, Jesús Silva Corona, Manuel Albarrán, Ángela Susana Rosas Montoya, Luz Selene Lino Escobedo, Víctor Pérez Arroyo, Miguel Ángel García García y Gabriel Rendón Márquez. Por el acompañamiento en los trabajos de campo se expresa el más sincero agradecimiento a Javier Antonio Báez López, Estefanny Dávalos Elizondo, Adolfo Pacheco Castro y Candy Cornejo Jiménez.

SUPLEMENTO ELECTRÓNICO

En la página web <http://rmcg.unam.mx/>, dentro de la tabla de contenido de este número, se puede consultar el resumen de datos geocronológicos (suplemento electrónico 29–1–03).

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