Cenozoic stratigraphy of the Tehuacan region and its relationship with the northern sector of the Oaxaca fault

Oscar Gabriel Dávalos–Álvarez¹, Ángel Francisco Nieto–Samaniego^2,*, Susana A. Alaniz–Álvarez², Enrique Martínez–Hernández³ y Elia Ramírez–Arriaga³

¹ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1–742, 7600 Querétaro, Qro., México.

² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado postal 1–742, 7600 Querétaro, Qro., México.* afns@geociencias.unam.mx

³ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, 04510 México, D.F., México.

Manuscrito recibido: Septiembre 22, 2006
Manuscrito corregido recibido: Marzo 29, 2007
Manuscrito aceptado: Abril 25, 2007

RESUMEN

La falla de Oaxaca es un sistema cenozoico ubicado en el sur de la República Mexicana. La deformación por extensión asociada al sector norte de ese sistema de fallas formó una semifosa o depresión tectónica conocida como valle de Tehuacán. Los depósitos cenozoicos del valle registraron una fase de deformación progresiva con cuatro pulsos (p1, p2, p3 y p4). Entre los depósitos del Cretácico Tardío y los primeros depósitos cenozoicos existe una discordancia angular, la cual se asoció con la orogenia Laramide. Se reconoció que, posterior a dicha orogenia, en el valle de Tehuacán tuvo lugar un cambio de régimen tectónico, pasando de acortamiento a extensión. El régimen de extensión produjo fallamiento frágil, de tal forma que se originaron las primeras estructuras del sector norte de la falla de Oaxaca, definiéndose con ellas p1. La edad mínima de p1 es acotada por los primeros depósitos cenozoicos del valle, que abarcan del Eoceno temprano al medio. El pulso p2 ocurrió entre el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano como resultado de la propagación del fallamiento en el sistema; este pulso se registró en una zona de relevo de falla (rampa Calipan). Hay un cambio en el nivel de base regional que es marcado por una discordancia, la cual está asociada a un pulso p3 de edad del Eoceno tardío a la base del Oligoceno tardío; durante este pulso los depósitos sedimentarios del Eoceno y del Oligoceno temprano fueron fuertemente basculados. En el Oligoceno tardío, el nivel de base regresó al valle y comenzó a depositarse la Formación Tehuacán (Oligoceno tardío – Mioceno medio), lo cual indicó el final de p3. La deformación progresiva continuó a lo largo del Mioceno, dando lugar a p4 después del Mioceno medio, con el desarrollo del relevo de falla más joven en el sistema donde se depositó el conglomerado San Isidro (Mioceno medio a tardío). El sector norte de la falla de Oaxaca está constituido por cuatro fallas normales con una pequeña componente de cizalla lateral que forman un arreglo en échelon izquierdo. Con la caracterización de las unidades litoestratigráficas, el arreglo escalonado del sistema de fallas y las fases de deformación cenozoicas identificadas, se concluyó que el sector norte de la falla de Oaxaca creció a través de relevos de falla con una migración y propagación de la deformación del sur al noroeste.

Palabras clave: deformación, relevo de falla, Cenozoico, falla de Oaxaca, valle de Tehuacán, sur de México.

ABSTRACT

Key words: deformation, relay ramp, Cenozoic, Tehuacán valley, Oaxaca fault, south of Mexico.

INTRODUCCIÓN

El sur de México ha tenido una historia geológica que se remonta al Proterozoico (e.g., Ortega–Gutiérrez, 1981; Ortega–Gutiérrez et al., 1994), con eventos tectónicos mayores ocurridos tanto en el Paleozoico como el Mesozoico (e.g., Carfantan, 1981; Alaniz–Álvarez et al., 1996; Ferrari et al., 1998; Elías–Herrera y Ortega–Gutiérrez, 2002; Solari et al., 2003), pero durante el Cenozoico se ha moldeado su estructura y morfología actual (e.g., Centeno–García, 1988; Nieto–Samaniego et al., 1995; Tolson, 1998; Alaniz–Álvarez et al., 2002). Para el Cenozoico se han propuesto como eventos tectónicos mayores la orogenia Laramide y el desplazamiento del bloque de Chortis (Schaaf et al., 1995; Morán–Zenteno et al., 1996; Cerca, 2004; Cerca et al., 2004), también fueron documentadas estructuras mayores y se ha propuesto que existieron varios regímenes de deformación (Alaniz–Álvarez et al., 2002; Nieto–Samaniego et al., 2006). Los tres sistemas principales de fallas que han sido identificados son: la falla de Caltepec (Elías–Herrera y Ortega–Gutiérrez, 2002; Elías–Herrera et al., 2005), la falla Chacalapa (Tolson, 1998, 2005) y la falla de Oaxaca (Centeno–García, 1988; Alaniz–Álvarez, 1996). Los estudios de la falla de Oaxaca (FO) se han enfocado principalmente a su actividad mesozoica (e.g., Alaniz–Álvarez et al., 1994, 1996; Centeno–García y Keppie, 1999), mientras que de su evolución tectónica cenozoica hay poca información (e.g., Centeno–García, 1988; Nieto–Samaniego et al., 1995).

En este trabajo se reportan los resultados de un estudio desarrollado en la región de Tehuacán, el cual tuvo como objetivo identificar las unidades litoestratigráficas cenozoicas e inferir la evolución del sector norte de la falla de Oaxaca (SNFO) durante el Cenozoico. El área de estudio se ubica aproximadamente a 250 km al SE de la Ciudad de México en las cercanías del poblado de Tehuacán, Puebla, dentro de la provincia fisiográfica de la Sierra Madre del Sur (Figura 1a). En esta investigación se identificaron las diferentes unidades geológicas presentes en el Valle de Tehuacán (VT), así como la edad, geometría y cinemática de las fallas, de tal forma que fue posible establecer la relación del registro estratigráfico con el desarrollo del SNFO. Con estos datos se propone un modelo de crecimiento durante el Cenozoico del sistema de fallas en el área de estudio.

ESTRATIGRAFÍA DEL VALLE DE TEHUACÁN

La cartografía de las unidades previas al Cenozoico se hizo a manera de reconocimiento; para cerrar los contactos de dichas unidades se hicieron algunas verificaciones de campo, pero principalmente se utilizó fotointerpretación e información de mapas publicados o inéditos (Centeno–García, 1988; INEGI, 1994; Martínez–Amador et al., 2001; Eguiza–Castro, 2001). Las unidades cenozoicas se cartografiaron en detalle y para tener un control de su edad se realizaron tres fechamientos isotópicos, así como el análisis palinológico de una unidad y la identificación de icnofósiles.

En el área de estudio afloran rocas precenozoicas, cuya distribución se muestra en la Figura 2. Las unidades estratigráficas identificadas son el Complejo Oaxaqueño (granulitas y otras rocas metamórficas de grado alto y de edad precámbrica; Sedlock et al., 1993; Ortega–Gutiérrez et al., 1994; Keppie et al., 2003; Solari et al., 2003, 2004); la Formación Matzitzi (arenisca de edad paleozoica; Silva–Pineda, 1970; Velasco–Hernández y Lucero–Arellano, 1996); la Formación Chivillas (secuencia volcanosedimentaria del Jurásico Tardío – Cretácico Temprano; Pano, 1973; Carrasco, 1978; Toriz, 1984; Alzaga y Pano, 1989); la Formación Zapotitlán (margas del Cretácico Temprano; Hernández–Estévez, 1980; Buitrón, 1970; Barrientos–Reyna, 1985; Avellaneda–Córdova et al., 1987); el Conglomerado Cerro Colorado (conglomerado y arenisca del Cretácico Temprano; Eguiza–Castro, 2001); la Formación Tamaulipas Superior (caliza del Cretácico Temprano a Tardío; Alzaga y Santamaría, 1987); y una secuencia no estudiada que se identifica como Cretácico Superior indiferenciado (Ortuño–Arzate et al., 1992; INEGI, 1994).

Unidades cenozoicas

Lechos rojos Tilapa (Eoceno temprano a medio)

Esta unidad aflora principalmente en la porción meridional del VT (Figura 2), observándose en Tilapa uno de sus mejores afloramientos. Son capas violáceas de lodolita y limolita, así como de arenisca y conglomerado de color rojo, con espesores de 5 a 50 cm. Hacia la cima del depósito hay capas delgadas de yeso. El conglomerado contiene clastos con tamaños que van de algunos milímetros (gránulos y guijarros) hasta 30 cm, son angulosos a subredondeados, provienen de gneis, esquisto y anfibolita, en menor cantidad de arenisca, andesita y sílice y escasamente de caliza; los clastos son soportados por matriz areno–arcillosa, aunque en algunos lugares el soporte es clástico. Las capas son desde deleznables hasta muy litificadas. Considerando las cotas de sus afloramientos es posible estimar un espesor mínimo de entre 150 y 200 m. Esta secuencia es cubierta discordantemente por los conglomerados San Isidro y Teotitlán, el travertino Cerro Prieto y los rellenos aluviales cuaternarios, y sobreyace discordantemente al conglomerado Cerro Colorado y a las Formaciones Chivillas y Tamaulipas Superior. Hacia la cima se identifican cambios de facies, pasando de manera transicional a la formación Mequitongo y al conglomerado El Campanario, descritos más adelante. Por su posición estratigráfica se ubica a esta unidad en el Eoceno temprano a medio.

Formación Mequitongo (Eoceno temprano a medio)

La formación Mequitongo aflora en la mitad sur del VT, sobre su borde oriente (Figura 2). Al norte de Tilapa está la Barranca Mequitongo, donde se observa la litología de esta unidad y su relación con los lechos rojos Tilapa, por lo que se emplea para esta unidad el nombre de dicha localidad. Está constituida por capas con estratificación delgada a media de lodolita de color rojo, café claro, amarillo pálido y verde, las cuales son deleznables, ligeras y tienen huellas de desecación. También hay arenisca y conglomerado con clastos angulosos a subangulosos de rocas metamórficas (gneis, esquisto y anfibolita) en una matriz arenosa; estas litologías se encuentran principalmente hacia la base en estratos de 2 a 8 m. Hay yeso fibroso, transparente y lechoso que aparece en capas, rellenando vetillas e inyectado en algunos horizontes; en algunos lugares está plegado en estructuras intracapa. El yeso abunda hacia la cima de la unidad, observándose capas con espesores de hasta 2 m. También afloran horizontes tobáceos. Las capas de la formación Mequitongo están intercaladas en su base con capas de conglomerado pertenecientes a los lechos rojos Tilapa, y son cubiertas discordantemente por el conglomerado Teotitlán y por rellenos aluviales. Su ambiente de depósito se infiere como lacustre somero y fluctuante. Considerando las cotas de los afloramientos es posible estimar un espesor mínimo de entre 100 y 120 m para esta unidad. El fechamiento isotópico en una muestra de la toba intercalada en la secuencia dio una edad de 50.2 ± 1.4 Ma (K–Ar en biotita, Tabla 1). Esta roca piroclástica es de color verde, con constitución arenosa, deleznable, poco densa y con algo de caolinización; al microscopio petrográfico se observa con textura hipocristalina y seriada, con cristales anédricos de cuarzo (35%) y sanidino en parte intercrecido con cuarzo(15%), biotita pleocróica y subédrica (5%), hornblenda (5%) y plagioclasa (5%) subédrica, tiene matriz vítrea (35 %), opacos anédricos y apatita; en general los cristales están fracturados (angulosos a subangulosos) y se observa algo de alteración sericítica en algunos cristales de biotita y hornblenda, así como cloritización; la matriz está levemente carbonatada. Con base en la fecha obtenida y en su posición estratigráfica se asigna a la formación Mequitongo una edad cercana al límite Eoceno temprano a medio.

Conglomerado El Campanario

(Eoceno medio – Oligoceno temprano)

Andesita San Juan Atzingo

(Oligoceno tardío – Mioceno medio)

Los afloramientos de esta unidad se ubican hacia el borde poniente del valle, en su parte centro norte. En la zona aledaña al poblado de San Juan Atzingo se observa a la andesita intrusionando y cubriendo a rocas del Cretácico, así como cubierta por los sedimentos lacustres Altepexi (Figura 2, sección F–F'). Son lavas masivas, con densidad alta, muy fracturadas, de color gris oscuro que intemperizan a tonos ocre–rojizos; por lo general son afaníticas, aunque hay afloramientos con fenocristales de color verde oscuro de minerales ferromagnesianos y otros con cristales tabulares de anfíbol y plagioclasa; se observan también minerales reemplazados por óxidos. Al microscopio petrográfico se distinguen texturas porfídica, pilotaxítica y con agregados glomeroporfídicos; la matriz es merocristalina a holocristalina, formada por labradorita y andesina (65–75%). Tiene minerales opacos, posiblemente de magnetita y fenocristales de ortopiroxeno (hasta 20%), olivino (hasta 5%), ambos anédricos, muy oxidados y fracturados. Otros minerales que se reconocen son anfíboles no identificados y biotita que llegan a formar hasta un 5%; como resultado de la alteración se presenta sericita en la matriz y oxidación intensa. El espesor mínimo estimado para esta unidad es de 80 m. No se observan aparatos volcánicos en la zona, por lo que se considera probable un origen fisural. La edad, según su posición estratigráfica, se ubica entre el Oligoceno tardío y el Mioceno medio.

Formación Tehuacán

(Oligoceno tardío – Mioceno medio)

Aguilera (1906) describió una secuencia cretácica de limolita y arenisca que identificó como Formación Tehuacán. Trabajos posteriores señalaron esa formación como terciaria (e.g., Calderón–García, 1956; Hernández–Estévez, 1980). Esta unidad forma el principal relleno del VT. En su parte inferior y media tiene capas con estratificación delgada a media de caliza lacustre, arenisca y limolita que intemperizan a un color amarillo, así como lutita amarilla y lodolita verde intercaladas; presenta diferentes grados tanto de disolución como de recristalización y de silicificación. Hacia la cima hay lodolita verde y yeso fibroso con algunos horizontes tobáceos intercalados y es común observar huellas de desecación. La toba se presenta tanto de color verde como blanco, con un grado de compactación variable; es densa, laminar, y tiene huecos producidos por la alteración de minerales; su textura es porfídica, con fenocristales euédricos de biotita y líticos de una roca silícica. En las capas subyacentes a la toba hay enriquecimiento en sílice, aparentemente en forma de pedernal, de color verde y muy duro. No se documentó la base de esta unidad ya que está cubierta por los sedimentos lacustres Altepexi o por los conglomerados San Isidro y Teotitlán.

Su depósito se ha interpretado en un ambiente lacustre (Barrientos–Reyna, 1985), dentro de cuencas endorreicas asociadas a actividad en la FO (Avellaneda–Córdova et al., 1987). Las concentraciones de sílice en la base de la toba y la laminación y agrupación de cristales en capas, con una orientación que presenta caras planas paralelas a la estratificación, evidencian un depósito subacuoso. Por las cotas de sus afloramientos se considera que tiene un espesor mínimo de 300 m.

Una muestra de toba intercalada en la cima de la unidad dio una edad de 16.4 ± 0.5 Ma (K–Ar en biotita, Tabla 1). La muestra tiene textura porfirítica, matriz criptocristalina félsica con vidrio y opacos (35%), y contiene fenocristales de cuarzo anédrico a subédrico (30%), ferromagnesianos (¿ortopiroxeno?) anédricos y alterados (5%), sanidino anédrico (5%), plagioclasa subédrica (5%), biotita tabular subédrica (5%), y líticos angulosos parcialmente oxidados y sericitizados (15%); los productos de alteración son sericita y óxidos, y carbonato de calcio en la matriz; por lo general los cristales están fracturados y rotos. Nieto–Samaniego et al. (2006), reportaron una edad de 27.1 ± 0.7 Ma (K–Ar en muscovita) para una toba riolítica intercalada hacia la base de la Formación Tehuacán. Considerando ambas fechas, que son muy próximas a la cima y base del depósito, se asigna a esta unidad una edad que abarca del Oligoceno tardío al Mioceno temprano y se estima que la tasa de sedimentación fue cercana a los 30 m/Ma. Se aprecia que la sedimentación continuó en algunas zonas por encima del nivel donde se tomó la muestra fechada cercana a la cima, lo que hace que la secuencia sea más potente en esos lugares. Considerando que no hay evidencia de variaciones apreciables en el depósito y suponiendo que la tasa de sedimentación fue uniforme, no podemos descartar que la Formación Tehuacán pudiera alcanzar parte del Mioceno medio.

Conglomerado San Isidro (Mioceno medio a tardío)

Sedimentos lacustres Altepexi

(Mioceno medio – Pleistoceno)

Los sedimentos lacustres Altepexi afloran en los alrededores de Tehuacán, y se observan claramente en el corte de la Carretera Federal #131 (Tehuacán–Oaxaca) en los alrededores de Altepexi (Figura 2). La unidad está constituida por horizontes areno–arcillosos, calcáreos, deleznables, de color café que intemperiza a blanco–amarillo, con textura sacaroide y granos bien redondeados; también tiene capas arcillosas color naranja–amarillo, muy porosas y ligeras. Además hay lodolita verde y capas de grava con clastos de andesita y arenisca. Hacia la cima se presenta un conglomerado poco consolidado, con guijarros de caliza de pocos centímetros y redondeados en una matriz areno–arcillosa, el cual está intercalado con capas arcillosas. Presenta bandas de ónix de color café, que son muy duras pero frágiles. También hay cavidades de raíces de plantas reemplazadas por sulfatos y/o carbonatos, yeso masivo y fibroso, y capas de travertino. En general, presenta estratificación horizontal y porosidad secundaria por disolución. Suprayacen en discordancia angular ligera a la Formación Tehuacán y a la andesita San Juan Atzingo; en la parte superior presenta una variación lateral de facies, cambiando a lodos calcáreos. Es cubierta por el conglomerado Coyoltepec y por el basalto Cuayucatepec. Se infiere un ambiente de depósito continental lacustre somero. Con base en las cotas de sus afloramientos se considera que tiene un espesor mínimo de 80 a 100 m. Por la posición estratigráfica de los sedimentos lacustres Altepexi y considerando que hacia su parte superior aparecen cambios de facies laterales con intercalaciones con los sedimentos lacustres Villa Alegría, descritos más adelante, se le asigna una edad entre el Mioceno medio y el Pleistoceno.

Sedimentos lacustres del Neógeno – Cuaternario (Plioceno – Pleistoceno)

Dentro de esta unidad se hace una subdivisión para resaltar características distintivas en los diferentes depósitos que la constituyen.

Travertino Cerro Prieto. El travertino Cerro Prieto aflora en el borde poniente del VT, al oeste del poblado Ignacio Mejía en el Cerro Prieto, donde se documentó su contacto inferior. Forma paquetes de más de 30 m de lodo calcáreo (micrita). Son rocas de color rojizo a amarillo que intemperizan a tonos crema, bandeadas, con abundante porosidad secundaria por disolución y presencia de lapiaces; no tiene fósiles ni bioturbación. Forman amplias terrazas horizontales que sobreyacen en discordancia angular a los lechos rojos Tilapa y son cubiertas por el conglomerado Teotitlán. La fuente de los carbonatos parece ser la porción poniente del VT, donde hay potentes secuencias calcáreas cretácicas que fueron expuestas a una fuerte disolución. En el VT, el travertino ha sido considerado como del Plioceno–Cuaternario (e.g., Brunet, 1967; Centeno–García, 1988; INEGI, 1994). Suponiendo una probable correlación entre los travertinos descritos y el travertino de San Antonio Texcala, localizado hacia el surponiente y fechado en 52 ± 5 ka por Michalzik et al. (2001; U/Th), y atendiendo también a las relaciones estratigráficas observadas, se ubica a esta unidad en el Plioceno–Pleistoceno.

Sedimentos lacustres Villa Alegría. Esta unidad aflora hacia la parte más septentrional del valle, sobre la carretera Federal #150, a aproximadamente dos kilómetros al norte de Tehuacán. Son rocas de color rojizo y amarillo que intemperizan a tonos crema, están bandeadas, estratificadas y son muy porosas. Es una roca de precipitación formada por micrita, con calcita recristalizada fina y anédrica; no se encontraron microfósiles. En la secuencia hay intercalación de lodolita de color verde. Presenta cambios de facies laterales, reconociéndose la intercalación de travertino en capas finas de color blanco y horizontes conglomeráticos de los sedimentos lacustres Altepexi (Figura 2, sección H–H'). Es cubierta por el conglomerado Teotitlán y aluvión. El ambiente de depósito es continental lacustre, generado por zonas de inundación con aguas saturadas en carbonato. En la unidad se reconocieron icnitas (moldes y contramoldes) de camélidos y de felinos que se presentan de manera aislada (Apéndice B) y en parte rellenas por calcita. La icnoturbación por camélidos muestra impresiones de forma subovalada a semicircular, con marcas de dos uñas separadas en la parte anterior. La icnita de felino tiene bien marcado el cojinete plantar y los cojinetes digitales, los cuales acaban de forma puntiaguda posiblemente indicando la impresión de las garras. Para establecer la edad de esta unidad se consideró la correlación de icnitas reportadas para la localidad de Tepexi de Rodríguez (Pie de Vaca; Cabral–Perdomo, 1995) localizada a 22 km al W de Tehuacán. Los icnofósiles identificados en esa zona corresponden a huellas de flamencos, de aves zancudas pequeñas, de dos tipos de felinos y de camélidos. Cabral–Perdomo (1995) documentó en dicha región que las dimensiones estimadas para los camélidos que dejaron las huellas corresponderían a las de especies que existieron durante el Plioceno–Plesitoceno y, para las icnitas de felinos, relacionó que corresponden a tamaños de animales que habitaban en el Pleistoceno. Como apoyo a las observaciones descritas por Cabral–Perdomo (1995), hay un reporte de Dugés (1896), quien describió icnofósiles de felinos y aves en la localidad de La Verdolaga en San Juan de los Lagos, Jalisco, México. Aunado a las icnitas reportó restos óseos que relacionó con la especie Bison, de tal forma que asignó una edad Plioceno–Pleistoceno a la unidad geológica que contenía esos hallazgos.

Las huellas de camélidos y de felinos reportadas para las diferentes localidades mencionadas son de gran similitud, por lo tanto en este trabajo se utilizan como un posible argumento para correlacionar la edad de las diferentes unidades que presentan las impresiones de huellas. Otros autores apoyaron la edad del Plioceno–Pleistoceno para rocas correspondientes a las unidades icnofosilíferas de Pie de Vaca (e.g., Applegate y Espinosa–Arrubarrena, 1982; Applegate et al., 1984; Pantoja–Alor et al., 1989), pero existen otros trabajos que consideraron una edad más antigua para las mismas rocas (e.g., Eoceno–Oligoceno con base en palinología; Martínez–Hernández y Ramírez–Arriaga, 1999).

Debido a los diversos puntos de vista acerca de la edad para esas rocas, es difícil correlacionar sólo las huellas para validar la edad de esta secuencia. Por lo tanto, con base en la posible correlación de icnitas, en la posición estratigráfica observada en campo y en la edad documentada por Michalzik et al. (2001; 52 ± 5 ka, U/Th) para depósitos de travertino en el VT, se asigna a los sedimentos lacustres Villa Alegría una edad del Plioceno–Pleistoceno.

Hay dos afloramientos de poca extensión del conglomerado Coyoltepec. El primero está localizado a un kilómetro al poniente de San Gabriel Chilac donde aparece mal clasificado, medianamente compactado, masivo, con abundantes clastos de andesita y algunos de caliza que varían de redondeados a subredondeados; hay algunos angulosos. El otro afloramiento se ubica en las inmediaciones de Altepexi, donde se presenta con contenido de carbonato de calcio, litificado, mal clasificado, con clastos de caliza gris y blanca, caliza con pedernal, arenisca café y sílice amorfa. Los clastos son subangulosos a subredondeados y de tamaño grueso. En el primer afloramiento está en contacto por falla con los sedimentos lacustres Altepexi y cubierto por el conglomerado Teotitlán; en la zona de Altepexi descansa en discordancia angular sobre los sedimentos lacustres Altepexi y es cubierto por rellenos aluviales. Son depósitos continentales terrígenos que, en la zona ubicada al poniente de San Gabriel Chilac, se asociaron a una posible falla que los pone en contacto con los sedimentos lacustres (Figura 2, sección F–F'); en la región aledaña a Altepexi no se identifica su fuente, pero en esta zona se debieron depositar en condiciones subacuáticas con aguas saturadas, lo que le dio un carácter carbonatado a la matriz. Considerando las cotas de sus afloramientos es posible estimar un espesor mínimo de 100 m. No se tienen argumentos para asignar una edad esta unidad pero, con base en las relaciones de campo (cubren a los sedimentos lacustres Altepexi), se le estima como del Plioceno–Pleistoceno.

Basaltos Cuayucatepec (Pleistoceno)

La extensión del basalto Cuayucatepec es muy pequeña y sólo se identifica un afloramiento a siete kilómetros al norte de Tehuacán (Figura 2), entre los poblados de Cuayucatepec y Santiago Miahutlán. Es una roca densa, masiva, muy vesicular, de color gris a gris oscuro, melanocrática, con fenocristales prismáticos de piroxeno (subédrico y de color verde). Al microscopio es porfirítica, afieltrada, intergranular y con agregados glomeroporfídicos, es hipocristalina a holocristalina, con matriz de plagioclasa acicular subédrica, vidrio y ortopiroxeno (60%); presenta fenocristales de clinopiroxeno y ortopiroxeno (25%) subédricos y fracturados, así como fenocristales subédricos de olivino (15%); no presenta alteración. Según la clasificación de Streckeisen (1979) corresponde a un basalto. Esta unidad está cubierta por el aluvión y sobreyace a los sedimentos lacustres Altepexi; en el contacto con los sedimentos lacustres se formó una autobrecha y presenta alteración. Con base en las cotas del afloramiento se calcula un espesor mínimo de 20 a 40 m y por su posición estratigráfica se estima una edad del Pleistoceno.

Conglomerado Teotitlán (Pleistoceno)

Centeno–García (1988) llamó informalmente conglomerado Teotitlán a una secuencia poco compactada y masiva que identificó como abanicos aluviales. Éstos se distribuyen a lo largo de todo el VT (Figura 2). Es un conglomerado polimíctico, sin gradación, deleznable y masivo, de color café–rojizo, con clastos de gneis, anfibolita, micaesquisto, andesita, caliza, arenisca y pedacería de sílice amorfa, soportados por una matriz arcillosa; los clastos son subangulosos a subredondeados, algunos angulosos, con tamaños entre 5 mm y 10–15 cm, varios alcanzan los 30 cm y hay clastos de rocas metamórficas que llegan a medir 2 m en su diámetro mayor. En algunas zonas, la matriz presenta enriquecimiento en micas blancas detríticas. Sobreyace discordantemente a las unidades cretácicas y terciarias; sólo los rellenos aluviales y abanicos activos cubren a esta secuencia de gravas. Se considera de ambiente continental terrígeno formado por abanicos aluviales. Por las cotas en sus afloramientos se estima para esta unidad un espesor mínimo de 150 a 200 m y según su posición estratigráfica se ubica en el Pleistoceno.

Abanicos aluviales y aluvión (Holoceno – Reciente)

A lo largo de todo el VT se extiende el relleno aluvial y los abanicos aluviales. El aluvión forma extensas planicies de sedimentos muy finos; los abanicos son depósitos deleznables de gravas soportadas en una matriz areno–arcillosa, de color café claro, que contienen líticos de rocas metamórficas (gneis, anfibolita y micaesquisto) y de lutita; los clastos son subangulosos, algunos angulosos, y tienen tamaños de 10–15 cm con bloques de hasta un metro. Se aprecian horizontes arenosos con estratificación cruzada y capas de sedimentos finos con clastos imbricados. Esta unidad cubre en discordancia angular prácticamente al resto de las rocas del valle y sólo sobreyace concordantemente al conglomerado Teotitlán y al basalto Cuayucatepec. En un abanico ubicado a un kilómetro y medio al NW de Teotitlán se encontró carbón vegetal dentro del depósito. El afloramiento muestreado está en el lecho de un río y mide 3.9 m de altura, de la base a la cima se encuentra lo siguiente: a) capa de 80 cm de clastos gruesos (5 cm, 8 cm, 10 cm y hasta 20 cm) en matriz de arena gruesa; b) capa de 70 cm de arena fina a gruesa; c) capa de 20 cm de arena gruesa y gravas que alcanzan hasta los 10 cm, aunque la mayoría son de 3 a 5 cm; d) capa de 40 cm arena fina a media; en esta capa se obtuvo el carbón que está retrabajado y redondeado, es fino aunque se encuentran pedazos de hasta 1 cm; e) capa de 1.80 cm de conglomerado medio a grueso en matriz arenosa rica en cuarzo; los clastos son preferentemente de rocas metamórficas. Se fechó el carbón por 14C, obteniéndose una edad de 2,550 ± 140 años A.P. (Tabla 2). Esta fecha nos aproxima a una edad máxima del depósito, considerándose por lo tanto que los abanicos más jóvenes del valle tienen edades del Holoceno al Reciente.

SISTEMA FALLA DE OAXACA

El sistema falla de Oaxaca (SFO) se ubica en la porción sur de México, dentro de la provincia fisiográfica Sierra Madre del Sur (Figura 1a). Este sistema ha sido propuesto como el límite tectónico para los terrenos Zapoteco y Cuicateco (Sedlock et al., 1993). El SFO es polifásico, está constituido por la zona de cizalla de Oaxaca (ZCO), la falla de Oaxaca (FO) y la falla de Donají (Nieto–Samaniego et al., 1995). La ZCO es la primera evidencia de deformación en el sistema; Ortega–Gutiérrez et al. (1990) propusieron que se formó como una cabalgadura producida por la yuxtaposición de los terrenos Zapoteco y Cuicateco en un evento que generó milonitización y fue constreñido por Alaniz–Álvarez et al. (1994) al Pérmico – Jurásico Medio. En el Jurásico Medio, hace 165 Ma, se reactivó como falla lateral derecha durante la migración del bloque de Yucatán y la apertura del Golfo de México (Alaniz–Álvarez et al., 1996). Entre el Jurásico Medio y el Cretácico Temprano tuvo actividad como falla normal y exhumó al cinturón milonítico (Alaniz–Álvarez et al., 1994). Finalmente se reactivó en el Cenozoico como un sistema de fallas normales (Centeno–García, 1988), originándose las fallas de Oaxaca y de Donají (Nieto–Samaniego et al., 1995).

SECTOR NORTE DE LA FALLA DE OAXACA (SNFO)

Geometría y cinemática del SNFO

El SNFO tiene cuatro segmentos formados por fallas de tipo normal, con el bloque hundido al poniente, que forman un arreglo en échelon izquierdo. Los segmentos se identifican como (Figura 3): Segmento A, se extiende por 20 km, del borde meridional de la Hoja Orizaba (Figura 1b, E 14–6; INEGI, 1994; Martínez–Amador et al., 2001) hasta Tilapa; hacia su parte sur se puede seguir en la Hoja Oaxaca (Figura 1b, E 14–9; INEGI, 1984; González–Ramos et al., 2000) por más de 35 km fuera del área de estudio. El escarpe de falla tiene un desnivel de entre 700 y 800 m en las inmediaciones de Tilapa, donde es muy pronunciado. El segmento B comienza en Tilapa prolongándose por ~25 km hasta las cercanías de Calipan; el escarpe de falla tiene un desnivel de ~800 m. El segmento C se extiende por 20 a 23 km de Calipan a Tehuacán; su escarpe tiene un desnivel de ~750 m. El segmento D se extiende desde Tehuacán hasta el borde septentrional del área de estudio, tiene una longitud de 20 km y el escarpe forma desniveles de entre 300 y 400 m.

Los segmentos de falla son enlazados por tres relevos: de sur a norte se distingue el primero en la zona de Tilapa (rampa Tilapa), el segundo al N–NW de Calipan y al oriente de Zinacatepec (rampa Calipan), y el tercero al oriente de Tehuacán (relevo Tehuacán). La rampa Tilapa une los segmentos A y B (Figura 3), ambos orientados al NNW. En el bloque del bajo del segmento A afloran gneis y esquistos, presumiblemente del Complejo Oaxaqueño, y en el del segmento B aflora la Formación Chivillas; en el bloque hundido de ambos segmentos aflora la cubierta cenozoica. En la zona de erosión de la rampa está expuesta la Formación Chivillas y en el abanico de la rampa los lechos rojos Tilapa de edad eocénica (Figura 2). La rampa Calipan une al segmento B de rumbo NNW con el segmento C de rumbo NW (Figura 3). En el bloque del bajo de ambos segmentos de falla aflora la Formación Chivillas y, en el de techo, la cubierta cenozoica; en la zona de erosión aflora la Formación Chivillas, pero se interpreta que hubo rocas de la Formación Tamaulipas Superior, ya que las calizas de dicha unidad son los principales constituyentes del conglomerado El Campanario, asociado al depocentro de la rampa. En el relevo Tehuacán se traslapan los segmentos C y D (Figura 3), ambos orientados al NW. En el bloque del bajo de estos segmentos aflora la Formación Chivillas y, en el del alto, rocas cenozoicas. Dentro del relevo aflora la Formación Chivillas y hay un depocentro que contiene al conglomerado San Isidro, el cual se asocia al segmento trasero del relevo. No se observa rampa. El conglomerado San Isidro es miocénico y tiende a ser horizontal, las capas subyacentes están basculadas ~10° al N, lo que hace suponer una rotación sobre un eje horizontal asociada a la actividad del segmento trasero del relevo.

En el área de estudio se observa que los relevos representan distintos estadios de desarrollo. La rampa Tilapa es un relevo enlazado (Soliva y Benedicto, 2004; Hus et al., 2005), es decir, tiene un grado avanzado de desarrollo. Según su morfología se interpreta que las fallas se unen propagándose del segmento trasero al frontal y que este último se tornó inactivo en su terminación meridional (upper–ramp breach de Crider, 2001). La rampa Calipan es un relevo enlazado y comenzó a desarrollar estructuras secundarias, observándose fracturamiento a través de la rampa, el cual, junto con la actividad de la falla Tecachil, no permitieron reconocer de manera inequívoca la zona de enlace para el relevo, aunque por su morfología se interpreta que se une por la parte alta de la rampa (Figura 3). El relevo Tehucán es un relevo abierto, siendo esto un posible indicador de su estado inmaduro, y es en este relevo donde se forma el depocentro más joven asociado al desarrollo del sistema de falla. El VT se hizo más profundo hacia su porción septentrional, lo cual se evidencia por la exposición del Precámbrico al sur del valle (menor hundimiento) y por estar sepultados los depósitos de lechos rojos paleógenos hacia el norte, donde fueron cubiertos por sedimentos más jóvenes (mayor hundimiento). Si se considera además que teóricamente los relevos abiertos representan una etapa incipiente durante el desarrollo del enlace de los segmentos de falla y que los relevos enlazados representan una etapa media en el proceso de enlace (Peacock y Sanderson, 1991; Trudgill y Cartwgriht, 1994; Soliva y Benedicto, 2004; Hus et al., 2005), entonces lo que se observa en el VT indica una migración del fallamiento del S al NW.

Fases de deformación cenozoica en el SNFO

Al finalizar la deformación contráctil comenzó el evento de extensión en el VT, el cambio en el régimen de deformación tuvo lugar a finales del Paleoceno o al inicio del Eoceno. En escala regional, al régimen de acortamiento le sucedió trascurrencia con alargamiento al NW (Nieto–Samaniego et al., 2006). Las primeras etapas del desarrollo del SNFO, con el progresivo levantamiento de la Sierra Mazateca y el hundimiento de la cuenca (VT), pudieron haber tenido lugar bajo ese régimen. El primer registro y marcador de la edad mínima de la formación del VT está dado por los lechos rojos Tilapa y la formación Mequitongo (Eoceno temprano a medio).

En el SNFO se reconoció una fase de deformación cenozoica con cuatro pulsos (p1, p2, p3 y p4), los cuales registran el desarrollo del sistema. El pulso p1 es el inicio de la extensión (Eoceno temprano), durante el cual comenzó la actividad de los segmentos A, B, y C que está indicada por el depósito de los lechos rojos Tilapa, continuando durante el depósito de la formación Mequitongo. Si consideramos el espesor de esos depósitos como una aproximación de la subsidencia en la cuenca durante este pulso, tenemos un hundimiento de ~320 m. El pulso p2 ocurrió durante la progresión de la deformación en el SNFO; durante este pulso se formaron las rampas de relevo Tilapa y Calipan. El conglomerado El Campanario (Eoceno medio – Oligoceno temprano), ubicado en el depocentro, es registro de dicho pulso y marca su edad mínima de ocurrencia. Considerando su espesor podemos aproximar una subsidencia en este pulso de 500 m ocurrida entre 50.2 y 27 Ma, que son las edades obtenidas para la formación Mequitongo y la base de la formación Tehuacán, respectivamente, lo que da una tasa de subsidencia de 20 m por millón de años (0.02 mm/año). El pulso p3 está evidenciado por el basculamiento fuerte que tienen las unidades eocénicas (lechos rojos Tilapa, formación Mequitongo y conglomerado El Campanario), las cuales alcanzan los 30° de inclinación. Aunado al basculamiento, p3 también está indicado por un hiatus que se interpreta como una discontinuidad producida por un cambio en el nivel de base regional. El p3 abarcó del Eoceno tardío a la base del Oligoceno tardío. El pulso p4 también es parte del crecimiento del SNFO; durante este pulso se formó el relevo Tehuacán y está indicado por el cambio de facies en la Formación Tehuacán, que va de sedimentación lacustre a un depósito potente de conglomerado de aproximadamente 400 m de espesor, denominado conglomerado San Isidro (Mioceno medio a tardío). Con base en el basculamiento de la subunidad denominada sedimentos lacustres Villa Alegría y en la posición estratigráfica del conglomerado San Isidro se interpreta que p4 fue activo del Mioceno temprano hasta el Pleistoceno. La subsidencia ocurrida durante el pulso p4 debe ser próxima a 700 m, considerando los espesores de la formación Tehuacán y el conglomerado San isidro, y ocurrió en un lapso de aproximadamente 25 Ma, lo que da una tasa de subsidencia de 28 m por millón de años (0.028 mm/año). Si sumamos los espesores de las unidades sedimentarias terciarias que rellenan la semifosa de Tehuacán, más el desnivel que forma el escarpe de falla, tenemos un hundimiento superior a los 2,200 m, ocurrido en un lapso de ca. 50 Ma.

Modelo de crecimiento de la falla de Oaxaca

Los segmentos de falla que forman el SNFO tienen dos direcciones preferentes: A y B con rumbo NNW mientras que C y D tienen una dirección NW (Figura 3). Esta configuración y la migración de la deformación hacia el NW documentada en este trabajo, muestra que el SNFO evolucionó como una zona de falla normal con una pequeña componente de cizalla derecha. Si se consideran válidos los regímenes tectónicos regionales propuestos en la literatura (e.g., Alaniz–Álvarez et al., 2002; Morán–Zenteno et al., 2004; Serrano–Durán, 2005; Nieto–Samaniego et al., 2006), es posible que la dirección de alargamiento principal haya estado orientada hacia el NW durante el Eoceno–Oligoceno (deformación en segmentos A y B; rampa Tilapa) (Figura 4a), y hacia el NE (segmentos C y D; relevo Tehuacán), durante y posterior al Oligoceno (Figura 4b). Se desconocen las magnitudes de desplazamiento para las componentes que deformaron este sector de la falla, por lo tanto no se pudo calcular una dirección exacta para la máxima extensión, pero las direcciones estimadas son coherentes con la deformación regional reportada para diferentes zonas del sur de México.

La FO se puede dividir tentativamente en tres sectores: meridional, de Miahuatlán a Oaxaca; centro, de Oaxaca a la zona de Tecomavaca–Teotitlán; y septentrional, del sur de Teotitlán al norte de Tehuacán. De la zona de falla ubicada entre Oaxaca y Tehuacán, la región comprendida entre los poblados de San Juan del Estado y Tecomavaca es la zona con los escarpes más jóvenes y pronunciados; Nieto–Samaniego et al. (1995) documentaron desplazamientos verticales de hasta 1,800 m y Centeno–García (1988) de 1,700 m.

Con la configuración de la FO en la zona comprendida entre Oaxaca y Tehuacán, de manera general se puede suponer que el sistema crece de un centro común ubicado en la región de San Juan del Estado y Tecomavaca, propagándose hacia sus extremos, al sur hacia Oaxaca y al norte hacia Tehuacán (Figura 4). En la zona de Tehuacán, la deformación más joven se documenta para el Mioceno medio a tardío (depocentro San Isidro en relevo Tehuacán y basculamiento de lacustres Villa Alegría), mientras que para la deformación más joven en la porción aledaña a la ciudad de Oaxaca se estimó una edad del Mioceno medio (Wilson y Clabaugh, 1970) y del Mioceno–Pleistoceno (Nieto–Samaniego et al., 1995). Estos periodos de actividad son asignados por la relación que tienen las fallas cortando a la Formación Suchilquitongo.

Aunado a esos datos, y a reserva de confirmar periodos activos de la falla y su mecanismo de propagación en los sectores centro y sur, la información de este trabajo permite interpretar que la migración del sistema cenozoico se da a partir de un centro común, ahora con la mayor deformación acumulada, migrando hacia sus extremos con fallamiento más joven y de menor magnitud, y que el sistema se desarrolla formando relevos de falla.

DISCUSIÓN

Se ha propuesto que posterior a la cizalla lateral regional con acortamiento NE–SW, ocurrió un cambio de dirección principal de alargamiento, prevaleciendo durante el Oligoceno y el Mioceno un régimen extensivo con alargamiento al NE (Figura 5b y 5b'; Nieto–Samaniego et al., 2006). El SNFO refleja este cambio en la dirección de extensión máxima con un cambio de rumbo conforme la estructura se extiende hacia el NW; se muestra también que la dirección de alargamiento máximo se modifica tomando un rumbo al ENE en la rampa Tilapa y el segmento B, y a partir de la rampa Calipan se torna NE.

CONCLUSIONES

Con base en la cartografía y la geometría de las fallas en el VT se reconoció que el SNFO es respuesta a un evento de deformación progresiva que acaeció durante el Cenozoico. Las estructuras formaron un arreglo en échelon izquierdo, lo que sugiere el desarrollo del sistema bajo un régimen trastensivo, identificándose una componente mayor de extensión con una pequeña componente lateral derecha. Este evento es posterior a la orogenia Laramide y corresponde al inicio de la formación del valle. Se identificó que la propagación del fallamiento se da por enlaces de falla documentándose dos rampas (rampa Tilapa y rampa Calipan) y un relevo (relevo Tehuacán). Se reconocieron cuatro pulsos de actividad:

p1: Está dado por el inicio de la extensión cenozoica, el cual se estima que ocurre entre el Paleoceno tardío y el Eoceno temprano; los lechos rojos Tilapa (Eoceno tardío a medio) indican el inicio de la sedimentación cenozoica y por lo tanto marcan la edad mínima del evento de extensión.

p2: Ocurre durante la propagación del fallamiento cuando se forman las rampas Tilapa y Calipan, y está indicado por el depocentro que aloja al conglomerado El Campanario (Eoceno medio – Oligoceno temprano).

p3: Este pulso es evidenciado por un fuerte basculamiento de las unidades eocénicas y hay un cambio en el nivel de base regional. Se documentó que sobre el conglomerado El Campanario hay una discordancia que abarca del Eoceno tardío a la base del Oligoceno tardío. Este pulso finalizó con el depósito de la Formación Tehuacán (27.1 ± 0.7 Ma, base; 16.4 ± 0.5 Ma, cima).

p4: Este pulso ocurrió durante la progresión del fallamiento produciendo la interacción de los segmentos de falla que formaron el relevo Tehuacán; el inicio de este pulso está indicado por el abrupto cambio de facies de los sedimentos lacustres de la Formación Tehuacán al conglomerado San Isidro (Mioceno medio a tardío) y continúa hasta el Plioceno–Pleistoceno, ya que los sedimentos lacustres Villa Alegría se encuentran afectados por fallas.

Se trató de demostrar la actividad actual de las fallas en el VT estudiando los abanicos aluviales más recientes, sin embargo, esos depósitos son horizontales y no son cortados por estructuras. En esos abanicos se obtuvo un fechamiento que nos aproxima a una edad de depósito de 2,550 ± 140 A.P. La disposición horizontal y la ausencia de fallas nos hacen pensar que la actividad de las fallas en el SNFO no ha sido significativa en los últimos 2,500 años.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo está basado en la tesis de maestría presentada por el primer autor en el Centro de Geociencias de la UNAM. Se agradece a los doctores Dante Morán Zenteno, Jorge Aranda Gómez, Rafael Barboza Gudiño y Armando García Palomo por sus comentarios a este trabajo. Se agradece el financiamiento recibido por el CONACyT proyecto 41044–F, y por la Universidad Nacional Autónoma de México proyecto PAPIIT IN102602–3. También agradecemos al Dr. Alexander Iriondo por la asesoría en el separado de minerales para las muestras fechadas y a los técnicos del CGEO Juan Tomás Vázquez, Crescencio Garduño y Oscar Aguilar por su apoyo en la preparación de las láminas delgadas de roca, así como a Manuel Albarrán por su apoyo en el laboratorio de molienda. Las revisiones de Thierry Calmus, Cristina Peñalba y un árbitro anónimo ayudaron a mejorar el manuscrito.

APÉNDICE A. ANÁLISIS PALINOLÓGICO DEL CONGLOMERADO EL CAMPANARIO

Metodología

La naturaleza y composición de los conglomerados implica una mezcla de rocas con edades diferentes, de tal manera que el conjunto de polen–esporas recuperado, si se incluyen los clastos, indicaría diferentes edades mínimas y máximas. En el caso específico del conglomerado El Campanario, la colecta de muestras en sus afloramientos (MP–Cg–02 y MP–Cg–03; Figura 2) se hizo a una profundidad cercana a un metro, donde se presenta sin intemperismo; los clastos son grandes, lo que permitió su separación mecánica en el laboratorio de palinología y la recuperación exclusiva de la matriz formada de arena y arcilla. La matriz obtenida (60 g) fue tratada siguiendo la técnica de aplicación de ácido clorhídrico (24 h); ácido fluorhídrico (24 h); acetólisis y montaje con hidroxietil celulosa (HEC) y bálsamo de Canadá.

Resultados

El conglomerado El Campanario está mal clasificado, indicando un evento sedimentario de alta energía con clastos que fueron transportados en una distancia corta, depositados rápida y conjuntamente con las arcillas y arenas que constituyen la matriz. El contexto sedimentológico explica la poca cantidad de kerógeno y la escasez de polen–esporas. Los granos de polen y esporas se comportan como partículas limo–arcillosas que se encuentran en la matriz. Se obtuvieron suficientes granos de polen que permiten restringir la edad de esta unidad litológica. El conjunto palinológico está caracterizado por una flora de aspecto moderno, dado que la mayoría de los taxa presentan alcances estratigráficos muy amplios, hasta el presente, y con una primera ocurrencia (FA) a partir del Paleoceno.

Género Alnipollenites Potonié 1932 ex Potonié 1960

Especie tipo: Alnipollenites verus (Potonié) Potonié 1960.

Este morfotipo aparece ocasionalmente en el Cretácico Tardío de Japón (Takahashi, 1974; Miki, 1977). En Norteamérica, el registro es desde el Cretácico de Canadá a Montana (Felix y Burbridge, 1973; Oltz, 1969), mientras que Elsik (1968) mencionó que aparece en los lignitos del Grupo Wilcox del Paleoceno, en Texas. La primera ocurrencia de este grupo laurásico es posterior en Europa, donde se presenta a partir del Paleoceno tardío (Krutzsch, 1970; Roche, 1973). Es a partir del Mioceno cuando Alnipollenites llega a ser muy abundante, tanto en Europa (Potonié, 1931) como en Norteamérica (MacGinitie, 1969).

Género Betulaceoipollenites Potonié 1951 ex Potonié 1960

(Figuras A1–8 y A1–12)

Especie tipo: Betulaceoipollenites bituitus (Potonié) Potonié 1951 ex Potonié 1960.

Sinónimo de Trivestibulopollenites betuloides (Krutzsch, 1970). Existen reportes aislados del Cretácico Tardío de Norteamérica (Jarzen y Norris, 1975) y Japón (Miki, 1977). Se conocen varias formas géneros similares como Triatriopollenites, Triporopollenites y Casuarinidites, sin embargo la característica principal de Betula es la presencia de vestíbulo, la cual sólo se da en la forma género Trivestibulopollenites, que apareció en el Paleoceno temprano (Krutzsch, 1970) y Paleoceno tardío (Gruas–Cavagnetto, 1976) de Europa. Datos moleculares obtenidos por Pia–Jarvinen et al. (2004), indicaron una edad eocénica para las especies americanas de Betula. El morfotipo Betula fue más frecuente a partir del Oligoceno temprano.

Género Chenopodipollis Krutzsch 1966

(Figura A1–13)

Especie tipo: Chenopodipollis multiplex (Weyland y Pflug 1957) Krutzsch 1966.

Género Fraxinoipollenites Potonié 1951 (Wien) ex Potonié 1960

(Figura A1–9)

Especie tipo: Fraxinoipollenites pudicus (Potonié 1934) Potonié 1951.

Esta forma de polen originalmente fue descrita como tricolpado (Potonié, 1960), actualmente incluye formas tetracolpadas (Melke, 1976). Aunque existen registros escasos a partir del Paleoceno de Norteamérica (Stanley, 1965) y Europa (Gruas–Cavagnetto, 1976), Fraxinus empezó a ser más frecuente a partir del Mioceno en Laurasia (Smiley et al., 1975; Van Campo, 1976).

Género Graminidites Cookson 1947 ex Potonié 1960

(Figura A1–5)

Especie tipo: Graminidites medius Cookson 1947 ex Potonié 1960.

El registro más antiguo es del Cretácico Tardío, pero todavía en el Paleoceno su registro es muy raro en los conjuntos palinológicos de América (Pares–Regali et al., 1974), África (Salard–Cheboldaeff, 1978) y Australia (Harris, 1965). A partir del Eoceno su registro es más frecuente en África (Kedves, 1971; Salard–Cheboldaeff, 1978), mientras que en Europa tiene su primer registro.

En Norteamérica las primeras ocurrencias son del Eoceno temprano (Elsik, 1968) y sigue siendo escaso en el Eoceno tardío (Tschudy, 1973; Frederiksen, 1980). Según Muller (1981). Este tipo de polen empezó a ser abundante a partir del Oligoceno y Mioceno, lo que comprueba los hallazgos de Martínez–Hernández y Ramírez–Arriaga (1999) para el Oligoceno; aunque para el resto de Norteamérica las praderas se extendieron en el continente hasta el Mioceno (Frederiksen, 1985).

Especie tipo: Juglanspollenites verus Raatz 1938.

Se encuentra a partir del Paleoceno tardío en Norteamérica (Tschudy y Van Loenen, 1970; Wolfe, 1973; Frederiksen, 1979), alcanzando su plenitud en el Eoceno (Elsik, 1968; Leopold y MacGinitie, 1972). En Europa se presenta desde el Eoceno temprano (Gruas–Cavagnetto, 1978).

Género Kallstroemia Scop.

(Figura A1–18)

Kallstroemia es un género actual de la familia Zygophyllaceae, el cual no tiene especie tipo en el sistema parataxonómico. Su registro estratigráfico se presenta en el Plioceno–Pleistoceno, sin embargo tomando en consideración el significado bioestratigráfico del conjunto palinológico, se podría considerar como la primera ocurrencia de este taxón en el Neógeno, ya que esta familia pertenece a orden Sapindales con registros a partir del Mioceno (Muller, 1981).

Género Liquidambarpollenites Raata ex Potonié 1960

(Figura A1–4)

Especie tipo: Liquidambarpollenites stigmosus (Potonié y Venitz) Potonie 1960.

Los registros más antiguos en América son del Paleoceno (Wolfe, 1973), llegando a ser más abundante en el Mioceno (Traverse, 1955; Graham, 1963). En Europa fue abundante desde el Eoceno (Krutzsch, 1970; Gruas–Cavagnetto, 1978). En México, existen registros a partir del Oligoceno y llegó a ser importante en los conjuntos palinológicos a partir del Mioceno (Palacios–Chávez y Rzedowski, 1993).

(Figura A1–15)

Especie tipo: Momipites coryloides Wodehouse 1933.

La especie Momipites coryloides está muy extendida en los depósitos Terciarios de Norteamérica y Europa. En México existen varias especies del grupo Momipites consideradas índices para el Paleógeno (Martínez–Hernández y Ramírez–Arriaga, 2006). En el conglomerado encontramos algunos granos de polen pertenecientes al grupo Momipites, específicamente M. coryloides cuya hemerozona se extiende del Paleoceno al Mioceno. Habría que mencionar que los géneros Engelhardia y Alfaroa son árboles que producen este tipo de polen y se encuentran todavía formando parte importante de los bosque de neblina en Nayarit, Oaxaca y Tamaulipas, por lo que se considera que Momipites coryloides, puede extender su rango estratigráfico hasta el Holoceno, aunque su mayor abundancia ocurrió en el Paleógeno.

Género Myrtaceidites Cookson y Pike 1954 ex Potonié 1960

(Figura A1–11)

Especie tipo: Myrtaceidites mesonesus Cookson y Pike ex Potonié 1960.

Esta forma género tiene un registro a partir del Cretácico Tardío en el continente euro–asiático (Krutzsch, 1969) y en Australia se registra desde el Paleoceno (Martin, 1978). En América del Sur existen reportes para el Maastrichtiano (Van der Hammen, 1954), mientras que para Norteamérica Elsik y Dilcher (1974) lo documentaron para el Eoceno medio. En México su primera ocurrencia es en el Oligoceno (Martínez–Hernández y Ramírez–Arriaga, 1999) y es más frecuente a partir del Mioceno (Palacios–Chávez y Rzedowski, 1993).

Género: Pinuspollenites Raatz 1938 ex Potonié 1958

(Figura A1–2)

Esta conífera se registra ocasionalmente en Norteamérica a partir del Paleoceno–Eoceno (Elsik, 1968; Leopold y MacGinitie, 1972; Srivastava, 1972). El género Pinus incrementa su presencia a partir del Oligoceno y particularmente del Neógeno. En México, el género Pinus conjuntamente con Picea son de las coníferas dominantes en los registros palinológicos a partir del Oligoceno hasta el Pleistoceno.

Género: Quercoidites Potonié, Thomson y Thiergart 1950 ex Potonié 1960

(Figuras A1–16, A1–17)

Especie tipo: Quercoidites henrici (Potonie, 1931) ex Potonié 1960.

Existen registros a partir del Eoceno temprano de Norteamérica (MacGinitie, 1969), pero alcanzó su abundancia en el Oligoceno (Elsik, 1968; Elsik y Dilcher, 1974). En Europa se ha registrado para el Paleoceno (Gruas–Cavagnetto, 1978) y el Oligoceno (Krutzsch, 1957).

Género Tubulifloridites Cookson 1947 ex Potonié 1960

(Figura A1–14)

Especie tipo: Tubulifloridites antipodicus Cookson 1947.

Esta forma género ha sido considerada como uno de los primeros registros oligocénicos de la familia Asteraceae en Europa (Hochuli, 1978; Kemp y Harris 1977) y Norteamérica (Leopold y MacGinitie, 1972; Martínez–Hernández y Ramírez–Arriaga, 1996). Es a partir del Mioceno cuando aumentó la diversidad de polen de asteráceas, así como su porcentaje considerando los conjuntos palinológicos (Muller, 1981).

Conclusiones Palinoestratigráficas

Para la asignación cronoestratigráfica del conjunto palinológico del conglomerado El Campanario se consideraron las hemerozonas de los taxa presentes, desde su primera ocurrencia (F.A.) a su última aparición (L.A.), de tal forma que se definieron amplias hemerozonas que nos indican una edad terciaria. Prácticamente no existen los taxa índice reportados para Norteamérica que pudieran darnos mayor precisión. La mayoría de los taxa identificados en el presente estudio tiene su primera ocurrencia en Norteamérica durante el Terciario, principalmente a partir del Paleoceno. También habría que considerar en el análisis cronoestratigráfico que cuando un taxón aparece por primera vez en el registro, inicialmente sus frecuencias son muy bajas y esporádicas y posteriormente llegan a ser abundantes, como es el caso de los géneros o morfotipos Liquidambar, Fraxinus, Quercus, Betula y Pinus, lo que se podría considerar como biozonas de apogeo, que sugieran una edad del Oligoceno–Mioceno, pero debido a la carencia de polen índice no se puede descartar una edad anterior a dicho rango (Figura A).

APÉNDICE B. ICNOFÓSILES

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