Analisis-microtectonico-de-las-rocas-del-complejo-metamorfico-de-Teziutlan-estado-de-Puebla--deformacion-milontica-en-el-paleozoico-tardo

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 
PROGRAMA DE POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
INSTITUTO DE GEOLOGÍA 
 
Análisis microtectónico de las rocas del Complejo Metamórfico de Teziutlán, Estado 
de Puebla: Deformación milonítica en el Paleozoico Tardío 
 
TESIS 
Que para optar por el grado de 
Maestro en Ciencias de la Tierra 
 
 
PRESENTA: 
Luis Javier Gutiérrez Trejo 
 
ASESOR 
Dr. Mario Alfredo Ramos Arias 
Instituto de Geología, UNAM 
 
MIEMBROS DEL COMITÉ TUTOR 
Dr. Dante Jaime Morán Zenteno - Instituto de Geología, UNAM 
Dra. Elisa Fitz Díaz - Instituto de Geología, UNAM 
Dr. Hilario Rafael Torres de León – ENES, Morelia 
Dra. Rosalva Pérez Gutiérrez - Unidad Académica de Ciencias de la Tierra, UAGro 
 
Ciudad Universitaria, CDMX Abril, 2019 
 
 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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mencionando el autor o autores. Cualquier uso distinto como el lucro, 
reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el 
respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
i 
 
 
 
“Crystals are like people: it is the defects in them 
 which tend to make them interesting!” 
C.J. Humphreys, 1979 
 
 
 
“13 de febrero 
 
¿Qué hay detrás de la ventana? 
 
 
 
 
 
Una estrella. 
 
 
14 de febrero 
 
¿Qué hay detrás de la ventana? 
 
 
 
 
 
Una sábana extendida. 
 
 
15 de febrero 
¿Qué hay detrás de la ventana?” 
 
 
 
 
 
 
 
Los detectives salvajes, Roberto Bolaño 
ii 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A Alejandra, Javier, Cristina y Yolanda 
por todo lo que me han dado 
iii 
 
Agradecimientos 
A la beca de maestría otorgada por el CONACyT para realizar los estudios en el Posgrado de 
Ciencias de la Tierra en la Universidad Nacional Autónoma de México 
Al financiamiento del Proyecto PAPIIT IA191415 sin el cual no hubiera sido posible gran parte del 
trabajo de campo, fechamientos y elaboración de una gran parte de las láminas delgadas. 
A mi asesor el Dr. Mario Alfredo Ramos Arias por su incansable disposición por enseñar y 
compartir su pasión por la geología, y fueron parte medular durante todas las etapas de la tesis. 
A los miembros del jurado los doctores Dante Jaime Morán Zenteno, Elisa Fitz Díaz, Rafael Torres 
de León y Rosalva Pérez Gutiérrez cuyos comentarios, sugerencias y preguntas mejoraron la 
presentación y contenido de esta tesis. 
Al Dr. Mariano Elías Herrera por su participación como miembro del comité evaluador durante el 
transcurso del posgrado, su aportación permitió aclarar dudas sobre el metamorfismo y la geología 
regional. 
A Anthony Ramírez Salazar, Mónica G. Ramírez Calderón, Jessica Lizbeth Alvarez García, María 
Guadalupe Hernández Bello, Athziri Hernández Jiménez, Urenia Navarro, Andrés Omassi y Kevin 
Franco por todo su apoyo durante el trabajo de campo. 
 A Dr. Edgar Ángeles Moreno por su ayuda con el trabajo de campo. Además, gracias a todos sus 
consejos y sugerencias para la cartografía, sección estructural fueron fundamentales para la 
presentación final del anexo II. Asimismo, por compartir el conocimiento que tiene sobre las rocas 
de Teziutlán el cual fue de inmensa ayuda en el reconocimiento de los litodemas y su estructura. 
A José Mora, Octavio Mora, sus hijos y a las comunidades de El Canal, Chililistipan, Calatepec y 
Tamalayo cuyo apoyo y guía durante el trabajo de campo fueron fundamentales. Asimismo, le 
agradezco al personal administrativo del Municipio de Tlatlauquitepec que facilitaron trámites para 
la logística y seguridad del trabajo en el área de estudio. 
A la Dra. Teresa Pi Puig, Geól. Consuelo Macías Romo y Dra. Elisa Fitz Díaz del Instituto de 
Geología por su asesoría y accesibilidad para hacer uso de sus laboratorios durante los análisis de 
difracción de electrones retrodispersados (DER) 
A Joaquín Aparicio por su asesoría y consejos para la elaboración de las láminas delgadas 
Al Dr. José Marín Yáñez Limón del CINVESTAV, Querétaro por su apertura a colaborar con los 
análisis de difracción de electrones retrodispersados (DER). A los técnicos del Laboratorio 
Nacional de Investigación y Desarrollo Tecnológico de Recubrimientos Avanzados (LIDTRA), al 
M.I. Adair Jiménez Nieto por su apoyo con la preparación y análisis para DER y al Ing. Eleazar 
Urbina Álvarez por la ayuda complementaria con la preparación de muestras. 
Al técnico Juan Tomás Vázquez Ramírez de Cento de Geociencias en Juriquilla cuyo conocimiento 
sobre las láminas delgadas permitió hacer buena parte de la preparación de muestras para DER. 
A María del Mar Almazán López, Hermes García y María Isabel Vidal Reyes por su tiempo para 
discutir sobre la petrografía. 
A María Luisa Reyes Ochoa por facilitar muchos trámites e información sobre los procedimientos 
del Posgrado . 
 
iv 
 
Índice 
Resumen .............................................................................................................................. viii 
Abreviaciones de minerales .................................................................................................... x 
Capítulo 1 Introducción ...................................................................................................... 1 
1.1 Generalidades ........................................................................................................... 1 
1.2 Justificación ............................................................................................................. 3 
1.3 Hipótesis .................................................................................................................. 4 
1.4 Objetivos .................................................................................................................. 5 
1.5 Objetivos específicos ............................................................................................... 5 
1.6 Metodología ............................................................................................................. 5 
Capítulo 2 Marco geológico del Complejo Metamórfico de Teziutlán.............................. 7 
2.1 Localización ............................................................................................................. 7 
2.2 Antecedentes ............................................................................................................ 7 
2.3 Unidades litodémicas del Complejo Metamórfico de Teziutlán ............................. 9 
2.3.1 Litodema La Soledad (SoCa) ........................................................................... 9 
2.3.2 Litodema Chicuaco (ChCa) ............................................................................ 10 
2.3.3 Litodema Cozolexco (CzCa) .......................................................................... 11 
2.3.4 Litodema El Mirador (MiCa) ......................................................................... 12 
2.4 Cubierta sedimentaria y volcánica ......................................................................... 12 
2.4.1 Grupo Huizachal (Formación El Alamar; HuTr) ........................................... 12 
2.4.2 Formación Huayacocotla (HyJuI) .................................................................. 13 
2.4.3 Formación Tenexcate (TeJuM) ..................................................................... 15 
2.4.4 Andesita Teziutlán (TezQ) ............................................................................. 15 
2.4.5 Riolita Oyameles (OyQ) .................................................................................15 
2.4.6 Ignimbrita Xaltipan (XaQ) ............................................................................ 15 
v 
 
Capítulo 3 Geología estructural ........................................................................................ 17 
3.1 Estructura general .................................................................................................. 17 
3.2 Estructuras en el Litodema La Soledad ................................................................. 19 
3.2.1 Conjunto 1 ...................................................................................................... 19 
3.2.2 Conjunto 2 ...................................................................................................... 19 
3.2.3 Conjunto 3 ...................................................................................................... 21 
3.3 Estructuras del Litodema Chicuaco ....................................................................... 22 
3.3.1 Conjunto 1 ...................................................................................................... 22 
3.3.2 Conjunto 2 ...................................................................................................... 22 
3.3.3 Conjunto 3 ...................................................................................................... 24 
3.4 Estructuras del Litodema Cozolexco (Conjunto 2) ................................................ 24 
3.5 Conjunto 4 de estructuras en el CMT. ................................................................... 25 
Capítulo 4 Microestructuras, mecanismos de deformación y metamorfismo .................. 29 
4.1 Microtexturas y mecanismos de deformación ....................................................... 29 
4.2 Metodología ........................................................................................................... 30 
4.3 Litodema La Soledad ............................................................................................. 31 
4.3.1 Ortogneis de Plg+Fsk+Cz+Msc+Ep. .............................................................. 31 
4.3.2 Esquisto de Msc+Bt+Cz ................................................................................. 32 
4.3.3 Esquisto de Bt+Ep+Act .................................................................................. 33 
4.4 Litodema Chicuaco ................................................................................................ 35 
4.4.1 Esquistos de Cz+Msc+Alb ............................................................................. 35 
4.4.2 Esquistos de Msc+Cz+Bt+Clo ....................................................................... 37 
4.4.3 Esquisto de Clo+Cz+Bt+Plg........................................................................... 37 
4.4.4 Ortogneis milonítico de Plg+Fsk+Cz ............................................................. 39 
4.4.5 Esquistos de Bt+Clo+Cz................................................................................. 40 
vi 
 
4.4.6 Esquisto de Ep+Act+Clo+Plg ........................................................................ 41 
4.5 Litodema Cozolexco .............................................................................................. 41 
4.5.1 Esquistos de Act+Clo+Alb ............................................................................. 41 
4.5.2 Rocas verdes de Ep+Clz+Act ......................................................................... 42 
4.6 El Mirador .............................................................................................................. 44 
4.6.1 Esquistos de Msc ............................................................................................ 44 
4.7 Metamorfismo del CMT ........................................................................................ 44 
4.7.1 Pseudosección ................................................................................................. 45 
Capítulo 5 Orientación preferencial de red cristalina (OPRC) y DER ............................. 48 
5.1 Orientación preferencial de red cristalina .............................................................. 48 
5.2 Fundamentos teóricos de la Difracción de Electrones Retrodispersados (DER) ... 50 
5.3 Metodología ........................................................................................................... 50 
5.4 La OPRC del cuarzo en el Complejo Metamórfico de Teziutlán .......................... 51 
5.5 Resultados DER ..................................................................................................... 52 
Capítulo 6 Edad de la deformación .................................................................................. 55 
6.1 Métodos 40K-40Ar y 39Ar-40Ar ................................................................................ 55 
6.2 Metodología ........................................................................................................... 56 
6.3 Resultados .............................................................................................................. 57 
Capítulo 7 Discusión y conclusiones ............................................................................... 59 
7.1 Fases de evolución estructural del CMT ................................................................ 59 
7.2 Temporalidad para la fábrica dúctil del CMT ....................................................... 63 
7.3 Evolución e implicación tectónica del CMT .............................................................. 64 
7.4 Conclusiones ............................................................................................................... 70 
Referencias ........................................................................................................................... 74 
Anexo I ................................................................................................................................. 86 
vii 
 
Modelos de solución sólida considerados en la pseudosección ....................................... 87 
Código de Perple_X .dat (Build) ...................................................................................... 87 
Anexo II ................................................................................................................................ 91 
 
 
viii 
 
Resumen 
El Complejo Metamórfico de Teziutlán (CMT) es un ensamble polideformado, compuesto 
principalmente por esquistos y ortogneises cuarzofeldespáticos, esquistos de mica, esquistos de 
actinolita y rocas verdes. Este ensamble experimentó deformación dúctil en condiciones 
metamórficas de facies de esquisto verde durante el Paleozoico Tardío. Aflora como una ventana 
tectónica localizada en la porción centro-oriental de México, en el norte de Puebla, muy cercano al 
basamento cristalino del Proterozoico, el Gneiss Huiznopala en el estado de Hidalgo. 
 
El CMT se clasifica con base en su contenido mineralógico, textura y tipo de deformación, en 
cuatro litodemas: (i) El litodema La Soledad es un conjunto de ortogneises de 
plagioclasa+feldespato potásico+cuarzo con intercalaciones de esquistos de 
muscovita+cuarzo+albita±biotita. (ii) El litodema Chicuaco está conformado por esquistos de 
cuarzo+muscovita+albita±biotita±clorita con ortogneises de plagioclasa+feldespato 
potásico+cuarzo, intercalados ocasionalmente con esquistos de epidota+actinolita+clorita. (iii) El 
litodema Cozolexco posee esquistos de actinolita+clorita+epidota con algunas intercalaciones 
cuarcitas. Y finalmente, (iv) el litodema El Mirador lo constituye una intercalación de esquistos de 
muscovita+cuarzo con rocas metavolcanosedimentarias. 
 
A lo largo del CMT se observan dos generaciones de estructuras dúctiles distintivas: a) desarrollo 
de la foliación inicial S1 con crecimiento de minerales en facies de esquisto verde; en seguida, b) se 
observa la transposición de lasprimeras estructuras por un plegamiento recostado F2 y desarrollo de 
la foliación S1/2. Dicha transposición ocurre de manera progresiva, dando como resultado una 
orientación en promedio de 222-229/23. Por su parte, los indicadores cinemáticos sugieren un 
movimiento dominante de cizalla con cima hacia el SW. También se observa un tercer conjunto de 
estructuras como crenulaciones y plegamiento abierto sub-vertical que denota la transición de 
régimen dúctil-frágil; y un cuarto dominio que se observa como el entramado de fallamiento frágil 
tardío. Cabe resaltar que en el análisis de mecanismos de deformación cristal/plástico fueron 
identificadas texturas de recristalización dinámica en el cuarzo por subgranos, migración de borde 
de grano y bultos (bulges) intensificándose en la cercanía de las milonitas. Los datos de difracción 
de electrones retrodispersados determinan patrones de orientación preferencial cristalográfica en el 
cuarzo, sugierendo un rango de temperatura de deformación en las milonitas de 420±50°C a 
427±50°C. 
 
Anteriormente se infería que el periodo para la deformación ocurría entre el depósito de los 
protolitos sedimentarios, cortados por los cuerpos ígneos del Carbonífero Tardío, y el depósito 
discordante de las rocas sedimentarias sobreyacientes, sin intensa deformación del Grupo Huizachal 
del Triásico. El presente trabajo establece que el CMT fue afectado por eventos tectonotermales en 
el Pérmico temprano. Esta temporalidad fue definida por las edades de enfriamiento de los sistemas 
40
K/
40
Ar y 
40
Ar/
39
Ar para muscovita desarrollada en las fábricas de los conjuntos de estructuras 
dúctiles S1 y S1/2. Respectivamente, los dos rangos edades son de 232.7± 3.9 Ma a 310.1± 3.9Ma y 
de 286.93 ± 1.45 y 289.18±11.85 Ma. 
 
Las evidencias estructurales/microtexturales, metamórficas y geocronológicas propias del CMT, 
son consistentes con la deformación producida por el movimiento de cizalla dextral regional, 
ix 
 
descrita y observada en varias localidades de la parte oriental de México, siendo la más destacada la 
Falla de Caltepec. Dicha deformación ha sido asociada por algunos autores con las etapas iniciales 
de la subducción paleo-Pacífica, a inicios del Pérmico, tiempo en el que Pangea ya había sido 
ensamblada, y varios terrenos mexicanos se localizaban en el extremo más occidental del 
supercontinente. 
x 
 
Abreviaciones de minerales 
 
Abreviatura Mineral 
Act Actinolita 
Alb Albita 
Anf Anfíbol 
Bt Biotita 
Cal Calcita 
Clo Clorita 
Clz Clinozoisita 
Cz Cuarzo 
Ep Epidota 
Fen Fengita 
Fsk Feldespato potásico 
Estp Estiplomelano 
Grt Granate 
Hbl Hornblenda 
Law Lawsonita 
Lmt Laumontita 
Msc Muscovita 
Pir Pirita 
Plg Plagioclasa 
Ser Sericita 
Sulf Sulfuro 
Tit Titanita 
Wrk Waikirita 
Zo Zoisita 
 
 
1 
 
Capítulo 1 Introducción 
1.1 Generalidades 
Los procesos y mecanismos que tienen lugar en las zonas de cizalla dúctil son importantes 
dentro de la evolución tectónica de la Tierra (Bercovici y Ricard, 2012). En estos lugares, 
las rocas y minerales experimentan transformaciones debido a la intensidad y localización 
de la deformación (Sibson, 1977; Fossen y Cavalcante, 2017). Las zonas de cizalla 
presentan variaciones de orientación, longitud, espesor, desplazamiento, geometría de la 
distorsión, coaxialidad y mecanismos de deformación (Ramsay y Graham, 1970; Sibson, 
1977, Ramsay, 1980; Simpson y De Paor, 1993; en Fossen y Cavalcante, 2017). Existe una 
clasificación para las zonas de cizalla propuesta inicialmente por Ramsay y Allison (1979), 
y modificada recientemente por Fossen (2016). Está basada en la ductibilidad y régimen 
mecánico asociado a los mecanismos de deformación dominantes (frágil o cristal plástico). 
De esta manera es posible tener zonas de cizalla frágiles en las cuales dominan los 
mecanismos de deformación frágil y con escasa ductilidad (discontinuidad interna). En el 
otro extremo están las zonas de cizalla con deformación cristal-plástica, caracterizadas por 
ser totalmente dúctiles y donde dominan los mecanismos de deformación cristal plástica. 
Además, existen las zonas de cizalla semidúctiles los cuales combinan características de los 
miembros extremos, ya que se encuentran dentro del área de transición frágil-plástico. La 
neoformación de minerales puede ocurrir en ambas zonas de cizalla. En el caso de la 
deformación frágil, la formación de minerales es asistida, principalmente, por mecanismos 
como la disolución por presión y transferencia de solución. Mientras que, en la 
deformación dúctil, además de los mecanismos mencionados, también se forman nuevos 
minerales gracias a transferencia de masa por difusión en estado sólido y reacciones 
metamórficas o crecimiento sincinemático (van der Pluijm y Marshak, 2004; Fossen, 2016). 
Por su parte, las características de la deformación cristal plástica dependen de propiedades 
inherentes a las rocas como la mineralogía, estructura cristalina, textura o comportamiento 
mecánico; así como de factores externos como la temperatura, presión litosférica o 
presencia de fluidos (van der Pluijm y Marshak, 2004; Fossen, 2016). Este tipo de 
deformación en las rocas produce cambios internos de estructura, forma o volumen, 
resultando en arreglos minerales con diversas geometrías, y que reflejan condiciones 
 
 
2 
 
termobarométricas y régimen mecánico de la deformación. Dicho arreglos son llamados 
fábrica o textura, pueden identificarse a distintas escalas de observación, y son generados 
mediante una gran variedad de procesos conocidos como mecanismos de deformación 
(Passchier y Trouw, 2005; Blenkinsop, 2000; Fossen, 2010). Una de estas fábricas es la 
orientación preferencial cristalográfica (Crystal Preferred Orientation), la cual en algunos 
casos es más fácil de distinguir cuando están constituidas por mica. Sin embargo, cuando el 
contenido mineralógico es de cuarzo, feldespatos, calcita u olivino se requieren de técnicas 
más específicas para analizarlas (Fossen, 2016). El método más reciente para el estudio de 
la orientación preferencial cristalográfica (OPC) es la Difracción de Electrones 
Retrodispersados (Electron Backscattered Diffraction, en inglés EBSD). 
En México, las rocas con historias de deformación cristal plástica constituyen varios de los 
complejos metamórficos del país. A pesar de que estas rocas afloran en áreas dispersas y 
relativamente pequeñas, en el territorio mexicano existe una diversidad enorme cuyo interés 
geológico es relevante porque registran la formación y destrucción de supercontinentes, así 
como el cierre y apertura de los océanos adyacentes (Ortega-Gutiérrez et al. 2018). 
En el oriente de México, al norte del estado de Puebla, afloran rocas metamórficas que han 
sido pobremente estudiadas. Dichas rocas están inmersas entre distintos terrenos 
tectonoestratigráficos, como el Terreno Maya ubicado al oriente, el Terreno Zapoteco y 
rocas asociadas al Arco Permo Triásico (Torres et al. 1999) al norponiente (Figura 1). 
En las primeras investigaciones, las rocas cristalinas o de basamento de esta zona de Puebla 
fueron denominadas como Macizo de Teziutlán (Quezada-Flores, 1961; Viniegra, 1965, 
1966; López-Ramos, 1972). La mayoría de estos estudios tienen un enfoque hacia la 
exploración petrolera, además, no hacían distinción entre las rocas ígneas intrusivas y 
metamórficas, por lo que eran considerados dentro de un mismo conjunto de rocas. Sin 
embargo, en estos trabajos se realizaron fechamientos por medio del método de K-Ar en 
diversas rocas, incluidos esquistos y gneises. De estos fechamientos se obtuvieron edades 
cuyo rango es de 207±17 a 269±22 Ma (López-Ramos, 1972; Ruiz-Sainz, 1978; Jacobo-
Albarán, 1986). 
 
 
3 
 
Posteriormente, las rocas metamórficas de Teziutlán fueron objeto de estudios que tuvieron 
mayor detalle cartográfico, estructural y geoquímico, permitiendo hacer ladenominación de 
los complejos miloníticos de La Soledad y Xucayucan (Ángeles-Moreno y Sánchez-
Martínez, 2002). Ramos Arias y colaboradores (en revisión) toman en cuenta la 
nomenclatura de unidades litodémicas y en conjunto con la cartografía a detalle, 
renombran a las unidades, conjuntándolas en el Complejo Metamórfico de Teziutlán 
(CMT). Dicho complejo consiste en una asociación de cuatro litodemas, conformados por 
rocas metabasálticas, metavolcaniclásticas y metasedimentarias, intrusionadas por rocas 
intrusivas graníticas y tonalíticas (Ramos-Arias et al., en revisión). 
Las rocas del CMT tienen una historia de deformación dúctil y metamorfismo que ocurrió 
durante el Paleozoico tardío (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002; Ramos-Arias et 
al., en revisión). Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez (2002) señalan que la zona de 
cizalla, que dio origen a estas rocas, tuvo dos etapas de deformación dúctil en facies 
metamórficas de esquisto verde, la cual posiblemente estuvo activa durante la formación de 
Pangea 
1.2 Justificación 
El CMT tiene rocas que han sido deformadas en varias etapas, de manera general han sido 
caracterizadas cuatro fases de deformación (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). 
Sin embargo, aún se desconocen rasgos importantes de la zona de cizalla como la 
geometría, orientación y mecanismos de deformación que fueron involucrados, además de 
precisiones en la temporalidad de la deformación dúctil. 
La presente tesis aporta información que permite reevaluar las interpretaciones 
estructurales, metamórficas y tectónicas mediante: cartografía geológica estructural de 
detalle, observaciones petrográficas texturales, de cinemática y asociaciones minerales, 
análisis de difracción de electrones retrodispersados (EBSD en inglés), construcción de 
redes petrogenéticas y fechamientos con el método de Ar-Ar para hacer una interpretación 
espacial y temporal de la deformación del CMT. Además, con las observaciones y datos 
obtenidos se logra un mayor detalle en la reconstrucción de la historia de la deformación, 
estructuras, mecanismos de deformación y reacciones metamórficas involucradas. El 
 
 
4 
 
conocimiento generado es útil para comprender más a fondo los procesos que ocurren 
dentro de las zonas de cizalla. 
1.3 Hipótesis 
El ambiente de depósito en donde se originaron los protolitos del CMT ha sido asociado a 
una cuenca de trasarco, la cual fue formada e influenciada por la dinámica de subducción 
del Océano Réico durante sus últimas etapas, en el fin del Carbonífero. Por lo tanto, las 
características de la deformación dúctil registrada en el CMT, que tuvo lugar en facies de 
esquisto verde corresponderían, geocronológicamente, a la fase temprana de la subducción 
del Paleopacífico con la margen occidental de Pangea, a inicios del Pérmico, época en 
donde se han documentado grandes desplazamientos dextrales regionales para el este de 
México. 
Figura 1 Mapa de los terrenos tectonoestratigráficos de México, modificado de Ortega-Gutiérrez et al. (1995), Torres et 
al. (1999), Keppie (2004), Centeno-García (2016) y Ortega-Gutiérrez et al. (2018). 
 
 
 
5 
 
1.4 Objetivos 
Para todos los litodemas se hará una caracterización integral y diferenciación de las 
estructuras mesoscópicas, así, se alcanzará mayor detalle en la descripción de las fases o 
eventos de deformación. Y de esta manera tener un mayor conocimiento de la historia de 
deformación en el CMT. 
Caracterizar la deformación y metamorfismo de las rocas del CMT, a escala microscópica, 
para identificar mecanismos de deformación cristal plástica que tuvieron lugar durante la 
cizalla, haciendo distinciones sobre la intensidad de distorsión. 
1.5 Objetivos específicos 
 Hacer un refinamiento de la cartografía y la sección estructural del transecto que corta 
transversalmente la zona de cizalla (Río Chalchihuapan). 
 En el trabajo de campo, describir e interpretar las estructuras de deformación a 
macroescala a lo largo de la zona de cizalla. 
 Describir y analizar las microtexturas de las rocas en láminas delgadas de muestras 
tomadas en una sección transversal a la zona de cizalla. 
 Determinar la cinemática del movimiento de cizalla. 
 Caracterizar las fábricas de orientación preferencial cristalográfica (OPC) en el cuarzo, 
utilizando la técnica de difracción de electrones retrodispersados (DER) para identificar 
sus sistemas de deslizamiento, y de esta manera, tener conocimiento sobre los 
mecanismos y la temperatura de deformación. 
 Obtener e interpretar edades de enfriamiento de muscovita y anfíbol mediante el 
método isotópico Ar-Ar, con el fin de definir eventos tectonotermales que ha 
experimentado el ensamble metamórfico. 
1.6 Metodología 
La metodología está constituida por dos etapas de trabajo. En la primera se lleva a cabo el 
trabajo minucioso de campo que consiste en cartografía, descripción de estructuras, 
muestreo y toma de datos estructurales. Con la información obtenida se incorporó mayor 
 
 
6 
 
información al mapa ya realizado por Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez (2002), además 
de datos estructurales para incrementar el conocimiento de la deformación del CMT. 
La segunda etapa es el trabajo de gabinete donde se revisan con la red estereográfica todos 
los datos estructurales obtenidos en el trabajo de campo. Esto se realiza con el objetivo de 
comprender y visualizar mejor las estructuras. Además, se realizan cuatro análisis de 
laboratorio diferentes: (1) Estudios petrográficos para correlacionar lo observado en campo 
con respecto a eventos de deformación y reacciones metamórficas, teniendo en cuenta 
texturas de deformación y paragénesis; (2) análisis de difracción de electrones 
retrodispersados (DER) para complementar los estudios petrográficos, alcanzando un 
mayor detalle sobre la deformación cristal plástica que ocurre en el cuarzo a escala de la 
estructura cristalina; (3) construcción de redes petrogenéticas para modelar los campos de 
estabilidad de las paragénesis formadas dentro de la zona de cizalla; y (4) fechamientos por 
medio del sistema isotópico 
40
K/
40
Ar y 
39
Ar/
40
Ar para poder acotar la edad de las rocas y de 
su metamorfismo, complementando los datos de 
40
K/
40
Ar previamente publicados. 
 
 
 
7 
 
Capítulo 2 Marco geológico del Complejo Metamórfico de Teziutlán 
2.1 Localización 
El área de estudio está localizada en el norte del estado de Puebla a 18 km al NE de la 
ciudad de Teziutlán, y a 9 km al N del poblado de Tlatlauquitepec. En coordenadas 
geográficas se ubica entre los paralelos de 19°58’N – 19°53’N y los meridianos 97°31’W-
97°25’W. En esta región es posible observar los afloramientos más grandes y accesibles del 
Complejo Metamórfico de Teziutlán (CMT). Su mayor y mejor exposición está en la región 
al S y SW de la Presa de La Soledad, en los ríos tributarios (con orientación N-S) que 
desembocan al Río Apulco (Ver mapa del Anexo II). 
Geológicamente, el CMT está inmerso entre las provincias del Cinturón Mexicano de 
Pliegues y Cabalgaduras Mexicano (CMPC; Coney, 1981; Campa-Uranga, 1985; Fitz-Díaz 
et. al, 2014) al occidente; hacia el NE está limitado por la cuenca de Tampico-Misantla; al 
sur se encuentra cubierto la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM; ver Figura 2.1). 
2.2 Antecedentes 
Las rocas en el área de Teziutlán han sido el centro de atención de investigaciones 
enfocadas a la exploración y explotación de yacimientos minerales (ver Edelen y Lee, 
1941; Chavelas-Lluck et al., 1991; Rojas-Maldonado, 2003), investigación en 
hidrocarburos (Viniegra, 1965; Viniegra, 1966; López-Ramos, 1972; López-Infanzón y 
Torres-Vargas, 1984). Más recientemente, al estudio de la actividad volcánica (Ferriz y 
Mahood, 1984; Carrasco-Núñez et al., 2017; Arzate et al., 2018) y geomorfológica (Capra 
et al., 2003; Galindo-Serrano y Alcántara-Ayala, 2015; Alcántara-Ayala et al., 2018).Desde los primeros trabajos de Viniegra (1965; 1966), el nombre de Macizo de Teziutlán 
fue aplicado al conjunto de rocas ígneas y metamórficas que conforman el basamento pre 
Mesozoico, sobre éstas se depositan secuencias sedimentarias marinas y continentales de 
importancia económica y energética. 
Los primeros fechamientos de estas rocas se hicieron por el método de 
40
K/
40
Ar en 
litologías ígneas y metamórficas, obtenidas en perforaciones y trabajo de campo como parte 
de varias exploraciones petroleras (López-Ramos, 1972; Ruiz-Sainz, 1978; López-Infanzón 
 
 
8 
 
y Torres-Vargas, 1985; Jacobo-Albarán, 1986). Estos autores reportan edades que oscilan 
entre 250±20 y 207 ±17 Ma. 
Posteriormente, las rocas metamórficas fueron referidas como serie de “esquistos 
Xucayucan”, conformada por una secuencia de esquistos pelíticos, esquistos 
cuarzofeldespáticos y básicos en facies de esquisto verde (Segura-Calderón, 1990). 
El trabajo de Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez (2002) es pionero en la descripción 
estructural y geoquímica de las rocas metamórficas del área, aportando una primera 
interpretación tectónica para entender su origen. Apartir de este estudio fue profundizado el 
conocimiento de las rocas, agrupándolas en los complejos miloníticos de La Soledad y 
Xucayucan. 
Figura 2.1 Mapa esquemático de terrenos tectonoestratigráficos y provincias geológicas 
para el Este de México (modificado de Ortega et al. 2018 e información del INEGI). 
 
 
 
9 
 
En la cartografía de terrenos metamórficos e ígneos se utilizan, típicamente, definiciones de 
unidades que describen y agrupan rasgos inherentes a este tipo de rocas. De acuerdo con el 
Código Estratigráfico Norteamericano (2010) un litodema es “…una masa de rocas que han 
experimentado una deformación penetrativa y/o metamorfismo intenso que elimina los 
rasgos primarios de las rocas, se caracteriza por tener una homogeneidad en contenido 
mineralógico y/o textura…”. Entonces, en orden jerárquico, el litodema es la unidad básica 
de distinción litológica. En consecuencia, el conjunto de litodemas forma un ensamble o 
suite y éstos, a su vez, componen un complejo. 
Las observaciones generadas durante una nueva cartografía estructural, realizada por 
Ramos Arias et al. (en revisión), ha permitido definir preliminarmente y agrupar el 
conjunto de litodemas en un complejo denominado “Complejo Metamórfico de 
Teziutlán”. A continuación se describen los litodemas en orden estructural, desde la base 
hacia la cima. 
2.3 Unidades litodémicas del Complejo Metamórfico de Teziutlán 
2.3.1 Litodema La Soledad (SoCa) 
Representa la base estructural del Complejo Metamórfico de Teziutlán. Aflora en las 
barrancas de los ríos Chalchihuapan (Figura 2.2B), Cozolexco, Mina de Guadalupe y 
Apulco (Figura 2.2 A, C y D); también en los caminos hacia los pueblos de Chicuaco y El 
Canal (ver mapa geológico, Anexo II). En la región NE, el litodema La Soledad está 
cubierto, en inconformidad, por rocas sedimentarias de la Formación Tenexcate. Mientras 
que en la porción N del área de estudio está cubierta por productos volcánicos de la 
Ignimbrita Xaltipan y la Andesita Teziutlán del Cuaternario. En la zona del Río Apulco, el 
contacto con esta unidad es mediante un sistema de fallas frágiles de tipo normal, con 
orientación E-W (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). 
Las litologías predominantes son ortogneises cuarzo-feldespáticos intercalados con 
esquistos de Bt+Msc, ocasionalmente asociados con metagabros y mármoles (Ángeles-
Moreno y Sánchez-Martínez, 2002) y cuarcitas (Figura 2.2D). En los ríos Chalchihuapan y 
Cozolexco se observan los ortogneises feldespáticos intercalados con esquistos de Bt+Cz, 
esquistos de Msc+Cz con distintos grados de milonitización. 
 
 
10 
 
Bajo microscopio petrográfico se observan tres asociaciones mineralógicas distintivas: (1) 
En los esquistos de Cz+Bt se distinguen dominios porfidoclásticos de: Cz+Plg±Bt±Tit; (2) 
se observa una segunda paragénesis que constituye una foliación penetrativa (ver capítulo 
geología estructural; S1/2), distinguida claramente en dominios lepidoblásticos de minerales 
recristalizados y neoformados, consiste de Msc+Cz+Alb±Bt±Pir±Fsk (capítulo geología 
estructural; S1/2), la presencia de estos minerales evidencian el desarrollo de una fábrica en 
facies de esquisto verde. (3) La última asociación no presenta deformación dúctil y está 
conformada por cristales que alteran y/o sustituyen a feldespatos y minerales máficos, los 
cuales son Clo±Ser±Ep±Cal. 
El conjunto de minerales diagnósticos, observados en muestra de mano y lámina delgada 
define que estas rocas experimentaron metamorfismo en condiciones de facies de esquisto 
verde y cuyos protolitos probablemente consistieron en rocas ígneas intrusivas y extrusivas 
de composición intermedia a félsica. Además, existen intercalaciones con protolitos 
sedimentarios de tipo pelítico y cuarcítico. 
2.3.2 Litodema Chicuaco (ChCa) 
Se encuentra estructuralmente por encima del Litodema La Soledad mediante contacto una 
zona de cizalla dúctil. Los afloramientos de esta unidad se localizan en las barrancas de los 
ríos Chalchihuapan (Figura 2.2E), Cozolexco y Río Mina de Guadalupe. Asimismo, se 
observa en la periferia de las poblaciones de Chililistipan, Tamalayo y Chicuaco (ver mapa 
geológico, Anexo II). Al este del área, subyace en inconformidad a rocas sedimentarias de 
la Formación Tenexcate, al este del área. Al oeste de la zona de estudio, el Litodema 
Chicuaco está cubierto discordantemente por rocas y depósitos volcánicos pertenecientes a 
la Andesita Teziutlán e Ignimbrita Xaltipan, respectivamente. 
El litodema está conformado por una intercalación de esquistos de Clo+Msc, esquistos de 
Cz+Msc, cuarcitas, y escasos diques máficos y ortogneises, además de presentar diferentes 
grados de milonitización (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). 
Petrográficamente, los esquistos de Clo+Msc presentan tres asociaciones mineralógicas. (1) 
La primera es el dominio porfidoclástico de Cz±Plg; (2) en el segundo se desarrolla una 
foliación dada por un dominio lepidoblástico de Clo+Msc y otro de minerales 
 
 
11 
 
recristalizados durante la deformación de Cz+Alb+Pir±Bt. (3) En el tercer dominio se 
identifican minerales que alteran a los de las paragénesis mencionadas anteriormente, éste 
está conformado por Clo±Cal±Ser±Ep. 
Los esquistos de Cz+Msc igualmente muestran tres asociaciones mineralógicas. (1) La 
primera es el dominio porfidoclástico de Cz+Plg±Grt, (2) el segundo constituye una 
foliación con un dominio lepidoblástico de Msc±Bt±Clo, y otro dominio de 
Cz+Alb+Pir±Bt±Ep, los cuales son resultado de la recristalización y neoformación durante 
la deformación (3) El tercero lo conforma Clo±Cal±Ser±Ep, minerales que sustituyen a las 
mencionadas anteriormente, además presentan texturas decusadas
1
 y sin evidencia de 
deformación dúctil. La segunda y tercera paragénesis, muestran minerales indicadores de 
las facies de esquisto verde. El protolito probablemente corresponde a una sucesión de 
rocas ígneas extrusivas de composición intermedia a ácida intercaladas con rocas 
sedimentarias clásticas con alto contenido de cuarzo. 
2.3.3 Litodema Cozolexco (CzCa) 
Es una unidad que sobreyace al Litodema Chicuaco mediante una zona de cizalla dúctil, 
aflora en las barrancas del Río Chalchihuapan (Figura 2.2F) y en el camino hacia El Canal, 
en las poblaciones de Chililistipan y San José Chagchaltzin. Sobreyacen por 
inconformidad, rocas sedimentarias de la base del Grupo Huizachal (Formación Alamar?). 
En la zona occidental y oriental tiene una cobertura de productos volcánicos relacionados 
con la Andesita Teziutlán y la Ignimbrita Xaltipan, respectivamente. Esta unidad se 
compone de esquistos de Act+Clo y esquistos de Serp+Ep. En el río Chalchihuapan y el 
camino hacia El Canal, se observan esquistos de Act+Clo+Alb+Ep.A escala afloramiento 
se observan estructuras de lavas almohadilladas, descritas por Ángeles-Moreno y Sánchez-
Martínez (2002). 
En lámina delgada, los esquistos de Clo+Act+Ep, tienen de igual manera tres dominios 
mineralógicos diferentes. El primero es un dominio porfidoclástico conformado por (1) 
Act+Hbl+Alb. (2) En el segundo se observa la foliación constituida de una textura 
 
1
 Textura decusada: Arreglo al azar de cristales o granos con formas elongadas, dentro de una roca 
metamórfica (Passchier y Trouw, 2005). 
 
 
12 
 
lepidoblástica de Clo, y otra de granos recristalizados y neoformados de Ep+Plg±Cz con 
orientación preferencial. (3) La última asociación mineralógica está conformada por 
minerales que sustituyen a la primera paragénesis, se observan Ep+Cal, sustituyendo a la 
Plg y a otros minerales máficos. Los esquistos de Clo+Bt+Cz tienen un primer dominio 
porfidoclástico de Plg, un dominio con foliación penetrativa formada de texturas 
lepidoblástica de Clo+Bt, y otra con minerales de neformación conformado por 
Plg+Ep+Pir±Cz, éstos tienen orientación preferencial. 
En las paragénesis (1) y (2) de estas dos litologías se pueden identificar minerales índice de 
las facies de esquisto verde. Además, las estructuras de lavas almohadilladas relictas 
observadas en campo sugieren protolitos de rocas máficas. 
2.3.4 Litodema El Mirador (MiCa) 
Hasta ahora es descrito como la cima estructural del CMT, sobreyace estructuralmente al 
Litodema Cozolexco cuyo contacto es una cizalla dúctil, la cual está expuesta al sur del 
área (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). Está compuesto de rocas 
metavolcanoclásticas y metabasálticas con distintos grados de milonitización, la diferencia 
con el Litodema Chicuaco es que no se observan cuarcitas ni pedernal; mientras que, en el 
Litodema Cozolexco contrasta su proporción de volcaniclásticos (Ángeles-Moreno y 
Sánchez-Martínez, 2002). 
En lámina delgada puede observarse dos dominios, uno porfidoclástico constituido por 
Cz+Plg y otro con textura lepidoblástica, granos recristalizados y con orientación 
preferencial de Msc+Clo+Ep+Plg. 
Las asociaciones mineralógicas permiten definir un escenario en facies de esquisto verde 
cuyo protolito corresponde a una roca volcaniclástica de composición intermedia. 
2.4 Cubierta sedimentaria y volcánica 
2.4.1 Grupo Huizachal (Formación El Alamar; HuTr) 
Estas rocas están en contacto por discontinuidad litológica sobreyaciendo al CMT. En la 
porción suroeste del área de estudio, está expuesta en los alrededores de las poblaciones de 
 
 
13 
 
San José Chagchaltzin y San Agustín Chagchaltzin. Se encuentra cubierta por productos 
volcánicos de la Andesita Teziutlán y la Ignimibrita Xaltipan 
Se compone de una intercalación de areniscas, areniscas conglomeráticas, limolitas y 
lutitas. Las estructuras sedimentarias que muestran las rocas son marcas de corriente, 
gradación normal y fósiles de plantas. Las edades obtenidas de los circones detríticos de 
una arenisca, tiene un rango de edad del Triásico medio al Triásico tardío (Ramos Arias., et 
al., en rev.). Este intervalo de edades en los circones detríticos coinciden con las de las 
rocas de la Formación El Alamar, definida por Barboza Gudiño et al. (2010), dicho autores 
han utilizado para su fechamiento las edades máximas de depósito, inferidas a partir de 
circones detríticos y bioestratigrafía. Cabe mencionar que, en otras áreas, dicha formación 
sobreyace por discordancia a rocas del Paleozoico y es incluida dentro del Grupo 
Huizachal. Su ambiente de depósito ha sido ubicado en parte ecuatorial del oeste de 
Pangea, e interpretado como un sistema fluvial continental cuyo drenaje tenía como destino 
el abanico submarino Potosí (Barboza Gudiño et al., 2010). 
2.4.2 Formación Huayacocotla (HyJuI) 
Esta formación está depositada, concordantemente, por encima de la Formación El Alamar, 
y a la vez, es cubierta por productos volcánicos de la Andesita Teziutlán y la Ignimibrita 
Xaltipan. Por otra parte, es truncada por un sistema de fallamiento con dirección E-W (Ver 
mapa, Anexo II). Está constituida por capas de arenisca intercaladas con estratos de 
arenisca conglomerática, limolita, lutita negras carbonosas y conglomerados (Imlay, 1948; 
López-Ramos, 1979; Ochoa-Camarillo, 1998). En las lutitas es posible encontrar pirita en 
el centro de concreciones arenosas, en amonites o como nódulos (Ochoa-Camarillo et al., 
1996; Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). Por el contenido de amonites se le ha 
dado un intervalo de edad del Jurásico Inferior al Medio (Imlay, 1948). Es importante 
destacar que la Formación Huayacocotla se encuentra afectada por pliegues y fallas frágiles 
inversas, además de ser intrusionada por diques y sills de composición riolítica (Ángeles-
Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). 
 
 
 
14 
 
 
Figura 2.2 Mosaico fotográfico de afloramientos del CMT. A) Cuarcita (SoCa) con foliación S1 plegada en forma de vaina.; además está un 
porfidoclasto de granito, el plano tectónico fotografiado es el XY. Crédito fotográfico: Kevin Olivares Franco. B) Esquistos de Cz+Msc+Plg (SoCa) 
con plegamiento abierto. Crédito fotográfico: Anthony Ramírez Salazar. C) Cuarcitas (SoCa) con pliegues en forma de vaina sobreponiéndose a una 
foliación S1 y formando una segunda foliación transpuesta S1/2. Crédito fotográfico: Edgar Ángeles Moreno D) Pliegues en vaina evidenciando una la 
lineación L1 plegada durante F2. Crédito fotográfico: Edgar Ángeles Moreno. E) Esquistos de Clo+Cz+Bt (ChCa) en el Litodema Chicuaco con una 
la foliación promedio de 154/26SW. Crédito fotográfico: Mónica Guadalupe Ramírez Calderón. F) Afloramiento con rocas verdes masivas (CzCa) 
en donde se puede apreciar una incipiente foliación S1/2 formada por Ep+Clo+Act. Crédito fotográfico: Anthony Ramírez Salazar. 
 
 
15 
 
2.4.3 Formación Tenexcate (TeJuM) 
La Formación Huayacocotla sobreyace discordantemente al CMT y se encuentra cortada 
por diques riolíticos y dacíticos (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). Se trata de 
una secuencia de estratos de conglomerado, arenisca, limolita y brecha (Ángeles-Moreno y 
Sánchez-Martínez, 2002; Hernández-Madrigal et al., 2017). Los conglomerados tienen 
clastos de andesitas, granitos y esquistos de Msc+Clo, arenisca, lutita (Ángeles-Moreno y 
Sánchez-Martínez, 2002). Las areniscas varían en composición de cuarzoarenita a 
subarcosa, están constituidas de cuarzo, feldespato, pedernal, líticos volcánicos y 
metamórficos (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002; Hernández-Madrigal et al., 
2017). Los estratos de brecha poseen clastos angulosos de rocas volcánicas y limolitas de 
color rojo (Hernández-Madrigal et al., 2017). 
2.4.4 Andesita Teziutlán (TezQ) 
Aflora en la porción E y O de la zona de estudio, sobreyace discontinuamente al CMT y a 
las formaciones de rocas sedimentarias. Esta unidad está conformada por derrames 
volcánicos de composición variable entre andesítica y andesítica basáltica con 
intercalaciones de tobas (Segura, 1990). Se considera una edad mayor a 1.6 Ma para los 
domos, obtenida en roca total por medio del método de K-Ar (Ferriz y Mahood, 1984) 
2.4.5 Riolita Oyameles (OyQ) 
Se encuentran intrusionando y sobreyaciendo al CMT y a la Formación Tenexcate, consiste 
en una serie de domos y diques de composición riolítica, distribuidos en la zona NE y sur 
del Mapa. Es cubierta por los depósitos piroclásticos de la Ignimbrita Xaltipan. Esta unidad 
está conformada por domos y tobas riolíticas, así como derrames esferulíticos y rocas de 
composición traquítica y riodacítica. 
2.4.6 Ignimbrita Xaltipan (XaQ) 
Se encuentra cubriendo discordantemente a las unidades litodémicas del CMT y a las 
Formaciones El Alamar, Huayacocotla y Tenexcate (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 
2002). Además, se encuentra limitada en algunas partes por un sistemade fallas frágiles 
normales con orientación E-W. Es una unidad volcánica conformada por depósitos 
 
 
16 
 
piroclásticos de caída y flujos piroclásticos de composición riolítica (Ferriz y Mahood, 
1984; Ferriz, 1985), los cuales tienen fragmentos de pómez, obsidiana, además de, líticos 
de andesita, dacita y esquistos de mica (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002;). 
También es posible observar derrames riolíticos y riodacíticos con estructuras de líneas de 
flujo, los primeros tienen textura porfídica con fenocristales de cuarzo inmersos en una 
matriz vítrea, los segundos tienen textura porfídica con fenocristales de plagioclasa, cuarzo 
y anfíbol dentro de una matriz vítrea. En ambas litologías se observa foliación magmática 
representada por bandas de cuarzo La edad obtenida por K-Ar en biotita y plagioclasa es de 
0.46 Ma (Ferriz y Mahood, 1984) 
 
 
17 
 
Capítulo 3 Geología estructural 
3.1 Estructura general 
El presente capítulo expone la contribución cartográfica del área de estudio, información 
estructural sistemática (datos estructurales), y la caracterización de estructuras para definir 
una facie estructural
2
, de acuerdo a la definición de Fossen et al., (en prensa). En los 
trabajos previos fueron identificados cuatro eventos de deformación para el área donde 
afloran las rocas del CMT (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). 
En primer lugar, se presenta con detalle la caracterización de estructuras mesoscópicas del 
CMT, es decir todas aquellas observadas a escalas de afloramiento y en muestra de mano. 
Los datos de foliación y otros planos se presentan bajo la nomenclatura de rumbo y echado 
(acimutal), siguiendo la regla de la mano derecha, representándolos con los polos de planos 
en estereogramas de igual área (Red de Schmidt). Asimismo, los datos de líneas se 
describen mencionando la dirección de inclinación e inclinación. Todos los datos 
estructurales fueron graficados utilizando el software de uso libre, ORIENT versión 3.7.1 
(Vollmer, 2015; 2018). Las estructuras fueron agrupadas en conjuntos, de los cuales el 1ro 
y 2do tienen su origen en un régimen eminentemente dúctil, el tercero se formó en 
condiciones de la transición dúctil-frágil y el cuarto tiene una naturaleza frágil. 
Las observaciones macroscópicas de los primeros dos conjuntos serán complementadas en 
el siguiente capítulo con la descripción petrográfica de láminas delgadas, haciendo énfasis 
en la asociación de la textura con un mecanismo de deformación específico. 
En la tabla 3.1 se sintetizan las estructuras macróscopicas, tanto de carácter dúctil como 
frágil, descritas para cada litodema que conforma al CMT.
 
2
 También conocida como facie estructural, es aquella asociación o conjunto de estructuras planares, lineares, 
pliegues y demás que son observados en un afloramiento (Hansen, 1971; Tikoff y Fossen, 1999). Dicho 
conjunto corresponde con condiciones particulares de la deformación, distorsión finita, litología, 
comportamiento mecánico de las rocas, cinemática, orientación y naturaleza de la estructura preexistente 
(Fossen et al., en prensa). 
 
 
18 
 
Tabla 3.1 Síntesis de las estructuras macroscópicas de los litodemas del CMT, están clasificadas por conjuntos. En C1 se presenta una primer foliación 
y lineación asociada. C2 contiene plegamientos de la foliación S1, generándose una segunda foliación S1/2 junto con una lineación L1/2 y porfidoclastos 
tipo sigma. C3 está constituido de pliegues abiertos, crenulaciones y bandas kink. C4 son fallas frágiles, la Soledad tiene fallas con orientación E-W, 
Chicuaco NW-SE y en Cozolexco se observan fallas orientadas al NW-SE y NE-SW. 
 
 
19 
 
3.2 Estructuras en el Litodema La Soledad 
3.2.1 Conjunto 1 
Consiste en una foliación penetrativa, compuesta por dominios lepidoblásticos de 
Bt+Ms±Clo separados por bandas granoblásticas de Cz+Plg+Fsk. En los ortogneises del 
litodema La Soledad la foliación es de carácter espaciado y anastomosado mientras que en 
los esquistos es continua y moderadamente rugosa (de acuerdo a la clasificación de 
foliaciones de Passchier y Trouw, 2005), a estas estructuras se les denomina S1, debido a 
que esta foliación está plegada (Figura 3.2). No obstante, es complicado caracterizar el 
rumbo, echado y lineación originales. En algunos afloramientos de ortogneises, S1 se 
distingue en bandas de cizalla S-C (Figuras 3.1A y B). 
3.2.2 Conjunto 2 
Se caracteriza por pliegues F2 que afectan la foliación S1, son asimétricos, recumbentes e 
isoclinales, ocasionalmente apretados con formas S, Z y M. Éstos tienen ángulos 
interflanco que varían de los 16°-20° y 55° (Fig. 3.2 A, B). La mineralogía de los pliegues 
consta de los dominios lepidoblásticos pertenecientes a S1, conformados por Msc+Bt, y 
otros dominios granoblásticos bandeados de Cz+Plg. A estos pliegues F2 se les realizaron 
análisis de isógonas (véase Fig. 3.2A, B), clasificándose como pliegues de clase 2, con 
excepción del pliegue A (Ramsay, 1967). En las zonas con alta distorsión, hay presencia de 
pliegues en forma de vaina (ver Figura 2.2C) y algunos de ellos preservan la lineación L1 
plegada (Paschier y Trouw, 2005; Fossen, 2010; véase Figura 2.2C-D), 
Los ejes de pliegues F2 tienen una orientación promedio de 351/42 y el plano axial tiene 
una orientación de 228/20 (ver Figura 3.3). Es notable que a la foliación S1 se le transpone 
un segundo plegamiento, formando esta segunda generación de estructuras foliación S1/2 
(Figura 3.2A, B). 
 
 
20 
 
 
Figura 3.1 Fotografías de distintas litologías de los litodemas del Complejo Metamórfico de Teziutlán A) Ortogneis del 
Litodema La Soledad (SoCa) con un porfidoclasto de granito sigma y estructuras S-C con cima al NE. Crédito fotográfico: Kevin 
Olivares Franco. B) Estructuras S-C en ortogneis del SoCa con cima al SW. Crédito fotográfico: Anthony Ramírez Salazar C) 
Ortogneis milonítico (SoCa) con indicadores sigma de feldespato potásico, sigmoides de cuarzo con cinemática predominante al 
SW, nótese el cambio de tamaño de grano en la litología inferior en donde hay menor abundancia de Fsk, generándose una 
partición en la deformación. Crédito fotográfico: Edgar Ángeles Moreno. D) Esquisto de Msc+Cz milonitizado del Litodema 
Chicuaco (ChCa) con lineación por estiramiento de cuarzo, tiene una dirección de inclinación al SW. E) Esquisto de Clo+Ep+Cz 
milonitizado del litodema Cozolexco (CzCa) con porfidoclasto sigma de epidota dentro de la foliación sobrepuesta S1/2. Las 
manchas blancas son resultado del intemperismo. Crédito fotográfico: Edgar Ángeles Moreno. F) Metabasalto del CzCa con 
pliegue isoclinal desarrollado en un lente de epidota microcristalina. 
 
 
 
21 
 
La foliación transpuesta S1/2 en los ortogneises es espaciada y anastomosada, en los 
esquistos es continua y discreta, y varía de moderadamente rugosa a suave (clasificación de 
foliación de acuerdo a Passchier y Trouw, 2005), observable dentro y en los límites de las 
zonas miloníticas (Figura 3.1C). Dentro de la foliación S1/2 se distinguen dominios 
lepidoblásticos compuestos de Msc±Bt±Clo separados de dominios granoblásticos 
bandeados de Cz+Plg+Fsk±Ep±Pir (Figura 3.1A, B, C). En promedio, dicha foliación S1/2 
tiene una orientación de 135/10 (Fig 3.3). 
El litodema de La Soledad tiene en promedio una lineación con orientación de 229/22 (Fig. 
3.3). No obstante, se distinguen dos orientaciones distintas, en la barranca del Río 
Chalchihuapan se observa una tendencia dominante hacia el SW. En la barranca del Río 
Cozolexco la dirección, en general, es hacia el NE (véase mapa en Anexo II y Figura 3.3A). 
La lineación está conformada por el estiramiento mineral del cuarzo. En otras ocasiones, se 
observan aglomerados minerales de epidota y plagioclasa contenidos en la foliación S1/2 y, 
por lo tanto, la lineación se define como L1/2. 
En varios afloramientosfue posible distinguir indicadores cinemáticos, como porfidoclastos 
sigma de feldespato potásico o plagioclasa, sigmoides de cuarzo (Figura 3.1C), estructuras 
S-C, en donde la cinemática predominante tiene cima hacia el SW. No obstante, también 
existen indicadores cinemáticos con cima al NE (barranca del río Cozolexco; Figura 3.1 A 
y B). 
3.2.3 Conjunto 3 
Se trata de estructuras definidas por crenulaciones (S3) con planos axiales de pliegues de 
escala centimétrica y milimétrica. Afecta a la foliación S1/2 en los dominios lepidoblásticos 
de los ortogneises y los esquistos. En este conjunto de estructuras no se distingue 
neoformación de minerales. Los ejes de pliegue de crenulación son representadas con la 
intersección del plano S3 con la foliación S1/2, en la red estereográfica, L3. En promedio, 
estos datos dan una dirección hacia el 043° al NE con un ángulo de buzamiento de 
33°(Figura 3.3D). 
Otra estructura asociada son los pliegues kink, los cuales se forman por el doblez de las 
capas de la foliación a lo largo de un plano. En el litodema La Soledad los planos de las 
bandas kink tienen un rumbo orientado hacia el NW-SE (Figura 3.3D). 
 
 
22 
 
3.3 Estructuras del Litodema Chicuaco 
3.3.1 Conjunto 1 
Se observa como una foliación penetrativa plegada isoclinalmente, conformada por un 
dominio lepidoblástico de Clo+Msc±Bt y un dominio granoblástico de Cz+Plg±Fsk. De 
igual manera que en el Litodema de La Soledad, la foliación S1 queda modificada por 
eventos de deformación posteriores 
3.3.2 Conjunto 2 
Este conjunto está constituido por pliegues recumbentes e isoclinales F2 en los esquistos y 
esquistos miloníticos, son observados dos dominios principales. El primero, lepidoblástico 
con Msc±Clo±Bt y un dominio granoblástico bandeado compuesto por Cz+Plg. En los 
pliegues los ángulos interflanco oscilan entre los 16°-20°(Figura 3.2 C), y los ejes de 
pliegue tienen una tendencia de inclinación hacia el SW con un promedio de 209/24. 
Además, dichos ejes son paralelos con la lineación de estiramiento en las rocas (Figura 3.3) 
por esto se identifican por su forma y orientación como pliegues de cortina (Passchier , 
1986; Passchier y Trouw, 2005). Pudo realizarse análisis de isógonas obteniendose la 
clasificación de pliegues clase 2 (ver Figura 3.2 C; clasificación de Ramsay, 1967). Los 
pliegues F2 que son envueltos por zonas miloníticas se vuelven más cerrados e isoclinales 
con ángulos interflanco menores a los 16°. 
Por otra parte, en los esquistos intercalados con ortogneises del Litodema Chicuaco, la 
foliación es continua, espaciada y anastomosada. No obstante que dentro de las zonas 
miloníticas, la foliación cambia a sub-paralela. Los ortogneises tienen una mineralogía de la 
foliación S1/2 compuesta de Cz+Plg±Pir±Ep. Esta S1/2 tiene una orientación promedio de 
130/20SW (Figura 3.3). 
La lineación L1 del Litodema Chicuaco ostenta un estiramiento mineral del cuarzo, también 
observable en aglomerados de plagioclasa, es intensamente marcada dentro de las zonas 
miloníticas (véase Figura 3.1D) y en la periferia de éstas, por lo que los esquistos tienen 
texturas de tectonitas LS y SL, respectivamente. 
 
 
23 
 
 
Figura 3.2 Análisis de isógonas en pliegues del CMT y diagrama de clasificación de pliegues según la clasificación de 
Ramsay (1967). A) Se observa un pliegue de clase 2 en una esquisto de Cz+Msc. Crédito fotográfico: Kevin Olivares 
Franco. B) Muestra un pliegue clase 2 de una roca cuarzofeldespática. C) Presenta un esquisto de Clo+Qtz+Msc con 
plegamiento de la clase 2. Crédito fotográfico: Anthony Ramírez Salazar. D) Muestra un estereograma en donde los planos 
en color negro representan los flancos del pliegue fotografiado, mientras que los de color rojo pertenecen a planos de 
crenulación medidos en el mismo afloramiento, nótese la correspondencia de éstos con el eje del pliegue, L3 , resultado 
de la intersección de los flancos del pliegue. Crédito fotográfico: Mónica Guadalupe Ramírez Calderón. 
 
 
24 
 
En lugares alejados a las zonas miloníticas, los esquistos suelen tener una lineación menos 
marcada o incipiente y, dependiendo de la abundancia de micas pueden carecer de lineación 
de estiramiento, por lo tanto, se clasifican como tectonitas S. En promedio, L1 tiene una 
dirección de inclinación e inclinación de 222/23 (Figura 3.3). 
A escala de afloramiento, el litodema Chicuaco exhibe escasos indicadores cinemáticos en 
comparación con los del Litodema Soledad. No obstante, fueron identificados 
porfidoclastos sigma de feldespato potásico y cuarzo con marcada cinemática al SW. 
3.3.3 Conjunto 3 
En los esquistos de Clo+Cz se observa un plegamiento asimétrico F3, abierto, con ángulo 
interflanco de 110° (Figura 3.2D), vergencia hacia el NE y de escala de cm hasta m. Los 
pliegues centimétricos se encuentran subordinados a los de mayor tamaño, formando un 
clivaje de plano axial (S3), cuyo rumbo y echado promedio es de 104/60NE (Figura 3.2D). 
La orientación del eje del pliegue de 1
er
 orden es 111/08 SE (Figura 3.2D). 
El Litodema Chicuaco presenta a su vez pliegues F3 de crenulación, milimétricos, afectan la 
foliación S1/2 pervasivamente y están distribuidos en los dominios lepidoblásticos de los 
esquistos de clorita y muscovita, generándose un clivaje S3. Cabe mencionar que en esta 
etapa de deformación no es observado el crecimiento de minerales. Las crenulaciones son 
representadas en la red estereográfica mediante la intersección del plano S3 con S1/2, 
resultando en la orientación de ejes de los micropliegues L3. El promedio de estos datos 
muestra una dirección de inclinación/inclinación de 177/17NE (Figura 3.3D). 
Otro plegamiento que se observa son los pliegues kink (también considerados F3), 
formados por el doblez de los planos de la foliación S1/2 sobre una superficie de 
desplazamiento. Dichas superficies presentan rumbo constante hacia el NW-SE (Figura 
3.3D). 
3.4 Estructuras del Litodema Cozolexco (Conjunto 2) 
Se observa como una foliación bien definida en los esquistos, con un marcado dominio 
lepidoblástico de clorita y otro granoblástico bandeado de epidota y cuarzo. En cambio, los 
metabasaltos ostentan una incipiente foliación en dominios lepidoblástiscos de clorita y 
 
 
25 
 
otro nematoblástico de actinolita. Esta foliacion tiene, un rumbo y echado de 250/20 en 
promedio (Figura 3.3). 
En las escasas litologías félsicas del Litodema Cozolexco se distingue la clorita y en 
dominios granoblásticos bandeados Cz+Plg+Ep. Por su parte, en los metabasaltos han sido 
observados pliegues isoclinales F2, definidos por lentes de epidota microcrstalina (Figura 
3.2F). Los ejes de pliegue se orientan en promedio 293/22 hacia el NW (Figura 3.3). 
En el litodema Cozolexco la lineación L1/2 está definida por la aglomeración de minerales 
como Act+Ep en los metabasaltos, mientras que, en los esquistos se observa bastante 
cuarzo elongado. La lineación tiene una dirección de inclinación de 076/15 (Figura 3.3). 
Por último, los únicos indicadores cinemáticos que se observaron fueron porfidoclastos 
sigma de cristales de epidota (Figura 3.1E) y sigmoides de cuarzo con dirección de 
movimiento hacia el SW. 
Por último, el Litodema El Mirador no pudo ser observado durante el trabajo de campo de 
la presente tesis y sólo se disponen de láminas delgadas muestreadas en los trabajos de 
Ángeles- Moreno y Sánchez-Martínez (2002), y Ramos-Arias et al. (en revisión). 
3.5 Conjunto 4 de estructuras en el CMT. 
Todos los litodemas del Complejo Metamófico de Teziutlán, así como la mayoría de rocas 
pertenecientes a la cobertura sedimentaria y volcánica, están afectadas por fallas frágiles 
normales y laterales izquierdas (Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez, 2002). 
Algunas deestas fallas ponen en contacto distintas unidades litlógicas, no obstante que 
también desplazan bloques dentro de un mismo litodema (ver mapa geológico, Anexo II). 
Por ejemplo, en el litodema Cozolexco fue identificada una falla normal con rumbo y 
echado 130/60SW, la cinemática normal fue determinada por la presencia de escalones 
sobre la superficie (Figura 3.4A). Además, el plano medido en un espejo de falla contiene 
estrías cuyo ángulo de rake desde el N es 59°, esta lineación queda denominada como L4 
(Figura 3.4A y B). Dicha falla se encuentra cortada por otra más grande cuyo plano 
aproximado es 225/85NW, la interpretación de escalones en el plano expresan una 
cinemática lateral derecha. Por relación de corte se puede concluir que la primer falla, con 
orientación NW-SE es previa a la formacion del sistema NE-SW. 
 
 
 
26 
 
 
Figura 3.3 Estereogramas en donde se representan los datos estructurales obtenidos en cada uno de los litodemas 
del CMT. En los estrereogramas A), B) y C) se grafican datos pertenecientes a los conjuntos de estructuras 1 y 2 
de cada uno de los litodemas del CMT obtenidos en el trabajo de campo. En el estereograma D) se representan 
datos del conjunto 3 de estructuras de los Litodemas La Soledad (SoCa) y Chicuaco (ChCa). 
 
 
27 
 
Para caracterizar la deformación frágil en la zona de estudio se hicieron análisis con un 
Sistema de Información Geográfica (SIG). En el software de Arcgis 10.1 se generó, a partir 
del Modelo Digital de Elevación (MDE, obtenido de INEGI), las capas de sombreado, 
pendientes y orientación de pendientes. Esta información permitió identificar los 
lineamientos estructurales del área, aportar eviencia de sistemas de fallas identificadas en 
los afloramientos, tomando en cuenta las fallas previamente identificadas en campo. Con 
esta infomación se elaboró un mapa de fallas y lineamientos (Figura 3.4C). 
En el mapa se identifica un total de 5 tendencias estructurales, de las cuales, dos son 
dominantes y coinciden con observaciones de campo, estas tendencias tienen rumbos NE-
SW y NW-SE. Están representadas con el mismo color el estereograma (Figura 3.4B) y en 
el mapa (Figura 3.4C). Hay lineamientos orientados N-S que corresponden con algunos 
fallamientos previamente descritos por Ángeles-Moreno y Sánchez-Martínez (2002, Figura 
3.4C). 
La Tabla 3.2 muestra los lineamientos estructurales en orden de edad relativa de más 
antigua a más joven, determinada por relación de corte observada en campo y en el mapa 
de la Figura 3.4C. También se adjunta su porcentaje de abundancia con respecto al total de 
lineamientos identificados. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Orientación línea Cantidad lineamientos Porcentaje % 
1. NW-SE 15 17 
2. NE-SW 30 35 
3. NNE-SSW 16 19 
4. N-S 14 16 
5. E-W 11 13 
Tabla 3.2 Cantidad de lineamientos identificados y el porcentaje de cada uno de ellos. 
 
 
28 
 
 
Figura 3.4 A) Espejo de falla que corta rocas del Litodema Cozolexco, puede observarse L4 formado por las estrías de 
falla la orientación de este plano de color rojo representado en el estereograma en B). El mapa presentado en C) contiene 
el análisis de lineamientos en conjunto con la roseta estructural. 
 
 
29 
 
Capítulo 4 Microestructuras, mecanismos de deformación y 
metamorfismo 
4.1 Microtexturas y mecanismos de deformación 
Cuando las rocas experimentan deformación, la distorsión se acumula en ellas produciendo 
cambios internos en su estructura, forma o volumen. Estos cambios son generados mediante 
varios procesos conocidos como mecanismos de deformación, resultando en diversas 
texturas y estructuras visibles a microescala (Passchier y Trouw, 2005; Blenkinsop, 2000; 
Fossen, 2016). Los mecanismos de deformación son procesos dependientes de factores 
inherentes a la roca como: la mineralogía, composición del fluido intergranular, tamaño de 
grano, orientación de la red cristalina, porosidad y permeabilidad. Por otra parte, existe una 
dependencia de variables externas como: la temperatura, presión litosférica, esfuerzo 
diferencial, presión de fluido y tasa de distorsión (Passchier, 2005). 
Durante el metamorfismo regional distintos mecanismos de deformación pueden estar 
activos simultáneamente, produciendo cambios texturales más marcados en áreas de intensa 
deformación (zonas miloníticas). Ya que las rocas están compuestas de una gran variedad 
de minerales, es común encontrar evidencias texturales de diferentes mecanismos de 
deformación conviviendo en una misma roca (Blenkinsop, 2000). 
La clasificación de los mecanismos de deformación pueden considerarse tres categorías: (1) 
Frágil, (2) difusión por transferencia de masa (mass transfer diffusion) y (3) plasticidad 
intracristalina o cristal plástica (Blenkinsop, 2000; van der Pluijm y Marshak (2004) 
Passchier y Trouw, 2005; Fossen, 2016). 
En los mecanismos de deformación frágil, ocurre el vencimiento de la capacidad elástica 
las rocas, entonces se romperán los enlaces atómicos, quebrándola, generando una fractura 
y distorsión permanente (van der Pluijm y Marshak, 2004). 
Los mecanismos de transferencia de masa por difusión (TMD) se caracterizan por el 
depósito, transporte y precipitación de sustancias en solución; no producen fracturamiento o 
distorsión de la red cristalina en los minerales (Blenkinsop, 2000). 
En la tercer categoría, los mecanismos involucran deformación intracristalina por lo tanto, 
el resultado será la distorsión permanente de la red cristalina de los minerales sin que 
ocurra fracturamiento (Blenkinsop, 2000; Fossen, 2016). El rasgo principal de estos 
 
 
30 
 
mecanismos es el movimiento de defectos a través de la red cristalina, conocidos como 
dislocaciones (Hull, 1975; Poirer, 1985; Blenkinsop, 2000; Passchier y Trouw, 2005; 
Fossen, 2016). Otro adjetivo que se le da a este tipo de deformación es el de cristal plástica 
(Fossen, 2016). 
Cuando ocurre la deformación de las rocas, los minerales experimentan un proceso llamado 
recuperación (recovery) produciendo el arrastre de las dislocaciones (dislocation creep). En 
este proceso ocurre reducción de las dislocaciones presentes en los cristales, agrupándolas 
en zonas con menor presión (Passchier y Trouw 2005; Fossen, 2016). Cuando el proceso de 
recuperación es avanzado, las dislocaciones de un cristal se agrupan en redes o conjuntos, 
que pueden ser identificados como parches de extinción ondulante. La distorsión tiende a 
desaparecer las dislocaciones en los cristales, formándose un nuevo cristal libre de defectos, 
en la litología entonces es formada una nueva fábrica, este proceso es conocido como 
recristalización dinámica (Fossen, 2016). 
Passchier y Trouw (2005) mencionan que las variaciones de temperatura y tasa de 
distorsión activan tres mecanismos diferentes de recristalización dinámica: Abultamiento 
(bulging), rotación de subgranos (subgrain rotation) y migración de borde de grano (grain 
boundary migration). Estos mecanismos principalmente tienen lugar en el cuarzo y 
feldespatos. 
4.2 Metodología 
Las muestras fueron colectadas a lo largo del transecto del Río Chalchihuapan, (ver mapa 
Anexo 2), tomando en cuenta la distribución espacial de las litologías a lo largo de la zona 
de cizalla (ver sección estructural, Anexo 2). Durante el muestreo, las rocas fueron 
orientadas, registrando su foliación, lineación así como la cima o la base. Fue utilizada la 
nomenclatura de rumbo y echado descrita en el capítulo anterior. 
Se obtuvieron en total 56 muestras de láminas para efectuar el análisis petrográfico y 
microestructural. Las superficies de observación se escogieron paralelas a la lineación 
mineral y perpendicular a la foliación, con el propósito de encontrar mayor asimetría de los 
indicadores cinemáticos(dirección de cizalla). Durante el proceso de cortado y laminado 
fue conservado el dato de foliación, registrado en cada muestra, con la excepción de las 
 
 
31 
 
muestras no foliadas y aquellas tomadas en las primeros trabajos de campo que carecen de 
marca de orientación. 
El análisis petrográfico de las rocas del CMT muestra que existe una gran variedad de 
microtexturas, siendo posible relacionarlas con todas las categorías de mecanismos de 
deformación previamente descritas. Los resultados de las observaciones para cada litodema 
son presentados en la Tabla 4.1, y son descritos brevemente a continuación. 
4.3 Litodema La Soledad 
4.3.1 Ortogneis de Plg+Fsk+Cz+Msc+Ep. 
Estas rocas tienen una foliación espaciada y anastomosada. Están conformadas por 
dominios porfidoclásticos de Plg+Fsk+Cz+Tit±Anf. La proporción de este dominio que 
varía aproximadamente del 40%-60%. Dependiendo de la intensidad en la deformación, en 
zonas miloníticas llega a variar hasta en un 20-30%. 
La plagioclas se observa con formas subhedrales y anhedrales, tiene maclas polisintéticas y 
de Carlsbad. El feldespato potásico presenta formas subhedral y anhedral, exhibe macla de 
Carlsbad, aunque también se encuentran algunos granos sin maclado. Muchos de los 
cristales de plagioclasa y feldespato potásico se observan con microfracturas, algunas 
rellenas de muscovita y cuarzo (Figura 4.1A). Además se observan porfidoclastos tipo 
sigma, la mayoría de ellos con cinemática de cima al NE (Figura 4.1 A). Sin embargo, 
también es posible encontrar en menor cantidad el movimiento contrario, hacia el SW. Los 
cristales de plagioclasa presentan reemplazamiento intracristalino y en los bordes, epidota y 
clinozoisita (Figura 4.1A, F). 
El cuarzo se observa anhedral-subhedral y como porfidoclasto presenta extinción 
ondulante, texturas de recristalización dinámica, siendo predominante los subgranos y en 
menor medida los bultos (bulges). Cuando el ortogneis está milonitizado, se distinguen 
cristales de cuarzo con microfracturas rellenas de cuarzo recristalizado y muscovita (Figura 
4.1D). Los porfidoclastos tiene figuras tipo sigma y cinemática predominante al NE (Figura 
4.1D). 
La titanita tiene formas euhedrales y subhedrales, ocasionalmente tiene maclas 
polisintéticas. A su vez, el anfíbol posee formas subhedrales y anhedrales con 
reemplazamiento a epidota. El dominio lepidoblástico está constituido por Msc±Bt±Clo, 
 
 
32 
 
conforma aproximadamente de un 20-30% de la roca. Existen zonas donde puede 
observarse clivaje de crenulación desarrollado pervasivamente en las micas, los pliegues de 
dicha estructura pertenecen a la foliación S1 que está afectada por una segunda foliación 
transpuesta S1/2. La muscovita y biotita comúnmente forma peces de mica cuya cinemática 
es dominante con cima al NE. La clorita suele sustituir los bordes de los cristales de biotita. 
Por otro lado, se observan microlitones con Cz+Alb±Ep±Clz intercalados con los dominios 
lepidoblásticos y porfidoclásticos (Figura 4.1A, F). El cuarzo en este dominio presenta 
principalmente texturas de recristalización por subgranos. Por su parte, la albita tiene 
formas anhedrales, maclas tenues y no presenta texturas de deformación. La epidota y 
clinozoisita se encuentran en agregados con orientación preferencial (aggregate shape 
preferred orientation) y con gran cantidad de microfracturas. Cabe mencionar, que existen 
segmentos de la zona de cizalla con mayor intensidad de deformación, el dominio 
lepidoblástico y microlitones conforman alrededor del 60-70% de la roca. El tamaño de 
grano en los microlitones se reduce hasta <50 μm, aproximadamente (Figura 4.1D). 
En un dominio porfidoblástico existe pirita euhedral con un porcentaje de abundancia del 
<5%. Los cristales de pirita generan sombras de presión constituidas por cuarzo y 
muscovita simétricas, asimétricas y principalmente controladas por la cara cristalina. 
Por último, en algunos dominios que cortan la foliación o en espacios intergranulares hay 
calcita con <5% de abundancia. Además, en varios cristales se identificaron maclas de 
deformación tipo II. Asimismo, la calcita se encuentra en superficies intracristalinas de la 
plagioclasa junto con sericita. 
4.3.2 Esquisto de Msc+Bt+Cz 
El esquisto exhibe variaciones en el tipo de foliación como espaciada, anastomosada o 
rugosa. No obstante, es común también encontrarse con zonas foliadas continuas y suaves. 
Dicha foliación se constituye por dominios lepidoblásticos donde crece la asociación 
mineral de Msc±Bt±Clo, que conforma un aproximado del 30-50%. En las zonas alejadas 
de las zonas de cizalla pueden distinguirse un clivaje de crenulación en dos distintas 
direcciones, los primeros pliegues de crenulación son asimétricos, cerrados y con planos 
axiales paralelos a la foliación principal. El segundo tipo de plegamiento es simétrico, 
abierto y con planos axiales perpendiculares a los planos de la foliación principal, por lo 
 
 
33 
 
tanto, quedan denominados de la siguiente manera: (i) un primer plegamiento afecta a la 
foliación S1, resultando en una foliación transpuesta S1/2; y (ii) la segunda estructura 
plegada resulta en planos de crenulación S3 que son menos penetrativos (Figura 4.3B). 
Además, se observan estructuras de peces de mica que la mayoría resultan en cinemática 
con cima al SW (Figura 4.1C). 
En los microlitones se observa Cz+Alb±Ep, con formas anhedrales. El cuarzo posee 
extinción ondulante, texturas predominantes de recristalización a subgranos y con escasos 
bultos. La albita exhibe una macla tenue y sin texturas de deformación, en cambio la 
epidota se observa con microfracturas. 
En el dominio porfidoclástico fueron identificados minerales de Plg+Fsk±Cz±Bt, el cual 
compone un 20-30% del total en la roca. La plagioclasa es observada con texturas de 
recristalización como bultos y extinción ondulante, además de microfracturas, éstas 
últimas, ocasionalmente son rellenas de calcita. Los feldespatos potásicos presentan 
alteración secundaria a sericita, en el caso de la plagioclasa pueden encontrarse cristales de 
epidota o calcita. El cuarzo presenta extinción ondulante y generación de subgranos, 
mientras que la biotita ocasionalmente se observa en apilamientos (mica-stacks). 
También hay presencia de calcita creciendo en espacios intercristalinos y que conforma el 
5% de abundancia en la roca. En varios de estos cristales se identificaron maclas de 
deformación tipo II. Ocasionalmente, hay presencia de pirita, epidota y clinozoisita 
diseminadas. 
 
4.3.3 Esquisto de Bt+Ep+Act 
El esquisto tiene una foliación espaciada anastomosada. En un dominio lepidoblástico se 
observa biotita y clorita, conforman el 40% de la roca (Figura 4.1E). La biotita tiene 
estructuras de peces de mica. Otro dominio es el nematoblástico, está compuesto de 
actinolita, constituyendo el 20% de la roca 
 
 
34 
 
Tabla 4.1 Síntesis de los mecanismo de deformación asociados a la textura observada. En la categoría de dúctil están agrupados los mecanismos de difusión por transferencia de 
masa. 
LITODEMA MINERAL 
 MECANISMOS DE DEFORMACIÓN Y MICROTEXTURAS ASOCIADAS 
 DÚCTIL FRÁGIL 
ARRASTRE DE 
DISLOCACIONES 
ABULTAMIENTO 
ROTACIÓN DE 
SUBGRANOS 
CIZALLA SIMPLE 
PLEGAMIENTO 
PASIVO 
DIFUSIÓN POR 
TRANSFERENCIA DE 
MASA 
MACLADO 
MECÁNICO 
FRACTURAMIENTO 
EXTINCIÓN 
ONDULANTE 
BULTOS SUBGRANOS PORFIDOCLASTOS SIGMOIDES MICROPLIEGUES 
SOMBRAS 
DE 
PRESIÓN 
PECES 
DE 
MICA 
MACLAS E MICROFRACTURAS 
La Soledad 
Cz * * * * * * 
 
* 
 
* 
Plg 
 
* 
 
* 
 
* 
 
* 
Fsk 
 
* 
 
* 
 
 
 
* 
Msc 
 
* 
 
 
 
Bt 
 
* 
 
 
 
Pir 
 
* 
 
Ep-Clz 
 
 
 
* 
Tit 
 
 
 
* 
Cal 
 
 * 
 
Chicuaco 
Cz * * * * * 
 
* 
 
Plg 
 
* 
 
* 
 
 
 
Fsk 
 
* 
 
* 
 
Msc 
 
* 
 
 
 
Bt 
 
* 
 
 
 
Clo