2.1. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL

La MC se caracteriza por ser una meseta elevada que presenta cotas promedio mayores a sus áreas adyacentes (^{Nieto-Samaniegoet al., 1999a}; ²⁰⁰⁷). La SMOr es la expresión fisiográfica del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras Mexicano (CPCM; ^{Fitz-Díazet al., 2012}; ²⁰¹⁸). En la parte centro-este de México la SMOr está compuesta por cuencas y plataformas cretácicas que muestran una dirección de transporte tectónico hacia el noreste (^{Fitz-Díazet al., 2012}; ²⁰¹⁸). En esta zona la SMOr presenta deformación de piel delgada (^{Eguiluz de Antuñanoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2012}; ²⁰¹⁸). La FVTM es un arco volcánico continental del Neógeno que cruza el centro del país de oeste a este (^{Ferrariet al., 2012}). Se localiza justo en la margen sur de la placa Norteamericana y sus productos ígneos de composición variable (^{Ferrariet al., 2012}) cubren a las rocas mesozoicas de la mayor parte del centro del país.

Durante el Cretácico Temprano la zona de estudio fue ocupada por ambientes carbonatados profundos y de plataforma (e.g.^{Wilson y Ward, 1993}). Los sistemas de plataformas están representados en el centro-este de México por la Plataforma Valles-San Luis Potosí (PVSLP; Figura 1a). Esta plataforma consiste en facies arrecifales y de talud. Mientras, en la parte central de la actual MC se localizan depósitos marinos de mar abierto y aguas profundas principalmente calizas arcillosas y lutitas calcáreas (^{Nieto-Samaniegoet al., 2007}). En tanto que, en la parte oeste de la MC, principalmente en la actual Sierra de Guanajuato existieron depósitos volcanosedimentarios marinos, los cuales tuvieron grandes espesores de basalto almohadillado intercalados con capas de lutita, arenisca y caliza (^{Tardyet al., 1994}; ^{Martiniet al., 2011}). De esta forma, durante el Cretácico Temprano existió un extenso sistema de plataformas carbonatadas hacia el oriente, en la parte central una gran cuenca que en su extremo más occidental tuvo mayor aportación vulcanosedimentaria (^{Nieto-Samaniegoet al., 2007}). Esta cuenca la define ^{Carrillo-Bravo (1971)} como la Cuenca Mesozoica del Centro de México (CMCM).

Hacia el límite Cretácico Temprano-Tardío la parte oeste de la MC formó parte del antepaís asociado al Orógeno Mexicano, nombrado Sistema de Cuencas de Antepaís Mexicano (^{Juárez-Arriagaet al., 2019b}). En la Figura 1b se observa una tabla de correlación estratigráfica esquemática del centro de México, que muestra la litología del Cretácico. Sobre las rocas deformadas de la cuenca yacen en discordancia angular, rocas continentales y volcánicas cenozoicas (^{Nieto-Samaniegoet al., 2007}).

El límite entre la MC y SMOr es el Sistema de Fallas Taxco-San Miguel de Allende (SFTSMA). El SFTSMA es la única estructura reconocida que atraviesa todo el vulcanismo del centro del país (^{Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005}). Este sistema de fallas tiene una orientación NNW-SSE con más de 500 km de longitud. Así también, la traza de la falla del SFTSMA coincide con el límite este de la CMCM (^{Nieto-Samaniegoet al., 2005}). De igual forma, la zona más ancha del SFTSMA se localiza dentro del área de estudio (35 km) y coincide con el cambio en la orientación del límite oeste del PVSLP donde esta plataforma se hace más angosta (Figura 1a).

Algunos autores han sugerido que el SFTSMA es un límite cortical (^{Alaniz-Álvarezet al., 2002a}). Esta hipótesis está basada en la existencia de al menos cuatro eventos de deformación asociados al SFTSMA que corresponden a: la formación del Orógeno Mexicano, un evento extensional del Eoceno, la formación de la SMOr, y un último evento asociado a la formación de la FVTM (^{Alaniz-Álvarezet al., 2002a}). Adicionalmente, dicha hipótesis se sustenta en la topografía y espesor de la corteza, las cuales son variables hacia el oeste y este del SFTSMA (^{Kerdan, 1992}; ^{Campos-Enríquezet al., 1994}; ^{Nieto-Samaniegoet al., 1999a}). El espesor de la corteza dentro de la MC es de 32 km, mientras que el espesor en la SMOr es de 37 km (^{Rivera y Ponce, 1986}; ^{Kerdan, 1992}; ^{Nieto-Samaniegoet al., 1999a}, ²⁰⁰⁷).

2.2. MARCO GRAVIMÉTRICO REGIONAL

De acuerdo con los datos gravimétricos satelitales (Scripps Institution of Oceanography, 2014), el área de estudio se localiza en una zona de transición de un alto gravimétrico A1, a un bajo gravimétrico B1 (Figura 2). La Figura 2 muestra la anomalía de Bouguer regional, el contraste que existe entre los altos y bajos gravimétricos A1 y B1 podría ser producto de cuerpos profundos con grandes longitudes de onda asociados al basamento (^{Spector y Grand, 1970}).

Figura 2 Mapa gravimétrico de la Anomalía de Bouguer regional. El recuadro superior derecho muestra su ubicación en el centro de México. Note la existencia de dos grandes dominios: A1 y B2, y una zona intermedia B2. Las diferencias entre los dominios pueden ser producto de cuerpos profundos de grandes longitudes de onda que podrían estar asociados a los basamentos de la Mesa Central y la Sierra Madre Oriental. El SFTSMA limita ambos dominios hacia la parte norte (indicado por las líneas negras). El recuadro azul corresponde al área de estudio, la cual concuerda con el área donde se ensancha el SFTSMA y con la zona de transición entre A1 y B2, Las abreviaturas son las mismas que la Figura 1. 

2.3. ESTRATIGRAFÍA GENERAL DEL ÁREA DE ESTUDIO

La unidad litológica más antigua corresponde a la Secuencia Vulcanosedimentaria Sierra de Guanajuato y cuya edad es del Jurásico Tardío-Cretácico Temprano (^{Martínez-Reyes, 1992}; ^{Martiniet al., 2011}). Aflora principalmente en el escarpe de la falla San Miguel de Allende, en la parte central de la Sierra de los Cuarzos y al norte de Celaya (Figura 3). Esta unidad consiste en una sucesión de arenisca, lutita y pedernal que se intercala con rocas volcánicas principalmente de composición básica (Martínez-Reyes, 1992; ^{Nieto-Samaniegoet al., 1999b}; ^{Alaniz-Álvarezet al., 2001}; ^{Gámez-Ordaz y Ávila-Ramos, 2017}). En la Sierra de los Cuarzos esta unidad consiste en dos formaciones; la primera, la formación Sierra de los Cuarzos del Jurásico Superior compuesta en su base por una alternancia de arenisca, limolita y lutita, arenisca vulcanosedimentaria y hacia su cima por turbiditas calcáreas intercaladas con arenisca y esquisto (^{Palacios-García y Martini. 2014}); y la segunda, la formación Pelones del Cretácico Superior compuesta de arenisca vulcanoclástica, conglomerado y lutita (^{Palacios-García y Martini, 2014}). Dentro del área de estudio la unidad cretácica más antigua fue nombrada informalmente unidad vulcanosedimentaria.

Figura 3 Mapa Geológico-Estructural del área de estudio basado en el trabajo de ^{Alaniz-Álvarezet al. (2001)}. Los recuadros indican las tres zonas estructurales estudiadas: a) Juriquilla, b) San Miguel de Allende y c) Sierra de los Cuarzos. Las localidades donde fueron colectadas las muestras geocronológicas LN-01 y SMA-01 corresponden a las estrellas. Abreviaturas: F. 5F, Falla 5 de Febrero; F. Qro., Falla Querétaro. Ciudades: Co, Comonfort; LG, Los Guías; Qro, Querétaro; SC, Sierra de los Cuarzos; SJI, San José Iturbide; SMA, San Miguel de Allende; SRJ, Santa Rosa Jauregui; Unidades litológicas: UVs, Unidad vulcanosedimentaria; UC, Unidad calcárea; ToA, Andesita El Cedro; Tig, Ignimbrita Oligo-miocénica; TDo, Dacita Obrajuelos; Tdcc. Cerro Colorado; VPH, Vulcanoclástico Palo Huérfano; VQ, Vulcanoclástico Querétaro; TAB, Basalto Querétaro; TqAB, Andesita y Basalto del Plioceno; QAl, Lacustre-aluvión. 

La unidad vulcanosedimentaria subyace a una intercalación de caliza, lutita y arenisca (Figura 3; ^{Alaniz-Álvarezet al., 2001}). Al occidente, fuera del área de estudio se ha identificado una caliza con características similares nombrada caliza La Perlita (^{Quintero-Legorreta, 1992}) descrita como una secuencia calcárea-arenosa de edad Aptiana-Albiana. Su edad fue estimada a partir de una amonita documentada en un afloramiento cercano a San Miguel de Allende (^{Chiodiet al., 1988}). El ambiente de depósito de la caliza la Perlita se ha considerado arrecifal o de plataforma (^{Quintero-Legorreta, 1992}). En la Sierra de los Cuarzos aflora la formación Españita constituida por una alternancia rítmica de caliza detrítica, marga, lutita y pedernal. Su edad no fue determinada, pero por relaciones estratigráficas se le asignó una edad de Albiano-Cenomaniano (^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). Dentro del área de estudio la unidad cretácica más reciente es nombrada informalmente unidad calcárea.

La roca cenozoica más antigua corresponde a la Andesita El Cedro (ToA), aflora en la Sierra de Los Cuarzos, y al norte de la ciudad de Querétaro (Figura 3). Consiste en lavas y algunas tobas basálticas-andesíticas (^{Alaniz-Álvarezet al., 2001}), con edades entre 30.6 ±0.4 Ma y 30.7 ±0.6 Ma (^{Cerca-Martínezet al., 2000}). Sobreyaciendo se encuentran ignimbritas del Oligoceno-Mioceno (Tig). Localizadas en la parte norte de área de estudio, en el bloque levantado de la falla San Miguel de Allende, dentro de la Sierra de los Cuarzos, y al sur del poblado de San José Iturbide (Figura 3). Corresponde a una ignimbrita ácida (^{Alaniz-Álvarezet al., 2001}), con una edad de 29.3 ±0.3 Ma (^{Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001}). La sucesión continúa con la Dacita Obrajuelo (TDo), corresponde a una alineación de domos rumbo NE-SW, en la porción sureste del volcán San Pedro y el poblado de Santa Rosa Jauregui (Figura 3). Sobreyaciendo la Dacita Obrajuelo se encuentra la secuencia Cerro Colorado (Tdcc) constituida por lahares y brechas andesíticas-dacíticas. Se localizada en el flanco oriental del volcán Palo Huérfano (Figura 3), con una edad de 16.1 ±1.7 Ma (^{Pérez-Venzoret al., 1996}). Durante el Neógeno, se depositaron rocas de composición andesítica-basáltica (VPH) perteneciente a los estratovolcanes Palo Huérfano, La Joya y San Pedro (Figura 3), con una edad de 12.5 Ma (^{Pérez-Venzoret al., 1996}). Sobre el material de los estratovolcanes se localiza el Vulcanoclástico Querétaro (VQ), conformada por depósitos fluviales, aluviales, lacustres y piroclásticos no consolidados (Figura 3), De igual forma se depositaron los basaltos Querétaro (TAB), agrupan derrames fisurales, aparatos centrales y conos cineríticos de composición basáltica, fechados en 7.5 ±0.5 Ma y 5.6 ±0.4 Ma (^{Aguirre-Díaz y López-Martínez, 2001}). Finalmente, en la cima de la sucesión cenozoica se encuentran andesitas y basaltos del Plioceno (TqAB), y rellenos Aluviales (QAl).

2.4. ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS DEL ÁREA DE ESTUDIO

5.1. ZONA JURIQUILLA

En la zona de Juriquilla las rocas sedimentarias cretácicas presentan deformación contractiva a escala de afloramiento, se caracteriza por pliegues, fallas inversas y un clivaje axial penetrativo. Los datos estructurales se visualizan en dos grupos que presentan vergencias diferentes (Figura 5a). En la Figura 5b, los datos de estratificación muestran dos rumbos promedio diferentes, uno 009°/53° al E, y otro en 153°/50° al SW. El clivaje muestra dos rumbos promedio diferentes: 031°/53° al SE y 189°/64° al WNW. Los planos axiales de los pliegues presentan un rumbo promedio de 028°/38° al SE. Para fallas inversas se presentan dos rumbos promedio diferentes: 358°/54° al E y 140°/29° al SW.

Figura 5 Datos estructurales en la zona Juriquilla. a) Mapa y sección geológica en la zona Juriquilla. b) Red estereográfica de los eventos contractivos, la proyección de los datos es en el hemisferio inferior. Todos los datos están representados en diagramas de densidad de polos; N= número de muestras. Estratificación dos planos principales 009°/53° al E, 153°/50° al SW. Clivaje dos planos principales 031°/53° al SE y 189°/64° al W. Plano axial de los pliegues 026°/40° al SE. Fallas inversas dos planos principales 358°/54° al E y 140°/29° al SW. c) Pliegue Chevron en la parte oriental de Juriquilla (foto tomada en planta). d) Pliegue isoclinal en la parte oriental de Juriquilla, su plano axial (línea roja) es casi paralela a la estratificación (línea amarilla), con vergencia al oeste (foto tomada en perfil). e) Estructura sigma que denota desplazamiento entre capas en la parte oriental de Juriquilla (foto tomada en perfil). f) Pliegues parásitos del tipo S en la parte oriental de Juriquilla (foto tomada en planta). 

Los pliegues se observan principalmente en la parte oriental de la zona Juriquilla, son isoclinales a abiertos del tipo chevron (Figuras 5c y 5d). Debido a que el espesor de los estratos más competentes es constante en todo el pliegue, se clasifican como pliegues paralelos. Además, estos pliegues presentan deformación porbucklingde deslizamiento flexural, que se evidencia por desplazamiento entre capas de los flancos y la geometría de las charnelas en los pliegues (^{Hudleston y Treagus, 2010}). No obstante, estructuras tipo sigma también ponen en evidencia deformación por una zona de cizalla subhorizontal con dirección de transporte al oeste-noroeste (Figura 5e). Contenidos entre capas competentes sin deformar se observan pliegues secundarios (Figura 5f). La mayoría de los pliegues secundarios tienen geometría del tipo S en la parte oriental. Para la parte occidental existen pocos pliegues, sin embargo, los que se observan en perfil tienen geometría del tipo Z.

5.2. ZONA SAN MIGUEL DE ALLENDE

Con base en nuestras observaciones en campo y los datos publicados, pudimos construir dos secciones geológico-estructurales en la zona San Miguel de Allende. La sección A-A’ propone que el contacto entre las unidades mesozoicas es una zona de cizalla con vergencia al suroeste (Figura 6a). Esto de acuerdo con la extrapolación a profundidad de la sección geológica presentada por ^{Nieto-Samaniegoet al.(1999b)}. Por su parte, la sección B-B’ muestra la deformación de las unidades mesozoicas en la parte norte de San Miguel de Allende. Esta sección se construyó a partir de una caliza masiva que se utilizó como horizonte base para la construcción de un pliegue con vergencia al WSW (Figura 6a). En general, la deformación de las rocas sedimentarias se caracteriza por fallas inversas y algunos pliegues. Presentan una estratificación con un rumbo promedio de 302°/19° al NE. El clivaje de plano axial tiene un rumbo promedio de 308°/08° al NE. Por otro lado, las fallas inversas presentan un rumbo promedio de 325°/29° al NE con dirección de transporte tectónico hacia el suroeste (Figura 6b).

Figura 6 Datos estructurales en la zona San Miguel de Allende. a) Mapa y secciones geológicas de la zona San Miguel de Allende (modificado de ^{Núñez-Silva, 2020}). STSMA, Sistema de Fallas Taxco-San Miguel de Allende b) Red estereográfica de los eventos contractivos, la proyección de los datos es en el hemisferio inferior. Todos los datos están representados en diagramas de densidad de polos; N= número de muestras. Estratificación promedio: 302°/19° al NE. Clivaje promedio: 308°/08° al NE. Fallas Inversas promedio: 325°/27° al NE. c) Pliegue paralelo en el escarpe de la falla San Miguel de Allende, las líneas rojas indican la deformación de las vetas cuya geometría es indicativa del desplazamiento entre capas (foto tomada en perfil). d) Pliegue paralelo en la parte sur de San Miguel de Allende (foto tomada en perfil). e) Plegamiento tipo S en la parte sur de San Miguel de Allende (foto tomada en perfil). 

La deformación contractiva de las rocas cretácicas de la parte central de la zona San Miguel de Allende se observa principalmente en el escarpe de la falla del mismo nombre. Para las capas competentes, el espesor de las capas plegadas se mantiene constante, por lo que se clasifican como pliegues paralelos, en las capas incompetentes se observa clivaje de crenulación. Se observa deformación en las vetas contenidas en los estratos plegados (Figura 6c). Hacia la parte sur de la zona San Miguel de Allende también se observan pliegues paralelos (Figura 6d), así como pliegues con una morfología similar a los pliegues secundarios tipo S (Figura 6e).

5.3. ZONA SIERRA DE LOS CUARZOS

En la zona de Sierra de los Cuarzos las rocas sedimentarias están afectadas por fallas inversas y algunos pliegues (Figura 7a). Las rocas sedimentarias presentan estratificación con un rumbo promedio 044°/12° al SE (Figura 7b). El clivaje axial tiene un rumbo promedio 000°/27° al E. Mientras que las fallas inversas presentan un rumbo promedio 300°/35° al NE que indica una dirección de transporte tectónico al SW. La estratificación y el clivaje de la zona Sierra de los Cuarzos muestran una mayor dispersión. Esto puede ser producto de la deformación extensional cenozoica que pudo rotar la estratificación y clivaje, así como la interacción de más de un evento de deformación contractivo o deformación sin-sedimentaria. Más adelante se retoma este punto

Figura 7 Datos estructurales en la zona Sierra de los Cuarzos. a) Mapa y sección geológica de la zona Sierra de los Cuarzos (modificado de García-Palacios, 2013). b) Red estereográfica de los eventos contractivos, la proyección de los datos es en el hemisferio inferior. Todos los datos están representados en diagramas de densidad de polos; N= número de muestras. Estratificación promedio 044°/12° al SE. Clivaje plano promedio 000°/27° al E. Fallas inversas plano promedio: 311°/34° al NE. c) Cabalgadura Encino Rizudo, fotografía tomada desde el bloque cabalgado, la línea punteada indica la orientación de la cabalgadura que no se ve en la fotografía. d) Brecha de falla en la zona de falla de la cabalgadura Encino Rizudo (foto tomada en planta). e) Fallas inversas NNW-SSE en rocas mesozoicas de la unidad inferior en la parte central de Sierra de los Cuarzos indican una vergencia al oeste-noroeste (foto tomada en perfil). f) Estructurasboudinageen rocas mesozoicas de la unidad calcárea en la parte noreste de Sierra de los Cuarzos Los estratos que envuelven estas estructuras tienen un rumbo: 173°/34° al W (foto tomada en planta). 

En la parte central de la Sierra de los Cuarzos se localiza la cabalgadura Encino Rizudo (Figura 7c). Esta cabalgadura es la estructura contractiva más grande documentada en el área de estudio, presenta un rumbo general NW-SE con una vergencia al SE (^{Gámez-Ordaz y Ávila-Ramos, 2017}). A pesar de que no se observa un plano de falla bien definido, se observa una gran zona de falla (aproximadamente 20 m) y brecha de falla (Figura 7d). Hacia la parte oriental de la Sierra de los Cuarzos se pueden observar fallas inversas en la unidad vulcanosedimentaria (Figura 7e). Además, se observan estructurasboudinage(esto de acuerdo con la geometría que presentan los extremos de losboudinage) en las rocas cretácicas de la unidad calcárea (Figura 7f). Estas estructuras tienen un rumbo 173°/34° al W.

6.1. CORRELACIONES DE LAS UNIDADES VULCANOSEDIMENTARIA Y CALCÁREA

De acuerdo con las edades U-Pb obtenidas en granos de circón y la posición estratigráfica, los depósitos de la unidad vulcanosedimentaria de las áreas de San Miguel de Allende y Juriquilla esta unidad se correlaciona con la Formación Pelones descrita por ^{Palacios-García (2013)} y ^{Palacios-García y Martini (2014)}. En consecuencia, los depósitos que le sobreyacen y pertenecen a la unidad calcárea se correlacionan en parte con las rocas de la Formación Españita que afloran en la Sierra de los Cuarzos (^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). Debido a la complejidad estructural de las zonas de estudios la posición estratigráfica de las muestras es imprecisa, pero las edades obtenidas tienen implicaciones importantes. Para el área de San Miguel de Allende la edad obtenida concuerda con lo reportado por varios autores (^{Quintero-Legorreta, 1992}; ^{Ortiz-Hernández,et al., 2003}). La edad de los depósitos estudiados indica que la unidad vulcanosedimentaria y la unidad calcárea no son parte de la cuenca de antepaís que se desarrolló adyacente al Orógeno Mexicano. Los componentes de edad del Cretácico Tardío que caracterizan a los estratos de la cuenca de antepaís mexicana están ausentes en las muestras analizadas (^{Fitz-Díaz,et al., 2018}; ^{Juárez-Arriagaet al., 2019b}) y sustentan nuestra interpretación. Por lo tanto, ambas unidades fueron deformados posteriormente debido al avance hacia el noreste de la cuña orogénica durante el Cretácico Tardío-Paleógeno (^{Martiniet al.2012}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}; ^{Fitz-Diazet al., 2018}; ^{Juárez-Arriagaet al., 2019b}).

Las edades U-Pb obtenidas limitan la edad del evento de deformación que afectó a dichas rocas. Ya que la edad de depósito es ca. 110 Ma, el evento de deformación tiene que ser más joven, y posiblemente está relacionado con la formación del Orógeno Mexicano. Con esto se descarta una relación con la sutura del terreno Guerrero en el área de San Miguel de Allende y Juriquilla. Esto debido a que la sutura del Terreno Guerrero es previa al depósito de la Caliza La Perlita, es decir, antes de 113 Ma (^{Martiniet al., 2013}).

Para el área Sierra de los Cuarzos ^{Palacios-García (2013)}, y ^{Palacios-García y Martini (2014)} obtuvieron edades de depósito de las unidades mesozoicas más antiguas a las reportadas en este trabajo. Las formaciones Sierra de los Cuarzos (155.9 Ma) y Pelones (127.8 Ma) reportan edades de depósito previas o contemporáneas a la acreción del Terreno Guerrero. Esto, aunado con la gran cantidad de fallas cenozoicas, podría explicar el porqué de la gran dispersión de los datos estructurales colectados en esta área.

6.2. EVENTOS DE DEFORMACIÓN COMPRESIVOS

Las rocas mesozoicas más antiguas se localizan en la parte central de Sierra de los Cuarzos, donde también se localiza la cabalgadura Encino Rizudo con rumbo promedio NE-SW (Figura 7c). A pesar de que esta cabalgadura tiene una orientación ortogonal a la acreción del Terreno Guerrero o a la formación del Orógeno Mexicano, ^{Martiniet al.(2013)} documentan un evento con una orientación y vergencia similar en el área de Guanajuato asociado a la acreción del Terreno Guerrero. Estos autores consideran que la acreción sucede en un cinturón de sutura complejo, el cambio en la dirección del transporte tectónico se debe a la geometría compleja del cinturón. A finales de la acreción en zonas locales, este cinturón presenta cambios en la cinemática con respecto a la dirección de transporte regional. De acuerdo con la orientación y la dirección de transporte de la cabalgadura Encino Rizudo, así como la edad de las rocas que corta, se podría considerar que esta cabalgadura corresponde a un primer evento (D1) que ocurrió a finales de la acreción del Terreno Guerrero. Este evento afectó a las rocas más antiguas de la Sierra de los Cuarzos

El segundo evento D2 es evidenciado por las fallas inversas en San Miguel de Allende y Sierra de los Cuarzos (Figuras 6b y 7b), así como los contactos cizallados entre las unidades mesozoicas al sur de San Miguel de Allende (^{Nieto-Samaniegoet al., 1999b)} y al oriente de Sierra de los Cuarzos (^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). Las fallas inversas presentan un rumbo promedio general NW-SE y los contactos cizallados muestran una dirección de transporte tectónico al SW. El evento D2 está limitado por la edad de depósito de la unidad vulcanosedimentaria (110 Ma) obtenida en Juriquilla y San Miguel de Allende. Ya que la deformación es contemporánea o posterior al depósito, el evento D2 es posterior a la acreción del Terreno Guerrero. De esta forma, la Sierra de los Cuarzos está afectada por dos eventos contractivos: D1, manifestada por la cabalgadura Encino Rizudo con rumbo NE-SW y vergencia al SE. D2, manifestado por las fallas inversas con rumbo NW-SE y vergencia la SW. Por su parte, en Juriquilla y San Miguel de Allende se observa sólo el evento D2 evidenciado por fallas inversas con rumbo NW-SE.

Un método menos ambiguo para identificar el eje de máxima compresión es a través de las estrías de fallas. Para ello se colectaron datos de estrías formadas en planos de fallas inversas, así como formadas por el desplazamiento entre capas (Figura 8). Mediante el cálculo de diedros en el programa Win-Tensor (^{Delvaux, y Sperner, 2003}) se observa que, en la mayoría de los afloramientos, el eje de máxima compresión tiene una orientación NNE-SSW que es similar a la dirección de transporte tectónico estimada mediante las fallas inversas.

Figura 8 Paleoesfuerzos de la zona de estudio. La mayoría de los esfuerzos muestran que el eje de máxima compresión (σ1) tiene una orientación NNE-SSW. Cada estereograma contiene a las estrías de los diferentes puntos de muestreo: 1 Norte SMA, parte norte de San Miguel de Allende; 2 SMA, parte central de San Miguel de Allende; 3 Sur SMA, parte sur de San Miguel de Allende; 4 SC, parte oriental de Sierra de los Cuarzos; 5 W Juriquilla, parte occidental de Juriquilla; 6 E Juriquilla, parte oriental de Juriquilla. Para el área de Juriquilla y al sur de San Miguel de Allende las estrías muestran el desplazamiento entre capas, por lo que el desplazamiento se encuentra contenido dentro del plano de estratificación. Los planos negros corresponden a los planos que contienen a las estrías. La simbología y abreviaturas son la misma que en la Figura 3. 

En el sur de San Miguel de Allende y en el área de Juriquilla, el eje de máxima compresión tiene orientaciones diferentes (Figura 8). Los modelos de Juriquilla difieren del resto debido a que las estrías se formaron principalmente por el desplazamiento entre capas. De esta forma, el desplazamiento se encuentra limitado por el plano de estratificación que contiene a la estría. El estado de esfuerzos obtenido a partir del desplazamiento entre capas en el lado occidental de Juriquilla muestra desplazamiento lateral derecho. Por su parte, el estado de esfuerzos obtenido en el lado oriental de Juriquilla muestra desplazamiento lateral izquierdo. Por lo tanto, los estereogramas medidos en Juriquilla muestran desplazamiento lateral, que no necesariamente implica fallamiento lateral, puesto que el desplazamiento se contuvo entre capas. Si bien el SFTSMA en el área de estudio no presenta reportes de fallamiento lateral, autores como ^{Alaniz-Álvarezet al.(2002b)}, ^{Tristán-Gonzáleset al.(2009)}, ^{Aranda-Gómez y McDowell (1998}) y ^{Botero-Santaet al.(2015}) han documentado fallamiento lateral para el centro de México. De igual forma las relaciones angulares entre el clivaje y la estratificación muestran desplazamientos laterales tanto en la parte oriental, como occidental del área Juriquilla. Otra hipótesis que podría explicar este cambio en la orientación del eje de máxima compresión en Juriquilla y sur de San Miguel de Allende podría corresponder a un posible tercer evento de deformación, esto podría explicar la existencia de algunos planos axiales de pliegues ortogonales al eje de máxima compresión NNE-SSW. No obstante, estos pliegues corresponden a pliegues pequeños formados en los estratos menos competentes, además en campo no se observa ninguna otra evidencia sobre este tercer evento. Podría ser el inicio de un tercer evento, no obstante, el evento no pliega estratos más competentes ni forma fallas inversas con rumbo NW-SE.

Datos de fechamiento de deformación por K-Ar realizadas en micas blancas sobre una zona de cizalla en rocas del Cretácico Superior dentro de la Sierra de los Cuarzos sugieren un rango de edad de la deformación de entre 82 y 79 Ma (^{Martiniet al., 2016}). Este rango de edad es congruente con edades de deformación obtenidas en rocas del Mesozoico que afloran en el área de Tolimán (^{Fitz-Díazet al., 2014}; ^{Garduño-Martínezet al., 2015}; ^{Guerrero-Pazet al., 2020}). Adicionalmente, en el área de Mineral de Pozos, se han reportado edades de exhumación ZHe en un rango de 66 Ma y 55 Ma (^{Juárez-Arriagaet al., 2019b}). Si bien, la edad de depósito ayuda a establecer un límite para la edad de la deformación, es recomendable obtener la edad de deformación de las unidades cretácicas de San Miguel de Allende y Juriquilla. Esto para diferenciar si la deformación es contemporánea al depósito o si pertenece a algún evento reportado de hace ~80 Ma, al de 66-55 Ma o ambos.

6.3. DIRECCIÓN DE TRANSPORTE TECTÓNICO DEL EVENTO D2

Para determinar la dirección de transporte tectónico del evento D2, se utilizaron relaciones angulares entre clivaje y estratificación, orientación de fallas inversas y vergencia de pliegues. El rumbo de las fallas inversas muestra que el eje de máxima compresión tiene una orientación aproximada NE-SW. La dirección de transporte tectónico es al SW que se evidencia mediante los contactos cizallados de las rocas mesozoicas que se observan en San Miguel de Allende y Sierra de los Cuarzos (^{Nieto-Samaniegoet al., 1999b}; ^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}).

La vergencia de los pliegues es otra manera para determinar la dirección de transporte tectónico, en el área de estudio el ejemplo más claro corresponde a los pliegues formados en la sección B-B’ del área de San Miguel de Allende, ahí la dirección de transporte tectónico es al WSW. Los datos estructurales medidos en Juriquilla igual sugieren la presencia de un gran pliegue, los datos de clivaje y estratificación pueden ser interpretados como dos flancos de un pliegue regional, del cual se puede obtener la vergencia y con ello la dirección de transporte tectónico para el área de Juriquilla.

La estratificación y el clivaje en San Miguel de Allende y Sierra de los Cuarzos presentan datos muy dispersos (Figuras 6b y 7b). La dispersión de estos datos puede ser producto de: a) La rotación de los datos estructurales debido a extensión cenozoica manifestada en los tres diferentes sistemas de fallas normales; b) dos eventos de acortamiento en una orientación casi ortogonal , y c) deformación sinsedimentaria ocurrida durante el depósito de las unidades mesozoicas, esto principalmente se observa en el área de Sierra de los Cuarzos donde se localizan las rocas más antiguas y existen reportes de deformación sinsedimentaria (^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). De igual forma hay que considerar la distribución espacial de los datos estructurales tomados, esto está limitado a los pocos afloramientos del Mesozoico principalmente en San Miguel de Allende y Juriquilla, donde las rocas mesozoicas son expuestas por el fallamiento normal cenozoico. Las fallas cenozoicas que exponen a las rocas mesozoicas de igual forma pudieron modificar la cinemática de la deformación mesozoica.

Como se ha mencionado previamente, la cinemática de la deformación compresiva mesozoica está influenciada por la deformación cenozoica. Sin embargo, es complicado estimar cuánto ha sido modificado. Un ejercicio efectivo para rotar los datos y con ello restaurar la cinemática de la deformación mesozoica es volver a la horizontal los estratos depositados inmediatamente sobre las rocas mesozoicas. No obstante, sólo en el área de Juriquilla se realiza rotaciones de los datos estructurales mesozoicos, ya que en las demás zonas sobre la litología mesozoica no existe depósito o fue erosionado. Para realizar la rotación, se utilizaron como ejes de rotación el rumbo de una pseudo-estratificación (245°/16° al SE) del Basalto Querétaro para el flanco occidental y; el contacto entre un basalto y una toba (336°/20° al SW) para el flanco oriental. Debido a esta rotación el flanco oriental del pliegue regional tiene un rumbo 13° con echado de 37.5° al E; mientras que el flanco occidental tiene un rumbo promedio de 136.5° con un echado de 53° al SW (Figura 9). El plano axial del pliegue regional se calcula a partir del ángulo bisector medido entre ambos flancos (Figura 9). El plano axial tiene un rumbo de 341° y un echado de 80° al ENE (Figura 9, plano azul). De acuerdo con el plano axial del pliegue regional se establece una dirección de transporte tectónico al WSW.

Figura 9 Representación esquemática del pliegue regional o anticlinorio de la zona Juriquilla. El pliegue fue rotado usando como eje de rotación la litología subyacente depositada sobre la litología cretácica de cada flanco. En la parte superior se observan los estereogramas de la estratificación y planos axiales sin rotar y rotados. El plano axial resultante de la rotación (341°/80° al NE) indica una dirección de transporte tectónico hacia el WSW. En su flanco oriental se observan pliegues secundarios con geometría S que apoyan la geometría del pliegue, en las capas menos competentes se desarrolla clivaje de crenulación. En el flanco occidental se observan algunos pliegues con geometría Z. Al graficar todos los polos de los planos axiales se forma una guirnalda, por lo que se considera que todos los pliegues forman parte de una estructura regional mayor (anticlinorio). El estereograma inferior muestra que el plano axial (color azul) es ortogonal a la guirnalda (plano rojo) formada de los polos del plano axial. 

De igual forma, los polos de los planos axiales de los pliegues secundarios forman una guirnalda cuyo plano tiene un rumbo 235°/52° (Figura 9). Este plano es casi ortogonal al plano axial del pliegue regional formado a partir de los datos de estratificación, por lo que se podría considerar que todos pliegues medidos en la zona Juriquilla forman parte de un anticlinorio (Figura 9). El anticlinorio tendría una orientación NE-SW y de acuerdo con su plano axial, tendría una vergencia al WSW.

Otro aspecto que ayuda a determinar la dirección de transporte tectónico es el clivaje medido en ambos flancos del anticlinorio. Para este análisis también fueron rotados los datos de clivaje. En el flanco occidental se observa un clivaje axial casi paralelo a la estratificación; para el flanco oriental además del clivaje axial, se observa clivaje de crenulación en estratos delgados menos competentes. El clivaje de crenulación se puede desarrollar durante un evento continuo de plegamiento como lo es la cizalla simple (^{Viola y Mancktelow, 2005}). Durante la cizalla simple el clivaje rotará en el mismo sentido que la cizalla, y el flanco opuesto al sentido de la cizalla desarrollará un clivaje opuesto (clivaje de crenulación). Debido a que el clivaje de crenulación únicamente se observa en el flanco oriental, el sentido de la cizalla será hacia el WSW que coincide con lo reportado en San Miguel de Allende y Sierra de los Cuarzos reportado en este trabajo.

Si bien nuestros datos son contrarios a la dirección de transporte tectónico del Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras Mexicano (CPCM; ^{Fitz-Díazet al., 2012}; ^{Vásquez-Serranoet al., 2018}; ²⁰¹⁹), varios autores han documentado resultados similares en la parte más distal de la cuña del orógeno (^{Cabral-Canoet al., 2000}; ^{Salinas-Prietoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2008}; ^{Martiniet al., 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). En la parte sur del SFTSMA también se ha observado una dirección de transporte tectónico al SW (^{Cabral-Canoet al., 2000}; ^{Salinas-Prietoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2008}). En la Sierra de los Cuarzos las unidades mesozoicas más jóvenes también han reportado una dirección de transporte tectónico al SW (García-Palacios y Martini, 2014; ^{Martiniet al., 2016}).

Una vez establecida la dirección de transporte tectónico en el área de estudio y observando que otros autores han documentado una dirección de transporte similar sobre el SFTSMA (^{Cabral-Canoet al., 2000}; ^{Salinas-Prietoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2008}), se prosigue a comparar nuestros datos con áreas adyacentes. Hacia la parte oriental, ^{Fitz-Díazet al.(2012)} realizan un perfil geológico-estructural sobre el CPCM cuyo punto más occidental corresponde a la secuencia Tolimán a ~80 km al oriente de Juriquilla (Figura 1). En Tolimán se observa que la dirección de transporte tectónico es hacia el NE (^{Fitz-Díazet al., 2012}; ²⁰¹⁸). Por su parte, el trabajo de ^{Reyes-Reyes y Luna-Castro (1998)} muestra que en el área de Mineral de Pozos (a ~30 km al norte de Sierra de los Cuarzos, Figura 1) el contacto entre las unidades cretácicas es una zona de cizalla con dirección de transporte tectónico hacia el NE.

En el área de Guanajuato ^{Martiniet al.(2013)} documentan pliegues y cabalgaduras en unidades mesozoicas. Se reportan diferentes direcciones de transporte tectónico asociadas a la acreción del Terreno Guerrero sobre el núcleo continental (^{Martiniet al., 2013}). Sin embargo, la cabalgadura más joven que afecta a las unidades del Cretácico Superior presenta una dirección de transporte tectónico al SW, similar a la documentada en este trabajo (^{Martiniet al., 2013}). Estos autores proponen que las variaciones en la dirección del transporte tectónico corresponden a eventos locales.

De acuerdo con lo documentado en este trabajo y lo documentado por otros autores, hacia el oriente del área de estudio se tiene una dirección de transporte tectónico hacia el noreste. Mientras que del área de estudio hacia el occidente se reporta una dirección de transporte tectónica hacia el suroeste. Este cambio no es tan marcado, y se podría limitar a un alcance local; sin embargo, esta dirección de trasporte tectónico está reportada en varios puntos al sur del área de estudio dentro del SFTSMA. Algunas hipótesis del porque existe un cambio en la dirección del transporte tectónico se presentan en la sección 6.4 de la discusión.

6.4. MECANISMOS DE VERGENCIA DE LA DIRECCIÓN DEL TRANSPORTE TECTÓNICO

La dirección de transporte observada en la mayoría de los afloramientos en este trabajo coincide con datos de otros autores (^{Salinas-Prietoet al., 2000}; ^{Cabral-Canoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2008}; ^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}). El cambio en la dirección de transporte tectónico ocurre en la margen occidental del Orógeno Mexicano, donde el SFTSMA actúa como límite. La explicación del cambio en la dirección de transporte no es trivial, necesita un trabajo más extenso de análisis cinemático y estimación de la deformación, así como modelado numérico y/o analógico.

Sin embargo, si se toman en cuenta algunas consideraciones como las condiciones mecánicas del modelo de la cuña crítica, es posible que el cambio en la dirección de transporte se deba a efectos de retrodeformación. El modelo de la cuña orogénica ha sido usado para explicar las variaciones en la deformación de las rocas sedimentaras en la parte central del CPCM. Esta hipótesis se basa en la posición de las rocas del área de estudio dentro de la cuña crítica propuesta por ^{Fitz-Díazet al.(2012)}. En la zona de traspaís suele existir un acomodo de la deformación mediante retrodeformación durante el desarrollo de una cuña orogénica (^{Daviset al., 1983}; ^{Dahlenet al., 1984}; ^{Dahlen y Barr, 1989}; ^{Dahlen, 1990}). De esta forma las estructuras que se forman más alejadas del frente de la cuña orogénica son estructuras de alto ángulo y presentan una vergencia opuesta a la dirección de la cuña (Figura 10b). No obstante, en el área de estudio sólo en la parte oriental del área Juriquilla y en algunas fallas del sur de San Miguel de Allende se observan fallas inversas de alto ángulo.

Figura 10 Posibles modelos para explicar el cambio en la dirección del transporte tectónico en el Orógeno Mexicano. Los recuadros rojos indican la localización del área de estudio. a) Zona de estudio previo a la formación del Orógeno Mexicano. b) Modelo de retrodeformación en la cuña orogénica, en el Traspaís, la parte más alejada de la cuña, se forman fallas inversas con vergencia opuesta a la dirección de transporte de la cuña orogénica. c) Modelo que propone la existencia de un desnivel paleogeográfico dentro del área de estudio que pudo generar patrones estructurales con vergencias opuestas en la parte oriental y occidental del desnivel. Este desnivel pudo ser producto de un límite cortical formado previo a la formación del Orógeno Mexicano. d) Para el Eoceno la extensión cenozoica genera fallas normales (sintéticas y antitéticas) que rotan y basculan la cinemática de las estructuras mesozoicas; estas fallas normales pueden cambiar el alto ángulo que presentan las fallas inversas con vergencia opuesta generadas durante el Santoniense-Campaniense. Dichas fallas extensivas cenozoicas están representadas por el Sistema de Fallas Taxco-San Miguel de Allende (SFTSMA) y se localizan sobre el antiguo desnivel paleogeográfico. 

Una segunda hipótesis está relacionada con heterogeneidades en el basamento donde se despegó el paquete sedimentario deformado (Figura 10c). El área de estudio se localiza entre la CMCM y la PVSLP. La zona de estudio también está localizada en la margen oriental de la zona de sutura del Terreno Guerrero y el núcleo continental, y actualmente en el mismo sitio donde se encuentra la zona de falla Taxco-San Miguel de Allende. Esto sugiere que es una frontera cortical reactivada en varios lapsos de la historia geológica del centro de México (^{Alaniz-Álvarezet al., 2005}). Por lo tanto, el SFTSMA podría ser una heterogeneidad cortical, las heterogeneidades corticales ayudan a la localización de la deformación durante un evento orogénico y pueden distorsionar el patrón preferencial del trasporte tectónico (^{Dixon, 2004}; ^{Magaña-Castillo, 2018}). Esta heterogeneidad podría estar manifestada a través de un antiguo desnivel topográfico. Este desnivel topográfico fue documentado en calizas de plataforma del Jurásico Superior (^{Carrillo-Bravo, 1971}), y estaría evidenciado por el ambiente marino profundo en que se infiere se depositó la unidad vulcanosedimentaria. Ya que el desnivel se formó previo al Orógeno Mexicano, la deformación se concentraría en la parte superior del desnivel, en los horizontes evaporíticos. Debido a ello, el Orógeno Mexicano se mantendría como un orógeno de piel delgada. Adicionalmente, las rocas cretácicas que presentan una dirección de transporte tectónico opuesta a la del CPCM se localizan sobre o muy cerca del SFTSMA (^{Salinas-Prietoet al., 2000}; ^{Cabral-Canoet al., 2000}; ^{Fitz-Díazet al., 2008}; ^{Palacios-García, 2013}; ^{Palacios-García y Martini, 2014}), lo que apoyaría esta hipótesis.

La deformación cenozoica modifica la cinemática original de la deformación mesozoica. Sin embargo, es complicado determinar la cantidad de rotación o basculamiento de las estructuras contractivas. Inclusive no se puede descartar la idea de que la deformación cenozoica haya basculado las fallas inversas de alto ángulo (Figura 10d). A pesar de que el SFTSMA ha tenido varios periodos de reactivación (^{Alaniz-Álvarezet al., 2001}; ^2002a; ^{Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005}), y es el límite entre la MC y SMOr, existen pocos afloramientos que muestren directamente el contacto entre las rocas sedimentarias mesozoicas y las rocas eocénicas dentro del área de estudio. Cabe mencionar que para el centro del país los basculamientos máximos ocurrieron durante el Eoceno (^{Aranda-Gómez y Mcdowell, 1998}). Además, los rumbos de las capas cenozoicas no son iguales alrededor de la zona mesozoica dentro del área de estudio, por lo que, es difícil analizar la rotación. Por otra parte, la mayoría de las capas cenozoicas del área de estudio tiene echados menores a 20° (^{Alaniz-Álvarezet al., 2001}, ^{Xuet al., 2011}; ^{Núñez-Silva, 2020}). Si se hace una rotación con estos datos, las rotaciones de las estructuras mesozoicas no variarían lo suficiente para ser consideradas de alto grado. Trabajos como el de ^{Del Pilar-Martínezet al.(2020)} documentan inclusive deformación triaxial en la parte norte del área de estudio, lo que dificulta más restablecer los datos mesozoicos. De las tres áreas sólo en el área de Juriquilla analizamos una rotación, la cual cuantifica un poco la variación de los datos mesozoicos afectados por la deformación cenozoica.

Para poder discernir entre estas dos ideas sería conveniente realizar en futuras investigaciones modelos analógicos y/o numéricos considerando cambios laterales reológicos dentro de la cuña crítica. Así como realizar estudios geofísicos como perfiles sísmicos orientados con la misma dirección de transporte (NE-SW) para observar la distribución de los horizontes sedimentarios y su basamento.